/
Author: Полов А.И. Трофимов В.Т.
Tags: геоморфология учение о формах земной поверхности география биология природоведение сибирь науки о земле западная сибирь
Year: 1975
Text
Природные
условия
Западной
Сибири
ПРИРОДНЫЕ УСЛОВИЯ
ЗАПАДНОЙ СИБИРИ
ВЫПУСК 5
Под редакцией
А. И. Попова и В. Т. Трофимова
ИЗДАТЕЛЬСТВО
МОСКОВСКОГО УНИВЕРСИТЕТА
197 5
УДК 551.4 E71.1)
Печатается по постановлению
Редакиионно-издательского совета
Московского университета
Рецензенты: канд.геоп.-минер.
наук В.В.Баулин, канд. геол.-минер.
«яук А.В.Минервин
(С), Издательство Московского университета
197 5 г.
п 20806 - P1JL,
11 077@2)-7 5
Предисловие
В настоящем выпуске сборника излагаются
результаты исследований, выполненных в 1971-1972 гг,
сотрудниками биолого-почвенного, географического и
геологического факультетов Московского университета по
комплексной межфакультетской проблеме "Природные
ресурсы Западной Сибири и их народнохозяйственное
использование". Сборник открывается статьей, в
которой рассматриваются предпосылки поисков крупных
месторождений нефти в северных районах Западной
Сибири. Серия статей посвящена характеристике четвер-
тЯчНЫх отложений и геоморфологических особенностей
различных районов региона. В последующих статьях
освещаются основные закономерности распространения
и строения многолетнемерзлых пород Западной Сибири
и прогноз их развития в связи с циклическими
колебаниями климата. Сборник завершается статьями, в
которых рассматриваются инженерно-геологические
особенности отдельных районов Западной Сибири.
Обширный круг вопросов, за'тронутых в сборнике,
цела^т его интересным и полезным для широкого
круга специалистов, связанных с изучением и освоением
Западной Сибири.
а
Я. И.Марковский
ПРЕДПОСЫЛКИ ПОИСКОВ КРУПНЫХ
МЕСТОРОЖДЕНИЙ НЕФТИ В СЕВЕРНЫХ РАЙОНАХ ЗАПАДНОЙ
СИБИРИ
На севере Западной Сибири в пределах
Ямало-Ненецкого национального округа к настоящему времени
открыты и разведены крупнейшие месторождения
природного газа (Уренгойское, Ямбургское, Медвежье,
Заполярное, Комсомольское, Арктическое, Средне ямальское, Ба-
венковское и др.). Основные газоносные горизонты их
залегают на глубинах от 700 до 1400-1500 м среди песча-
но-алевритовых отложений сеноманского яруса. Однако
большое практическое значение имеет решение вопроса -
можно ли под богатейшими скоплениями газа ожидать
крупных зележей нефти?
Исходя из вертикальной зональности распространения
нефти и газа глубже газовых месторождений, безусловно,
можно встретить зону преимущественно газоконденсатных
и нефтяных залежей. Так оно и есть на многих
месторождениях газа северных районов Тюменской области, где в
слоях готерив-барремского и поздневаланжинского
времени наряду с газовыми уже вскрываются залежи
газоконденсата и легкой нефти. Например, на Уренгойском
месторождении газоконденсат и нефть получены из ряда
горизонтов неокома с глубин 2650-3200 м. Нефтегазовый
фонтан получен из скв. 17 с глубины 27iiU-273t> м, а из
скв. 58 - легкая неЖть с интервала 2820-2842 м. В скв.
1 с глубины 3150-3164 м получен приток воды с
пленкой нефти. Плотность последней 0,799 г/см . Она содер-
4
жит 2,87% парафина, 0,88 96-смол и 0,05% - серы.
Следует отметить, что залежи высококачественной нефти в
юрско-нижневаланжинских отложениях открыты на Губ-
кинском месторождении, расположенном к югу от
Уренгойского.
На Новопортовском месторождении залежи газа,
газоконденсата и нефти встречаются в интервале от
900 до 2 125 м, начиная от сеноманских до среднеюр-
ских отложений. В верхней пачке тюменской свиты,
залегающей в основании вскрытого разреза, широко
развиты озерно-болотные и аллювиально-дельтовые фации,
представленные песками, глинами и алевролитами.
Верхнеюрская толща целиком выражена
однообразными аргиллитами с редкими линзами песчано-алеврито-
вых разностей. Вышележащие валанжин—готеривские
отложения характеризуются чередованием песчаников,
алевролитов и аргиллитов с прослоями и линзами
сидерита. Состав и текстурные особенности этих пород
указывают на их мэлковоцно-морское, лагунное и аллюви-
ально-дельтовое происхождение. Залежи углеводородов
Новопортовского месторождения приурочены к линзам
и полосообразным скоплениям песчаников и
алевролитов, которые залегают среди глинистых пород.
Формирование основной продуктивной толщи здесь явно
происходило в устье древней реки, стекавшей с
Уральской суши.
Полученные к настоящему времени данные и по
другим месторождениям указывают, во-первых, на
широкий стратиграфический интервал распространения
нефтеносности и, во-вторых, на довольно четкую
зональность размещения курпнейших месторождений
углеводородов, приуроченную к древним морским
побережьям и устьям палеорек. А поскольку площади,
занимавшиеся морскими бассейнами, и конфигурация их
берегов не оставались постоянными, то и зоны
максимального неДтегазонакопления менялись во времени и
в пространстве в соответствии со сменой трансгрес -
дивных циклов осадконакопления регрессивными, и
наоборот.
1Х-2369
5
В последние годы все большее число
исследователей обращают внимание на приуроченность многих и
особенно крупных месторождений углеводородов к
устьям и долинам больших современных рек. Так, В.А.Кро-
това, А.НЛасточкин и В.И.Якушев A972) провели
статистический анализ пространственных взаимоотношений
между месторождениями нефти и газа и элементами
современной орогидрографии Волго-Уральской области
(таблица). К анализу было привлечено около 600
месторождений, которые по запасам разделены на крупные
D5 месторождений с запасами более 50 млн.т каждое),
средние B42; запасы от 5 до 50 млн.т) и мелкие C03;
запасы до 5 млн.т). Условно были выделены крупные,
средние и мелкие речные долины. К крупным отнесены
долины рек Волги, Камы, Вятки, Урала; к средним -
Кинели, Самары, Кондурчи, Ика и пштих и мелким -
небольшие по протяженности притоки средних и крупных
рек.
Приведенные данные свидетельствуют, что
абсолютное большинство F5.9%) месторождений связано с
современными речными долинами, причем приуроченность
их в плане считалась в том случае, если контур
месторождения находился в пределах пойменных террас.
Несомненно, что такая связь с современной орогидро-
графией является только некоторым отображением более
глубокой зависимости размещения месторождений нефти
и газа от структурных и литологс—фациальных условий,
от физико-палеогеографической обстановки накопления
продуцирующих и аккумулирующих углеводороды
отложений.
Изучение истории развития гидрографической сети
показывает, что довольно часто крупные реки носят
унаследованный характер. Даже после неоднократной
смены трансгрессивных и регрессивных фаз отдельные
речные долины формируются в близких или
повторяющихся направлениях и контурах. В этом убеждают
результаты работ советских исследователей, проводящих
огромный объем предварительных изысканий для
строительства гидроэлектростанций .на Волге, Каме, Дне**-*
6
i
X
я
к
о
a
л
x
я
8.
а •
« л
? «
ф
a. a
«о о
8 §
- |
Я *
«
2 о
ь
А
О
О
■ 1
я
ф
о
a
X
а
С
о
о
' копичест
л
я
ф
я
о
р
е
S
я
ф
и
К
1
о
о'
ф
[все
i
К Ф
ф Я
s н
1
Я л)
м
1
круп
ные
о
о
л
1
Я Ф
ф Я
2*
1
я л;
о *
1
я л.
!»» 2
р, а
X Я
ф
и
14
Я Ф
§3
1
a
Ф ф
о. я
о я
ф
3
я
я
я
идрогра-
ские эле-
ы
и ф н
о а* я
1
t s
ф
>■ 2
|
СО 1
V|
HI,'
J».!
Чз !
■
Нб |
СО
о
сч
ю
о
■Ml
CD
•■ч
1* '
*~ 1
-* 1
оо
CD
с*
«If.
coK
to og
«-■I to
og)°l
*Щ £Q
CO
eo
CN
•
(О
to
i
я
я
о
я
ш
3
я
я
a
a
я
1
ю '
ф* 1
«o|s ;
|сч
4*1 СО |
1 *""*
00
S
СО 1
СО |
°- '
сч* 1
СЧ 1
ds I
Ч~
00
Щ 1
colcf
1 со
ю
см
сч
о
1 ОС
1 00
СО
*
00
мм
-г
CD
00
1 Н00-
со| «$*
1*
1 1
1 ф
! 8
1 о!
1 а
о
'. a
1 с
1 О.
3
я
;мерность
• я
1 Я
1 0.
1
я
а
ё
а
я
К
и
о
а
о
ф
3
я
я
>ч
а
я
ф
я
я
я
ф
а
и
Ф
К
я
я
ф
S
еких
ентов
Ф 2
V Ф
Я Я
•е- л
ре, Енисее, Ангаре и других крупнейших реках.
Геологами Гидропроекта установлена связь этих артерий с
реками антропогенового и палеогенового времени.
Более древняя история их из-за ограниченности глубины
скважин обычно оставалась неизученной. Между тем,
по данным глубокого нефтеразведочного бурения,
выясняется, что "родословная" некоторых крупных рек
начинается с палеозоя.
Так, например, большинство крупных рек раннека-
менноугольного времени, на Русской платформе, к
устьям которых приурочены богатейшие нефтеносные
площади, в общих чертах совпадают с долинами
современных Волги, Камы, Белой, Дона, Днепра, Припяти.
Выявляются ископаемые дельты и аванпельты среди
юрских и меловых отложений Западной Сибири, с
которыми также связана наибольшая нефтегазоносность, наг
блюдаемая в долинах современных Оби, Иртыша,
Таза, Пура, Чулыма, Ваха и других водных артерий.
Девонские, каменноугольные и более молодые
авандельты, выявленные В США и сопержашие
большое количество месторождений нефти и газа,
приурочены к долинам и устьям современных Миссури,
Арканзаса, Миссисипи и других рек. Известна исключи-тель-
ная продуктивность отлокении третичных дельт
Миссисипи и Рио-Гранде, впадающих в Мексиканский залив.
Подобная картина наблюдается в устьях рек Ориноко,
Макензи, Ирровади, Нигера, Конго, Ганга, Бархмапут-
ры, Нила и многих других, испытавших устойчивые
погружения.
Все это, безусловно, закономерное явление. Жизнь
рек непосредственно связана с тектоническим
развитием земной коры, и они всегда текут по направлению
к депрессионным зонам, заполненным водоемами. К
таким зонам, согласно В.ЕДайну A970), в первую
очередь относятся переходные зоны между платформа*-
ми и геосинклиналями, которые включают области
периферические опусканий платформы. Основное значение
при этом имеют длительно, на протяжении целых тектс—
нических циклов или даже нескольких
последовательных циклов, т. е» сотен миллионов лет,
погружающиеся перикратонные прогибы. К ним,в
частности.принадлежат : Волго-Уральская область, впадины на южной и
западной периферии Северо-Американской платформы и
др.
Второй тип депрессионных зон - переход от
континентальных платформ к молодым океанам (побережье
Западной Африки, Южной Америки, Южной Австралии,
Западного Индостана и др.). К третьему типу
относятся крупные погружения фундамента (такие, как
Прикаспийское, Мексиканского залива л др.). Четвертый
тип-впадины внутренних и окраинных котлованных
морей, наложенных на молодые альпийские орогенныё
пояса. К ним причисляются впадины, подобные
Черноморской, Южно-Каспийской, Карибской и др.
Перечисленные типы зон, относимые В.Е.Хаиным к
главным поясам нефтегазообразования, представляют
собой области интенсивного и продолжительного
прогибания, не претерпевшие инверсий. Они надолго
заполнялись или до сих пор заняты морями. Поэтому
естественно, что многие впадающие в настоящее
время в них реки обладают унаследованными чертами
своих предшественниц. Таким образом, положение
основной современной речной сети с учетом
передвижения древних берегов морских бассеДнов может служить
ориентиром при поисках ископаемых устьев.
В свою очередь восстановление древних морских
берегов и речных артерий позволяет выделять пояса
и узлы нефтегазонакопления на палеогеографической
основе. К первым нами относятся широкие зоны,
протягивающиеся вдоль относительно долго
существовавших границ между низменной сушей и морем, а ко
вторым - устья палеорек, в пределах которых
складывались оптимальные условия для формирования
крупных скоплений углеводородов.
Среди газоносных сеноманских 'отложений севера
Западной Сибири широким распространением пользуют-
ся песчано-алевритовиые и глинистые образования
речных устьев, прибрежных зон отмелых шельфов, заливов,
полузамкнутых лагун и других водоемов. Более »рев-
ние продуктивные горизонты готерив-валанжина также
характеризуются полифациальной обстановкой осадкона-
копления, включавшей прибрежно-морские, авандельто—
вые, лагунно-озерные и речные фации. Но' еще более
благоприятная обстановка для накопления генерирующих
и аккумулирующих углеводороды толш должна была
складываться в ранне- и среднеюрское время, когда в
северных районах относительно долго существовала пе-
реходная зона от аллювиальной равнины к морскому
бассейну.
Пока неизвестны размеры вскрываемых газоконде-
сатных и нефтяных залежей, приуроченных к ранне-
меловому и юрскому разрезу. Остаются Почти совсем
неразведанными средне- и нижнеюрские отложения,
находящиеся на. глубинах свыше 4 км. Изучение и
оценка их продуктивности задерживается из-за
незначительного количества глубоких скважин. Между тем на
примере США можно видеть, что среди мезозойских
отложений молодых платформ на глубинах порядка 5-7 км
широко распространены как газовые и газоконденсат-
ные, так и нефтяные залежи. При этом
результативность поисково-разведочного бурения на глубины,
превышающие 4,5 км, в США в 2 раза выше по сравнению
с общей результативностью, а в Пермском бассейне
эффективность глубокого бурения в 4,5 раза выше,чем
в целом по стране.
Хотя с глубиной соотношение нефтяных и газовых
залежей складывается в сторону увеличения
последних, однако.обобщая опыт бурения на оольшие глубины в
США, Э.В.Чайковская и Е.АЛьяконова A971) отмечают,
что в бассейнах мезокайнозойского возраста граница рас-;
пространения нефтяных залежей опускается до 6-В,5км.
Следует заметить, что коллекторские и
фильтрационные свойства пород до этих глубин могут оставаться
довольно высокими.
10
Каковы же возможности открытия крупных залежей
конденсата и нефти в горизонтах раннего мела и юры
северных районов Западной Сибири? Ответить на этот
вопрос пытаются многие исследователи. Одни из них
(А.А.Трофимук, Н.ИРостоваев, И.Н.Нестеров, М.Я»Руд-
кевич, Ф.К.Салманов и др.) считают эти возможности
вполне реальными, другие же (Г.IXСверчков, Н.Г.Чочия
и др.) отрицают их. Газоконденсатные и нефтяйые
залежи уже встречены среди готерйв—барремских
отложений на ряде месторождений газа, и в частности -на
крупнейшем из них (Уренгойском), где общая мощность
мезокайнозойского осадочного чехла по
геофизическим данным оценивается в 6-7 км, из которых 1500м
предположительно относятся к средней и нижней юре.
Пока же бурение здесь ограничивается вскрытием
пород среднего валанжина.
К одному из важнейших условий образования
залежей углеводородов относится природа и распределение
исходного органического вещества материнских пород,
а также коллекторов и покрышек, накопление которых
контролировалось в значительной мере
палеогеографическим фактором. В этой связи особое значение
приобретает установленная закономерная приуроченность
высокопродуктивных , обычно многопластовых, залежей к
дельтовым и авандельтовым образованиям,
формировавшимся в условиях устойчивого погружения.
Выяснено, что большинство богатейших
месторождений Волго-Уральской области связано с устьевыми и
аллювиально-дельтовыми отложениями девонского и
ранне каменноугольного времени. Апшеронский
нефтеносный район, включая и морскую акваторию Каспия,
содержит залежи нефти в дельтовых образованиях
устья Волги миоцен-нииоценового возраста. Известна
высокая продуктивность отложений древних дельт в
США, Канаде, Венесуэле, нигерци и других странах.
Самое крупное в мире скопление нефти (Атабасков в
Канаде), как недавно установленно, расположено в
дельтовых отложениях мелового возраста. Среди дреь-
11
них отложений устьев крупных рек мира уже открыто
немало высокодебитных месторождений нефти и газа.
Все четче выясняется определенная связь богатейших
нефтяных и газовых месторождений Западной Сибири
с отложениями, формировавшимися в дельтовых или
близких к ним зонах. Не меньший интерес
представляют прибрежные песчаные образования,
накапливавшиеся вблизи устьев рек (косы, бары, банки, линзовид-
?ые и плащеобразные песчаные тела и др.) под
влиянием речных и морских течений, а также волновых
движений. Эти отложения могут служить хорошими
коллекторами, причем в ловушках как структурного, так и
неструктурного типа.
Последние годы приносят многочисленные
подтверждения исключительно высокой продуктивности
отложений ископаемых дельт. Бюллетень американской
ассоциации геологов-нефтяников N? 8 за 1971 г. целиком
посвящен итогам специального симпозиума
американских и канадских геологов на тему: осадконакопление
в дельтах и нефтегазоносность. Авторы статей
указывают на тесную генетическую связь между осадкона-
кодлением в палеодельтах и формированием нефтяных
и газовых месторождений. Организаторы и участники
симпозиума высказали мысль, что в настоящее время
в литологии, обслуживающей нужды нефтепоисковых
работ, нет более важной проблемы, чем изучение и
восстановление условий осадконакопления в дельтах.
Авторы большинства докладов рассматривают дельты
как "замкнутые системы*", в которых присутствуют
нефтематеринские породы, хорошие коллекторы и
удобные ловушки для аккумуляции углеводородов.
К сказанному следует добавить, что на 24-м
Международном геологическом конгрессе 1972 г. в
Монреале были заслушаны доклады К.Е.Конибера
(Австралия) о нефтенакоплении в древних речных
отложениях и Е.Г.Райнватера (США) о нефтеносности в
дельтовых образованиях, вызвавшие большой интерес
у т-еологов-нефтяников. В повестку очередного миро-
12
вого нефтяного конгресса, проведение которого
намечено на 1975 г. в Токио, включен симпозиум "Дельты и
нефтегазоносность". Все это указывает на огромное
значение отложений устьев палеорек как природных
резервуаров для нефти и газа.
На ископаемые дельты как природные резервуары
нефтегазонакопления впервые обратил внимание
известный советский геолог В.П.Батурин A937),
который,изучая условия накопления богатейшей нефтеносной толши
Апшеронского полуострова, доказал, что она
представляет собой мощные дельтовые образования. На основе
тщательного петрографического анализа он установил, что
они принадлежат к устью пра-Волги неогенового
времени. Позднее ряд продуктивных русловых отложений на
Северном Кавказе описан К.С.Масловым A948-1968).
В пределах Русской платформы в терригенной толще
средневиаейского возраста автором A955-1965)
выявлено несколько устьев палеорек, среди которых
размешены крупнейшие месторождения нефти.
И если у американских геологов изучение
продуктивности ископаемых дельт носит преимущественно
эмпирический характер, то наши исследования вскрывают
причинность наблюдаемого повышенного
нефтегазонакопления в устьевых зонах и устанавливают некоторую
закономерность в размещении крупных залежей нефти и
газа. Это определяется тем, что на обширных
площадях приустьевых областей морского взморья и шельфа
складываются весьма благоприятные условия для
развития биоценоза, накопления и относительно быстрого
погружения обогащенных органическим веществом илов,
формирования различных форм песчаных коллекторов.
Именно здесь чаше всего создаются необходимые
предпосылки для генерации, аккумуляции и консервации
углеводородов. Исключение составляют лишь те
площади, которые в своем развитии испытывали
неоднократные поднятия и связанные с ними осушения или
перерывы в осадконакоплении.
Там, где реки вместе с терригенным материалом
выносят биогенные вещества и растворы различных со-
лей, где происходит смешение речной и морской воды,
возникает ряд новых геохимических и биохимических
процессов. Приносимый реками детрит под
воздействием гидролиза и бактериального разложения
постепенно преобразуется в органические коллоиды и
растворенное органическое вещество. В результате
трансформации детрита происходит обогащение органическим
веществом грунта устьевых зон, который главным
образом сложен глинисто-илистым материалом. Поэтому
наибольшее обогащение наблюдается на участках
угасания скоростей речных струй и на свалах глубин.
Здесь происходит не механическое увеличение
количества органического вещества в соответствии с прино*
симым детритом, а прогрессивно растущее по массе и
повышающееся по питательности накопления
органического субстрата, дающего начало интенсивному
развитию органической жизни взморья. Вот почему так
благоприятна обстановка накопления и захоронения
исходного органического материала для последующего нефте-
газообразования и нефтегазонакопления в устьевых
зонах.
Песчаные отложения устьев рек хотя и не
распространяются сплошными покровными пластами, но в
результате -слияния водных потоков в процессе осад-
конакопления в большинстве случаев имеют
свободную гидродинамическую связь. Это облегчает
заполнение их углеводородами, поступающими из
материнских', преимущественно глинистых пород. Более
грубозернистый песчаный материал чаще всего
размещается вблизи побережья в пределах наземной части
дельты и на внешнем крае шельфа. В целом же
распределение осадков в устье контролируется
тектоническим и гидродинамическим режимом, рельефом дна,
глубиной бассейна, ппибрежными подводными
течениями и другими факторами. Развитие устьевых областей
протекает в обстановке непрерывно изменяющихся
условий седиментогенеза, которые и обусловливают
сложный характер распространения и взаимоотношения ге-
34
нерирующнх и аккумулирующих углеводороды пород
как в разрезе, так и на площади.
Повышенная продуктивность приустьевых -...л кругг-
ных лалеорек объясняется также и тем, что аллювиа; -
но-дельтовые и авандельтовые отложения, как правил
залегают в прибортовых частях прогибов, занимавншх-
ся морскими бассейнами, и являются весьма удобными
путями для передвижения подземных вод и их
разгрузки, а следовательно, и для дифференциации флюида на
его составные части - воду, нефть и газ.
В настоящее время накопилось достаточное
количество геологической информации, свидетельствующей о
том, что максимальная нефтегазоносность Западной
Сибири связана с переходными зонами от прибрежно-
континентальных к морским отложениям. Крупнейшие
нефтяные и газовые месторождения чаше всего
бывают приурочены к устьевым областям древней
гидрографической сети, менявшей свое положение вместе с
трансгрессиями и регрессиями морских бассейнов.
Рассматривая перспективы нефтеносности
нижнемеловых и юрских отложений севера Тюменской области,
М.Я.Рудкевич и др. A970) подчеркивают, что
песчаные толщи имеют аллювиальный и прибрежно-морской
генезис и во многих районах образуют
самостоятельные нефтегазоносные комплексы и топши,
изолированные от апт-сеноманской или баррем-сеноманской
преимущественно газоносной серии. Объем и
распространение этих комплексов определяются палеотектониче-
ским режимом и палеогеографической обстановкой
осадконакопления,
Если верхнеюрские отложения в северных районах
Западной Сибири характеризуются преимущественно
глинистым составом, то средне- и ннжнеюрский
разносы должны содержать мощные песчаные толщи, так
как акватория внутреннего морского бассейна этого
времени была расположена в центре Ямало-Гыдан-
ской синеклизы, а впадавшие в него равнинные реки
имели большое протя/ление и огромный сток. Прибреж-
15
Рис. 1. Схема расположения береговых линий
юрского моря в северных районах
Западной Сибири:
1 - береговые линии разных веков; 2- основные
направления древних речных потоков
Рис. 2. Схема распространения береговых линий
раннемелового моря в северных районах
Западно!"! Сибири
(условньв обозначения как на рис. I)
ная зона и устья рек раннеюрского и несколько более
позднего времени, существовавшие до наступления
обширной позднеюрской трансгрессии, будут
представлять наибольший практический интерес для поисков в
их пределах крупных нефтяных и газоконденсатньк
залежей. Размеры залежей будут зависеть не только от
структурного, но и от литологического фактора..
Поэтому для оценки нефтегазоносности всего юрского
разреза и в особенности его нижней части необходим
широкий комплекс региональных геолого-геофизических
исслеаований, включающих параметрическое бурение, •
палеоструктурный и палеогеографический'анализ.
Исходя из менявшегося положения береговой линий7
юрских и меловых морей, занимавших северные районы
Западной Сибири, можно наметить схему (рис. 1 и 2)
прибрежных зон как поясов нефтегазонакопления. Пока
недостаточно фактического материала для определения
точного местоположения устьев палеорек, впадавших в
эти бассейны. Учитывая, что большинство современных
рек Западной Сибири облапает унаследованным ,нет£р£$р
лением, древние устьевые области крупных палеорек? щ
(узлы нефтегазонакопления), очевидно, будут распола- 1
гаться где-то в пределах или вблизи долин таких
рек, как: Обь, Таз, Пур, Надым, Яходаяка и др.
Разумеется, что с изменением положения и
конфигурации береговых линий во времени и на площади
будет меняться и расположение устьевых областей.
Выявление и оконтуривание последних -'залог успешных
поисков крупных месторождений нефти на севере
Западной Сибири,
Литература
Батурин В.П. Палеогеография по терриген-
ным компонентам. М., 1937.
К р о т о в а В.А., Ласточкин А.Н.,
18
ЯкушевВ.И.К вопросу о пространственных
взаимоотношениях месторождений нефти и газа с
элементами современных орогидрографии и гипсометрии.
'Советская геология', 1972, №3.
Ма р к о в с к и й Н. И. О палеогеографии нижне-
визейского времени в районах Среднего Поволжья и
Заволжья. ДАН СССР, 1955, т. Ю4,КЬ4.
М арковскийНИ. Палеогеографические
условия размещения крупных залежей нефти. М.,'Недра',
1965.
М арковскийН.И. Палеогеографическая
оценка поясов и узлов нефтегазонакопления. 'Изв. АН
СССР', сер. геол., 1966 №Ю.
Марковский Н.И. Палеогеографическая
зональность размещения нефти и газа Западной Сибири.
В сб.: "Природные условия Западной Сибири', вып. 1.
Изд-вр МГУ, 1971.
М а с л о в К.С. Нижнемайкопские (верхнедумские)
дельты - авандельты палео-Пшехи и палео-Пшиша.
'Советская геология', 1963, № 11.
Р'удкевич М.Я., Кулахметов Н.К.,
Максимов Е.М. Перспективы нефтегазоносности
нижнемеловых и юрских отложений севера Тюменской
области. 'Геология нефти и газа', 1970, № 8.
X а и н В.Е. Главные пояса нефтегазообразования
Земли. 'Вестн. Моск. ун-та", сер.геол., 1970, № 1.
Чайковская З.В., Дьяконова Е.А.-
Результаты бурения на большие глубины в США. Тес—-»
логия нефти и газа', 1971, № 7.
Г.ИЛазуков
ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКОЕ РАЙОНИРОВАНИЕ СЕВЕРА
ЗАПАДНО-СИБИРСКОЙ РАВНИНЫ
Еще сравнительно до недавнего времени
господствовали представления о том-, что Западно-Сибирская
равнина является величайшей аллювиальной" равниной
с очень однообразным, монотонным и морфологически
невыразительным рельефом. Однако последующие
исследования геологии и геоморфологии равнины выявили
значительное многообразие типов рельефа и сложную
историю его формирования. Несомненно, рельеф
различных районов Западной Сибири имеет разный возраст и
генезис. Причем это касается как макро-, так и мезо-
и микроформ рельефа. Необходимо заметить, что до
сих пор по многим вопросам генетической и
возрастной трактовки рельефа имеются весьма существенные
расхождения (Архипов и др., 1970; Зубаков, 1959; Ла-
зуков, 1970; Попов, 1965; Сакс, 1953; Чочиа, Кузин,
1964; и др.) главным образом из-за различной
оценки размеров древних ледниковых покровов и их экза-
рационно-аккумулятивной деятельности, Они, конечно,
не могут не отражаться и на схемах
геоморфологического районирования.
Первое геоморфологическое районирование было
разработано Я.С.Эдельштейном A936). По северным
районам Западной Сибири имелись весьма скудные
материалы, поэтому районирование этой территории здесь
отсутствует. На значительно большем фактическом
материале и на более углубленном его анализе разрабо%
тано районирование В.А.Дементьевым A940). Преоблф-
20
дающая часть северной половины отнесена им к
зонам ледниковых и водно-ледниковых равнин. На самом
севере выделялись лишь молодые морские равнины,
располагающиеся вблизи Карского моря.
С.С.Воскресенский A956) предложил более подробную схему
районирования, на которой область ледниковых и
водно-ледниковых равнин, подразделена на несколько
самостоятельных районов. Более современную схему
геоморфологического районирования Западно-Сибирской низменности
В.А.Николаев A962) разработал и дал весьма
подробное описание выделенных областей и районов
(особенно для южной половины). Существенным отличием этой
схемы для северных районов низменности является то,
что значительные пространства севера,
признававшиеся ранее за ледниково-аккумулятивные равнины,
отнесены в категорию морских равнин (Обь—Надымское,
Таз-Енисейское междуречья). Правда, при их
характеристике указывается, что здесь имеются наложенные
формы водно-ледниковой и аллювиальной аккумул ии.
К сказанному надо добавить еще и то, что Нады\ flv-
ровское и значительная часть Пур-Тазовского ме> , -
речий, а также все Сибирские Увалы даны как
ледниковые и воднО-ледниковые равнины эпохи самаровскс—
го оледенения. Эта схема геоморфологического
районирования дается В.А.Николаевым и в сводке по истории
развития рельефа Западной Сибири (. Архипов и др.,
1970).
Названные схемы отражают этапы
последовательного углубления наших знаний
геологе—геоморфологического строения и палеогеографического развития
Западной Сибири. Однако, по нашему мнению, на всех ука—
заных схемах явно преувеличено площадное
распространение ледникового и водно-ледникового рельефа
главным образом за счет сокращения площади
распространения рельефа, обязанного* своим формированием
морской аккумуляции.
На рисунке представлена схема
геоморфологического районирования, составленная нами еще в 1967' г.
2Х-2369
21
•
Рисунок. Схема геоморфологического районирования
севера Западно-Сибирской равнины.
1_ - Область морских трансгрессий: 1 - подобласть
среднеплейстоценовой морской аккумулятивной
равнины ямальской трансгрессии; 2— подобласть
верхнеплейстоценовой морской аккумулятивной
равнины казанцевской трансгрессии; 3- подобласть
верхнеплейстоц еново-голоценовой
прибрежно—морской и лайдовой аккумуляции. П - область
смешанной (морской и ледников ой) аккумуляции D) •
Ш - ледниковая и приледниковая области: 5— поп-
область ледниково-аккумулятивной равнины сама-
ровского оледенения; 8-подобласть
водно—ледниковой равнины и долинных зандров; 7-подобласть
озерно-аллювиальяой равнины самаровского
оледенения; 8 - подобласть ледниково-аккумулятивной
равнины зырянского оледенения; 9 —денуданионно-
аккумулятивные пластовые равнины прнледниковой
и внеледниковой области.
1У - область речных долин A0) ; 11 - граница
самаровского оледенения; 12-зырянского
оледенения; 13-ямальской трансгрессии;
14—казанцевской трансгрессии
по материалам как собственных экспедиционных
исследований, так и анализа литературных данных. При
проведении районирования мы исходили из того, что
современные геоморфологические особенности являются
конечные результатом длительного процесса
развития,протекавшего под влиянием многих экзогенных факторов,
в преобладающем большинстве своем
предопределявшихся структурно-тектоническим планом и
неотектоническими движениями. Существенное влияние на
особенности рельефа и на его формирование оказывали и
оказывают ныне климатические и вообще
физико-географические условия, проявляющиеся по»разному в различных
природных зонах как в современную, так п во все
прошедшие эпохи. Следы воздействия этих разнообразных
факторов и процессов фиксируются в особенностях как
самого рельефа, так и слагающих его отложений. В
связи с этим наряду с морфологическими особенностями
не меньшее внимание при определении генезиса
рельефа надо уделять особенностям геологического строения.
Нэдоучет последнего долгие годы был главной причиной
ошибочного отнесения морских аккумулятивных равнин
к ледниково-аккумулятивным. Формы же эрозионно-
мерзлотного генезиса (Ямал, Тазовский и Гыданский
полуострова и др.) долгие годы трактовались как ко-
нечноморенные образования. Именно в этом заключена
главная причина того, что до сих пор некоторыми иссле-
дователяхми рельефа обширных пространств севера
Западной Сибири (к северу от Сибирских Увалов)
признается за ледниково-аккумулятивный. Такой подход к
ряду районов имеется и на схеме районирования В.А.Нико-
паева. «^.
Несмотря на существенные различия рельефа
различных частей Западно-Сибирской равнины, она,
несомненно, является единым целым. Это единство
предопределяется прежде всего общим геоморфологическим
обликом, резко отличающим ее от окружающих
территорий (Урала, Среднесибирского плоскогорья, Централь-
ноказахстанского мелкосопочника), а также с точки
зрения ее тектонического и палеогеографического раз-
24
вития б течение мезокайнозойского и новейшего
этапа формирования. Суммируя данные по особенностям
проявления неотектонических движений,
палеогеографического развития, осадконакопления, а также и данные
по морфоструктурным и морфоскульптурным
особенностям, Западно-Сибирскую равнину можно подразделить
на четыре крупные геоморфологические области
(рисунок) : область морских 'трансгрессий; ледниковая и
приледниковая ; Внелелниковая; область речных
долин.
Каждая из этих областей характеризуется рядом
специфических особенностей, отражающихся как в
геологическом и геоморфологическом строении, так и в
этапах палеогеографического развития. Вместе с тем
для каждой области характерен ряд
физико-геологических процессов и факторов, которые в соседних
областях в течение неогенчетвертичного времени или
совсем не проявлялись (например, морская и' ледниковая
аккумуляция и абразия), ,или имели второстепенное
значение (например, мерзлотные процессы во внеледнико-
вой области во время ледниковых эпох). Наряду с этим
выделенные области внутри себя неоднородны как по
типам и элементам морфоскульптур, так и по времени
их формирования. Различия в возрасте и генезисе
рельефа позволяют подразделить каждую из областей на
,ряд более мелких территориальных единиц -
подобластей, районов, отличающихся друг от друга рядом
геоморфологических особенностей.
При выделении геоморфологических единиц
различного, ранга (области, подобласти, районы) нами
учитывается сумма данных, касаюпихся особенностей самого
рельефа, его геологического строения, факторов рель—
ефообразования (как древнего, так и современного),
геологического возраста, особенностей
палеогеографического и тектонического развития. Последний фактор,
без сомнения, является предопределяющим
особенности и характер проявления всех предыдущих. Именно
тектонический фактор "повинен" в широком площадном
25
распространении к северу от Сибирских Увалов
морских аккумулятивных равнин или в длительном
унаследованном развитии главных речных долин и
разделяющих их междуречий. Современные тектонические
движения, дифференцированно проявляющиеся в различных
районах, также имеют весьма выразительное
проявление в особенностях рельефа (глубине и густоте
расчленения речной и овражно—балочной сети и т. д.).
Область морских трансгрессий
Она занимает огромные пространства севера
Западной Сибири (рисунок) и характеризуется практически
повсеместным распространением морских
плейстоценовых отложений. Эти отложения являются главным
генетическим типом осадков, слагающим рельеф
водораздельных пространств, а на самом севере ( Ямал, север
Гыданского полуострова и др.) они слагают и террасы
прибрежно-морской и лайдовой аккумуляции. Несмотря
на обширность территории и разнообразие рельефа от
района к району, в целом рельеф рассматриваемой
области довольно однороден и представлен
полого-волнистыми равнинами морской аккумуляции, в разной
степени переработанными и видоизмененными
господствующими денудационными провесами. Формирование
главных первичных черт рельефа данной области
происходило в плейстоцене в результате аккумулятивной и
абразионно-аккумулятивной деятельности Полярного
бассейна. Последующая моделировка рельефа, в
результате которой были сформулированы элементы
современной- морфоскульптуры, происходила под влиянием
целого ряда рельефообразующих процессов. Главными среди
них были эрозионно-аккумулятивная деятельность и
криогенные процессы.
Область морских трансгрессий подразделяется на
3 подобласти, рельеф которых формировался во время
26
-
различных этапов развития Полярного бассейна,
соответствующих времени максимальной (ямальской, санчугов-
ской) и казанцевсхой трансгрессии и времени послека*.
занневского регрессивного этапа. В каждый из этих
этапов был сформирован вполне определенный рельеф,
характеризующийся ныне различной степенью
переработки его первичных особенностей.
Подобласть среднеплейстоценбвой морской
аккумулятивной равнины ямальской (санчуговской) трансгрессии
занимает ©сновные го площади и наиболее высокие в
гипсометрическом отношении пространства (с 70-80 м
абс.высоты и выше). В ее пределы входят главные
междуречные пространства наиболее крупных речных
артерий севера равнины (Оби, Надыма, Пура, Таза и
Енисея). Несмотря на обширность территории, главные
особенности ее рельефа сходны : полого-волнистый
характер поверхности при общем их снижении в северном
направлении, отсутствие крупных по высоте и по
площади положительных и отрицательных форм рельефа,
сильная степень заболоченности, а участками и заозе».
ренности, предопределенная главным образом
присутствием многолетней мерзлоты, наличие сравнительно
густой, но слабоврезанной речной сети. Ее характер
изменяется лишь в пределах наиболее напряженных
положительных структур (Мужинский Урал, Ямальский свод,
некоторые участки Таз-Енисейского междуречья и др.),
где глубина вреза резко возрастает, увеличиваются
продольные уклоны рек и т. д.
Несмотря на общую равнинность и на сравнительно
небольшие колебания гипсометрических отметок в
пределах преобладающей площади распространения
ямальской морской равнины, имеются районы, где эта
равнина значительно приподнята в результате проявления
сравнительно молодых неотектонических двияений. Так,
на Мужинском Урале, на Куноват-Полуйском и Таз-
Енисейском междуречьях ямальская равнина
значительно приподнята (до 200 м и более), расчленение
глубоко врезанной и густой сетью речных долин, реки в ко-
27
торых имеют крутые продольные уклоны. М ошность
плейстоценовых отложений здесь обычно резко сокращен
на, имеются выходы высокозалегающих коренных пород.
Все вместе взятое свидетельствует о том, что а таких
районах получили яркое проявление молодые
тектонические поднятия (Чочиа и др. 1964; и др.).
Говоря о ямальской равнине, нельзя не упомянуть
о широко распространенном линейно-грядовом рельефе,
(особенно там, где имеется неглубокое
приповерхностное залегание тонкодисперсных (глины, диатомиты)
коренных пород). Долгое время формы рельефа
принимались за ледниково-аккумулятивные образования
зырянского и тазовского оледенений. Однако в дальнейшем ,
главным образом благодаря исследованиям экспедиции
ВНИГРИ, руководимой Н.Г.Чочиа, была доказана его
эрозионно-мерзлотно-тектоническая природа, формы
линейно-грядового рельефа получили»таким образом, для
многих районов важное значение как индикатор
положительных тектонических структур.
При проведении более подробного районирования в
пределах рассматриваемой равнины можно выделить
районы (или подрайоны), отличающиеся между собой
особенностями" мерзлотного рельефа. Помимо литологии
слагающих пород (преимущественно супесчано—суглинис-
тых или песчаных) характер мерзлотного рельефа
предопределяется з сильной степени особенностями
эрозионного расчленения (густотой, глубиной).
Подобласть верхнеплейстоценовой морской
аккумулятивной равнины казанцевской трансгрессии-
расположена в основном севернее предыдущей подобласти и
находится на более низких E0-80 м абс. вые.)
гипсометрических отметках (см. рисунок). Наиболее крупные по
площади участки отмечены на Ямале, Тазовском и Гы-
данском полуостровах. По наиболее крупным долинам
равнина ингрессионного типа заливами проникает
далеко на юг. Общей особенностью рельефа является
удивительная равнинность, В общем сравнительно слабая
переработка поверхности и широкое развитие криогенных
28
форм рельефа. Последние хотя и накладывают
существенный отпечаток на морфологический облик
поверхности, но не нарушают ее первичной равнинности,
предопределенной аккумулятивной деятельностью казанпевского
моря и последующими эрозионно-аккумулятивными
процессами. Линейно ориентированный рельеф, столь
характерный для предыдущего района, здесь встречается
очень редко и имеет, как правило, менее четкую
морфологическую выраженность.
В пределах данной подобласти можно выделить ряд
геоморфологических районов, однако рельеф в их
пределах весьма сходный и монотонный. Пожалуй^ наибольшие
отличия обусловлены различной степенью эрозионного
расчленения и наличием местами линейно—грядового
рельефа. Наибольшее эрозионное расчленение (и по густоте и
по глубине) имеется на Гыданском полуострове, в
некоторых участках левобережья нижнего Енисея и на Ямале.
Подобласть верхнеплейстоценово-голоценовой прибреж-
но—морской и лайдовой аккумуляции располагается на
Ямале, па севере Гыданского и частично на Хазовском
полуостровах, занимая в основном их наиболее низкие
прибрежные участки. Сюда относятся территории с
абсолютными высотами от 0 до 40 м, являющиеся
морскими террасами и лайдами, формировавшимися с поздне—
зырянского времени вплоть до современности. В
пределах подобласти имеется комплекс разновысотных и
разновозрастных террас, характеризующихся однообразным
рельефом, типичным для молодых аккумулятивных и
абразионно-аккумулятивных образований. Наличие
многолетней мерзлоты обусловливает сильную заболоченность
и широкое распространение элементов криогенной морфо-
скульптуры (бугры пучения, термокарстовые западины,
полигональные грунты и др.).
В качестве геоморфологических районов здесь
можно выделить участки разновозрастных террас. Более
высокие террасы практически уже не имеют форм
абразионного и аккумулятивного рельефа, ибо они уничтожены
последующими процессами денудации. Да и первоначаль-
29
но они, вероятно, были" развиты слабо, ибо и на
поверхности низких террас формы первичного аккумулятивного
рельефа имеют слабое и далеко не повсеместное
распространение.
Область смешанной (морской и ледниковой)
аккумуляции ямальской (санчуговской) трансгрессии и
. самаровскоге оледенения
Эта область располагается в зоне проявления в
среднем плейстоцене абразионно-аккумулятив.ной
деятельности моря и континентальные ледниковых покровов.
В связи с этим в сложении этой области принимают
участие морские и ледниковые среднеплейстоценовье
отложения. Территориально эта область располагается в
левобережной части бассейна Сев.Сосьвы, левых
притоков Оби (Сыни, Войкара и др.), а также на
Таз-Енисейском междуречье и в верховьях Таза (см. рисунок).
По времени формирования рельеф этой области
синхронен с рельефом морской аккумулятивной ямальской
(санчуговской) равнины. С ней он имеет в общем
одинаковые высоты "и однотипное строение рельефа; Ледниково-
аккумулятивный и морской абразионно-аккумулятивный
рельеф времени формирования равнины отсутствует,
так как был уничтожен последующими рельефообразую-
пими*процессами. Современные особенности морфоскуль-
птуры обусловлены в основном эрозионно-аккумулятив—
ной и мерзлотной деятельностью. Как и на ямальской
равнине, здесь местами фиксируются тектонически
приподнятые участки, абсолютные высоты которых
превышают 200 м. В таких случаях первично плоский рельеф
значительно изменен главным образом в результате
интенсивного эрозионного расчленения (бассейн
верхнего Таза, Келлог-Теульчесская возвышенность и др.),
обусловленного новейшими тектоническими движениями.
ЗО
Ледниковая и приледяиковая область
В эту область входят территории, покрывавшиеся
в плейстодене ледниковыми покровами и испытавшие
влияние эрозионно-аккумулятивной деятельности водно-
ледниковых потоков. В пределах данной области
выделено 4 подобласти, отличающихся друг от друга
особенностями рельефа и слагающих его отложений: лед^
никово-аккумулятивной равнины максимального (самь-
ровского) оледенения; водно-ледниковой равнины и
долинных зандров максимального оледенении, озерно-
аллювиальной равнины времени максимального
оледенения; ледниково-аккумулятивной равнины зырянскиго
оледенения. Поскольку льды максимального оледенения
распространялись из сибирского и уральского
ледниковых центров, отложения формировались за счет разных
питающих провинций, что нашло свое отражение в
минералогическом составе терригенного материала. Однако
рельеф и особенности его Аормирования являются
сходными.
Подобласть ледниковс—аккумулятивной равнины
максимального (самаровского ^оледенения занимает прост»-
ранства, покрывавшиеся ледниковышг покровами. На за-
паде к ним относятся территории части бассейна
нижней Оби, Сев.Сосьвы и низовья Иртыша, на востоке -
левобережные участки Енисея (в бассейнах Елогуя и
Дубчеса, бассейн Ваха). В гипсометрическом
отношении это довольно разнородные территории (от 80-100
до 250-300 м), в сложении которых участвуют сложный
в литолого-генетическом отношении комплекс
отложений самаровского оледенения. Однако формы ледниковой
аккумуляции (в современном р^льейе) отсутствуют,
будучи целиком уничтоженными последующими
процессами денудации. В связи с этим пространства ледниково-
аккумулятивной равнины имеют спокойный плоский и
полого-волнистый рельеф, в значительной мере
освоенный эрозионно-аскумулятивной деятельностью.
Главная роль в современном рельефе принадлежим
илементам современной и плейстоценовой г флювиаль-
ной морфоскульптуры. В бассейне Енисея (Елогуй и
Дубчес),, в низвовьях Оби (Бепогорский материк)
речная сеть густая, глубоко врезанная (до 70-80, а
местами и более 100 у), В таких районах ледниково-акку-
мулятивная равнина расчленена густой сетью, речных
долин и междуречнье' пространства претерпевают
интенсивную модификацию. Однако необходимо заметить,
что обширные пространства равнин имеют глубину
расчленения всего лишь в 10-25 м. Днища большинства
долин широкие, плоские.
В местах с глубоким эрозионным расчленением, с
благоприятным геологическим строением и с
интенсивным проявлением современных эрозионных процессов
(особенно подмыва высоких берегов) широко
распространены интенсивно развивающиеся оползневые
явления (например, на Белогорском материке). Это
обстоятельство необходимо учитывать при хозяйственном
освоении подобных районов.
Подобласть водно-ледниковой равнины и долинных
зандров располагается за пределами краевых зон
бывших ледниковых покровов (см. рисунок). Рельеф
характеризуется равнинностью, которая является отражением
первичной выравненности, обусловленной
аккумулирующей деятельностью водно-ледниковых потоков,
распластывавшихся по мере удаления от краевой зоны ледника.
Современная гидрографическая сеть в поверхность
равнины врезана довольно слабо. Невелика и последующая
флювиальная переработка. В бассейнах Каса, Тыма, Ке-
ти многими исследователями (Архипов и др., 1970)
указывается довольно разветвленная сеть долинных
зандров (ложбин стока), по которым талые воды
сбрасывались в бассейн Оби. Подобные ложбины стока
отмечаются изредка и в краевой зоне уральского ледника,
где они представляют собой широкие, плоские, слабо-
врезанные долины ориентированные б крест простирания
края ледника.
Местами на поверхности отмечаются дюнообразные
гряды, являющиеся продуктом эоловой деятельности.
'Свежесть' многих подобных гряд свидетельствует о
их молодом возрасте (голоценовом и современном).
Подобласть озерно-аллювиальной равнины
максимального оледенения занимает центральные районы
низменности, представляющие собой очень плоские,
выравненные пространства в пределах 90-110 м абс. высоты и
лишь в зонах новейших поднятий (например, Сибирских
Увалов) достигающих 120-140 м (см. рисунок).
Переходы рассматриваемой равнины в водно-ледниковую
очень постепенны и устанавливаются весьма условно.
Необходимо отметить, что данная подобласть
частично располагается в пределах ледниковой зоны
(бассейны Югана, Ваха). Однако еще в течение самаровской
эпохи ледниковый рельеф здесь был полностью
уничтожен деятельностью речных потоков и потоков талых
ледниковых вод. В результате на его месте была
сформирована'поверхность обширной озерно-аллювиальной
равнины, которая ныне в приледнрковой и внеледнико-
вой области представляет собой междуречья. На юге
равнина переходит в бийскую террасу верхней Оби и
кулундинскую равнину Иртыша. Многими исследовате**
лями (Волкова и Волков, 1985; Заррина и др., 1981 j и
др.) эта равнина на левобережье пнротного колена Оби
признается за озерный уровень, сформированный в под—
прудном приледниковом озере времени самаровского
оледенения. Однако с такой точкой зрения согласиться
нельзя (Лазуков, 1970).
Подобласть ледниково-аккумулятивной равнины
зырянского оледенения имеется как в приуральской, так
и в приенисейской частях Западной Сибири. Однако в
щющадном отношении она занимает небольшие
территории. Эта подобласть характеризуется наличием лед».
никово-аккумулятивного рельефа, весьма слабо перера»>«
ботанного последующими денудационными процессами.
В связи с этим для него характерны довольно
значительные колебания высот (десятки метров), отмечаю-
3-2369
щиеся на коротких расстояниях. Однако в пределах
весьма больших пространств ледниково-аккумулятивный
(холмисто-грядовый и холмистый) рельеф отсутствует,
а на плоских, полого-волнистых поверхностях
вскрываются преимущественно флювиогляпиальные отложения.
Ледниково-аккумулятивный рельеф наиболее
выразительно представлен в бассейне Турухана (Земцов,1964;
и др.), где имеются отдельные холмы до 100 м
относительной высоты. Многими исследователями в
бассейне Енисея выделяется несколько полос
холмисто-грядового рельефа, сопоставляемого с караульской, ньяпан-
ской и норильской стадиями последнего оледенения. В
приуральских районах площадь* занимавшаяся льдами
зырянского оледенения, небольшая (см. рисунок), и на
большей ее части ледниково-аккумулятивный рельеф
отсутствует, будучи уничтоженным талыми ледниковыми
водами еще во время распада ледникового покрова, о
чем говорит широкое площадное распространение флю-
виогляциальных отложений. Хорошо развитый
ледниково-аккумулятивный рельеф имеется на п—ове Салемал
и в бассейне р.Щучъей. Максимальные относительные
высоты холмов и гряд достигают здесь 30-J50 м.
Рельеф характеризуется слабой переработанностью
последующими денудационными процессами. Однако, леднико-
во-аккумулятивная природа этого рельефа признается
не всеми (Попов, 1965; Чочиа и др., 1964).
Область речных долин
Речные долины хотя и располагаются в пределах
различных геоморфологических областей, тем не
менее они являются четко выраженными
самостоятельными геоморфологическими образованиями. По многим
геолого-геоморфологическим особенностям строения и
развития рельефообразующих процессов они
радикально отличаются от междуречий. Поэтому, конечно,
речные долины правильнее всего выделить в
самостоятельную геоморфологическую область. Применительно к За—
34
падной Сибири впервые это было сделано еще
В.А.Дементьевым A940). Это подтверждается еще и тем, что
практически при любом хозяйственном освоении речные ц
долины являются объектами, к которым необходим
особый подход. Особенно если учесть, что только пойма
Оби, например, в некоторых участках достигает 40-60 ftf
ширины.
Преобладающее большинство долин (Обь и ее
притоки - Надым, Пур, Таз и др.) имеет чрезвычайно широ>**
кие долины (многие десятки километров), небольшую
глубину вреза, малые продольные уклоны и серию
широких, обычно сильно заболоченных и заозеренных
террасе. Долины названных рек имеют сходное геолого—
геоморфологическое строение, выражающееся прежде
всего в одинаковом количестве (четыре) террас и в
сходном строении. Это, как правило, аккумулятивные
.(пойма, первая и вторая надпойменные террасы) или
эрозионно—аккумулятивные образования (третья и четиерт
вертая надпойменная террасы). Только долина Енисея,
располагающаяся на стыке Западно-Сибирской плиты и
Сибирской платформы/существенно отличается
практически по всем названным показателям. Значительно более
сложным является и геолого-геоморфопогическое
строение (различное на разных участках количество террас,
их разные высоты и строение и т. д.).
На большинстве террас первичный эрозионно-аккуму-
лятивный рельеф отсутствует. Он фиксируется лишь на
пойме и первой надпойменной террасе. Характер поверхЧ
нсюти террас существенно отличается в зависимости от
того, располагается район в области многолетней
мерзлоты или вне ее. Это обстоятельство весьма важно
при хозяйственном освоении.
Подразделение речных долин на более мелкие
единицы районирования возможно по возрасту. В таком
случае разные террасы будут представлять собой разные
районы. Кроме того, целесообразно подразделение реч*~
ных долин по их размерам (долины рек разных
порядков), по гидрологическому режиму водных потоков и
35
т. д. Во всех этих случаях можно добиваться сходных
группировок по тем или иным важным показателям, учет
которых необходим при различного рода народнохозяйст-
эенном использовании речных долин.
Литература
Архипов С.А. и др. Западно-Сибирская
равнина. И., 'Наука',, 1970.
Волков И.А., Волкова B.C. фазы
обводнения внеледниковой полосы Западно-Сибирской
низменности. В сб.: 'Основные проблемы изучения
четвертичного периода. М., 'Наука', 1965.
Воскресенский С.С. Геоморфология
Сибири. Западная Сибирь. Изд-во МГУ, 1956.
Дементьев В.А. Опыт геоморфологического
районирования Западно-Сибирской низменности. 'Изв.
всесоюзн.геогр. о-ва", 1940, К: 3.
3 а р р и н а Е.П. и др. Перигляциальная формация
Западно-Сибирской низменности. "Мат-лы ВСЕГЕИ',
нов. сер., "Четвертичн.геол. и геоморфол .',1961, вып.4.
3 е м ц о в А.А. Ледниковый рельеф области
зырянского оледенения на северо-востоке Западной
Сибири. В кн.: 'Гляциология Алтая'. Томск, 1964.
3 у б а к о в В.А. Геоморфологическое строение
долины Енисея в среднем и нижнем течении."Мат-лы
по четвертичн. геол. и геоморфол. СССР", 1959, вып.
27.
Л а з у к о в Г.И. Антропоген северной половины
Западной Сибири (стратиграфия). Изд-во МГУ, 1970.
Николаев В.А. Геоморфологическое
районирование Западно-Сибирской низменности. В сб.:
'Четвертичная геология и геоморфология Сибири.
Новосибирск, 1962.
36
Попов А.И. Сопоставление опорных разрезов
четвертичных отложений севера Западной Сибири и
Большеземельской тундры, В сб.: 'Основные проблемы
изучения четвертичного периода'. М., 'Наука", 1965.
Сакс В.Н. Четвертичный период в Советской
Арктике. 'Тр. НИИГА." 1953, т. 77.
Ч о ч и а Н.Г., ,К узин ИЛ. Новейшая тектоника
Западно-Сибирской низменности. В кн.: 'Геология СССР",
т. Х1У, ч. 1. М^'Недра', 1964.
Эдельштейн Я.С. Геоморфологический очерк
Западно-Сибирской низменности. 'Тр. Ин-та геогр. АН
СССР', 1936, вып. 20.
В.В.Фениксова
ВОДНЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ ВЕРХНЕГО КАЙНОЗОЯ
БАССЕЙНА СРЕДНЕГО ТЕЧЕНИЯ ОБИ
Опорные разрезы, в которых устанавливается
возраст и генезис отложений верхнего кайнозоя бассейна
среднего течения Оби, опубликованы в многочисленных
работах автора (Фениксова, 1957-1971). В настоящей
статье даются общие пространственные связи
отложений водного ряда и связанных с ними отложений
водно-ледниковой группы, развитых на севере между
устьями рек Кети и Тыма.
Отложения водного ряда представлены группой
потоков, озер и переходным генетическим типом озерно-
аллювиальных образований. На севере в приледниковой
зоне широко развиты водно—ледниковые отложения и
отложения подпорного бассейна Оби и ее притоков.
Группа потоков состоит здесь из аллювиальных,про—
лювиальных и смешанных аллювиально-пролювиальных
отложений.
Аллювиальный генетический тип в долине Оби и ее
притоков (Томи, Чулыме, Кети, Шегарки, Парабели и
др.) развит как в древних погребенных долинах, так
и в серии террас (до Ш и 1У включительно)
современных долин.
Древний аллювий средне-верхнеплиоценового и
нижнеплейстоценового возраста в системе пра-Оби в Са-
мусской впадине и в низовьях Чулыма в прадолине
на периклинальном окончании Томских складок
характеризуется изменчивым литощогическим составом, по-<
вышенным ожелезнением, переходом слоистости от
диагональной , частично русловой в галечниках, в
горизонтальную в песках и крупноленточ!^ю в линзах старич-
ных глин (рис. 1).
38
Рис. 1. Косая слоистость в аллювиальных песках ппяаг—
ценового возраста (А/л-х )» чередование каолиновых и
железистых прослоев.(сед.Киреевское в долине Оби,
вблизи устья Томи)
В пойменных и старинных фациях, в верхнекиреев -
ских слоях содержатся костные остатки древней плио-
ценово?' Equus stenonis ■ )ауны пресноводных Vnio
pictorum и обильные остатки флоры (Горбунов, 1958;
Никитин, 1948; Дорофеев, 1963). В различных
участках Обского бассейна известны погребенные эоплей-
стрценовые аллювиальные толщи, залегающие под
отложениями верхних слоев среднего плейстоцена в
предгорьях Кузнецкого Алатау в бассейне Чулыма (Семи-
хатова, 1959),. в низовьях Чулыма (Баркалов, 1958),
на Томь-Обском междуречье (Зимоглядов и др., 1969),
на Обь-Иртышском междуречье (Малолетко, 1963;
Гоян, 1964; Мартынов, 1964 - 1988; Николаев и др.}
1964) . Древний аллювий всех этих прадолин отвечает
этапу оживления эрозионной деятельности системы рек
пра-Оби по сравнению с режимом озерно-болотной
обстановки одряхлевшей речной системы миоценовой
эпохи (Фениксова, 1961, 1970).
Аллювиальный генетический тип средне-и верхне -
плейстоценового, голоденового возрастов выражен в
различных подтипах рельефа современных долин: в
районах предгорий - от 1У до X террас; в районе
низменного аккуммулятивного рельефа — во Ц и Г
надпойменных террасах и в пойменных террасах - во всех
районах рельефа.
39
Общие черты строения аллювия бассейна Оби
следующие : фации аллювия в террасах выражены полно. Русло*-,
вые фации представлены галечниками с валунами и раз-
нозернистыми кварцево—полевошпатовыми песками.
Петрографический состав обломочного материала более
разнообразный, чем в галечниках современного
аллювия Оби в той же зоне. В песках и галечниках
наблюдается типичная для руслового аллювия диагонально-
косая или перекрестно-косая слоистость и
расположение крупного обломочного материала, растительного
детритуса по косой слоистости.
Пойменные фадии, сложенные мелкозернистыми
песками, алевритами, супесями и суглинками,
характеризуются горизонтальной слоистостью, обилием
органических остатков, темной окраской, горизонтами
погребенных почв и значительным вторичным ожелезнением.
Старичные фации аллювия надпойменных террас
сложены линзами торфяников, глинистых торфяников, сапро-1
пелитов, глин, обогащенных растительным, детритусом.
В породах много вивианита, закисных соединений
железами встречается рассеянная галька кварца и
кремния.
В строении аллювия \У и III надпойменных террас
Оби и У и 1У террас Чулыма наблюдается необычное
соотношение фаций аллювиального типа, так как
террасы формировались в условиях подпора
аллювиального потока. Они рассматриваются как краевые фации
подпорного бассейна.
Озерная группа водного парагенетического ряда
представлена своеобразными фациями. Наиболее типичными
в ней являются молодые верхнеплейстоценовые и голо-
ценовые отложения низменных аккумулятивных
междуречий.
Фации пресных озер сложены темными зеленовато-
и голубовато-серыми глинами, темно-коричневыми или
темно—серыми тяжелыми суглинками с сажистыми
примазками, тяжелыми иловатыми супесями или
глинистыми песками. Породы изобилуют растительными
остатками, фауной пресноводных и гидрофильных наземных
моллюсков и прослоями глинистого торфа. По простиранию
40
озерные отложения переходят в озерно-болотные и бо-
'лотные торфянистые толши.
В строении рельефа и верхнекайнозойского покрова
в более древние этапы его развития собственно-озерные
отложения играли менее значительную роль. Обычно они
составляют краевые фации подпорных бассейнов средне^
плейстоценового времени или перигляциально—озерные
озерных разливов. Поэтому они будут рассмотрены
после отложений подпорных бассейнов.
Переходные озерно-аллювиальные фации древнего пли*-
оценового возраста развиты в предгорьях хребта Арга
и на Обь-Енисейском междуречье. Они представлены се-
роцветными глинистыми алевритами с линзами торфа,
алевритовыми глинами пестроцветных окрасок с линзами
песка, гнездами каолина, буровато-красными
суглинками с редкой галькой кварца. Очевидно, они являются
переотложенными продуктами выветривания,
образованными в мелких озерных впадинах реками предгорий.
Водно-ледниковые отложения представлены флювиогля-
циальным и озерно-ледниковым генетическим типом на
междуречьях Чулыма и Оби, Тыма, Ваха и Сыма. По
возрасту водно-ледниковые отложения отвечают отрезку
времени от аргинского надъяруса эоплейстоцена (ярские,
асинские, тайгинские и краснореченские слои) до сама—
ровско-тазовских слоев среднего плейстоцена. Ярские
и асанские слои сложены галечниками разнообразного
петрографического состав'а и размера галек с линзами
глин, расположенных по косой слоистости. Тайгинские
слои представлены горизонтальнослоистыми глинами
темной окраски, слоистость которых переходит в
крупноленточную. Флювиогляциальные отложения эоплейстоцена
(ярские, асинские, тайгинские слои/ на Обь-Томском и
Томь-Чулымском водоразделах слагают подножия остан-
цов миоценовой эрозионной поверхности. Мощность их
резко уменьшается на поднятиях (Томском и Боготоль-
ском валах, горс-антиклинории Арга, Вороновской,
Киреевской антиклиналях и других локальных структурах
района). К признакам флювиогляциЖяального их
генезиса относятся: 1) обилие водноПГ~з1Гз^Тиче"ского материа-
41
ла, чуждого междуречьям Оби и ее притоков ; 2)
залегание на водоразделах во впадинах древней доплиоден»*-
ной поверхности; 3) убывание мощности от
водоразделов к долинам; 4) отчетливая наклонная с севера на
юг слоистость как в галечниках, так и в линзах глин в
их толще; 5) расположение галечникового материала по
косой слоистости, указывающее на значительные
скорости потоков; 6) совершенная окатанность гальки.
От междуречий к широтным отрезкам долин с юго-
востока на северо-запад галечники переходят в пески
с рассеянной галькой и в долинах приобретают черты
аллювия, разделяясь на русловые и пойменные фации.
Озерно-ледниковые внизу и озерно-аллювиальные
вверху отложения слагают южную часть мэждуречья
притоков Чулыма, от Назаровской впадины на юге до
широтного отрезка долины на севере, залегая плащеоб-
разно с падением с юга на север. Внизу они
представлены ленточными глинами и тяжелыми суглинками с
валунами с ледниковой штриховкой (ст. Межаниновка)
и переотложенными органическими остатками -флорой
и фауной перми и триаса (бассейн р.Четь),
принесенными из удаленных районов горной страны Кузнецкого
Алатау.
Вверху глины переходят в горизонтальнослоистые
тонкозернистые пески, супеси, алевриты с линзами
алевритовых и жирных глин, с вивианитом и известковис-
тыми оолитами озерно-аллювиального генезиса.
Озерно-ледниковые и озерно-аллювиальные
отложения междуречий притоков Чулыма в долине Чулыма
переходят в погребенную нижнюю часть аллювия У
террасы с фауной хазарского комплекса (Qn) -красноречен-
ские слои (Назарове, Косуль, Краснореченскоё).
Все приведенные соотношэния показывают, что флю-
виогляциальные ярские и асинские и озерно-ледниковые
тайгинские слои представляют краевые фации зандрово-
го пояса горного оледенения Чулымо-Енисейской сине-
клизы (Фениксова, 1957, 1964, 1970). Талые воды
плейстоценовых горных ледников в предгорьях стекали в
крупные речные долины бассейна Оби. Формирование
42
озерно—ледниковых и озерно-аллювиальных толщ в
начале среднего плейстоцена по времени близко к первым
стадиям развития среднеплейстоценового оледенения
севера Сибири и началу подпора долин бассейна Оби.
Флювиогляциальные отложения самаровско-тазовско-
го времени, распространенные на Тым-Вахском и Вах-
Сымском междуречьях, связаны со строением
ледниковой зоны Западно—Сибирской низменности. К югу от
холмисто-моренного ландшафта краевых частей ледниковых
образований флювиогляциальные отложения слагают
верхнюю часть приледниковой озерной равнины. Они
представлены полимиктовыми зеленовато-серьми песками, граве-
листыми песками с валунами и гальками
'метаморфических'пород (Ьрловка -Кольчим) или россыпями валунов
и гальки пород тралповой формации (Большой Кае).
Они характеризуются спорово-пыльдевым спектром
лесного типа с постоянным присутствием холоднестойких
форм, свидетельствующих о более холодном климате,
чем климат тобольского (миндель-рисского) межледни-
ковья (Мизеров и др., 1964, 1970). Вблизи крупных
речных долин бассейна Оби (Кети, Тыма, Ваха)
флювиогляциальные отложения постепенно переходят в
отложения подпорных бассейнов.
Отложения подпорных бассейнов разнообразны по
генезису и занимают большую площадь, формируя
низменный аккумулятивный рельеф приледниковой зоны.
Возраст отложений подпорного обского бассейна охватывает
тобольский и самаровскйй век.
В эти отложения входят тобольские, вороновские и
краснореченские слои тобольского горизонта, самаров-
ские и кривошеинские. слои самаровского яруса. Со
временем спуска подпорного бассейна связаны более
молодые отложения времени окончания среднеплейстоденовой
эпохи и начала позднеллейстоценовой - тазовские и та-
зовско—зырянские отложения.
Отложения подпорного бассейна Оби несколько
различно выражены в трех районах: 1) на севере в при-
лед.никовой зоне ; 2) в центральной части подпорного
43
Рис.2. Схема <Ьаиий подпорного бассейна Оби между устьями Томи и Тыма:
1-почва погребённая; 2-супеси и суглинки лессовидные; 3-суглинки и супеси
тонкослоистые; 4-суглинки тяжелые; 5-супеси; 6-глина тонкослоистая; 7-суглинок
тонкослоистый; 8-глина ленточная; 9-песок глинистый или алеврит; 10-пески средне-
зернистые; П-криогенные текстуры; 12-пески с гравием и галькой; 13-окатыши
и глины; 14-торф; 15-конкреции сидерита; 16-фауна млекопитающих; 17-направле-
ние слоистости; 18-сквозные долины притоков; 19- фауна моллюсков
бассейна, между устьями Томи и Тыма; 3) в южной
периферической части бассейна в предгорьях, между
широтами устья Томи и хребта Арга.
В северной припедниковой части развиты
погребенные аллювиальные отложения тобольского горизонта и
наложенные озерно—ледниковые самаровские и флювио-
глядиально-озерно-аллювиальные кривошеинские слои
самаровского яруса,
В центральной части подпорного бассейна снизу
вверх залегают погребенные аллювиальные,
преимущественно русловые фации тобольских слоев, наложенные
озерно-аллювиальные тобольские и самаровские слои
( Q '"J",2 ) и смешанные флювиогляциально-озерно-аллю-
виалькые кривошэинские слои и краевые фации
подпорного бассейна.
В южной части развиты краевые фации -
аллювиальные и озерно-аллювиальные вороновские и красноречен-
ские слои тобольского горизонта и аллювиальные и
озерно-аллювиальные отложения (частично вложенные)
1У и Ш террас Обл, У и 1У террас Чулыма, Томи и
; других крупных притоков.
Переход констративных (вложенных) краевых фаций
подпорного бассейна в перстративные (наложенные)
происходит между устьями Чулыма и Кети (рис. 2).
В центральном и яэжном участках с отложениями
подпорных бассейнов,, тярнгенетически тесно связаны:
а) краевые озерно-аллювиальные и озерно-дельтовые
фации правых вторых притоков Сби среднеплейстоцено
вого возраста; б) аллювиальные отложения сквозных
долин притоков; в) перигпяциально-озерные отложения
Обь-Иртышского междуречья} г) отложения 'лощин
стока' времени окончания средне- и начала
верхнеплейстоценовой эпохи.
Аллювиальные погребенные, преимущественно
русловые, фации тобольского горизонта во всех трех
районах выражены однотипно, но площадь развития их на
севере значительно больше, чем на юге. Они известны
в долине Ваха (ларьякская свита), Тыма и их притоков.
45
Широкое их распространение связано с быстрым
развитием подпора и затоплением низменных междуречий
притоков Оби. В аллювиальный генетический тип эти
отложения не вошли, так как геоморфологически
приурочены к придопинным частям Приобского
водораздельного плато, а парагенетически связаны постепенным
переходом с озерно-аллювиальными отложениями
подпорного бассейна самаровского века южного участка (За—
обский, Уртам). Русловые фации погребенного
аллювия тобольских (вороновских) слоев характеризуются
песчаным разноэернистым составом, хорошо
выраженной линзовидно-косой или диагональной слоистостью,
расположением галечникового материала и раститель-.
ного детритуса по слоистости и переходЬм вверх ,по
разрезу в пойменные фации (Кривошеино, Вертикое).
Пойменные фации тобольского Возраста в северной (и
центральной) части подпорного бассейна трудно
отделимы от озерно-аллювиальных отложений самаровскик
слоев( q ,2, }. Пойменные фации тобольского
возраста в южном участке входят в краевые фации
подпорного бассейна, где выражены маломощными красноречея—
скими слоями - темными суглинками с неясной г opt»
зонтальной слоистостью, редкой галькой и фауной
мамонта Mammuthus trogontherii (Чулым, Красноре—
ченское;. Во многих разрезах внутри Фобольского
горизонта выделяются более мелкие подразделения -
'диагональные пески* и 'сизые суглинки*. Эти
понятия полностью соответствуют генетическому разделению
тобольского аллювия на русловые и пойменные фации
(Фе ник сова, 1959; Волкова, 1962).
В бассейне Иртыша в переуглубленных древних
долинах имеется непрерывный разрез песчаного аллювия,
в котором внизу содержится фауна Archidiscodon,
<wlisti , а вверху Mammuthus trogontherii
(Барнаульская и Ханты-Мансийская впадины) (Москвин
тин, fffljpJKHHa, I960; Волкова, 1984). Этот непрерывный
разрез свидетельствует о непосредственной связи сред-
неплейстоценового аллювия Оби с более древними эле*
140
ментами осадконакопления аллювиального типа в ее V
бассейне во внеледкиковой зоне.
Озерно-ледниковьв перстративные самаровские слои
в нриледниковой зоне представлены сероцветными
глинами внизу с тонкой, вверху с крупной ленточной
слоистостью, обусловленной чередованием глины
алевритовой, глины пелитовой и лепто-пелитовой структуры,
богатой монтмориллонитом В глинах содержится спорово-
пыльдевой спектр тундровой растительности. В
ледниковую зону они переходят в морену максимального сама—
ровскогооледенения; в центральной части подпорного
бассейна - в озерно—аллювиальную толщу.
Озерно-аллювиальные отложения центральной части
подпорного бассейна самаровского яруса, образующие
средний глинисто—торфянистый горизонт среднего
плейстоцена, связаны постепенным переходом с
подстилающими аллювиальными тобольскими песками. В нижней
своей части они являются пойменными фациями
аллювия тобольского яруса и входят в единую толщу
мощностью от 15 до 25 м, внизу аллювиальную, вверху
озерно-аллювиальную ( IaQ 1-JJ2 V
Озерно-аллювиальные фации здесь представлены
темными гориэонтальнослоистыми, часто крупноленточ—
ными суглинками или глинами с прослоями и линзами
торфа и сапропелита и обилием закисных соединений
железа. 3 ленточных глинах ритмичное переслаивание
обусловлено чередованием более мощных темноокра-
шенных илистых лент со светлыми, мэнее мощными
суглинистыми лентами. Увеличенная мощность темных
лент может быть связана с длительностью осенне-
зимнего сезона, а также обусловлена низменным
рельефом. Комплекс фауны моллюсков в озерно-аллкши-
альных фациях представлен эвритёрмными "транзит-
ными* сЬормами, пережившими условия оледенения —
Valvata piscinalis Mull., V. piscinqlisМйМ. var. alpestris Kuster, Ptsidium-
amnicum Mull., P. casertanum Poii., Gyraulus gredleri Gredl. var. borealis
Loven., G. lacvit 'Alder, Vatlonia tenuilabris Al. Br.
47
Тип слоистости, прослои торфяников и сапропелитов,
обилие влаголюбивой и болотной растительности,
обедненный комплекс эвритермных 'транзитных* моллюсков
свидетельствуют о накоплении глин и суглинков в
условиях холодного озерного бассейна. Питание бассейна
происходило за счет притока аллювиальных и частично
флювиогляциальных, вод, но, очевидно* было равномэр-
ным. Озерно-аллювиальный генезис самаровских слоев
центральной части подпорного бассейна
подтверждается переходом их на север, восток и юг в краевые
фации подпорного бассейна, где влияние
аллювиальных потоков проявляется более чётко в дифференциации
русловых и пойменных фаций.
Краевые фации центрального района подпорного
бассейна Оби самаровского времени по системе
притоков выражены различно. На севере (по Тыму и Ке-
ти) они сложены озерными горизонтальнослоистыми
голубоватыми глинами, глинистыми алевритами и
тонкослоистыми супесями небольшой мощности. Вверх
по долинам вторых притоков (Пайдугина, Орловка,
Лисица, Сочур) озерные глины залегают ингрессивно,
сокращаясь в мощности в 3-5 раз. Алевритовый
состав краевых фаций подпорного бассейна на севере
и уменьшение мощности в долине притоков
свидетельствуют о резком сокращении эрозионных процессов в
мелких аллювиальных потоках, когда влекомБ1Й и
взвешенный материал в краевых частях подпорного
бассейна осаждался одновременно.
На востоке, в устьях Чулыма и Томи, краевые
фации подпорного бассейна представлены в озеровид-
ных расширениях однообразной толщей песков, которая
начала формироваться в тобольское время и
закончила в самаровском веке. В песках с рассеянной
галькой крепких пород признаки как аллювиального, так
и озерного генезиса выражены крайне слабо.
Краевые фации в южном районе представлены
внизу песчаными, частично погребенными,
аллювиальными русловыми, вверху - озерно-аллювиальными нало-г
48
-кенными лессовидными супесчаными, суглинистыми,
частично пойменными фациями 1У террасы Оби и ее
крупных притоков (Уртам, Лагерный сад).
Флювиаогляциально-озерно-аллюви ал ьные смешан-
ные фации сатааровско-тазовского времени - кривоше-
инские слои - в приледниковой зоне связаны с подсти-
лаюшими озерно-ледниковыми глинами постепенным
переходом. В верхней части озерно-ледниковых глин
появляются прослои и линзы песка, которые вверх
переходят в переслаивание темных горизонтальнослоис-
тых суглинков с присыпками песка и
многочисленными конкрециями сидерита, линзовиднослоистых супесей
и мелкозернистых песков. В них содержится флора
диатомовых водрослей и спорово-пыльцевой спектр
лесного типа, характеризующий некоторое потепление
климата сравнительно 'с самаровским временем
( f— la Q || ). Минералогический состав смешанных
фации подтверждает снос с запада и севера со
стороны морен максимального оледенения (Березкина, 1958;
Шумилова, 1963, 1988). Осадконакопление происходило
в едином пресном приледниковом водоеме. В
начальную стадию его развития в тобольский век
преобладал принос пластического материала аллювиальным
потоком Оби ( ?• Q п ); в сймаровское время
принос обломочного материала со стороны Оби был
незначительным и уравновешивался приносом талых вод
ледника - в ледниковом озере накопились ледниковые
толщи. В интерстадиальное время преобладал принос
материала флювиогляциальными потоками и
формировались смешанные флювиогляциально-озеряо-аллюви-
альные фации песчано-алеврятового состава ( 1—la Q ^\
Флювиоглшйально-озерно-аллювиальные кривоще-
инские слои в центральной части подпорного
бассейна представлены желто-серыми алевритами, супесями
и суглинками с характерной горизонтально-волнистой
слоистостью ряби волнения. Внутри горизонтальных
прослоев слоистость короткоперистая или причудливо-
петельчатая. В верхней части толши она становится
4-2369
49'
неясной или исчезает совсем., породы становятся
лессовидными- пылеватыми,. карбонатными, вертикально-
пористыми, дают столбчатые отдельности при выветрии-
вании • В алевритах и супесях содержатся остатки
млекопитающих верхнепалеолитичесиэго комплекса и ранним
мамонтом и спорово-пылышвой спектр древесной кед-
рово-еловой растительности со значительным участием
осоковых, разнотравья^ зеленых мхов. В верхних
лессовидных слоях встречен мамонт позднего типа»
Климат с признаками потепления сравнительно с самаров-
ским временем" оставался холодно-умеренным.» В
ландшафтах лугово-болотные участки чередовались с еловым
лессом (Фениксова, 19В4, 1970).
Кривошеинские слои центральной части подпорного
бассейна образуют трансгрессивную толщу, которая в
системе притоков переходит в ингрессивные краевые
фации (см. рис. 4).
Краевые фацри криващеинских слоев» слагающие
низменные междуречья правых притоков Оби (Ваха, Тыма,
Кети), имеют более грубый кластический состав, чем
в центре подпорного бассейна. Они представлены желто.»
ватыми мелкозернистыми горизонтальнослоистыми
песками, переслаивающимися с глинистыми гтяскамии
глинами. Далее на восток в сквозной Кеть-Касской
долине они становятся еще более грубообломочными».
переходят в крупнозернистые пески, что подтверждает 'снос
обломочного* материала с востока на запад.
Трансгрессивное залегание кривошеинеких слоев на междуречьях
Каса, Кети и Тыма на самаровских, тобольских, а
местами на коренных отложениях свидетельствует о том,
что подпорный бассейн давал разливы на низменные
междуречья и ингрессию в систему притоков» В
области Обь-Енисейского междуречья и Кеть-Касской
сквозной долины происходило смыкание подпорных бассейнов
Оби и Енисея по системе долин притоков. Снос оЬло-
мочного материала с востока на запад указывает на
сток излишков вод в том же направлении.
50
Краевые фации Обского подпорного бассейна в
южном участке бассейна выражены в верхних пер-
стративных горизонтах озерно-аллювиального
генезиса 1У террасы, описанных выше, и в отложениях
Ш тероасы Оби. Последние представлены песчано-
алевритовыми отложениями значительной мощности
и на больших площадях и четко отличаются от
отложений подпорного бассейна дифференциацией на
русловые и пойменные фации (Поздняково, Асино).
Значительная мощность пойменных фация, превыигаю-
щая русловые в 3-4 раза, свидетельствуют о
влиянии подпора на аллювиальный поток рек (рис. 3).
Смешанные флювиоглядиально-аллювиальные фации
самаровского и самаровско-тазовского времени в
разрезах 1У террасы Чулыма в районе Apr а
представлены темными полимиктовыми тонкозернистыми по-
лого-косослоистыми песками с тонкими прослойками
горизонтальнослоистых глин. В них отсутствуют
черты аллювиального генезиса, но в рельефе они
образуют трансгрессивную толщу, под которой погребены
более древние элементы долин и низменных
междуречий левобережья Чулыма (Косуль, Краснореченское).
В отличие от отложений подпорного бассейна смешан-
ныэ фации в бассейне Чулыма развиты на
ограниченной территории и к северу от широтного отрезка
долины не прослеживаются, переходя в типичный
аллювий (рис. 4).
Аллювиальные, озерно-аллювиальные и частично
озерно-дельтовые фации самаровсво-тазовского
времени развиты также в системе сквозных притоков
Оби, частично погребенных, но тесно связанных
своим возникновением со стоком излишков смешанных
вод подпорных бассейнов с востока на запад.
Долины сквозных притоков Оби и Енисея начиная с Кас-
Кетской дипины на севере прослеживаются в ряде
участков мэждуречья Оби и Енисея: Сочур-Ке'гь, Кеть-
Чулым, Чулым-Томь (в долине Большой Юксы и низо-
зий Чулыма). Они развиты также на Обь-Иотышско^
междуречье.
51
Вертикальный масштаб
В О 3 10 16 20м
ЕЕЗ« Ш* Ш9
Ш« Ш« О»
Ш*Щз [ГУ?>,':-| 7 | ^ /| 11
4 |238 [ГТ\
12
Рис. 3. Разрез И! террасы р.Оби у дер. Поздняково:
I-почва современная; 2-суглинок трещиноватый;
3-супесь; 4-линзы тонкослоистых суглинков;
5-песок глинистый; 6-песок тонкозернистый; 7-песок
крупнозернистый; 8-галечник и гравий; 9-пески с
гравием, галькой и валунами; 10-направление
слоистости; II -конкреции лимонита; 12-фауна моллюсков
Аллювиальные и озерно-аллювиальные отложения
представлены в сквозных долинах Обь—Иртышского
междуречья снизу песками, вверху супесями и
суглинками федосовской и чановской свит (Фениксова, 1957).
На междуречьях они переходят в лессовидные
суглинки и супеси верхних горизонтов краснодубровской сви-
52
шш?
гхВороиово Уетм Лагерный Ноское
Tprtflen 10 Урти Тми щ
II
V 36-40
tg-alQ?.-3 *rt£&
1 III 18-^g^^^^^^S
■j^Sb^W^N^^^4^
£$88^чч1 i"
vii ioo-tioo
al-plNj-Qr^fTl^
n^!*iv\v
i^t?
%!
vx Уровень p. Чу а ыма
I
I
HtMpwe «алы» Ирищтн- Хргаш»
Кода сков завод
Рис. 4. Схема строения долины Оби и Томи выше
слияния (X) : Схема строения долины Чулыма в районе
хр.Арга (П)
(условный обозначения как на рис. 2)
ты. Сквозные долины левых притоков Оби
непосредственно примыкают к древним озеровидным впадинам Обь*-
Иртышского междуречья, где вскрыты мощные озерные
отложения (до 60 м) среднего плейстоцена (Феннксова,
1964, 1965; Бобоедова и Илларионова, 1964).
В некоторых участках сквозных долин притоков
наблюдается непосредственное наложение аллювиальных и
озерно-аллювиальныл отложений межледникового
времени на иловатые отложения озеровидных расширений
долин более древнего (самаровского) времени. Здесь они
могут быть выделены в озерно-депьтовые фации (Кеть-
Тымское Приобье, Большая Юкса, Тюхтет) (Фениксова,
1970).
Перигляциально-озерные самаровско-тазовские, та—
зовские и тазовско-зырянские отложения широко
развиты на Обь-Иртышском междуречье и меньше на севере»
Обь-Енисейском водоразделе. В левобережной части
Обского бассейна эти отложения представлены мощной
и выдержанной на большой площади толщей палевых гс—
ризонтально-волнистослоистых суглинков и супесей
лессовидного облика. Слоистость пород очень тонкая ( от
2-5 до 20-25 мм), местами неясная. По слоистости
чередуются алевритовые присыпки, скопления слюды или
растительного детритуса. Внутри слоечков часто
выражена наклоннокосая, перистая, веерообразная или слож—
нопетельчатая слоистость. Суглинко-супеси имеют в
подошве и кровле ископаемые почвенные профили,
имеющие стратиграфическое значение. В них содержатся
многочисленные остатки фауны млекопитающих, моллюсков,
обитятелей пресных водоемов или увлажненных
пространств, и богатые спорово-пыльцевые спектры.
Генезис отложений по обстановке осадконакопления
определялся как водный - в бассейнж небольшой
глубины или системе блуждающих потоков с замедленным
течением (Фениксова, 1956, 1957, 1961, 1964).
Суглинко-супеси вблизи долины Оби имеют незначительные
мощности A5-25 м) и трудно отделимы от смешанных
флювиоглядиально-озерно-аллюзиальных фаций подпор—
54
ного бассейна. Они могут относиться также к поло-
водно-ледниковым отложениям за пределами крупных
долин (Горедкий, 1961, 1964).
Мощность перигляциально-озерных отложений с
северо-востока от долины Оби на юго-запад в долину
Иртыша в Иртышской синеклизе возрастает в несколько
раз (от 12-25 до 50-70 м). Самаровско-тазовские и та-
зовские слои верхних горизонтов краснодубровской
свиты входят в непрерывный разрез среднего плейстоцена
Обь-Иртышского междуречья и вниз по разрезу тесно
связаны с отложениями древних озерных впадин - озер
Чаны, Кулундинского, Эбейты, Кашкарой, Ульпенкарой,
Теке, Селетытениз и др. Озерные котловины сложены
суглинками и глинами с подчиненными прослоями
песков и супесей мощностью до 60 м, возраст которых
определяется от среднечетвертичной эпохи до
современной (Карасукская свита) (Гоян, 1964).
В речных долинах озерные отложения карасукской и
суглинистые отложения краснодубровской свит
переходят в аллювиальные и озерно-аллювиальные фации -
разнозернистые пески, лессовидные супеси и прослои
глин. Следовательно, южную часть Обь-Иртышского
междуречья слагают мощные отложения озерных впадин,
которые питались в течение среднеплейстоценовой эпохи
излишком смэшанных вод, проникавших в них по
системе сквозных притоков Енисея и Оби с северо-востока
на юго-запад. Пэреполнени» озерньк впадин приводило к
пресноводным озерным разливам. Климатические условия
пресноводных озерньк разливов были близки к условиям
холодного интерстадиального времени второй половины
среднего плейстоцена, о чем свидетельствуют флора и
фауна в лессовидных толщах. По условиям осадконакоп-
ления и общим связям со стоком смешанных вод вне-
ледниковой зоны отложения суглинко-супесей
Обь-Иртышского междуречья относятся к
перигляциально—озерным фациям внеледниковой зоны. Накопление
перигляциально-озерных фаций происходило в системе
мелководные озерных водоемов, дробящихся потоков с времанны-
55
ми руслами и медленным течением и пересыхающих
проток, стариц я временных дельт. Об изменчивости V
этой системы во времени свидетельствуют не только
генетические признаки отложений, но и
многочисленные погребенные почвенные профили в краснодубров-
ской свите, указывающие на перерывы в осадконакоп-
яении.
С периглядиально-озерными отложениями среднеплей—
стоденовой эпохи тесно связаны переходом по разрезу
и в пространстве верхнеплейстоценовые верхние
горизонты лессовидных супесей и суглинков Приобского
плато. По алевритовому составу пород, типу
горизонтально-волнистой слоистости, обилию рассеянного
кальцита и известковистых конкреций, фауне наземных и
эвригромньк моллюсков они относятся к водным
осадкам системы пересыхающих остаточных мелких озер и
болот на междуречьях.
Фации 'лощин стока", связанные своим
возникновением с .перестройкой речной сети в конце самаровскс—
го века (тазовской стадией), развиты преимущественно
в районе низменного аккумулятивного рельефа. Они
установлены на Тым-Вахском, Кас-Сымском» Кеть-Тым-
ском , Кеть-Чулымском и Чулым-Томском
междуречьях. Представлены эти фации желтовато-серыми мелко-
и тонкозернистыми кварцево-полевошпатовыми
песками, переслаивающимися вверху с глинистыми или
иловатыми тонкозернистыми песками и алевритами. В
этих отложениях нет четкого разделения на русловые
и пойменные фации, что обусловлено зарегулирован—
ностью источников питания 'лощин стока*. 'Лощины
стока' возникли как дренажные каналы, бравшие
начало из озерно-болотных водоемов затопленных
междуречий притоков Оби и Енисея, о чем свидетельствует
морфология яюикообразных долин, незначительные
уклоны днища и переходы в озерные фации. При озерно-
болотном питании в 'лощинах Стока" не было резкого
различия между меженным и паводковым уровнем
потока. В них формировались фации однотипны* тонких
пелитовых осадков в условиях дробящихся и блуждающих
56
по днищу переменных потоков с медленным течением
СМизеров, Богдашев, 1970).
Общая физико-географическая обстановка подпорного
бассейна определялась значительные притоком холодных
вод со стороны тающих ледников. В низкотемпературной
среде бассейнов выживали только некоторые эвритерм-
Ньв формы моллюсков - Volvata, Pisidium, Gyraulus и
остракод и захоронялись ооедяенные ио составу споры
и пыльца тундрово-степной растительности. Динамика
среды осадконакопления менялась во времени.
1. В начальную стадию формирования подпорного
бассейна отлагался преимущественно аллювиальный,
частично влекомый, большей частью взвешенный, обломочный
материал замедленного подпором речного потока.
Краевые фации подпорного бассейна в эту
стадию,представлены песками в озеровидных расширениях долин.
2. В стадию максимального развития льдов принос
обломочного материала со стороны льдов
уравновешивался приносом пелитового взвешенного материала со
стороны реки, и режим бассейна приближался к озерному.
Отличия от озерной обстановки заключались в
динамичности береговой линии подпорного бассейна,
вписывающегося в разветвленную сеть притоков. Краевые фации
подпорного бассейна в эту стадию сложены глинами и
глинистыми слоистыми алевритами.
3. В стадию таяния льдов в самаровско-тазовский
интерстадиал (межледниковье) принос обломочного
материала флювиогляциальными потоками со стороны льдов
превышал принос обломочного материала со стороны
реки. Среда осадконакопления отличалась большой
динамичностью, так как подпорный бассейн ингредировал в
притоки и трансгредировал на низменные междуречья.
Краевые и полноводно-ледниковые фации бассейна в
эту стадию представлены алевритами, супесями и
алевритовыми суглинками.
57
Литература
БаркаловИ.А. Некоторые новые данные к
стратиграфии асиновских слоев в нижнем течении
р.Чулыма. 'Уч.зап. Томск,ун-таТ £938, вып. 34.
Бере*кина Г.М. Литологические особенности
кайнозойских отложений долины р.Оби в ее среднем
течении. 'Вестн. Моск,.ун-та', сер. геол., 1958, № 2.
Бобоедова А.А. К вопросу о происхождении
Убаган-Тургайской древней долины. Тез.докл. Всесоюзв.
совещ. по изуч. четвертичн. периода. Новосибирск, 1964.
Волкова B.C. О палеогеографической
обстановке в бассейне Йптыша перед максимальным (самаровским)
оледенением, вып. 27. Новосибирск, .1962.
Горбунов М.Г. Новые виды Jutr'ans из
третичных отложений Западной Сибири. 'Бот. журнал^ 1958,
N° 5, вып. 91.
Горецкий Г.И. Генетические типы и
разновидности перигляциальной формации. В сб.: 'Материалы по
генезису и литологии четвертичных отложений'. Минск,
1961.
ГорецкийГ.И. Аллювий великих антропогено-
вых прарек Русской равнины* т. I. М«, 'Наука', 1964.
Г о я н В.В. О происхождении и
геолого—геоморфологических особенностях озерных котловин юга
Западно-Сибирской низменности. М.^'Наука', 1964.
Зимоглядов Б.Н., X а р и н а Л.Н.,
Ш т а й к е р .ЕЛ. Золотоносность отложений
древних долин Мариинской тайги ()Кузнецкии Алатау). В
сб.: 'Геология россыпей юга Западной Сибири'. М.,
'Наука', 1989,
М и з е р о в Б.В., Стрижова А.И.
Основные черты палеогеографии Кеть-Тымского Приобья в
четвертичном периоде. 'Тр. Ин-та геол. и геофиз. СО
АН СССР', 1964, вып. 44.
58
Мизеров Б.В., Богдашев В.А.
Основные черты геологического строения Кеть-Тыьского При-
обья и бассейна р. Сым. "Мат-лы Веесоюзн. совет, по
геоморф, и геотект. Сибири и Дальнего Востока", т. 3.
Новосибирск, 1970.
Никитин П.А. Плиоценовые флоры р.Оби в
районе г.Томска. ДАН СССР, 1948, т. XI, № 6.
Решения и труды Межведомственного совещания по
доработке и уточнению стратиграфических схем Западно-
Сибирской низменности. М., Гостоптехиздат, 1961.
Фениксова В.В. Четвертичные отложения
Томь-Колыванской зоны и Колпашевской впадины. "Тр.
Межведк совещ. по стратигр. Сибири". М.,
Гостоптехиздат, 1957.
Фениксова В.В. Лёссовидные отложения
юго-востока Западно-Сибирской низменности. "Мат-лы
совещ. по изуч. четвертичн. периода", т. 3. М., Изд-во
АН СССР, 1961.
Фениксова В.В. Строение неогенового и
четвертичного покрова внеледниковой зоны
Западно-Сибирской низменности. "Вестн. Моск. ун-та", сер. геол.,
1964, N° 6.
Фениксова В.В. Четвертичные (антропоге-
новке) отложения юго-востока Западной Сибири. В кн.:
"Проблемы геологии антропогена". Изд-во А1ГУ, 1966.
фениксова В.В. История развития
внеледниковой зоны Западно-Сибирской низменности. "Сов.
геология", 1970, № 1.
Шумилова Е.Н. К вопросу о
минералогическом составе и условиях формирования моренных
отложений Карым-Кары (р.Обь) и горы Пионерской
(устье Иртыша). М„ "Наука", 1968.
Щукина Е.Н. Закономерности размещения
четвертичных отложений и стратиграфия их на территории
Алтая. "Тр. ГИН АН СССР", I960, вып. 26.
ОЛЛисс, НА.Березина, Г .Г .Куликова,
А.В.Предтеченский, Е.И.Скобеева
ПРИНЦИПЫ. ТИПОЛОГИИ ТОРФЯНЫХ БОЛОТ
ЦЕНТРАЛЬНОЙ ЧАСТИ ЗАПАДНО-СИБИРСКОЙ
НИЗМЕННОСТИ И ИХ РАЙОНИРОВАНИЕ
Современные стадии развития торфяных болот
центральной части Западно-Сибирской низменности следует
понимать как типы болот (Галкина, 1959). Типы
торфяных болот определяются генезисом, стратиграфией
залежи, характером современного растительного
покрова, -формой поверхности, размерами, глубиной
торфа. Они являются производными физико-географической
обстановки, в условиях которой происходило и
происходит их формирование и развитие.
Поэтому под принципами типологии болот следует
подразумевать как особенности самих болот (их
генезис, стратиграфию залежи, растительный покров и
т. д.), так и физико-географические особенности
(климат, рельеф, почвенный покров, гидрологический режим
и т. д.), которые определяют пути и направления бо-
лотообразовательных процессов.
Перечисленные принципы типологии положены в
основу предлагаемой схемы районирования болот
центральной части Западно-Сибирской низменности, которая
является дальнейшим развитием и уточнением схем
районирования болот Западной Сибири, разработанных
А,Я.Бронзовым A930), Н.Я.Кацем A929, 1948), Н.Я.Ка-
цем и М.И.Нейштадтом A983), С.Н.Тюремновым A967;,
С.Н.Тюремновым, О.ЛЛисс, Г .Г.Куликовой A987),
Е.А.Романовой A985).
ео
[S3> Ш* SS3* Ш* K2S КЗ- Ы*
фЛ% ^в gg.o Е2и СЗ» В13 Е3'4
Рисунок. Схема районирования болот центральной части
Западно-Сибирсксй низменности.
I-юна выпуклых олиготрофных сфагновых болот:
1 -подзона олиготрофньк озерных, озерково-грядовых,
озерково—грядово-мочажинных болот: 1-Кандинская
область, 2-Северообская; Т« - подзона олиготрофяых
озерково-грядово-мочажинных и грядово-мочажинных
болот: 3-Сред необская, 4-Кеть-Вахская ; 1 - подзона
олиготрофных» грядово-мочажинных, сосново-кустарнич-
ково-сфагновых, мезотрофных травяно-моховых,
евтрофных древесно-травяяьк и древесно-травяно-моховых :
5-Тавдинская, 6-Васюганская, 7-Кеть-Чулымская.
It - зона слабовыпуклых евтрофных гипновых болот:
8-Тура-Ишимская, 9-СеверобарабинскаяЛП - зона плоских
евтрофных травяных болот: Ш -подзона займищных
тростниково-осоковых болот с рямамн, Ю-Тобол-
Ишимская, 11 -Южнобарабинская; UL " подзона тростниково-
осоковых и засоленных болот; 12-границы торфяно-бо
потных зон, 13-границы торфяно-болотных подзон п
областей
По сравнению с предыдущими схемами нами на
основе анализа фактического и картографического
материала уточнены границы болотных зон, в пределах
которых выделены подзоны и области (рисунок).
По характеру генезиса, направлению, интенсивности
болотообразовательных процессов и состоянию
современного растительного покрова в пределах центральной
части Западно-Сибирской низменности выделяются: зона
выпуклых олиготрофных сфагновых болот; зона
слабовыпуклых евтрофных гипновых болот; зона"плоских евтроф-
ных травяных болот.
Зона выпуклых олиготрофных сфагновых болот
Зона выпуклых элиготрофных сфагновых болот,
являясь продолжением европейской части этой зоны,
занимает 41% Западно-Сибирской низменности (Романова,
1965) и расположена в пределах
ботанико—географических подзон северной, средней и южной таити.
Болота имеют здесь оптимальное развитие.
Заболоченность отдельных районов достигает 50-80%. По
интенсивности протекающего здесь
болотообразовательного процесса зона относится к поясу интенсивного тор-
фонакопления (Никонов, 1949), где расположены
крупнейшие в мире торфяные бассейны. Интенсивному боло-
тообразованию способствует природная обстановка
зоны: максимальное количество осадков (до 500 мм),
замедленный сток A25-270 мм), слабое испарение B40-
300мм), необыкновенная равнинность рельефа, слабое
развитие гидрографической сети, близкое стояние к
поверхности грунтовых вод, наличие водоупорных
подстилающих грунтов.
Бедный минеральный режим грунтовых вод и наличие
подзолистых' почв обусловливают преимущественно
сфагновый тип заболачивания. Основная толща залежи1
болот формировалась в условиях атмосферного питания,
поэтому продолжительность евтрофной или мезотрофно$
б2>
стадии при заболачивании подзолистых почв невелика.
В зоне господствуют олиготрофные сфагновые болота,
приуроченные к водоразделам и „высоким террасам.
Сложены они топяными залежами с преобладанием травяно—
моховых и моховых видов.
Мезотрофные болота здесь играют подчиненную роль.
Евтрофные болота встречаются в основном в поймах и
на низких террасах. На водоразделы евтрофные и мезо-
трофные болота выходят лишь на юге зоны.
Отсутствие постоянного стока внутризалежных вод и
периодический подпор многочисленными реками грунтовых
вод создали благоприятные условия для формирования
высокообводненных залежей, влажность которых,
особенно на севере зоны, доходит до 94-96%. С глубины 2-3-м,
где залежь нередко формируется переходными и
низинными видами торфа, Влажность пластов резко
снижается и доходит до 86-88%. В придонных слоях она
уменьшается до 84-85%. Влажность низинных залежей
значительно ниже влажности верховьк залежей и составляет
около 87-89%. Средняя влажность залежи смешанного
и переходного типов колеблется в пределах 92%.
Степень разложения торфа в таких условиях
формирования довольно низкая, а средняя степень разложения
верховьк залежей, сложенных травяно—моховыми и
моховыми видами торфа, колеблется в пределах 15—25%.
Залежи, формирующиеся на дренированных участках, у
суходолов и речек характеризуются несколько
повышенной степенью разложения C0-40%).
Залежи смешанного типа, в сложении которых
принимают участие травяные и древесно-травяные виды
торфа, имеют несколько повышенную степень разложения
(средняя 25-35%). Степень разложения торфов залежей
низинного типа колеблется в пределах 25-45%.
Зольность торфа невыс'окая и составляет для верхо»-
вого типа в среднем 2-4%. Несколько повышается она
(до 5-6%) в торфяных залежах склонов и в основном
в районах междуречья Кеть-Вах и в бассейне р.Конды.
В залежах низинного типа зольность колеблется в пре^-
63
.делах 6-8% в районах Обь-Иртышского междуречья в
правобережья широтного отрезка течения р.Оби.
Несколько выше (до 12-18%) она у залежей междуречья Кеть-
Вах. Объяснить это можно спецификой рельефа
междуречья, условиями сноса минеральных частиц с
минеральных берегов болот и более высоким стоянием
грунтовых вод.
Торфяные залежи на севере зоны, где доминируют
озерные и озерково-грядово-мочажинные болота, в
основном неглубокие и характеризуются средними
глубинами 2-4 м. Это, видимо, можно объяснить
неблагоприятными климатическими условиями, сокращающими
вегетационный период растений-торфообразователей и, таким
образом, тормозящими вертикальный рост залежи.
Южнее, где господство переходит к олиготрофным озерково-
гряциьо-мочажинным и грядово-мочажинным болотам,
мэщность залежи увеличивается и в отдельных местах
доходит до 6-8 и даже 10 м.
Сложный рельеф минерального дна болот, их
различное геоморфологиче -кое положение определяют
значительные колебания глубины, даже в одноименных по
видовому составу торфяных залежах по отдельным торфяным
болотам. Наиболее мощные по глубине торфяные
залежи отмечены в центральных частях олиготрофных болот,
расположенных на высоких террасах и склонах, на
участках, покрытых в основном олиготрофяыми грядово-
мочажинными и озерково-грядовыми комплексами.Здесь,
как правило, глубина залежи колеблется в пределах
4,5-8,0 м, снижаясь к окрайковым частям и
внутренним суходолам, часто к рекам до 4,0-1,0 м.
Значительная глубина торфяной залежи массивов отмечена на
участках с фильтрационными и прибереговыми топями
D,0-6,0 м), у истоков речек E м), нередко у озер
E,0-6,0 м), покрытых в основном евтрофными и ме-
зотрофными осоковыми, осоково-тфвгновыми фитоцено*-
зами. На дренированных участках болот глубина
залежи обычно снижается до 2-3 м. Торфяные болота с
несколько меньшей мощностью залежи формировались и
на водоразделах. Наиболее глубокие участки этих бо-
84
лот приурочены к центральным сильно обводненным
частям, покрытым озерково—грядовыми, озерково-грядово—
мочажинньми и грядово-мочажинными комплексам», где
глубина залежи колеблется в пределах 3-4 м. Иногда
встречаются глубины до 6-7 м, приуроченные к
первоначальным очагам заболачивания.
Среди болотных озерков с евтрофной растительностью
формировались залежи глубиной от 4 до 5 м. В окрай-
ковых, несколько дренированных частях болот с древес-
но-травяной растительностью мощность залежи
несколько снижается C-5 м). В прибереговых, транзитных и
фильтрационных топях, покрытых евтрофной
растительностью, формировались залежи с глубиной 3,5-4,5 м;в
топях выклинивания - 3-3,5 м; на склонах к речкам-
3,0-3,5 м.
На первых террасах, особенно в южной части зоны?
формировались торфяники, залежь которых отличается
значительно меньшей мощностью по сравнению с
болотами высоких террас и водоразделов. Здесь в
центральных частях болот, покрытых меэотрофной и
евтрофной растительностью, формировались залежи с глубиной
до 3,0-4,5 м. Значительно мощнее залежи,
отложившиеся в прибереговых топях, где глубина их на
отдельных участках доходит до 5—6 м. Вблизи болотных
речек мощность залежей составляет 3,5—4,5 м. На
торфяниках первых террас, особенно в южной части зоны^
часто встречаются значительные мелкозалежные окрайко-
вые участки с глубиной I м и менее.
Наиболее распространенными' видами строения
залежи на болотах склонов, высоких- террас и водоразделов
являются комплексные, фускум и
шейхдериево-сфагновые. Пэследние в основном приурочены к более
обводненным участкам болот.
Виды залежи, откладывающиеся на водоразделах,
характеризуются несколько пониженной степенью
разложения в 'отличие от идентичных видов залежи более
дренированных болот террас.
Значительно- реже и в основном в южной части
зовы небольшие участки водораздельных болот, находя-»
5-2369
65
щиеся в условиях некоторого дренажа, сложены
медиум—залежью.
Комплексная залежь слагает обычно центральные,
наиболее обводненные участки болот с грядово— меча*
жицными и озерково—грядовыми комплексами. Часто
встречается эта залежь на обводненных участках
между внутренними суходолами и у окраек некоторых
болот, реже она формируется у подтопляемых берегов
озер или в топях выклинивания.
В условиях высокого обводнения на болотах
вторых террас, в прибереговых и застойных топях, между
внутренними суходолами центральных участков болот, ;
покрытых озерно-грядовыми и грядово-мочажинными и
сфагновыми комплексами, формируется сфагновая мо-
чажинная залежь.
Фускум-залежь формируется на несколько
дренированных участках болот с фускум, сосново—кустарнич-
ково-сфагновыми и грядово-мочажинными
комплексами у внутренних суходолов и между ними, часто в
центральных, наиболее дренированных участках болот
и у берегов внутренних озер, Шейхцериево-сфагновая
и шейхцериевая — в условиях сильного подтопления в
окрайковых прибереговых топях, среди внутренних
суходолов с застойной водой и мелких вторичных
озерков, на небольших центральных плоских регрессивных
участках, покрытых сфагновыми, грядово-озерковыми,
грядово-мочажинными и шейхиериево-сфагновыми
фитоценоз ами.
На несколько дренированных участках оолот
высоких террас, покрытых грядово-мочажинными, фускум и
сосново-кустарничково-сфагновыми фитоценозами,
доминирует медиум-залежь. Встречается она в
центральных частях небольших верховиков, у озер, между
внутренними суходолами, на крутых склонах небольших
верховых участках, между озерков, у дренируемых
окраек торфяников и по краям топей выклинивания.
Сильно дренированные небольшие участки
верховых болот между крутыми внутренними суходолами, у
озер и минеральных берегов с сосново-кустарничково-
66
сфагновыми и сосяово-пуппшево-сфагновыми!
комплексами сложены сосяово—пушицевой залежью.
Залежь небольших участков торфяников террас и
водоразделов, продолжительное время находившаяся под
влиянием грунтовых вод, сложена видами смешанного
типа: смешанной топяной и смешанной лесе—топяной.
Формируются эти виды залежи на участках между
внутренними суходолами, у дренирующей и питающей окрай-
ковой части массивов, на контакте с низинными и
переходными прибереговыми топями, иногда у озер и часто
между озерами.
Залежь переходного типа встречается на болотах
всех геоморфологических уровней, но наиболее
характерна она для вторых террас. Доминирует и здесь
топяной вид строения. На первых надпойменных террасах
переходная топяная залежь формировалась в
центральных частях болот у внутренних суходолов вблизи окра—
ек евтрофных болот. На торфяных болотах высоких
террас и водоразделов залежи этого типа формировались
на сильно обводненных участках вблизи суходолов, в
топях выклинивания, прибереговых топях.
Менее обводненные участки переходных болот
сложены лесо—топяными залежами. Залежи низинного типа
в основном характерны для торфяных болот первых
надпойменных террас рек Оби, Тыма, Кети, Ваха и их
мелких притоков. Наиболее обводненные участки
сформированы осоково—гипновыми и шейхнериевыми видами
залежи. У внутренних суходолов с выходом грунтовых
вод, в окрайковых топях и в поймах болетных речек
формировались осоковые виды залежи. На
дренированных участках (у окраек болот и центральных частях
между суходолами и в полосе, дренированной речками)
формировались древесно-осоковые и древесно—тростни-
ковыэ виды залежи.
В окрайковых частях болот, в прибереговых и
транзитных топях у внутренних суходолов и по берегам
крупных болотных озер формируются многослойная лесс—
^опяная и топяно—лесная виды залежи, реже древесно—
бсоковьР и древесные. Так как залежи этого типа фор—
87
мируются под влиянием грунтовых, речных и
поверхностно-сточных вод, степень разложения слагающих
видов торфа к этом случае независимо от положения в-
рельефе связана с интенсивностью минерализации и
степенью обводненности торфяников в делом.
Условия образования торфяных болот, расположенных
па определенных геоморфологических уровнях в течение
всего периода их формирования (особенно на первых
стадиях), нашли отражение в различной сложности
напластований видов торфа залежей. Особенная пестрота в
строении залежи зоны наблюдается на торфяных болотах
склонов, где благодаря различиям в водно-минаральном
питании, в уклонах поверхности, дренирующем действии
рек, можно встретить залежи, сложенные широкой
гаммой видов торфа.
На болотах первых те.ррас, террас высоких уровней
и реже водоразделов встречаются залежи, сложенные
каким-либо одним видом торфа.
Некоторое отличие водно-минерального режима
торфяных болот водоразделов, высоких террас, склонов и
первых надпойменных террас нашло заметное
отражение в закономерности напластования отдельных видов
торфа. ГЬ мере перехода болот с водоразделов на
более низкие геоморфологические уровни изменяются
условия их водно—минерального режима и
соответственно изменяется соотношение типов торфов, слагающих
залежи. Так, если верховые виды торфа в залежах
водоразделов составляют около 70%, а низинные около
20%, на болотах высоких террас соответственно около
60 и 18%, то на болотах первых террас в основном
преобладают виды торфа низинного типа (90%).
Торфяные залежи водоразделов и высоких террасе
больше чем наполовину сложены видами торфа
верхового типа и лишь небольшие пласты, сложенные
переходными и низинными видами торфа, подстилают топши
верховых торфов. На болотах склонов мощность
верховых торфов заметно снижается, часто встречаются
участки, сложенные почти нацело переходными и
низинными видами торфа.
68
В залежи верхового типа этой зоны откладывались
главным образом фускум, комплексный, шейхцериево-
сфагновый, а в южной части зоны-медиум виды торфа
верхового типа. Эти виды торфа слагают залежи болот
в основном в наиболее глубоких обводненных их частях.
Как правило, они малозолъны, с низкой и средней
степенью разложения. Реже (в основном небольшими
прослойками) формировались мочажинный, ангустифолиум,
папиллозум, путцнцево-сфаг-новый, пушицевый виды
торфа и совсем незначительное участие в сложении
верховых толщ залежи принимают сосново-сфагновый, сосно-
во-пушицевый, сосново-кустарничковый и очень редко
сосновый виды торфа.
Лесо-топяные и лесные подтипы торфов в основном .
встречаются в верховых залежах южной части зоны, где
они формировались в процессе суходольного
заболачивания. Здесь отмечены небольшими прослойками, среди
малоразложившихся моховых торфов пушицево-сфагно-
вый, пушицевый виды торфа с повышенной степенью
разложения.
Иногда, и в основном, в окрайковых частях болот,
сформированных в процессе заболачивания суходолов,
прослойками или небольшими слоями откладывался со-
• сновый, сосново-пушицевый, сосново-кустарничковый,
сосново-шейхцериевый, сосновс-осокозый и ■ сосново-
сфагновый виды торфа.
Реже окрайковые мелкозалежные участки болот
водоразделов и высоких террас на всю глубину зележи
бывают сложены пушицево-сфагновым, пушицевым, сос-
ново-сфагновым и сосново-пушицевым видами торфа.
Залежи переходного типа в основном сложены
сфагновым, шейхериевым, осоково-сфагновым и осоковым
видами торфа с небольшим участием гипнового, осо-
ково-гипнового, травяно-сфагнового комплексного, пу-
шицевого, травяного, шейхцериево-сфагнового, древес-
но-осокового, древесно-травиного, древесно-сфагнового
и древесного видов торфа переходного типа. Эти виды
торфа, как правило, подстилают пласты верховых
торфов или слагают нацело различные по площади участ-
5Х-2369
6У
ив торфяников. Среди этих видов торфа преобладает
шейхдериевы й.
Из низинных торфов в залежи верховых сфагновых
торфяников этой зоны формировались в основном шейх**
иериевый, осоковый, гипновый, древесный и в меньшей
степени - сфагновый, осоково-сфагновый, осоково-гип*-
новый, вахтовый, травяной, травяно-сфагновый, древес-
но—сфагновый, древеснс—травяной, древесно-хвошевой
виды. Низинные виды торфа встречаются в залежах
торфяников водоразделов в высоких террас, в основном в
придонных слоях, или слагают нацело небольшие
участки в поймах болотных речек или окрайковых тоней.
Здесь преобладает в основном осоковый виц
торфа,реже встречается шейхцеряевый, древо<чю-осоковый и
травяной виды торфа. Прлчем в южных районах зоны
хорошо разложившиеся древесные и пгшвесно-травяные
виды торфа образуют плотные придонные слои верховой
залежи, заполняя неровности дна водораздельных
пространств, кроме того, здесь появляются древесно-трост-
никовый, тростниковый и осоково-тростниковый виды.
Торфяная залежь первых террас сложена главным
образом осоковым видом торфа. Реже встречаются шейх-
цериевын, осоково-гипновый, хвошевый, древесно-осоко-
вь!н, древесный, травяной и цревесно-травяной виды
торфа со средней и высокой степенью разложения и
небольшими прослойками - сфагновый, древесно-тростни-
ЕОВЫЙ И ГИПНОВЫЙ,
В зависимости от характера современного
растительного покрова болот, определяющего стадии их
современного развития, в пределах зоны выпуклых верховых
сфагновых болот выделяются три подзоны (см. рисунок).
Первая подзона. расположенная в пределах Готчнико-
географических подзон северной и средней тайги, характе
ризуется высокой обводненностью и заболоченностью (в
среднем заболоченность составляет 70%). Болота здесь
пподставляют собой сложные болотные системы, полностью
^аяилшющие междуречные пространства. По данным
Е.А.Романовой Ц965), на долго озер, озерково-грядо-
зых, озерково-грядово-мочажинных комплексов приходит-
7С
с я 85,4 %, в которых гряды и мочажины в виде
перемычек отделяют друг от друга озера.
В зависимости от характера растительного покрова,
стратиграфии к глубины залежи в пределах этой
подзоны выделяются две области: Кондинская и Севегю-
обская.
К п и д я н с к а я область
расположена на западе подзоны. Это одна из наиболее сильно
заболоченных территорий, включающая левобережье
бассейна р.Конды и ее правобережные террасы, входящие
в подзону средней тайги.
Для бассейна р.Конды характерно преобладание
олиготрофных озерных, озерково-грядово-мочажинных
и грядово-мочажинных болот.
Евтрофные осоковые, тростниковые, вейниковые, бе-
резово-вейниковые болота приурочены к руслам рек.
Мезотрофные осоково-сфагновые, древесно—сфагно-
вые и сфагновые болота встречаются по низким
террасам и в местах сочленения отдельных болот в
болотные системы. Встречаются и гетеротрофные
комплексы, формирующиеся по линиям поверхностного и внут-
ризалежного стока болотных вод.
Постепенное неотектоническое опускание
поверхности в течение голоцена сказывается на чрезвычайно
высокой обводненности территории, что способствует
интенсивному развитию на болотах регрессивных
явлений: разрушение сфагновой дернины гряд,
мочажин,увеличение площади мочажин за счет деградации гряд и
т. д. (Абрамова и др., 1972; Березина и др., 1973).
В бассейне р.Конды основным ТИПОМ залежи
является верховой, в котором доминирует комплексный вид
строения залежи, что обусловлено господством
грядово-мочажинных комплексов. Несколько реже вртречает-
ся фускум-залежь, шейхцериево-сфагновая, медиум.
Переходные виды залежи слагают торфяные болота
преимущественно второй террасы р.Конды и ее
притоков, а также встречаются по окраинам верховых болот,
вокруг минеральных островов или же приурочены к
переходным травяным и моховым топям.
71
Наиболее распространенным видом переходной зале^ i
жи является топяная. Низинные залежи встречаются в
поймах рек или же в меньшей мере образуют узкие
полосы, приуроченные к зарастающим речкам верховых
болот.
Отличительной чертой болот бассейна р.Конды
является образование олиготрофных болот на месте
заболачивающихся сосновых боров (присутствие в придонных
слоях торфяной залежи сильно разложившегося сосново—
сфагнового, сосново-пушипевого торфа).
Средняя глубина торфяной залежи колеблется в
пределах 2,5—4,3 м.
С'в*чвр"©-обская область
представляет собой наклоненную к югу и слабо дренированную
равнину с абсолютными высотами 45-65 м.
Геоморфологически территория располагается в основном на
четвертых и третьих лагунно-озерных или лиманно-* озерных
террасах. Вторая надпойменная аллювиальная терраса
располагается лишь вблизи р.Оби сравнительно неширо*-
кой полосой. Первая терраса в основном размыта и
практически отсутствует.
Заозеренность этой территории очень высокая, в
отдельных местах озера занимают свыше 50 % поверхности
торфяных болот. Озера чаще всего округлой формы,
размеры их варьируют в очень больших пределах (от 1 до
15 км и более в диаметре).
Вся территория сплошь покрыта болотами,
слившимися в громадные болотные системы. Господствуют олиго-
трофные сфагновые сильно обводненные болота с
озерными, озерково-грядовыми, озерково—грядово-мочажин-
ными и грядово-мочажинными комплексами, в
растительном покрове которых особенно велика роль лишайников.
Глубина залежи небольшая (около 2 м). Доминируют
фускум, комплексный, мочажинный виды строения.
Вторая подзона расположена в подзоне средней и
частично заходит в подзону южной тайги.
Характеризуется она несколько меньшей обводненностью:
доминируют болота с грядово—мочажинными комплексами, нескель-
ко снижается участие озерково-грядово-мочажинных
болот.
72
Глубина болот в подзоне наибольшая B,5-10 м), что
обусловлено распространением в пределах подзоны
наиболее глубоких ложбин стока, явившихся очагами
послеледникового заболачивания. Подзона включает две
области: Среднеобскую и Кеть-Вахскую (см. рисунок).
Среднэобская область
представляет собой равнину, приподнятую на 90-104 м над
уровнем моря и сильно расчлененную многочисленными
речными долинами. Большую часть территории
занимают высокие лагунно-озерные террасы. Ширина террас
вдоль Оби местами достигает 50-60 км, а по их
притокам они местами почти не разработаны и находятся
в зачаточном состоянии.
Область характеризуется господством олиготрофных
сфагновых болот с озерково-грядово-мочажинным и
грядово-мочажинным комплексами. Окрайки болот,
располагающихся на более низких гипсометрических
уровнях (в пределах вторых и особенно первых
надпойменных террас), как правило, низинные. Залежь
центральных участков представлена фускум и комплексным ви -
дами строения с глубиной 4-8 м.
Более глубокая расчленность рельефа определяет
меньшую заболоченность территории и более сложную
конфигурацию болот, представляющих собой большей
частью отдельные массивы.
Кеть-Вахская область
представляет собой обширную приподнятую равнину,
расчлененную долинами притокбв р.Оби (Кеть, Пайдугина.Тым,
Вах) и Енисея (Сым, Дубчес, Елогуй).
Наибольшей заболоченностью отличается пониженная
приобская часть равнины (абс. отм. 65-160 м), где
понижения-ложбины древнего стока, ориентированные с
северо-востока на юго-запад, чередуются с
повышениями ("материками").
Долины рек этой области врезаны неглубоко. У
крупных рек хорошо выражены поймы (до 5-6 км
ширины; со сложным рельефом и :массой меандр, ста—
!риц. Первая надпойменная терраса высотой 8-10 м и
вторая - 12-15 м. имеют слабоволнистую поверхность
73
;с характерным чередованием мелких грив и замкнутых «
котловин.
В целом область характеризуется высокой
заболоченностью (до 50%).
На водоразделах и четвертых террасах господствуют
олиготрофные сфагновые болота с грядово—мочажинно-
озерковым и грядово-мочажинным комплексами.
Так как эта область расположена в пределах
района, характеризующегося неотектоническим поднятием
поверхности, то водораздельные' олиготрофные сфагновые
болота обводнены несколько слабее по сравнению с олиготроф-
ными сфагновыми болотами р. Конды. Здесь несколько
слабее выражены регрессивные явления, наблюдается
тенденция трансгрессии гряд на мочажины или же гряды
и мочажины находятся в состоянии динамического
равновесия (Березина, Куликова, Лисе, 1973).
Олиготрофные сфагновые болота окаймлены
неширокой полосой переходных осоково-сфагновых и древесно-
сфагновых болот.
На востоке и северо-востоке области заболоченность
резко падает» В котловинах встречаются слабо
обводненные олиготрофные сосново-кустарничково-сфагновые
болота, в центральных частях наиболее крупных болот
развит грядово-мочажинный комплекс.
На б.олее низких уровнях террас в связи с гривис-
тостью рельефа образовались сильно вытянутые по
уклону поверхности узкие болота также олиготрофного
типа с преобладанием на поверхности преимущественно
грядово-мочажинных комплексов.
На первой террасе р.Оби и ее притоков
распространены евтрофные и мезотрофные болота, на второй
террасе, наряду с олиготрофными,встречаются мезотрофные.
Особенно много мезотрофных и евтрофных осоковых,
осоково-сфагновых, осоково-гипновых, древесно-осоко-
вых болот встречается на правобережных террасах
р.Оби между реками Кеть и Тым.
Средняя мощность олиготрофных болот колеблется
в пределах 3-5 м, низинных - 2-4 м, Олиготрофные
болота сложены фускум, комплексными и шейхиериево-
. 74
сфагновыми видами строения залежи. Залежь мезотроф-
ных оолот сложена переходными топяными и переходными
песо-топяными видами строения, евтрофных -
осоковыми видами торфа.
В третьей подзоне общая заболоченность падает до
50%. Пологие сколоны и вершины олиготроАных
сфагновых болот заняты грядово-мочажинными комплексами,
более крутые дренированные склоны покрыты сосново-
кустарничково—сфагновыми,
сосново—пушидево-сфагновыми фитоценозами. Участие озерково-грядово-мочажин—
ных комплексов в сложении современного
растительного покрова незначительно. В подзоне сфагновые
болота перешли в олиготрофную стадию развития
значительно позже, что связано с большим, чем на севере
засолением подстилающих грунтов. В пределах
подзоны выделяются три области: Тавдинская, Васюганская,
Кеть-Чулымская (см. рисунок) I .
Васюганская область-» одна из
крупнейших торфяно-болотных областей Западной
Сибири. Она расположена в пределах подзоны южной тайги
и заводит в подзону лиственных осиново-березовых
лесов. Область представляет собой обширную, слабо
приподнятую равнину "Васюганский вал",
испытывающую тектоническое поднятие. Наибольшие абсолютные
высоты A40-168 м) расположены на юге и
юго-востоке равнины, снижающиеся на северо-запад до 90-
100 м.
Болота покрывают вершины, склоны водоразделов,
речные долины верховьев рек и занимают до 70%
площади территории.
На водоразделах и их склонах исобенно по
левобережью бассейна р.Васюган, господствуют олиготрофные
сфагновые болота с озерково—грядово-мочажинными и
Неравномерность характеристики торфяно-болотных
областей в данном случае обусловлена разной
степенью изученности этой территории.
75
грядово-мочажинными комплексами. Это наиболее
сильно заболоченная часть Васюганья. На правобережье
р.Васюгая господство сохраняется за олиготрофными
болотами. Однако некоторая расчленность рельефа обу--
словливает развитие болот главным образом по
плоским вершинам водоразделов. Склоны же заболочены
слабее.
С периферии олиготрофные сфагновые болота узкой
полосой окаймляют мезотрофные сфагновые и древесно-
сфагновые болота.
На сильно заболоченных низких террасах
преобладают евтрофные осоково-гипновые болота. Ближе к
притеррасной части развиваются евтрофные и мезотрофные
древесно-сфагновыв (лесные комплексные) болота, а
в самой притеррасной части поймы — низинные древес—
но-травяные (согры).
В среднем течении рек в связи с нарастающей
продолжительностью половодья осоково-гипновые болота
вытесняются осоковыми и ивово-осоковыми.
Кеть-Чулы мекая область
относится к подзоне южной тайги и характеризуется
слабой заболоченностью. Преобладают котловинные и
ложбинные верховые переходные и низинные болота
небольших размеров. Глубина торфяной залежи колеблется г
пределах от 1 до 4,5 м.
Реже встречаются верховые залежи - главным
образом фускум-залежь, комплексная и шейхиериево-сфаг-
новая с глубиной до 3-6 м. Низинные залежи
встречаются редко и представлены лесным, древесно-осоковым,
многослойным лесо-топяным и осоковым видами
строения. Это область некрупных разнотипных болот.
Зона слаСо'зьшуклых евтрофных гипновых болот
Зона слабовыпуклых низинных гипновых б олот
расположена в пределах подзоны лиственных осиново-
березовых лесов и лишь своей северо-западной
окраиной частично входит в подзону южной тайги.
76
Зональным и господствующим на водоразделах
типом болот являются евтрофные осоково-гипновые и гип-
новые болота с редкими вкраплениями олиготрофных
сфагновых островов (рямов;, количество которых
резко возрастает с юга на север.
Несмотря на повышенную карбонатность
подстилающих пород, сравнительно низкое залегание грунтовых
вод, питание за счет атмосферных осадков и
постепенное поднятие территории создают благоприятные
условия для постепенного перехода евтрофных болот в оли-
готрофную стадию развития.
В долинах рек, непосредственно примыкающих к
речным увалам, распространены наиболее богатые по
флористическому составу древесно-травяные болота (сог-
ры). В той части долины, куда поступают
бескислородные грунтовые воды и не проникают делювиальные
воды, формируются осоково-гипновые болота.
Кроме типичных моховых болот в зоне
распространены осоковые и осоково-травяные болота, а на вое—'
токе зоны встречаются и тростниковые болота,
свойственные зоне травяных болот (Городков, 1916).
Широко распространены в зоне и мезотрофные лесные
болота, встречающиеся в приречных частях
водоразделов, по берегам верховьев рек, где их образование
связано с речными и озерными разливами, в
понижениях береговых террас.
Условия тррфонакопления в этой зоне значительно
отличаются от зоны олиготрофных сфагновых болот.
Общая ее заболоченность значительно ниже. Средняя
мощность торфяной залежи на водоразделах
колеблется в пределах 2-3 м, иногда достигая глубины 4-5 м
(в условиях низких террас).
Осоково-гипновые и осоковые виды строения
присущи залежам центральной части зоны - ее
водоразделам. Гипновая залеж формировалась в основном на
низких террасах и в ее ложной и восточной частях,
где в водно-минеральном питании торфяника
преобладают растворимые сопи кальция,
77
Несколько отличаются и качественные показатели
залежей, формировавшихся в центральных частях зоны,
от ее восточных окраин.
Степень разложения и зольность залежей
водоразделов значительно ниже, чем в условиях низких террас.
Кроме того, заметное увеличение степени разложения,
а часто и зольности, наблюдается по шурфу, где оно
достигает часто в отдельных прослойках на
различной глубине и в придонных слоях значительных
величин. Это связано в основном с богатым грунтовым
питанием болот зоны не только в начальной стадии их
развития, но часто и в течение всего периода
формирования залежей, что особенно характерно для залежей
низких террас. Зольность залежей водоразделов
колеблется в пределах 5-8%; на низких террасах она
достигает в среднем 19%. Степень разложения
соответственно составляет 26-33 и 35—45%.
Сложены эти залежи в основном осоково-гипновым,
гипновым и осоковым видами торфа с преобладанием
в их растительной массе Drepanoctadus sendtneri, D. rernicosus,
Meesia triquetra, Calliergon giganteu.m, C. trifarium, Scorpidium scorpioides
с небольшой приместью шейхцерии, вахты и единично
тростника.
Залежи эти в основном имеют простое строение (на
водоразделах), осложняясь иногда прослойками других
видов торфа (на низких террасах).
Здесь встречаются гипново— осоково-пуштшвый, пу—
шидевоТосоковый, камышово—осоковый, вейниково-осо—
ковый, осоково-сфагновый виды торфа. Часто придонные
слои залежей сложены тростниковым или осоково—
тростниковым видами торфа, в которых дочти не
наблюдаются остатки древесных пород.
Как правило, гипновые и осоково—гипновые виды
залежей формировались в местах выхода грунтовых вод,
богатых кальцием.
Топяные виды залежей характерны для
водораздельных болот. На склонах водоразделов и низких террасах
78
зоны, часто по окрайкам небольших верховиков незна-»
чительными участками формировались лесные, лесо-
топяные й многослойные лесо-^топяные виды залежей,
причем в основном это относится к залежам
притеррасных и поименно-притеррасных торфяников. Мощность
этих торфяников невелика и составляет 1-2 м,
исключением является многослойная лесо-топяная залежь,
мощность которой доходит до 3,0-3,5 м.
Лесная залежь зоны представлена в основном
березовым видом строения. Она неглубокая (около 1,0 м),
сложена березовым торфом, в котором, как правило,
наблюдаются остатки березы с примесью ели, кедра,
осок, хвоща и сфагновых мхов.
В растительном волокне этого торфа постоянно
присутствуют остатки шейхдерии и .Sphagnum fuscum,
Sph. magellanicum, ' sph. angustifolium - верховых
элементов, определяющих некоторую олиготрофность
низинных залежей, присущей вообще залежам Западно-
Сибирской низменности.
В отдичие от европейской части СССР в лесных
залежах западносибирских торфяников очень редко
встречаются остатки ольхи. Значительно реже, по
окрайкам олиготрофных торфяников водоразделов и их
склонов в притеррасных частях речных долин
формируются кедровый и сосновый виды залежей.
Среди евтрофных осоково— гипновых и гипновых
болот на более дренированных участках (у рек, озер,
минеральных берегов на водоразделах и террасах)
формировались древесно-осоковые, а в южной части
зоны -древесно- тростниковые виды залежей. Глубина
их небольшая и составляет 1,5-3,0 м. Залежи сложены
в основном древесно-осрковым, древесно-тростнико-
вым видами торфа с небольшим участием древесно-
травяного, древеснс—шейхпериевого, древесно-вахтово-
го, часто - хвощевого, травяного, пушицевого видов
торфа.
Толща древесно-осоковой залежи часто подстила-
\ ется сосновым или березовым видами торфа, что
определяет ее генезис (заболачивание лесных масои-
79
bob. Степень разложения ее колеблется в пределах 35
40%, зольность от 7 до 15%. Повышение степени
разложения и зольности наблюдается также в придонных
слоях, где иногда значение этих показателей
соответственно доходит до 50-55 и 25-30%.
Большое распространение в зоне имеют мезотрофные
лесные болота. Располагаются они, на междуречьях,
надпойменных террасах и в притеррасных частях. Залежь
этих болот представлена переходными лесными и песо—
тонняными видами строения,
В зависимости от условий залегания в рельефе и
водно-минерального питания ботанический состав и
качественная характеристика таких залежей
значительно колеблются и по площади и по глубине,
В строении залежи переходного типа зоны
принимают участие большое количество видов торфа, где
широко представлены переходные -древеснье, древесно-тра-
вяные, древесно—моховые виды торфа, сложенные
остатками сосны, березы, часто кедра и лиственницы.
Постоянна примесь вересковых кустарничков, большого
количества трав, олиготрофных и евтрофных сфагновых
мхов.
Степень разложения торфов переходных залежей
колеблется от 40-45% (лесная залежь) до 35-37% (песо-
топ яная).
На Обь—Иртышском и Тара-Тартассхом водоразделах
надпойменные участки болот, окаймляющие олиготроф*-
ные участки, сложены переходными топяными залежами,
сформированными осоковым, осоково-сфагновым,
травяным, сфагновым видами торфа. Залежь эта
характеризуется средней степенью разложения B5-30%) и
невысокой зольностью D-5 %).
В рямах верхние горизонты залежи до 2-4 м лред-
ставпены фускум-торфом с отдельными прослойками
медиум, ангустифолиум, пушидево-сфагнового, сосново-
пушицевого и соснового видов торфа. Залежь ряма
подстилается торфами переходного и низинного типов.
Торфянс— болотные области (Тура-Ишимская и Северо-
барабинская), выделяемые в пределах зоны гипяовых бо-
80
лот (см. рисунок)^ в основном отличаются не генезисом,
не особенностями стратиграфии и растительного покрова,
а степенью заболоченности.
3 Северобарабинской облас-
т и доминируют гипновые, осоково-гипновые и
осоковые болота, занимающие до 50% площади водоразделов
(Орлов, 1963). По направлению к югу значительно
увеличивается роль осоково-тростниковых болот.
Тура-Ишимская область
характеризуется большим развитием рямов и
сравнительно слабой заболоченностью. Размеры болот и мощность
торфяной залежи значительно сокращаются на юге
области, где болота приурочены только к межгривным
понижениям.
Зона плоских низинных травяных болот
Зона плоских низинных травяных болот занимает юг
Западно-Сибирской низменности. Немаловажное влияние
на болотообразовательный процесс в этой зоне
оказывают почвообразующие и подстилающие породы: близкое
к поверхности залегание соленосных третичных глин,
обусловливающее развитие солевыносливой болотной
растительности ( Phragmites communis, Carex orphostachys,
С. riparia, С. Шегтеиш ) и развитие преим>
ственно евтрофных травяных болот. По интенсивности
проявления болотообразовательного процесса в
пределах зоны четко выделяются две подзоны (см. рисунок).
Первая относится к поясу слабого торфонакопления
(Никонов, 1949) с неустойчивым болотообразователь-
ным процессом (Жаркова, 1957 ) и расположена в
лесостепной зоне, вторая - к поясу ничтожного
торфонакопления (Никонов, 1949). Расположена она в степной
зоне, заболоченность ее не превышает 1,5-3%.
В первой подзоне господствуют низинные кочкаряо-
осоковые, осоково-злаковые и особенно тростниковые
.(займища) болота. Развитие олиготрофных сфагновые
болот нехарактерно - они выделяются среди тростни-
6-2369
хово-осокобых займищ обособленными островами.
Евтрофные травяные болота приурочены либо к
озерным впадинам, представляя различные стадии
зарастания озер, либо к межгривным понижениям, либо к
плоским речным долинам и мелким блюдцеобразным
западинам, испещряющим, междуречные пространства. В
последнем случае имеет место заболачивание суши,
интенсивность которого возрастает к северу зоны
(Шумилова, 1962).
Засоленность почв лесостепной области является
фактором, обусловившим широкое распространение
травянистой растительности, поэтому болота этой зоны
надолго задерживаются на евтрофной стадии, давая
отложения A-2 м^ низинных осоковых и тростниковых
торфов.
Окрайки таких болот изобилуют лугово-солончако-
выми растениями, а площади, подвергнутые осушке,
легко превращаются в солончаки.
Займища имеют вид лизких плоских равнин.
Типичные займища наиболее распространены в восточной
половине зоны. К западу от р.Ишима, по данным Б.Н.Го-
родкова A916), они почти исчезают.
Для центра и юга Барабинской ттеггост^пи типичны
осоковые кочкарники из Carex caespitosa и
С. omskiana (Кац, 1946).
Осоковые болота южной лесостепи характеризуются
слабым увлажнением и связанным с ним пересыханием
значительных частей, которое приводит к процессу
разложения торфа.
Осоковые болота с С. intermedia
встречаются в пойме р.Тобола. Кроме того, там же отмечаются
зарастающие старицы и камышово-тростниковые
западины (Генкель, Красовский, 1937).
Осоково-злаковые болота относятся к наиболее
южному типу заболачивания. Они обычно не образуют
больших массивов (Шумилова, 1962).
Облесенные евтрофные и мезотрофные болота
играют в подзоне незначительную роль, что связано с
сильной минерализацией грунтовых вод. Они обычно '
82
образуют неширокий пояс вокруг выпуклых олиготроф-
ных участков или располагаются в западинах
мезорельефа. В последнем случае лесные болота генетически
связаны с березовыми колками (Шумилова, 1982).
Колочные болота с преобладанием
С. intermedic более типичны для южной части подзоны
(Генкель, Красовский, 1937).
Песчаный характер материнских пород Притоболья
накладывает резкий отпечаток на березово-вейн*.ковые
и осоково-гипновые болота, сближая их с болотами
более северных областей.
Березово—вейниковые болота здесь приурочены к
плоским, сильноминерализованным низинам и
представляют собой одну из начальных фаз заболачивания.
Кроме этих типов болот А.А.Генкель и
П.Н.Красовский A937) отмечают наличие мелких разнотравных
болот с лиственницей (лиственничная corpaj,
представляющие один из вариантов начальных стадий развития
осоковых-болот.
Олиготрофные сгЬагновые болота (рямы) занима
небольшие плошади в пределах северной части not
ны займищных болот. По данным М.С.Кузьминой A967),
на долю рямов приходится 4-6% от обшей площади
болот. Они встречаются преимущественно в северной
половине лесостепной зоны, несмотря на захождение
ее южную половину отдельных видов сфагновых мхов
(Генкель, Красовский, 1937). В западной части
подзоны рямы в настоящее время уже не образуются, ь
восточной же половине (особенно в северной ее час
ти) способны возникать поверх пипновых болот
(Городков, 1916).
Условия генезиса и формирование залежи подзоны
займищных тростни'ково-осоковых болот с рямами
имеют свои особенности.
£ пределах этой территории болота образовались
в основном в результате заторфовывания водоемов и
обширных котловин. В центрально'' и южной частях
Барабинской лесостепи распространение болот ев
но с озерно-речной сетью (Кац, Нейштадт, 1963),
С продвижением на юг подзоны преобладают процессы
деградации болот, что вызвано уменьшением
количества осадков и сильным испарением.
Залежь займищ представлена, как правило, топяны-
ми видами строения; в основном это тростниковые, тро-
стниково-осоковые, травяные, реже осоковые и
единично древесно-осоков,ые, древесно-травяные, •
Тростниковые виды торфа формируются в наиболее
обводненных частях займищ, вдоль речек и ручьев по
периферии займищ в зоне переменного увлажнения
откладывается осоковый вид торфа со степенью
разложения 15-30% . Благодаря устойчивому минеральному
режиму строение залежей займищ довольно, простое.
Большие участки болот могут быть сложены
исключительно тростниковым или травяным видами торфа, но
часто встречаются и с небольшими прослойками трост—
никово-осокового, осокового, осоково-травяного, осоко-
во-злакового, злакового аицов тор-ba. Степень
разложения залежей довольно высокая и составляет 40-45%,
зольность колеблется от 12 до 25 %. Как правило, в
придокных слоях и степень разложения и зольность
залежи займищных торфяников заметно увеличиваются.
Мощность залежи невелика (в среднем она не
превышает 1,5-2,0 м)
Фускум-залежь рямов, как правило, формируется на
тростниковых -осоково-тростниковых, со степенью разло-
жения 35-40%, реже-древесно-тростииковых торфах,
нередко отделяясь от последних слоем из терес-торфа
небольшой мощности @,25-0,30 м) и' средней степени
разложения B0-30%).
Мощность пластов низинного типа колеблется от
0,5 до 1,5-2,0 м и увеличивается от центра ряма к
его окрайкам.
Часто верчоиые пласты формируются или на
отложениях сапропеля,или непосредственно на
минеральных грунтах (в основном глинах).
Верхние слои фускум-залежи сформированы сил-ьно-
обвоцненным фускум-торфом слабой степени
разложения E-15%), с небольшими прослойками этого вида
84
торфа, но с более повышенной степенью разложения
B0-^0%). Постоянная примесь в верхних слоях фус-
кум—торфа Carex globularis , и единично Menijanthes
trifoliata.
оольность фускум-залежи рямовых болот колеблется
около 4-5%, мощность ее 2-4 м, часто доходит до 4,5-
5,0 м , а в отдельных случаях - до 7 м.
На контакте рямов и займищ обычно формируется
переходная залежь, сложенная в основном осоково-
сфагновым, осоковым, сфагновым переходными видами
торфа.
В пределах этой подзоны в зависимости от степени
заболоченности, направленности болотообразовательных
процессов, генезиса болот, их растительного покрова
и стратиграфии залежи выделены дрз области: Тоболо-
Ишимская и Южнобарабинская (см. рисунок),.
Заболоченность Южнобарабинской
области приблизительно 33% (Тюремнов, 1957),
обусловлена близким к поверхности стоянием грунтовых
вод, слабой дренированностью территории, механическим
составом распространенных здесь пород. Неравномерный
же характер колебательных неотектояических
голоденовых движений в пределах области меняет степень
заболачивания отдельных ее участков.
Здесь господствуют евтрофные займищные болота и
болотистые луга. Это так называемая займищно-луго-
во-солончаковая полоса, с преобладанием здесь евтроф-
ных тростниково-осоковых займищных болот,
составляющих до 85% общей заболоченной плошади. Остальные
15% распределяются между верховыми залежами рямов
и переходными залежами их периферийных участков
(Тюремнов, 1957).
Здесь наряду с деградацией болот, их
минерализацией и превращением в засоленные луга, солончаки и
солонцы наблюдаются процессы интенсивного
заболачивания особенно водоемов и их берегов (Кузьмина, 1953;.
Заторфованчость Тобол ю- Ишимской
области падает до 3%. Преобладают в ней нер
крупные евтрофные болота с площадью от 10 до 100 га,
6Х-2369
85
типа займищ. Более крупные займища встречаются на
севере области. Мощность торфа колеблется в пределах
1—1,5 м. Залежь сложена сильноминерализованным осо—
ковым, осоково-тростниковым и тростниковым торфом
<ч> средней зольностью 20-30% (Тюремнов, 1957/.
Наличие карбонатных минеральных грунтов и богатый
водно-минеральный режим питания обусловливают
развитие преимущественно евтрофных травяных болот, хотя
в определенных гидрологических условиях формируются
и олиготрофные болота (рямы).
Предложенная схема районирования болот является
по существу схемой географического распределения
типов болот, так как она отражает современные стадии
развития болот, их генезис, стратиграфию во
взаимодействии с окружающими условиями среды. Кроме
того, ата схема дает возможность подойти к разработке
инженерно-геологического районирования болот,
необходимого для решения вопросов, связанных с освоением,
заболоченных территорий Западной Сибири.
Л итература
А б р а м о в а Л .И. и др. Регрессивные явления
на болотах Томской области. В сб.: 'Природные
условия Западной Сибири*, вып. 2. Изд-во МГУ, 1972.
Березина Н.А.,К у л и к о в а Г .Г.,
Лисп ОЛ. О распределении и динамике гряд и
мочажин в грядово-мочажиняых комлексах
западносибирских болот. В сб.: "Природные условия Западной
Сибири", вып. 4, Изд-во МГУ, 1973.
Б р о н з о в А.Я. Верховые болота Нарымского
края. "Тр. научтт.-исслед.торф. ин-та", 1930, вып. 3.
Галкина Е.А.Болотные ландшафты Карелии и
принципы их классификации. "Тр.Карельск. фил. АН
СССР", 1959, т. 15.
86
Генкель А.А.иКрасовский П.Н.
Материалы по изучению озер, займищ, болот и
торфяников Западно-Сибирской лесостепи. "Уч.зап.. Пермского
ун-та", 1937, т. Ш, вып. 1.
Городков Б.Н. Опыт деления
Западно-Сибирской низменности на ботанико—географические области.
"Ежегодник Тобол.губ.музея", 1916, т. ХХУП.
Жаркова А.М. Вопросы классификации болот
Западно-Сибирской низменности. "Изв. Омск.отд. геогр.
о-ва СССР", 1957, вып. 2 (9).
К а ц Н.Я. О типах болот Западно-Сибирской
низменности и их меридиональной зональности. "Вестн.торф.
дела", 1929, № 3.
К а ц Н.Я.; Болота Советской Азии. "Бюл.МОИП",
отд.биол., 1946, т. 51, вып. 2.
К а ц Н.Я., Нейштадт М.И. Болота. В кн.:
"Западная Сибирь". М., Изд-во АН СССР. 1963-
Кузьмина М.С. Исследования Барабинской
низменности как объекта сельскохозяйственного
использования. "Тр. Почвенного ин-тя АН СССР", 1953, т.36,
ч. 1.
Кузьмина М.С, Торфяники Западной Сибири.
М., "Наука", 1967.
Никонов М.Н, О некоторых особенностях
размещения торфяных залежей. *Тр.Юбил.сессии, посвящ.
100-летию со дня рождения В.В-Докучаева". М., 1949.
Орлов В.И. Некоторые закономерности разме-
шэния и формирования торфяников и болот Западной
Сибири. "Уч.зап.Тартуского ун-та", 1983, выи. 141.
Романова Е.А. Краткая ландшафто-морфоло—
гическая характеристика болот Западно—Сибирской
низменности. *Тр.ГГИ", 1965, вып. 126.
87
Тюремнов CH. Районирование торф$йгых
месторождений. В кн.: "Торфяные месторождения Западной
Сибири", М., изд. Главторффонда, 1957.
Тюремнов CH., Лисе ОЛ«,
Куликова Г .Г. Районирование торфяных болот Томской
области. "Вести. Моск. ун-та", сер. биол. и почвовед.
1967, № 4.
Шумилова Л.В. Ботаническая география
Сибири. Томск, 1962.
Т.В.Афанасьева, Т.В.Терешина
КАЧЕСТВЕННЕЙ СОСТАВ ГУМУСА ЛУГОВЫХ ПОЧВ
ПОЙМЫ р.ОБИ
В условиях таежно-лесной зоны пойменные почвы
обладают более высоким эффективным и потенциальным
плодородием, чем автоморфные внедолинные почвы
(Добровольский, 1988). Состояние изученности их
совершенно недостаточно, особенно мало сведений о
пойменных почвах ^Западной Сибири.
Западно-Сибирская экспедиция кафедры географии
почв биолого-почвенного факультета МГУ с 1968 г.
проводит комплексные исследования почвенного и
растительного покровов поймы р.Оби в среднем ее течении,
входящем в состав южнотаежной подзоны
дерново-подзолистых почв. Почвенные разрезы, рассматриваемые в
настоящей статье, заложены в пойме Оби на
территории Колпаиевского района Томской области. На этом
участке пойменная терраса Оби достигает 20-30 км в
ширину. Наиболее полное развитие здесь получил сег-
мэнтнс—гривистый тип поймы (Добровольский, 1971 ) с
дерново-луговыми и луговыми почвами.
Исследованная территория поймы р.Оби при
умеренно теплом лете и умеренно холодной зиме
характеризуется как избыточно увлажненная'(Окишева, 1968).
Режим долгопоемности, особенности климата при
частой смене форм рельефа и условий аллювиальности
приводят к чрезвычайной пестроте и сложности
почвенного покрова и широкому распространению оглеенных
почв, т. е. проявлению фациально-провиндиальных
особенностей почвообразования, характерных для пойм рек
Западной Сибири.
89
В настоящей работе при определении почв за основу
была принята классификация пойменных почв,
разработанная Добровольским A958) для лесной зоны европей-.
ской части СССР.
По приуроченности к определенным генетическим
типам поймы, характеру водного питания выделяемые в
гойме Оби типы почв соответствуют европейским
аналогам, но в отличие от последних они мало
различаются мэжду собой по физико-химическим свойствам.
Особенно трудно выявляются различия между подтипами луговых
почв: дерново-луговых и луговых. Вопросы диагностики
пойменных почв Западной Сибири еще не решены
окончательно. Продолжаются поиски надежных и устойчивых
признаков, которые были бы положены в основу
разделения типа луговых почв на подтипы. Содержание и .
качественный состав органического вещества является
важным диагностическим признаком, который
учитывается при построении классификации. По содержанию гумуса
подтипы' лугового типа мало различаются между собой
и часто дерново-луговые почвы оказываются более гуму-
сированными, чем луговые, хотя следовало бы ожидать
обратного.
Состав гумуса поименых почв Оби ещё не
изучен. Нами был исследован состав гумуса
дерново-луговых типичных (р. 1338 и 2001), луговьк типичных
(р. 1625) и луговых кощных (р. 129) почв.
Дерново-луговые типичные почвы распространены
преимущественно на гривах. Они приурочены к вейяиково-
разнотравным и разнотравно-крупнозлаковым лугам. На
территориях с этими почвами а'ллювиальный процесс
выражен слабо. Затопление паводковыми водами гривистых и
частей центральной поймы продолжается 30-40 дней. В
меженный период почвенно—грунтовые воды опускаются
на глубину 2-2,5 м. Верхняя граница капиллярной
каймы колеблется в пределах почвенного профиля, редко
опускается ниже его.
Дерново-луговые среднемощные почвы имеют
сравнительно хорошо выраженный перегнойно-аккумулятив-
90
ный горизонт (Act + A1 = 35-45 см) буровато-серого
цвета, "мелкозернистой структуры. В гор. В.
наблюдается огпеение, окраска горизонта сизовато-бурая с
мелкими ржавыми пятнами, структура комковато-зернисто-
порошистая. ГЬ механическому составу почвы
суглинистые . Преобладающими фракциями по всему профилю
являются крупная пыль и ил E0-60%). На глубине 60-
100 см почвы подстилаются слоистыми песчанс—сугли-
нистыми отлояениями.
Дерново-луговые типичные почвы (р. 1339 и 2001)
содержат 5-6% гумуса, количество которого быстро
уменьшается вниз по профилю. Реакция почв
слабокислая (рН 5,7), гидролитическая кислотность их
довольно большая (9 мг • экв;, К нижней части профиля
происходит уменьшение активной реакции почвенного
раствора и уменьшение гидролитической кислотности.
Сумма обменных оснований значительна A5-17 \г !экв).
Результаты определения подвижных форм соединений
основных элементов питания растений показали
недостаточную обеспеченность почв фосфором и калием.
Луговые почвы распространены в равнинной части
центральной поймы, на пологих гривах сегментно-гри-
вистой поймьь Они развиты под разнотравными и
крупнозлаковыми лугами. Чаше всего луговые почвы
формируются на аллювии тяжелого механического' состава.
Луговые типичные почвы (р. 1625) имей перегной-
но-аккунулятивный горизонт мощностью 30-40 см
серовато-бурого или серовато-тёмно-бурого цвета,
комковато-зернистой или комковато-зерниото-порошистой
структуры. Гор. В до 60 см имеет более светлую
серовато-бурую окраску с большим количеством
бледные охристых пятен, структура его непрочная
комковато-зернистая. Для этих почв характерно оглеение,
которое наблюдается чаще с глубины 40 см, и наличие
глеевого горизонта в нижней части профиля. Уровень
грунтовых вод вскрывается на глубине 1,0-1,5 м. ГЬч-
вы легкоглинистого механического состава,развиты на
Ьуглинках от тяжелого суглинка до глины). ПреобпацА-
91
ют фракции крупной C5,2%) и средней B0,2%) пыли
и ила B0,7%).
Эти почвы содержат незначительное для данного
типа количество гумуса D-5%), но убывает он с
глубиной более плавно, чем в дерново—луговых почвах, и на
30—40 см содержится еще 2-2,5% гумуса. Кислотность
создается ионами АС/ и Н , находящимися в поглоти
щенном состоянии. Почвы слабокислые (рН 5,6-5,8),
гидролитическая кислотность их значительна Gмг-экв),
сумма обменных оснований того же порядка, что и в
подтипе дерново—луговых почв ( 20—24 мг . экв). Они
бедны подвижными соединениями азота и фосфора
(соответственно 6—8 и 5—7 мг на 100 г почвы), но вполне
обеспечены подвижными соединениями калия B2,0-26,8 мг
на 100 г почвы).
В луговых мощных почвах (р. 129) в. отличие от
луговых типичных перегнойно-аккумулятивяый горизонт
достигает 80 см. Весь их профиль более влажен, и
развиваются они в незначительных депрессиях
центральной равнинной поймы под осоково-крупнозлаковыми и
осоково-крупнозлаково-разнотравными лугами.
Эти почвы содержат до 7% гумуса, количество
которого медленно убывает с глубиной. Почвы более
кислые, чем луговые типичные (рН5,4), сумма
поглощенных оснований равна 21-29мг-экв, гидролитическая
кислотность значительная. Степень насыщенности почв
основаниями колеблется от 74 до 83%. Почвы бедны
подвижными соединениями азота и фосфора и'обеспечены
подвижными соединениями калия B2 WT на 100 г почвы).
Определение группового состава гумуса в
исследованных почвах проводилось методом
Пономаревой-Тюрина.
По содержанию гумуса почвы поймы р.Оби менее
богаты, чем их европейские аналоги. Количество его
равномерно убывает вниз по профилю почв. Содержание
общего азота (таблица)повторяет закономерности
распределения гумуса в почвах. Отношение С в дерново—
У
луговых типичных и луговых типичных почвах узкое в
92
верхнем горизонте, расширяется книзу, что говорит об
уменьшении содержания азота в гумусе почв с
глубиной. Та же закономерность наблюдается и в луговых
мощных почвах, только отношение С в этих почвах
еще более узкое D,7). В верхних горизонтах
дерново-луговых почв (до глубины 15-25 см) отношение
гуминовых кислот к фульвокислотам равно или
немного менее 1. С глубиной соотношение меняется и фуль-
вокислоты начинают преобладать над гуминовьми
кислотами. На глубине 50-100 см фульоокислоты доминируют-
в составе гумуса. q
В луговых почвах отношение ^ , а в средней
части аккумулятивного горизонта ' ( на гл-убнне 20-
30 см) оно больше 1. По-видимому, в этом горизонте
не только имеются условия для новообразования
гумусовых веществ, но и физико-химическая обстановка его
способствует образованию более конденсированных
фракций гумусовых веществ. Об этом же говорит
преобладание здесь гуминовых кислот, связанных с кальцием.
Для дерново-луговых почв характерен более авто-
морфный режим почвообразования, чем для луговых.
Последние развиваются при постоянном грунтовом
увлажнении. Грунтовые воды гидрокарбонатного типа имеют
шелочную реакцию (рН около 8;. Формирование гумуса
луговых почв происходит в условиях отсутствия
промывного водного режима, в результате чего легкоми-
нерализуемые органические вещества не выносятся, а
накапливаются. Превращение органических остатков в
гуминовые кислоты идет более успешно при наличии
всех составных частей органического вещества на
месте. По мнению Пономаревой и Николаевой A959), на
направление гумусообразования влияет и концентрация
гумифицирующихся органических веществ. Высокая
концентрация органических веществ, которая создается за
счет накопления продуктов превращения органического
вещества, также способствует образованию именно
высокомолекулярных и высокополимеризованных гумусовых
веществ типа гуминовых .кислот.
93
Групповой состав гумуса
N?
разреза
1339
2001
1625
128
Название
почвы
дерново-луговая типич
ная суглини
тая
дерново-
луговая
типичная
легкое ут-
лияистая
луговая
типичная
легко»
суглинистая
луговая
мощная
суглинистая
Горизонт
и
глубина,
см
■ Ad 0-8
:-Aj 10-25
В j 40-50
ел. 90-ЮС
Ad 0-10
А 15-30
В 40-60
Ad 0-7
А. 20-30
Вj 40-50
Ad 0-10
Aj 10-20
А 30-40
A. j 50-80
I Содер-
1 жание
С в
!почве,
1 %
2,45
1,33
0,83
0,78
2,95
1,56
0,92
2,87
3,02
1,44
1,37
3,51
2,27
1,58
N
общий, %
0,31
0,16
0,13
0,06
0,27
0,18
-
0,26
0,18
-
0,29
0,45
0,31
С
Г
7,9
8,3
7,2
13,1
10,9
8,8
-
11,03
18,8
-
4,72
7,80
7,32
В % ]
гуминовые кислоты
бодные
18,3
5,0
2,7
1,2
23,3
5,7
3,0
6,2
3,6
1,4
14,6
11,3
7,4
5,0
ци^""
18,7
28,3
6,45
-
15,2
10,8
5,4
32,4
38,4
38,8
24,0
40,1
17,8
29,7
II
.фракция
2,1
2,5
2,7
8,3
1,1
2,7
1,5
1,1
1,0
1.4
3,0
1,8
1,8
2,0
04
■
nyrobbfx пойменных почв р.Оби
с
~" ■ -
всего
39,1
33,8
11,8
7,5
• 39,8
19,2
9,9
39,7
43,0
41,6
41,6
53,2
28,8
36,7
углероду
вещества
декальцина та
13,8
23,3
15,0
18,9
15,2
13,4
15,2
8,7
1,4
5,8
17,5
8,8
11,0
13,2'
почвы
+ульвокислоты
1 Ьрак-
ция
33,4
15,0
11,0
40,5
23,0
21,7
16,3
34,1
38,7
35,4
24,0
22,5
18,7
20,2
11
фракция
2,1
1,5
3,2
6,3
1,0
2,6
2,1
1,7
1,7
2,7
3,0
1,7
1,8
1,9
всего
35,5
16,5
15,0
46,8
24,0
24,3
18,4
35,8
38,4
38,1
27,0
24,2
18,5
22,1
Остаток
(гумин)
11,6
26,4
58,0
26,5
21,2
43,1
56,5
15,8
17,2
14,5
13,9
13,6
43,6
27,8
i
] г, к
1 ф, к
1 0,79
! 0,84
0,39
0,11
1,00
0,34
0,13
0,89
1,16
0,95
0,93
1,61
0,91
0,87
Наличие ионов Са в грунтовых водах способствует
закреплению вновь образующихся гуминовьк кислот.
В луговых типичных почвах в гор. А, на глубине
20-30 см Ц фракция гуминовых кислот составляет 38,4-
40,1 %, в ниже- и вышележащих горизонтах содержание
этой фракции уменьшается. Во всех почвах данного
типа преобладает фракция гуминовых и фульвокислот,
связанная с кальцием и подвижными полутораокисями.
Доля свободных гуминовых кислот также значительна. В
подтипе дерново-луговых почв в верхних горизонтах
фракции гуминовых кислот равны или свободных
гуминовых кислот несколько больше (р. 2001), с глубиной
доминирующее положение I фракции гуминовых кислот
восстанавливается.
Гумусовые вещества всех луговых почв отличаются
малым содержанием фракции, связанной с устойчивыми
соединениями полутораокисей.
Содержа иие нерастворимого остатка "гумина" в
почвах очень незначительно. Прослеживается тенденция к
уменьшению его в почвах по мере нарастания гидро-
морфизма. Так, величина нерастворимого остатка в
луговых почвах, как правило, меньше, чем величина
нерастворимого остатка в дерново—луговых почвах.
Сравнение состава гумуса двух подтипов луговых
пойменных почв р.Оби указывает на заметные различия
почв: в дерново-луговых почвах фульвокислоты
преобладают над гуминовыми кислотами, в нижних горизонтах
они доминируют в составе гуминовых веществ. В
подтипе луговых почв содержание гуминовьк кислот
приближается к содержанию фульвокислот или несколько
больше усредняя часть профиля noHBi.
Другой отличительной особенностью дерново-луговых
почв является несколько большее содержание негидроли-
зуемого остатка по сравнению с подтипом луговых почв,
относительное содержание которого вниз по профилю
увеличивается. Кроме того, гумус дервяово-луговых почв
содержит большэ веществ декальдината по сравнению с
поп типом луговых почв.
Сравнение состава гумуса луговьк. почв поймы р.Оби
с составом гумуса луговых почв европейской части
СССР (Дюкова, 1960, Гришина, 1968; Гришина, Винюко-
ва, 1966; Гришина, Шевелюхина, 1969 ) позволяет
выявить некоторые особенности гумусообразования в
поймах рек Западной Сибири. Во всех европейских
пойменных почвах тайги происходит формирование
легкоподвижного кислого гумуса, в котором фульвокислоты
значительно преобладают над гуминовыми кислотами. Количество
гуминовых кислот нарастает по мере уменьшения
влажности почвы. В составе гумуса западносибирских
поименных почв количество гуминовых кислот приближается
к количеству фульвокислот, а в средней части профиля
даже преобладает над последними. И эта тенденция к
относительному накоплению гуминовых кислот
возрастает по мере усиления гидроморфизма.
Таким образом, превращению органических остатков
с преимущественным образованием гумшовых кислот
способствует не только наличие периодов значительного
геохимического покоя (летнего иссушения), но и ловышэн-
ный гидроморфизм почв при отсутствии промывного
водного режима.
Л итература
Д обровольский Г.В. Классификация
пойменных почв лесной зоны. 'Почвоведение", 1958,
№ 8.
Д обровольский Г.В. Почвы речных пойм
Центра Русской равнины. Изд-во МГУ, 1968.
Д обровольский Г.В- и др. Типы пойм
среднего течения р.Оби. "Научн.докл. высш.школы,' биол.
науки, 1971, № 4.
~Д ккк о в а а.П. О составе гумусовых веществ
пойменных донв. 'Научн.докл. высш. школы', биол.
науки, 198Ю, %г;. 2. *< \
7-2369 .^ Ч
97
Гришина Л.А. Гумус и азот в пойменных
почвах запада Смопенской области. 'Агрохимия', 1986, №3.
Гришина Л.А., Винюкова В.П.
Органическое вещество некоторых почв бассейна Днепра.
'Вестн. Моск. ун-та', сер. биол., почвовед., 1966, №5.
Гришина Л.А., Шевелюхина Г.С.
Гумус пойменных почв долины Сожа. 'Вестн. Моск.
ун-та', сер. биол., почвовед., 1969, № 1.
Пономарева В.В., Н я к о л а е в а Т.А.
К метопике изучения органического вещества в торфяно-
болотных почвах. В сб.: 'Современные почвенные
процессы в лесной зоне европейской части СССР'. М.,
Изд-во АН СССР, 1959.
ДИНАМИКА ВЕЧНОЙ МЕРЗЛОТЫ ВБЛИЗИ ЕЕ ЮЖНОЙ
ГРАНШЫ В ЗАПАДНОЙ СИБИРИ В СВЯЗИ С
РАЗВИТИЕМ РАСТИТЕЛЬНОСТИ
-
За южный предел области с вечной мерзлотой
принимается предел обнаружения ее в природных условиях
без учета изменений» происходящих в результате
деятельности человека ( Сумгия и др., 1940).. Вечная
мерзлота вблизи южной границы располагается островами
среди талых грунтов, В Западной Сибири ширина поло--
сы островной вечной мерзлоты достигает нескольких
сотен километров. Севернее полосы островной вечной
кврзлоты располагается зона сплошной вечной
мерзлоты. Вследствие этого М.И.Сумгин A933; отмечал, что
южную границу вечной мерзлоты можно мыслить
двояко: как линию, соединяющую самые южные острова
вечной мерзлоты* и как линию, оконтуривающую'южную
границу сплошной вечной мерзлоты.
Следуя этим принципам, южную границу вечной
мерзлоты проводили многие исследователи (Тумель, 1946;
Попов, 1953;. и Др.).
Впоследствии, отчасти в связи с развитием
положений о динакяке вечной мерзлоты, в эти четкие
определения южной границы были внесены дополнения,по су-
шзству отвергающие возможность установления южной
границы вечной мерзлоты. Так, Баранов v I959)
выделил три типа южной границы вечной мерзлоты.
Практически их невозможно провести, так как расчетные
методы, на основе которых они могут быть установлены,
крайне несовершенны, Об этом свидетельствует, в ч^ст-
99
ности, попытка расчета положения южной границы
вечной мерзлоты в Западной Сибири, выполненная Е.Б.Бе—
лопуховой (Баулин и др., 1J987) .
Кудрявцев v 1959), рассчитав, что смещение южной
границы вечной мерзлоты в Западной Сибри за
сорокалетний период колебаний температуры, амплитуда
которых 2 , доставляет в среднем 17 км год, пришел к
выводу, что 'южную границу области многолетнемерзлых
горных пород нельзя рассматривать как линию,
отделяющую область многолетнемерзлых горных пород от
территорий с сезоннопромерзающими слоями земной
коры, так как она представляет собою обширную
полосу, ширина которой достигает 300-400 км, а возможно
и больше".
Столь различные толкования южной границы происхаг-
дят, очевидно, не столько из-за разных подходов к
этой проблеме, в частности из-за стремления
рассматривать вечную мерзлоту в динамике, сколько 'из-за
отсутствия фактического материала о развитии вечной
мерзлоты на южной ее границе.
Решение проблемы о южной границе вечной
мерзлоты существенно важно, для народного хозяйства и
представляет интерес для познания закономерностей
развития вечной мерзлоты,
В данной статье излагаются материалы,
относящиеся к данной проблеме, полученные в период с 1957 по
1969 г. в различных районах вблизи южной границы
вечной мерзлоты.
Фактические данные о вечной мерзлоте вблизи ее
южной границы в Западной Сибири крайне скудны.
А.И.Попов A953) писал, что вблизи южной границы
вечная мерзлота встречается под сильнозамшенными
лесами и в торфяниках. Это ценное указание
значительно облегчает задачу исследований. Последующие
наблюдения подтвердили приуроченность островов
вечной мерзлоты у ее южной границы к участкам,
занятым замшенными лесами и торфяниками (Лурье,
Поляков, 1966; Куницын, 1958). <
ЮО
Нашими исследованиями установлено также, что
острова вечной мерзлоты формируются в настоящее
время в результате развития специфического
растительного покрова: сомкнутых темнохвойных лесов, оли-
готрофных сфагновых болот и редколесий на лишайни-
ково-сфагновых торфяниках.
Сомкнутые темнохвойные леса возникают обычно как
стадия развития растительности в поймах рек, а олиго-
трофные сфагновые болота и редколесья на торфяниках-
как стадии развития растительности в процессе
зарастания водоемов.
Зарастание водоемов ъ развитие вечной мерзлоты
иблизи южной границы вечной мерзлоты в Западной
Сибири наблюдаются следующие стадии зарастания
водоемов.
Вахтовые или вахтово-сфа-
гновые болота граничат со свободной
поверхностью. Здесь преобладает вахта ( Menyanthes
trifoliata , 30-80%) ; обильны хвощи ( .Equisetum
heieocharis ), изредка встречается цикута
{ Cicuta virosa ). Рыхлый сфагновый ковер
состоит из Sphagnum tindbergii, Sph. riparium, Sph. squarrosum.
По мере накопления торфа и обмеления участка
водоема в зарослях вахты поселяются пушицы.
Пушице во —сфагновые болота
сменяют вахтовые. Пушила ( Eriophorum russeolum ,
20-80%) вместе с вахтой, хвощем и сабельником
( Comarum palustre ) растут на сплошном ковре
сфагнов ( Sph. squarrosum, Sph. lindbergii, Sph. amblyphyllum,
Sph. dusena ), покрытых большую часть
вегетации водой.
Осоков о-сфагновые болота
сменяют пушицево-сфагновые. В них преобладает
осока ( Carex limiosa , 10-20%), обильны пушицы
Ё. russeolum, Ь. scheuchzeri )» изредка встречают-
7х-2369
н
и
о
ы
о
2
к
й
О
ь
а
>>
а
ь,
,.„
л
атур
ft
ф
а
S
Ф
ь
н
в
а
отаива
а
е
3
к
a
ю
>>
a
ь
S
■г
S
5
га
S
■м
о
a
п
2
га
к
к
1С
с
@
8
щ
о
ВОД1
к
".
со
ь
о
«
с.
го
эцессе
р.
с
ffl
м
J3
О
а
«
в.
CD
т
а
Л
ь
о
в
га
ft
03
2
JH
i вечно
Л
а
а
а
со
с
f-
[ Мощность вечной
| .мерзлоты, м
Температура грунтов
на глубине 3-5 м, С
Глубина протаи-
вания, см
Стадии зарастания
водоемов
■*
СУ
CN
нет
нет
нег
0,2-2,0
1,5-5,0
около +4
нет данных
0,0-0,2'
-0,3 0,9
сезонномерзлый
слой протаивает
40-80
40-50
Вахтово-сфагновые
•болота
Пушидево—сфагновые
болота
Осоково-сфагновые
болота
Кустарничково-сфаг-
новые болота
Олиготрофные
сфагноввте болота
102
\о
<0
Ь
ф
и
«
ф
о
н
а
1
"«Г
со
см
.
'
J
&
о
1
о
а
[ИЧКО
■
О.
о
►»
X
«о 1
а ;
о
•J
-0,5 - -
о
CD
1
О
Ф
Я
i
о
й
И
шайн
сья
К Ф
о «
ю а
О Ф
Я ft
l
1 И
ф
1 S
1 ф
гойнь
1 М
Редко<
ю
Л
г-
ш
о
i
1
о
1
50-60
А и
• я
о 2
&8
S 2
д
Ф о
3 «
а и
о о
ft О
гся: вахта, сабельник, морошка ( Rubus chamaemorus ),
андромеда ( Andromeda polifolia ), клюква ( Oxycoccus
quadripetatux ), В сплошном моховом покрове
преобладают: Sph. balticum, Sph. lindbergii, Sph. warnfitorffii.
Вахтово-сфагновые, пушидево-сфагновые и осоково-
сфагновые болота большую часть лета покрыты водой.
В северной тайге Западной Сибири сезонномерзлый
слой на таких болотах протаивает ежегодно обычно в
первую половину лета и вечная мерзлота под ними не
формируется (Тыр'тиков, 1963, 1969).
В результате накопления торфа на осоково-сфагновых
болотах создаются условия для развития кустарничков.
Кустарничково-сфагновые
болота сменяют осоково-сфагновые. В их травяно-
кустарничковом ярусе преобладают: андромеда (
Andromeda polifolia i 20-40%), Кассандра ( Cassandra
calycutata , 20-40%), морошка A0-30%), обильна
клюква, изредка встречаются: осока ( С. limosa ), пу-
шииы ( Е. scheuchzcri , Е. vaginatum ), багульник
( Ledum palustre ), голубика ( , Vaccinium uliginosum ),
брусника ( V. vitis-idaea ). Местами над травами и
кустарничками возвышаются кусты карликовой березы
( Retuta папа ) и ивы ( Salix glauca ) , В
сплошном напочвенном покрове преобладают мхи: ( Sph.
anguslifotium, , 30-40%, Sph. juscuni , 30-40 %), обиль-
ны: Sph. balticum, Sph. acutifolium, Sph. warnstorffii, Sph. russovii.
Поверхность этих болот возвышается над
зарастающими водоемами настолько, что не покрывается водой
большую часть лета. Это вызывает уменьшение
притока тепла в почву по причинам того, что: вода
пропускает коротковолновую солнечную радиацию и
задерживает длинноволновое (тепловое) излучение грунта;
вода отражает меньше солнечных лучей, чем
растительный покров кустарничково-сфагновых болот; на
открытую воцную поверхность поступает значительно больше
солнечной рапиации, чем на почву, покрытую сплошным
растительным ковром; в сухой период лета моховой тго-
Ю4
кров кустарничково—сфагновых болот высыхает и
становится слаботеплопроводным, поэтому он сильно
задерживает поток тепла в почву; растительный покров
кустарничково—сфагновых болот испаряет воды больше
и поэтому больше поглощает тепла на этот процесс,
чем открытая водная поверхность.
Таким образом, по мере постепенного повышения
поверхности кустарничково-сфагновых болот нап
водоемами в результате накопления торфа период
затопления их уменьшается. Это вызывает прогрессирующее
уменьшение притока тепла в почву, протаивание ее
замедляется. Наконец, сезонномерзлый слой не
протаивает полностью в течение лета, образуются
перелетки. В последующие годы слой почвы над перелетками
промерзает в течение части зимы, а затем
промерзают слои грунта, залегающие ниже перелетков. Таким
образом, формируется вечная мерзлота на кустарничко-
во-сфагвовьк болотах.
Образование вечной мерзлоты на глубине 50-60 см
вызывает изменение условий произрастания. Грунтовые
воды становятся недоступными для корней, растения
начинают питаться минеральными солями,
приносимыми в основном атмосферными осадками. Рост
кустарничков угнетается - они изреживаются.
По мере нарастания м*ов и накопления торфа
повышается верхняя поверхность вечной мерзлоты. Ежегод-
го она повынается на величину, равную толщине
отложившегося слоя торфа. Побеги кустарничков
постепенно погребаются торфом и становятся почти
незаметными на сфагновом ковре.
Олиготрофные сфагновые
б о л о т .а сменяют кустарничково-сфагновые. На
их. сплошном ковре, состоящем в основном из Sph.
fuscum G0-80%), Sph. acutifolium B0-30%),
доминирует морошка B0-30%), обильна клюква ( Oxycoccus
microcarpus ), изредка встречаются: андромэда,
карликовая береза, осока ( Carex globularis ),
Кассандра, багульник, голубика, брусника, высота которых не
превышает 15-20 см.
105
Олаготрофные сфагновые болота возвыпаются над
зарастающими водоемами на 80-120 см. С поверхности
таких болот снег легко сносится, поэтому грунты
сильно охлаждаются и промерзают (табл. I).
Характерная особенность таких болот — развитие
подроста кедра и сосны. На поверхности болот поселяются
лишайники. В результате'разложения торфа лишайниками,
грибами, микроорганизмами питательные качества почвы
улучшаются, что благоприятствует росту кустарничков и
деревьев.
Кустарничков о-с ф а г н о в о-л и —
шайниковые редколесья сменяют
олиготрофные сфагновые болота. В редком древостое
редколесий (сомкнутость крон 0,1-0,2) растут
угнетенные кедры, сосны, березы. В травяно-кустарничковом
ярусе преобладают: багульник B0-30%), морошка B0-
30%), обильны-водяника ( Empetrum nigrum ),
голубика, брусника, клюква, местами возвышается карликовая
береза. В сплошном напочвенном покрове преобладают:
Cladonia aloestris C0-50%), CI. rangiferina
( 10-30%) . Sph. fuscum B0-40 %), обильны i CI. amaurocraea, [
CI. uncialis, CI. gracilis, Cetraria islandica, C. cucullata, Spk. acutifolium.
По мере улучшения почвы в результате разложения
торфа рост деревьев н подроста улучшается,
сомкнутость древостоя увеличивается.
Редкостойные кедровые (рис.1),
кедрово-сосновые леса сменяют
редколесья. Кедры и сосны высотой до 8-10 м с
диаметрами стволов до 15-20 см образуют основной
древостой , среди которого встречаются березы высотой до
4 м. Иногда на торфяниках развиваются чистые
сосняки. Сомкнутость крон 0,3-0,5. В этих лесах обычно
развит подлесок из карликовой березы, высотой до 80 см.
По составу травяно-кустарничково.го яруса и наночвен-
ного покрова эти леса не отличаются от пхяаактеризв-
ванных редколесий.
Торф на торфяниках, покрытых редкостойными
лесами, накапливается медленно или не накапливается сов-
Юб
Рис. 1. Редкостойный кедровый лес на вечномерзлоъ
торфянике
сем. Об этом свидетельствуют: наличие большого
количества лишайников, разлагающих торф; небольшое коли»*
чество сфагнов, торфообразователей, а также хороший
рост сосны, не способной развиваться на торфяниках,
где быстро нарастают мхи вследствие невозможности
развития придаточных корней.
В отмеченной последовательности растительные
сообщества продвигаются к центральным частям водоемов.
Развитие растительного покрова в процессе зараста*-
ния водоемов сопровождается понижением температуры
грунтов. Температура грунтов под редколесьями на 4,5—
5° ниже, чем под водоемами или вахтово-сфагновыми
болотами (см. табл. 1).
По мере развития древостоя и кустарников на
торфяниках все больше задерживается снег, а
промерзание и охлаждение грунтов уменьшается, одновременно
увеличивается количество воды после таяния снега на
поверхности торфяников. Эта вода, застаиваясь в
понижениях, способствует глубокому (80-100 см) протаива-
нию торфа. После протаивания наблюдается просадка
грунта, образуются понижения, глубина которых
впоследствии увеличивается и количество воды в них
становится больше. В последующие годы отепляющее
воздействие водоемов на вечную мерзлоту усиливается вслед-
.ствие увеличения их площади и глубины. Под этими
водоемами на поверхности торфяников грунт
промерзает неглубоко^так как в понижения наносится снег (не
глубже 50-60 см,). Этот сезонномерзлый спой
протаивает полностью в течение части лета, а затем
протаивают и слои вечномерзлого грунта. Прогрессирующее
протаивание вечной мерзлоты вызывает дальнейшую
осадку грунта и обрушение подтаявших Слоев торфа по
берегам водоемов. Так образуются и расширяются
термокарстовые водоемы щ на торфяниках, постепенно
разрушающие вечномерзлые торфяники.
Ю8
Смены растительного -покрова и развитие вечной
мерзлоты в поймах рек
В поймах рек смены растительности зависят от
пойменного режима (периода затопления, количества и
качества наилка, воздействия ледохода и т. п.). Вблизи
южной границы вечной мерзлоты в процессе развития
растительности в прирусловой и центральной частях
пойм луговые сообщества сменяются к устарниковыми,
последние-лесными. На песчаных дренированных
участках наблюдаются следующие стадии развития
растительного покрова, последовательно сменяющиеся по
мере накопления наилка и повышения уровня поймы.
Хвощевые луга обычно граничат с пес-
,чаным пляжем, на котором нет растений. ГЪкрытие
хвоща ( Equisetum arvense, , 10-80%) увеличивается по
мере движения от пляжа к прирусловому валу. Здесь
часто встречаются: Artemisia vulgaris, Bromus inermis, Calamagrostis
epigeios, Pyrethrum bipinnatutn, Ranunculus repens, Vicia craccu.
Костровые луга сменяют хвощевые.
На них господствует Bromus inermis C0-80%),
встречаются также И Calamagrostis epigeios, С. langsdorffii, Alopecurus
pratensis, Poa pratensis, P. trivialls, Agrostis alba. Artemisia vulgaris, Galium
boreale, Ptarmica vulgaris, P. impatiens, Ranunculus repens. Rumex acetosa
Sanguisorba officinalis, Tanacetum sibiricum, Vicia cracca, V. sepium.
■
В верхней
части луга появляется подрост из ив.
Ивняки сменяют костровые луга. Сомкнутость
полога ив ( Salix viminalis, S. dasyciaaos ) 0,7-0,9,
высота их 5-7 м. Во втором кустарниковом ярусе
высотой 1-3 м растут: черемуха ( Padus sibirica ),
рябина ( Sorbus sibirica ), жимолость ( Lonicera
coerulea ), дерен ( Cornus sibirica ), смородина
( Ribes nierum. к. ounescens ). l равостой извняков
редкий , Он состоит из Equisetum arvense, Calamagrostis langsdorflll,
Ranunculus repens, Corydalis bracteata, Rubus articus.
109
I
со
a
a
к
<s
Изменение глубины протаивания, температуры песчаных грунтов и мощности
вечной мерзлоты в процессе смен растительного покрова в поймах рек
вблизи южной границы вечной мерзлоты
Мощность
вечной
мерзлоты,
м
Температу-!
pa грунтов {
на глубине J
3-5 м. °С !
Глубина
[протаива-
|ния, см
Толщина, см
мохово- !торйя-
го пок- ; ннсто-
рова ! го
I СЛОЯ
сомкнутость
крон
древостоя,
кустарников
Стации развития
растительного
покоова
7
6 1
! 5
! 3 ! 4
2
1
нет
мет
нет
нет-
>5
+ 3- + 4
нет данных
+ 0,5- +2,0
+ 0,1- +1,0
-0,5- -1,0
-0,1 --0,5
сезонно-
мерзлый
слои
протаивает
if
30-70
30-50
нет
нет
нет
нет
5-12
10-20
нет
_ _ _ _
нет
нет
нет
0-8
10-12
нет
нет
0,7-0,9
.
0,7-0,9
а 0,7-0,9
'" 0,4-0,5
Хвощевые луга
Костровые луга
Ивняки
Березняки
Кедровые, кедрово-
еловые, кедрово-
пихтовые, кедрово-
елово-пихтовые лес
Редкостойные кедре
во-еловые леса
1
ПО
Почва ивняков дерново-луговая. Сезонномерзлый
слой так же, как и под лугами, протаивает полностью
обычно в первой половине лета. Однако под ивняками
температура грунтов значительно ниже, чем под
лугами (табл. 2),
Подрост ив под пологом сомкнутого ивняка не
развеивается. Ивняк по мере отмирания старых экземпляров
изреживается, что способствует развитию трав, особенно
вейника ( Calamagrostis langsdorffii ). В редком
ивняке развивается подрист березы.
Березняки, в которых растут Betula pubes-
cens, В. verrucosa , сменяют ивняки в центральной
пойме высокого уровня. Сомкнутый древостой
(сомкнутость крон 0,7-0,8) достигает высоты 10-18 м. В
подлеске высотой 1-4 м встречаются все кустарники,
отмеченные в ивняках, а также и ( Atnus fruticosa )',
шиповник ( Rosa acicularis ), ива ( Satix phylicifolia ).
Травостой состоит их вейника, княженики ( Rubus
arcticus ), седмичника ( Trientalis europaea ), Pyrola
incarnata , а также из трав, отмеченных в ивняках.
Почва березняков дерново-скрытоподзолистая
песчаная с прослойками пылеватых суглинков и супеси.
Сезонномерзлый слой протаивает полностью обычно
ежегодно.
В поемиых березняках развивается подрост ели,
кедра, пихты. По мере развития и смыкания подроста
хвойных изменяются условия промерзания и протаива-
ния груйтов. На кррнах ели, кедра, пихты
задерживается снег C0% и больше), поэтому почва покрывается
меньшим слоем снега и промерзает глубже, чем в
березняках без подроста хнойных. С увеличением
сомкнутости крон хвойных про«аивание почвы замедляется,
а промерзание увеличивается, наступает момент, когда
сезонномерзлый слой не протаивает полностью летом,
образуются перелетай. В последующие годы талый слой
над перелетками промерзает в течение части зимы, а
затем промерзают слои грунта, лежащие ниже перелет-
ков. Так образуется вечная мерзлота.
111
Подрост берез под сомкнутым пологом хвойных
почти не развивается, старые березы отмирают.
Кедровые, кедрово~еловые,
кедрово-пихтовые, кедрово-
елово-пихтовые леса сменяют
березняки. Ели (диаметры стволов 30—50 см, высота 20-
30 м), кедры (диаметры стволов -30-70 см, высота
15-20 м), пихты (диаметры стволов 15-25 см, высота
10-18 м) образуют сомкнутые леса (сомкнутость крон
0,7-0,9). В редком угнетенном подлеске встречаются
те же виды, что и в березняках. В травостое,
покрытие которого не больше 30%, обильны вейник,
княженика, костяника ( Rubus humulijolius ), встречаются
Equisetum palustre, Е. pratense, Dryopteris linnaeana. Galium borealis,
borealis, Maianthemum bifolium, Pyrola incarnata, Trienta europaea.
В сплошном напочвенном покрове преобладают
зеленые мхи ( Hylocotnium splendens, 30-60%, Pleurozium
schreberi, 20-30%, Plilium crista-castrensis,
до 30%), встречаются Rhytidiadelphus triquetrus,
Climacium dendroides. Почва этих лесоь горфянисто-
слабооподзолеиная песчаная с прослойками пылеватого
суглинка, протаивает на 30-70 см.
Образование вечной мерзлоты вызывает
существенные изменения почвы: понижается температура,
увеличивается влажность. Вследствие невозможности
просачивания влага накапливается в горизонтах над
водоупорным слоем вечной мерзлоты, вытесняя из них полностью
воздух. В анаэробных условиях корни деревьев не
могут жить и отмирают. Развитие мохового покрова в
лесах влечет формирование торфянистого горизонта, в
результате чего протаивание почвы еше больше
замедляется, нижние горизонты почвы становятся веч
померзлыми. Это еще более ухудшает аэрацию и
температурный режим почв. Одновременно ухудшаются и ее
питательные качества, так как уменьшается почвенный слой,
в условиях слабой аэрации и низкой температуры
ослабляется жинедеятельность почвенных организмов, мине-
112
рализующих органические остатки, питательные
вещества накапливаются в торфянистом горизонте в
недоступном для корней состоянии.
Все это вызывает вначале угнетение иоста деревьев,
затем отмирание отдельных экземпляров и постепенное
изреживание древостоя. Пикта раньше выпадает из
древостоя, чем ель и кедр.
Одновременно с увеличением влажности верхних
горизонтов почвы создаются благоприятные условия для
развития политриховых и сфагновых мхов.
Редкостойные кедрово-ело —
вые леса сменяют сомкнутые темнохвойные.
Кедры и ели с диаметрами стволов 20-70 см, высотой
10-25 м образуют редкий лес (сомкнутость крон 0,4-
0,5), в котором много отмирающих и сухих деревьев.
В подлеске высотой до 3 м изредка встречаются
ольха и рябина. В редком (покрытие не более 20%) тра-
вяно-кустарничковом ярусе растут Calamagrostis
langsdorffii, Equisetum palustre, Linnaea borealis,
Rubus arcticus, Vaccinium vitis-idaea. В сплошном
напочвенном покрове преобладают Polytrichum
commune D0-60%), Sphagnum girgensohnii B0-30%),
обильны - Pteurozium schreberi A0-20%), Hyiocomium
splendens ( 10 - 20 %), Ptilium crista-castrensis,
Nephroma arctkum, Yeltigera aphthosa. Торфяни^-
то-слабооподзоленнаяоглеенная почва этих лесов
протаивает на 30-50 см.
Охарактеризованное развитие растительного
покрова сопровождается неуклонным понижением
температуры грунтов, В процессе смен растительности от
начальных этапов зарастания поемных песков до стадии тем-
нохвойных лесов температура грунтов понижается на
3,5-5,0 \табл. 2). Одновременно с понижением
температуры и замедлением протаивания грунтов по мере
смыкания подроста ели, кедра, пихты усиливается
промерзание грунтов, что вызывает образование вечной
мерзлоты.
В дальнейшем образование вечной мерзлоты
изменяет условия обитания деревьев, что влечет изрежива-
8-236 9
113
ние древостоя. По мере изреживания древостоя
уменьшается количество снега, задерживаемого на кронах, и
увеличивается мощность снега в лесу, что влечет
уменьшение охлаждения и промерзания грунтов. В связи с
ослаблением затенения увеличивается приток тепла под
полог леса, ускоряется снеготаяние и усиливается протаи-
вание грунтов. Наступает момент, когда протаивание
грунтов превышает промерзание, а это влечет
образование талых прослоек между сезонномерзлыми слоями
почвы и вечной мерзлотой. В последующие годы сезонно-
мерзлые слои почвы протаивают полностью в течение
части лета, а затем протаивают верхние слои"вечномерз-
лого грунта.
На участках, сложенных льдистыми грунтами,
протаивание вечномерзлых грунтов вызывает образование
термокарстовых озер, болот, под влиянием отепл-яющего
воздействия которых ускоряется деградация вечной
мерзлоты под редкостойными лесами.
Вблизи южной границы вечной мерзлоты острова
мерзлоты формируются на участках, где развивается
специфический растительный покров, а именно: кустар-
ничково-сфагновые, олиготрофные сфагновые болота,
редколесья и редкостойные леса на сфагново-лишай-4
никовых торфяниках, сомкнутые леса из ели, кедра,
пихты, редкостойные замшенные леса из кедра и ели,
лиственные леса с сомкнутым подростом из ели, кедра,
пихты.
Развитие такого растительного покрова в данных
условиях неизбежно вУзывает формирование вечной
мерзлоты.
Характерная особенность вечной мерзлоты вблизи
ее южной граниды-неустоичивость, где этап
формирования вечной мерзлоты сменяется деградацией.
Деградация вечной мерзлоты обусловлена также развитием
растительности-изреживанием древостоя сомкнутых
лесов из ели, кедра, пихты или развитием лесной
растительности на вечномерзлых торфяниках, которая
обычно завершается образованием термокарстовых озер или
болот.
114
Развитие растительности в термокарстовых
озерках и болотах вновь неизбежно приводит к
формированию вечной меозлоты, и цикл ее развития
повторяется.
Зарастание различных озер началось в разное
время, поэтому растительность их находится на разных
стадиях развития. Обычно почти на каждом озерно-бо-
лотном массиве вблизи южной границы вечной мэрзло-
ты мэжно наблюдать все отмеченные стадии развития
растительного покрова при зарастании водоемов, а
также соответственно различные этапы динамики вечной
мерзлоты-формирования и разрушения вечномерзлых
торфяников (рис. 2).
Наличие термокарстовых озер, как образующихся,
так и .зарастающих, в соседстве с вечномерзлыми
формирующимися и разрушающимися в поодессе термокарста
торфяниками-характерная черта ландшафта вблизи
южной границы вечной мерзлоты в Западной Сибири.
Температура вечной мерзлоты, образовавшейся под
темнохвойными лесами, не отличается существенно от
таковой под торфяниками (табл. 1, 2). Следовательно,
воздействие лесов из ели, кедра, пихты на
температурный режим грунтов не отличается от влияния
растительного покрова и торфа торфяников на этот режим.
Этот вывод кажется несколько парадоксальным по
сравнению с известным положением о том, что з
северной части северной тайги Западной Сибири темпе-
ратура вечномерзлых грунтов под торфяниками на 1-
2° ниже, чем на залесенных участках.
Это различное воздействие растительного покрова
торфяников и лесов на температурный режим в
отмеченных частях северной тайги объясняется
следующим образом.
1. Древостой редкостойных лесов в северной части
северной тайги мало препятствует прогреванию и про-
таяванию почвы вследствие слабого затенения (Тыр-
тиков, 1969 ) и б то же время не задерживает снег'
на кронах, способствуя этим равномерному отложен
рыхлого снега, препятствующего сильному промерза-
!ШЭ
Рис. 2. Зарастающее термокарстовое озеро среди
залесенных' вечномерзлых торфяников в долине р.Оби
ншо и охлаждению грунтов. Основное влияние hs
температурный режим грунтов в редкостойных лесах
оказывает моховой покров и торфянистый слой почвы.
2. Вблизи южной границы вечной мерзлоты
сомкнутый древостой из ели, кедра, пихты сильно
препятствует прогреванию и протаиванию грунтов вследствие
затенения почвы; зимой, задерживая снег на кронах,
благопрч гттствует глубокому промерзанию и сильному
охлаждению грунтов. Главное влияние на
температурный режим грунтов и, следовательно, на формирование
венной мерзлоты оказывает здесь сомкнутый древостой,
а не моховой покров, как в редкостойные лесах севера.
Наоборот, моховой покров, развиваясь в сомкнутых
лесах, ускоряет-изреживание и угнетение роста древостоя,
что влечет увеличение количества снега на почве,
ослабление промерзания грунтов и, наконец, термокарст.
3. Торфяники в северной части северной тайги
безлесны, поэтому количество снега на них значительно
(в 2-3 раза) меньше, а плотность больше, чем в
соседних редкостойньк лесах (Константинова, 1981).
Вследствие этого грунты сильнее охлаждены под торфяниками,
чем под редкостойными, лесами.
4. С продвижением к югу одновременно
увеличиваются облесенность торфяников и количество снега,'
уменьшается его плотность на них, а поэтому уменьшается
промерзание и охлаждение грунтов. На торфяниках
развиваются редкостойные' леса, под которыми промерзание
и охлаждение грунтов не превышает прогревание и про-
таивание в годовом цикле теплообмена между почвой и
атмосферой, что и приводит к деградации вечной
мерзлоты.
Отмеченные обстоятельства совсем не .были учтены
при расчетах положения южной границы вечной мерзлоты
в Западной Сибири Белоггуховой (Баулин и др., 1967).
Совершенно не учитывались затенение и
снегозадерживающая роль древостоя темнохвойных
лесов-главнейшие факторы формирования вечной мерзлоты под этими
лесами. При расчете влияния торфяников на
температурный режим грунтов не учитывалось то, что в
результате облесения их вблизи южной границы вечной
мерзлоты количество снега на них и плотность его не
отличаются от залесенньк участков. Так, Е.Б.Белопухова
отмечает, что количество снега на торфяниках в 3 раза
меньше, а плотность больше, чем в лесу,
В результате отмеченных здесь и других ошибок, а
также принятия за аксиому недоказанного никем поло-»
жеяия о том, что южная граница вечной мерзлоты в ми-
8Х-2369
неральных грунтах находится южнее таковой в
торфяниках, в данной работе (Баулин и др., 1967)
проводятся две отмеченные границы вечной мерзлоты,
существенно отличающиеся по положению.
В результате исследования условий развития вечной
мерзлоты вблизи ее южной границы мы пришли к
выводу о том, что: 1) не может быть существенной
разницы в расположении южной границы вечной мерзлоты
под торфяниками и на участках, где нет торфа; 2)
постановка вопроса о положении южной границы в
минеральных грунтах и в торфяниках не совсем правильна,
так как под торфяниками минеральные грунты обычно
мерзлые, т. е. граница проходит также в минеральных
грунтах; 3) крайние южные острова вечной-мерзлоты
в Западной Сибири расположены на участках, занятых
сомкнутыми лесами из ели, кедра, пихты,
редкостойными замшенными лесами, торфяниками, покрытыми кус-
тарничково-сфагновыми, олиготрофными сфагновыми
болотами, редколесьями или редкостойными лесами со
сфагяово-лишайниковым напочвенным покровом.
Исследования вблизи южной границы вечной
мерзлоты в пределах Енисейского Кряжа и в долине р.Селем-
джи свидетельствуют, что наиболее южные острова
вечной мерзлоты в этих районах расположены на
участках, занятых сомкнутыми темнохвойными лесами или
торфяниками (Тыртиков, 1969).
Какова же продолжительность формирования
островов вечной мерзлоты?
Мощность олиготрофного торфа вечномерзлых
торфяников вблизи южной границы вечной мерзлоты 1-2,5 м.
Такой слой торфа в Западной Сибири накапливается за
период 200-500 лет (Тыртиков, 1974). Судя по
возрасту деревьев, стадия сомкнутых лесов из ели, кедра,
пихты, соответствующая формированию нечной мерзлоты
в поймах рек, существует 150-300 лет. Следовательно,
продолжительность формирования островов вечной
мерзлоты вблизи южной границы 150-500 лет.
Пэследовательный ряд смен растительности в
процессе зарастания водоемов и в поймах рек от началь—
118
ных этапов заселения до стадий, соответствующих
началу деградации вечной мерзлоты (табл. 1, 2),
совершается за период, равный 500-1000 лет и более,
значительно превышающий продолжительность этапа
формирования вечной мерзлоты. В течение этого периода под
влиянием развития растительного покрова температура
грунтов понижается на 3,5-5,0 .
Каковы же изменения климата в последнее
тысячелетие?
По М .И.Нейштадту A957), изучавшему пыльцевые
спектры за время с начала позднего голоцена (с УШ—
X вв. н.э.) до настоящего времени, изменение
растительности северных районов отразило похолодание и
увеличение влажности.
Ламб ( Lamb , 1959) пишет, что в раннем
средневековье (приблизительно 1000-1200гг. н.э.) был
вторичный климатический оптимум, но более, слабый, а затем
этап заметного похолодания (малый ледниковый
период) особенно резкий между 1430 и 1850 гг. Будыко
A968) отмечает, что потепление, начавшееся в конце
прошлого века, прекратилось около 1940 г. и сменш-
лось похолоданием, хорошо,выраженным в высоких
широтах. При этом температура Северного полушария,
возросшая за-период потепления приолиаительно на 0,6°,
понизилась затем, к средине 50-х годов на 0,2°.
Среднегодовая температура на севере Франции
начала повышаться с 1890 г. До средины XX в. она повы*»
силлсь на 0,5-0,8°, с 1948 г. она вновь понизилась
( Gazella , 1988).
Следовательно, данные климатологов и
палеоботаников свидетельствуют об общем похолодании
климата в позднем голоцене. Кратковременное потепление
климата в первой половине текущего столетия
сменилось похолоданием, продолжающимся уже свыше 20 лет.
Разрушение вечномёрзлых торфяников термокарстом
вблизи южной границы вечной мерзлоты,
наблюдающееся на фоне общего похолодания климата,-неизбежное
следствие развития растительного покрова. Оно не
свидетельствует об отступании южной границы вечной кгерз—
119
лоты, так как одновременно наблюдается и
формирование островов мерзлоты вновь.
Это формирование вечной мерзлоты не следует
считать результатом наступившего похолодания климата во
второй половине текущего столетия, так как
кратковременные колебания климата, подобные наблюдавшимся в
текущем столетии, котя и могут несколько замедлить
или ускорить формирование вечной мерзлоты или ее
деградацию, но не могут вызвать формирование или
деградацию островов вечной мерзлоты вследствие
кратковременного, разнонаправленного и более слабого
воздействия этих колебаний на температурный режим грунтов
по сравнению с однонаправленным воздействием
развития растительного покрова, продолжающегося многие
столетия и тысячелетия.
Подобные короткопериодные колебания климата,
вероятно, влияют на динамику перелетков и смещение их
южной границы.
Положение южной границы островной вечной
мерзлоты практически не зависит от короткопериодных
колебаний климата, подобных наблюдавшимся в прошлом и
текущем столетиях.
Современная южная граница островной вечной
мерзлоты в Западной Сибири представляет линию,
соединяющую самые южные острова вечной мерзлоты. Эти
острова вечной мерзлоты заняты темнохвойными
сомкнутыми или редкостойными замшенными лесами^а
также торфяниками, покрытыми редколесьями,
редкостойными лесами на сфагново-лишайниковом ковре,
кустарничками со сфагново-лишайниковым покровом или оли-
готрофными сфагнами.
Вследствие тоге что подобная же растительность
распространена и к югу от южной границы островов
вечной мерзлоты, она одна не может служить
индикатором наличия вечномерзлых грунтов, хотя при
наземных исследованиях именно на такие участки следует в
первую очередь обращать внимание при поисках вечно-
мерзлых грунтов.
•
120
Термокарстовыё озера >и болота и другие формы
термокарста в соседстве с темяохвойными или
сомкнутыми или замшенными редкостойными лесами, а
также торфяниками, покрытыми редколесьями, редкостойные
ми лесами, кустарничками со сфагново—лишайниковым
покровом или, олиготрофными сфагнами, служат уже
несомненным признаком наличия вечной мерзлоты.
Поэтому южная граница островов, вечной мерзлоты может
быть оконтурена также по аэроснимкам или материалам
визуальных обследований с воздуха, на которых
отмечены наиболее южные термокарстовые озера или болота в
соседстве с торфяниками, покрытыми отмеченной
растительностью, темяохвойными сомкнутыми или
редкостойными замшенными лесами
Литература
Б а п а н j в ИЛ. Географическое
распространение сезоннопромерзающих почв и многолетнемерзлых
горных пород. В кн: 'Основы геокриологии
(мерзлотоведения), ч. 1. М., Изд-во АН СССР, 1959.
Б а у л и н В.В. и др. Геокриологические условия
Западно-Сибирской низменности, М., 'Наука*, 1967.
Б у д ы к о М.И. Радиационные факторы
современных изменений климата. 'Изв. АН СССР*, сер.геогр»,
1968, №3.
Константинова Г.С-, Влияние снежного
покрова на динамику сезоннс— и многолетнемерзлых
пород. *Тр. Ин-та мерзлотоведения им. В.А.Обручева',
т. 17. М., Изд-во АН СССР, 1961.
Кудрявцев В.А. Температура, мощность и
прерывистость мерзлых пород. В кн.: 'Основы
геокриологии (мерзлотоведения)*, ч. lr M., Изд-во АН СССР,
1959.
К у н и ц ы н Л.Ф. Многолетняя мерзлота и
связанные с ней формы рельефа на северо-западе Западно-
Сибирской низменности. В сб.: 'Вопросы физической
географии*. М., Географгиз, 1958.
Лурье И.С., Поляков С.С. К вопросу о
южной границе распространения многолетне мерзлых
пород в Западной Сибири. В сб.: 'Мерзлотные
исследования', вып. 4. Изд-во МГУ, 1968.
Нейштадт М.И. История лесов и
палеогеография СССР в голоцене. М., Изд-во АН СССР, 1957.
Попов А.И. Вечная мерзлота в Западной
Сибири. М„ Изд-во АН СССР, 1953.
С у м г и н М .И. Южная граница вечной мерзлоты
в пределах СССР. 'ТруКомисс. по изуч.вечной
мерзлоты АН СССР', 1933, т. 2.
С у м г и н М.И. и др. Общее мерзлотовепение.
М.-Л., Изд-во АН СССР, 1940.
с
Т у м е л ь В.Ф. Карта распространения вечной
мерзлоты в СССР. 'Мерзлотоведение*, 1946, т. 1, №1.
Тыртиков А.П. Болотная рас»ительностъ-
индикатор немерзлых отложений в северной тайге
Западной Сибири. В сб.: 'Многолетнемерзлые горные
породы различных районов СССР*. М„ Изд-во АН СССР,
1963.
Тыртиков А.П. Влияние растительного
покрова на промерзание и протаивание грунтов. Изд-во
МГУ, 1969.
Тыртиков А.П. Динамика растительного
покрова и развитие вечной'мерзлоты в Западной Сибири.
Изд-во МГУ, 1974.
L a m b H. Our changing climate past and present. Weather, 14, 10, 1959.
G a z e 11 a A. Osserbazioni sull'evoluzione del clima negli ultimi decenni.
Rev. meteorol. aeronaut. 28, 3, 1968.
122
В.Т.Трофимов, Ю.Б.Еаду, В.Б.Варенышев.
ВХ.Кудряшов, И.СЛурье, НХ.фирсов
ОСНОВНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАСПРОСТРАНЕНИЯ,
СТРОЕНИЯ ТОЛЩ И ТЕМПЕРАТУРЫ МНОГОЛЕТНЕ-
М МЕРЗЛЫХ ПОРОД ПОЛУОСТРОВА ЯМАЛ
Полуостров Ямал расположен в крайней
северо-западной части Западной Сибири. Важнейшей его
особенностью является чрезвычайно широкое развитие мне—
голетнемерзлых пород, встречающихся на всей
территории, начиная от ceBej. юй оконечности до южных
границ. Несмотря на это, мерзлотные условия
полуострова в цел Ом изучены еще слабо. Лишь в самой южной
части территории, особенно в районах, прилегающих к
г.Салехарду, экспедициями Гидропроекта, Главтюмень-
геологии, Желдорпроекта, МГУ, ИНИИИСа, Фундамент-
проекта и других организаций был выполнен большой
комплекс геологических, мерзлотных и
инженерно-геологических исследований. В итоге были получены
данные об основных закономерностях геокриологических
условий этой части Западно-Сибирской плиты (Баулин
и др., 1987). В центральных районах Ямала
мерзлотные условия достаточно подробно изучены лишь в
районе пос. Мыс Каменный (Жуков, Салтыков, 1953). В
последние годы материал о мощностях многолетнемер<~
злых толщ получен при разведке Средне ямальского и
Арктического газовых месторождений, а несколько
ранее очень ценные данные о распространении мерзлых
толщ, криогенном строении верхней части их разреза
и некоторые данные о их температурах и мощностях
для ряда районов получены сотрудниками НИИГА,
123
ВНИГРИ, ВСЕГИНГЕО и ПНИИИСа. В северных
районах Ямала сотрудниками ПНИИИСа, а ранее геологами
НИИГА- были выполнены рекогносцировочные маршрут- .
ные исследования по рекам, не сопровождавшиеся
бурением и специальными геофизическими работами. По
материалам этих исследований были опубликованы работы,
освещающие различные аспекты мерзлотных условий
отдельных районов Ямала (Баулин и др. 1987; Баулин,
Дубиков, 1970; Данько, 1972; Дубиков, 1965, 1968,1986а,
19886, 1971; Дубиков, Корейша, 1984; Новиков, 1971;
Новиков, Шмелев, 1970; Уваркин, 1970; Уваркин,
Шаманова, 1971 ; и др.).
В 1969-1972 гг. в пределах полуострова Ямал и
прилегающих к нему с юга районов сотрудниками
Тюменской экспедиции геологического факультета МГУ
были выполнены комплексные площадные инженерно-
геологические исследования. Для получения
необходимых данных о мерзлотных условиях проводились
ландшафтные наблюдения, буровые, шурфовочные и электро-
разведочные (,метод ВЭЗ) работы, замеры температур
в скважинах, изучение криогенного строения толщ,
опробование горных выработок и обнажений, изучение
промерзания-протаивания пород и др. Собранные нами
материалы, а также данные всех ранее выполненных
исследований позволили составить мерзлотную карту,
карту мощностей многолетнемерзлых пород и карту
генетических типов и льдистости верхней 10-метровой
части разреза многолетнемерзлых пород. Они
достаточно комплексно отражают современную мерзлотную
обстановку и закономерности ее пространственной
изменчивости в зависимости от геолого-геоморфологических
условий и физико-географических особенностей
территории. Все эти материалы свидетельствуют, что
температура, криогенное строение, мощность
многолетнемерзлых толщ, их площадное распространение, мощность
слоя сезонного протаивания и промерзания
существенно неодинаковы в разных частях изученной
территории. Это связано с тем, что многолетнемерзлые
породы сформировал^^1! и развивались под влиянием боль—
■
124
шого числа природных факторов, достаточно различных
в разных районах Ямала. Решающее влияние на многие
параметры мерзлотных условий оказали зональные
факторы природных условий, а также история
геологического развития территории в верхнем плейстоцене а
голоцене. Региональные геологические факторы, в
частности тектоническое «строение территории, не нарушая
общей картины природной зональности, лишь осло няют
мерзлотные особенности территории.
Формирование многолетнемерзлых пород в пределах
изученной территории началось, по-видимому, в конце
среднего плейстоцена и продол:.салось в верхнем пл< i-
стонене и ronoueHej причем па разных
геоморфологических уровнях рельефа начало форм;роваяия мерзлых
тол'л относится к разному времени. Эта причина, а
также существенные изменения климатической
обстановки в течение позднечетвертичного времени, в
частности в Среднем и позднем голоцене, обусловили сущестн-
венное несоответствие мощностей многолетнемерзлых
толы л их температур на значительных глубинах
современным природным условиям Ямала. Однако верхняя
чяЬтъ голтци многолетщ мерзлых пород явпосрепствён-
по отражает сложившиеся к настоящему времени
природные условия. Распространение многолетнемерзлых
я талых пород, их температуры в слое годовых коле—
бани:":, глубины сезонного протаивадия и промерзания-
чрезвычайно важные в инженерно-геологическом плане
характеристики - целиком обусловлены современной
природной обстановкой.
Распространение многолетнемерзлых и талых пород
Территория п-ва Ямал характеризуется практически
сплошным по площади распространением
многолетнемерзлых пород, что обусловлено малыми величинами
радиационного баланса, низкими среднегодовыми значениями
' ^мпературы воздуха, незначительной мощностью
снежного покрова и рядом других причин. Вне акваторий
многолетнемерзлые породы залегают не посредствен**;
125
с дневной поверхности на всех элементах рельефа.
Даже отложения морских пляжей и кос, бечевников рек,
мелководий крупных озер и островов в руслах рек
находятся в многолетнемерзлом состоянии вплоть до
южных границ изученной территории. Так, наблюдения,
выполненные в районах, прилегающих к устьям рек
Иоркутаяхи, Юрибея, Мордыяхи, Харасавэя, Сядоряхи,
Яхадыяхи, на островах Литке, Шараповы Кошки,
Белый и в других местах свидетельствуют, что песчаные
и супесчаные морские отложения пляжей Карского моря
находятся в многолетнемерзлом состоянии с глубины
0,8-1,5 м даже в самом конце августа ~ начале
сентября, когда глубина сезонного протаивания достигает
максимальных значений. На этих же глуб.инах в эти же
сроки многолетнемерзлые породы встречены и на
песчаных пляжах Обской губы в районе пос.Дровяная,
Тамбей, Сеяха, Яптиксале, Каменный, Новый Порт и:л
устье р.Оби. На поймах и мелководьях всех озер и
рек п-ва Ямал с глубины 0,5-1,5 м петом 1939/1972гг.
также зафиксированы многолетнемерзлые породы.
Даже в самых низовьях р.Оби, на заливаемых
разнотравных лугах низкой поймы, мерзлые породы в конце
августа залегают на глубинах 1,0-2 м. На участках
распространения густого кустарника высотой 0,5-2,5 м
кровля мерзлых пород в пределах поймы р.Оби
вскрывается в ее низовьях на глубине 0,8-1,3 ц а на
участках лишайниково-моховой тундры с редким и
невысоким кустарником (до 1-1,5 м) в пределах высокой
поймы мерзлота залегает на глубине 0,5-1,0 м.
Мерзлые толпи также развиты и в пределах
достаточно крупных акваторий в их прибрежных,
мелководных зонах. Например, в районе пос. Мыс Каменный
.многолетнемерзлые породы вскрыты скважинами
экспедиции Главсевморпути в пределах Обской губы на
значительном расстоянии от берега: на удалении 50 м от
него в сторону губы кровля мерзлых пород залегает на
глубинах от 3 до 6-6,5 м, а на расстоянии 100 м -
около 10-12 м, причем глубина водоема в этих местах
уже достигает 2 м.
126
Талые породы, залегающие непосредственно с по*
верхности (ниже слоя сезонного промерзания),
встречаются в основном под акваториями, а в самых
южных районах - также и на относительно небольших по
площади залесенных участках в пределах надпойменных
террас, междуречных равнин и в поймах рек.
Сквозные талики развиты под акваторией Обской
губы и Карского моря. Они развиты и под наиболее
крупными озерами Ямала, имеющими площадь в несколько
десятков и сотен квадратных километров и глубины до
30-50 м. Об этом, в частности, свидетельствует
отсутствие многолетнемерзлых пород на глубину до 54 м^
от дна глубокого оз. Яумто, расположенного в районе
пос. Мыс Каменный. Такие талики могут быть развиты
в пределах системы озер Яррото и Нейто, а также под
озерами Тэтанто, Войварето, Сохонто, Хаданто, Сявта-
то, Ясавейто, Ямбуто, Пеунто, Палтауто и др., причем
большая их часть расположена в пределах
центрального Ямала.
Сквозные талики развиты под руслами р.Оби и
наиболее крупных ее проток. Они также, по-видимому,
распространены в самых низовьях рек Щучьей, Сабяхи,
Сеяхи, Тамбея, -Юрибея, Харасавэя, Сядоряхи, в их
устьевых частях, где реки .становятся полноводными,
широкими и глубокими.
Несквозные талики развиты более широко, чем
сквозные. Они* существуют под многими озерами глубиной
более 1,5-2 м, под руслами многих рек, а в самых южнБ1х
районах территории - и вне акваторий.
Мощность несквозных таликов под руслами рек
изучена лишь в южной части полуострова Ямал. Она
изменяется здесь в нижнем течении рек от 4-8 до 20—
30 м (рис. 1) и зависит от величины и глубины реки
^табл. 1). В более северных районах (Новый Порт -
мыс Каменный) мощность подрусловых таликов обычно
составляет 5-7 м (Жуков, Салтыков, 1953). К северу
от широты пос. Мыс Каменный подрусловые талики
мощностью до 5-7 м развиты лишь под руслами рек р
До забоя скважины. Глубина оз. Яумто 52 м,
127
-IO
-18-
-2£>-
-26-
4—1—L
10.6Д| I
:li
3
.20,6
f.28,6
:aI.Qlll'(»'
[•••|S » т v 5
^з Qm]«
Рис. I, Подрусловый талик в долине р.Щучьей (по
данным Желдорпроекта, 1949) :
1- кровля многолетнемерзлых пород; 2-торф; 3-пере-
слаивание супесей и суглинков; 4-пески; 5-повторно-
жильные льды; 6-номер скважины
их среднем течении. Под руслами мелких рек и
ручьев талики не формируются.
Несквозные талики развиты и поп озерами. Они
изучены ■ очень слабо. Данные о их мощности получены в
основном благодаря работам сотрудников ПНИИИС \.
Так, в районе станции Обская (на самом юго-западе
изученной территории) скв. 1-П/69, пробуренной со
льда в пределах оз. Вындяда-Хасырей, под слоем льда
и воды толщиной 2,45 м был вскрыт подозерный талик
мощностью более 9,3 м. Разрез скв. З-П/89 в том же
районе показывает, что в непосредственной близости
к берегу озера мощность талых пород под слоем льда
и воды толщиной 1,7 м составляет 5 м. В южных
районах центрального Ямала, по данным Ю.Т.Уваркина и
И.И.Шамановой, под озерами также развиты несквозные
талики, причем они формируются даже под сравнительно
небольшими и неглубокими озерами.
В самых южных районах описываемой территории
небольшие по площади несквозные талики мощностью от
4-5 до 30-40 м и более встречаются на залесенных
участках междуречных равнин, надпойменных террас и
пойм, покрытых густым кустарником. Подобные
участки развиты в пос.Лабытнанги и севернее его, в
районе г.Салехарда, южнее пос.Аксарки и в других местах
в пределах высоких, в разной степени расчлененных
равнин, сложенных с поверхности песками и супесями
и покрытых лесом.
Несквозные талики в этой части территории
достаточно часто встречаются в пределах пойм и рек (Ва-
улин и др., 1967; Новиков, 1971; и др.). Так,
например, в долине р.Ханмея, в ее пойме скв. 0-Ж/48
вскрыты талые отложения мощностью 6,65 м, в пойме p.Tby-
Пугола - около 4 м. В пойме р.Оби отмечаются талики
мощностью около 10 м на о. Хангар, у пос. Выянги,
Вып-Посла и Халась-Пугора, а скважиной у поо.Санго~--
пан в пределах низкой поймы были вскрыты талые от-
ложния от поверхности до глубины 92 м.
9-2369
■
129
Таблица 1
Мощность таликов под руслами рек в южной части
полуострова Ямал (по данным Желдорпроекта, 1949)
Реки
Тоу-Пугол (среднее течение)
Харбей ^ нижнее течение)
Полхала [, нижнее течение)
Мал.Сандибей (нижнее течение)
Нядыеган (среднее течение)
Харута (нижнее течение)
Лонготьеган (нижнее течение;
Щучья (нижнее течение)
Хадытаяха (нижнее течение)
Харвута (нижнее течение)
Хондеяха (нижнее течение)
Варьхадыта (нижнее течение)
Аркахарвута (нижнее течение)
Юнъяха (нижнее течение)
Яхадыяха (нижнее течение)
Мялогаяха (нижнее течение)
Паюта (нижнее течение)
Ояха (нижнее течение)
Мядоловаяха (нижнее течение)
Салета (нижнее течение)
талика, м
>15
>30,3
4
>20
9,8
18,5
18,5
28,6
15,6
8
>15
715,8
>11,2
?25
?25
9,7
>10
8
12
7
130
Приведенное описание свидетельствует, что много-
летнемерзлые породы развиты в пределах изученной
территории практически повсеместно. На большей ее
части они развиты вне акваторий буквально на всех
элементах рельефа, а в самых южных, районах среди
многолетне мерзлых толш появляются острова талых
пород , причем они сформировались на различных
элементах рельефа и особенно широко в пойме р.Оби.
Учитывая эти закономерности в распространении многолет-4
немерзлых и талых пород в самой верхней части
разреза, в пределах изученной территории можно выделить
две крупные таксономические единицы. Почти всю
описываемую территорию занимает зона практически
сплошного распространения многолетнемерзлых толщ, в
пределах которой несквозные и сквозные талики развиты
только в пределах акваторий. Южная граница ее
проходит, по-существу, по северной границе поймы р.Оби.
Более южные районы, занимающие небольшую часть
изученной территорий, входят в состав зоны
прерывистого (по площади) распространения многолетнемерзлых
пород, основная территория которой расположена в
более южных районах Западно—Сибирской плиты.
Строение толщ, и. мощности многолетнемерзлых
пород
Данные о мощностях и строении мерзлых толщ
Ямала, приводимые в литературе, основайы в основном
на материалах буровых профилей Шучья-Салета,
Салехард—Яр-Сале и Новопортовского газового
месторождения, буровой скважины в районе пос. Новый Порт,
работ Гидропроекта и других организаций в районе
г.Салехарда и пос. Л абытнгнгн, расположенных в
южной части описываемой территории (Баулин и др.;1987).
Для центральных районов Ямала до начала разведки
Арктического и Средне ямальского газовых
месторождений сведения о мощностях мерзлых пород были
получены сотрудниками ВСЕГИНГЕО методом вертикального
электрического зондирования (ВЭЗ) лишь в двух пунк-
131
Рис, 2. Схема распределения мощностей многолетне
мерзлых пород в пределах п-ова Ямал (составили В.Б.Ва-
ренышев и В.Т.Трофимов при участия Ю.Б.Ваду, В.Г.Куд-
ряшова и Н.Г.Фирсова, по данным МГУ, Главтюменьгео-
логии, ВСЕГИНГЕО, Гидропроекта и других организации:
1 -границы распространения многолетне мерзлых пород;
2-границы районов с различной мощностью многолетне-
мерзлых пород; 3-6-мощности многолетнемерзлых толщ,
залегающих с дневной поверхности C-менее 50 м ;
4-от 50 до 150 MJ 5- от 150 до 300 м; 6-более 300 mJ;
7-граница широкого распространения
многолетнемерзлых толп;, содержащих в разрезе прослои и линзы
охлажденных пород, насыщенных минерализованными незамерз-
шими водами; 8-граница сплошных выходов на дйе'вную
поверхность палеозойских пород, слагающих Урал
9Х-2369
;тах; в районе оз. Нейто и фактории Мордыяхи. Сведе'-<
ния о мощности мерзлых толщ самых северных районов
Западно—Сибирской плиты, в том числе и Ямала,
приводимые Н.А.Шполянской A971), основаны на расчете с
использованием среднегодовых температур пород и
геотермического градиента.
В последние годы A970-1972 гг.) ценные сведения
о мощностях мерзлых толщ центральных районов
Ямала были получены сотрудниками Ямальской нефтегазо-
разведочной экспедиции Главтюменьгеологии для
районов Средне ямальского и АрКТИческого газовых
месторождений. Однако появление и этих сведений не
намного прояснило закономерности распределения мощностей
и строения мерзлых толщ, так как оба месторождения
расположены в средней части Ямала, в районах с
близкой геоморфологической обстановкой. Поэтому в
процессе работ Тюменской инженерно-геологической
экспедиции широко были поставлены электроразведочные
работы методом вертикального электрического
зондирования с разносами питающей линии АВ т qqq m kotod
охватили практически все районы полуострова.
Места для зондирований выбирались на характерных
участках морских равнин, террас, пойм и лайд с целью
определения закономерностей в строении и мощности
мерзлых толщ. Прослеживалось также изменение мощностей
мерзлых пород от истоков до устья по долинам рек
Сабяхи, Сеяхи, Венуйеуо, Харасавэй, Юрибея, Шучьей,
Мордыяхи и др. В результате было получено большое
количество D60) кривых вертикального
электрического зондирования, анализ которых и данные,
полученные ранее сотрудниками ВСЕГЕИ, ВСЕГИНГЕО ,
Гидропроекта, Главтюменьгеологии, МГУ, НИИГА,
позволили составить карту мощностей многолетнемерзлых
пород Ямала (рис. 2). Полученные нами данные
показывают, что, во-первых, мощности мерзлых толщ в
пределах многих районов Ямала существенно ниже, чем
это принято в литературе (например, Баулин и др.,
1967; Шполянская, 1971), и, во-вторых, они четко
134
зависят от возраста геоморфологического уровня, на
котором сформировались. Это хорошо согласуется с
материалами, полученными ранее сотрудниками
Тюменской инженерно-геологической экспедиции МГУ в
смежных с Ямалом районах плиты (Груздов и др., 1968 ,
1972).
Мощности многолетнемерзлых пород в пределах
изученной территории изменяются в зависимости от
района их залегания в очень широком диапазоне: от 2-5
до 300—400 м, а местами и более. Максимальный их
величины составляют, судя по данным
электроразведочных работ сотрудников ВСЕГИНГЕО, в районе,
прилагающем к западному берегу оз. Нейто, 450 м. Минимальные
значения мощности (от 2-3 до 10-15 м и более)
установлены нами в пределах аккумулятивной лайды и
низких островов ('кошек') Карского моря.
Анализ пространственного распределения мощностей
■мерзлых толщ свидетельствует, что районы с
наибольшими мощностями (более 300 м) расположены в осевой,
наиболее возвышенной части полуострова (см. рис. 2).
Они образуют достаточно широкую, практически мерн**
дионально ориентированную полосу, протягивающуюся
от широты пос, Тайбей через северный и центральный
Ямал, а затем южнее рЛОрибей, поворачивающую на
юго-запад ' в Приуральскую часть изученной
территории. Эти районы со всех сторон окружены
обширнейшими территориями, в пределах которых мощность
многолетнемерзлых пород изменяется от 150 до 300 м (в
большинстве случаев она составляет 200-280 м).
Именно- такие мощности являются наиболее типичными' для
казанцевской морской равнины, второй и третьей
морских террас, первой - третьей лагунно—морских и
надпойменных террас и многих районов лайды Обской
губы, а также для пойм большинства рек в их верхнем
течении и в тыловых их частях на более низких
участках долин, и вообще для подавляющей части
изученной территории. Меньшие по величине мощности
мерзлых толщ (от 50 до 150 м) характерны для значитель-
135
ных по площади участков пойм рек, а также для
западных и северных районов полуострова, примыкающих
к Карскому морю; наименьшие мощности (менее 50 м)-
аля лайды и приустьевых частей пойм рек,
впадающих в Карское море. Такие же небольшие мощности
отмечены и в пределах морских террас, в их узкой
полосе, непосредственно прилегающей к берегу моря,
а также на многих участках поймы р.Оби (см. рис.2).
Таким образом, мощность многолетнемерзлых пород
в пределах изученной территории изменяется от 2—8 до
400-450 м. На подавляющей ее части она составляет
200-300 м. В целом мощность мерзлых толщ в
западных, северо-западных и северных районах Ямала,
прилегающих к Карскому морю, существенно ниже по
сравнению с мощностью их вдоль побережья Обской
губы. Наиболее мощные мерзлые толши (свыше 300 м) •
распространены в пределах возвышенной, осевой
части п-ва Ямал.
Результаты интерпретации кривых вертикального
электрического зондирования показали, что мощности
многолетнемерзлых пород зависят от возраста и
генезиса геоморфологического уровня, в пределах которых
эти породы сформировались (табл. 2, 3; см. рис. 2).
Причинная обусловленность этой закономерности
становится совершенно понятной, если вспомнить, что в
суровых климатических условиях, которые
существовали почти во всех районах Ямала в течение
практически всего верхнего плейстоцена и голоцена,
именно возраст и генезис геоморфологических уровней
определили время (длительность) и условия
промерзания пород, развитых, в их пределах.
Наибольшие мощности многолетнемерзлых пород
характерны для наиболее древнего геоморфологического
уровня Ямала - для морской среднечетвертичной
(салехардской) морской равнины. Их величины в ее
пределах в большинстве районов-превышают 300 м или
приближаются к этой величине. Меньшие мощности
мерзлых толщ отмечаются здесь существенно редко и
в целом не характерны для нее.
136
Для отложений, развитых в пределах каэанцев-
ской морской равнины, третьей, второй и первой
морских, лагунно-морских, надпойменных и озерных
террас в целом характерны меньшие и прогрессивно
уменьшающиеся с уменьшением возраста уровней
мощности мерзлых толщ. Например, среднеарифметические
значения мощностей многолетнемерзлых пород в
пределах казанцевской равнины, третьей, второй и первой
морских террас составляют 270, 245, 210 и 125 м
соответственно, В пределах лагунно-морских террас они
уменьшаются от 255 м на третьей террасе до 215 м
на первой террасе и 135 м на лайде Обской губы
(табл. 2). Наименьшие величины мощностей мерзлых
пород в целом свойственны голоценовым
геоморфологическим ■ уровням, а среди них - лайде и низким
островам Карского моря, устьевым частям пойм рек,
впадающих в него, и пой.ме р.Оби (табл. 2, 3).
В пределах различных по возрасту морских, лагун-
но—морских, озерных и аллювиальных террас и
казанцевской морской равнины в очень многих районах
четко проявляется некоторое увеличение мощности мерзлой
толщи от прибровочных участков геоморфологического
уровня ' к его тыловым частям. Такая картина
обусловлена несколькими причинами. Во-первых, в пределах
тыловых участков морских, лагунно-морских и озерных
террас развиты более мелководные фации отложений,
промерзание которых во многих районах Ямала
происходило сингенетическим путем и начиналось
значительно раньше, чем промерзание более глубоководных
образований, формировавшихся на некотором, часто
значительном удалении от берега водного бассейна. Во-
вторых, следует иметь в виду, что в прибрежных
районах (ныне тыловые части всех геоморфологических
уровней) на каждом этапе развития любого водного
бассейна, особенно морского, широко протекали процессы
абразии, в результате которых определенные участки
Солее древних геоморфологических уровней разрушались-
а затем перекрывались маломощным слоем более модо«-
дых отложений. На таких участках мощности многолет-
137
Таблица 2
Мощности многолетнемерзлых пород, сформировавшиеся в пределах различных
по возрасту и генезису геоморфологических уровней Ямала (составлена по данным
ВЭЗ, выполненных ВСЕГИНГЕО в 1962 и- МГУ -г в 1969-1972 гг.)
! Геоморфологические j Возраст J Мощности мерзлых толщ !
I t лород, »Мини- } макеималь-! средние (сред-f Количе-
уровни слагаю- 1,1
! . ! ! маль- ные ! неариФметиче- ство
' уровень {ные ' ческое значе-j ВЭЗ
| !___. | ! ! ние) I
1 { 2 ! 3 ! 4 ! 5 ! 6 ! 7
с: ! салехардская равнина Qjj 150 450 335 59
м ] "казанцевекая равнина Q% 50 400* 270 80
a j третья терраса Qf 25 400* 245 20
I; ] вторая терраса Q£" 40 400* 210 12
лервая терраса "w-iv 65 165 125 5
} лайда Qrv 1,0 80 30 24
^ ф [ третья терраса Qu 155 400* 255 26
jg g J вторая терраса Q.%4 150 400* 240 17
£■ g, j первая терраса Qg-g 150 400* 215 8
,£ § j лайда Я.а 45 275 135 11
138
Продолжение табл. 2
1 ! 2 ! 3 1 4 ! 5 1 6 ! 7 '
2 третья терраса ЧД 90 215 165 3
g вторая терраса Q|"Y 60 400* 270 7
$ аервая терраса Qi-£ 60 400s 155 9
О пойма Qr„ 130 155 145 2
L> .. Г ,.
дЗ J вторая терраса Чл 155 295 230 8
|1 I первая терраса Q^-i» 155 225 190 4
J§ j пойма Qj~ 10 295 125 105
j ледниковая равнина Q- 150 400 275 23
Максимальные мощности принимались в расчетах для ВЭЗов, по которым
глубина залегания подошвы мерзлой толши не могла быть установлена точно,
вследствие эффектов экранирования и обтекания тока благодаря наличию горизонтальных
неоднородностей в мерзлой толще. Обычно мощность многолетнемерзлых пород на
этих геоморфологических уровнях, судя по данным бурения и четко
интерпретируемых ВЭЗов, не более 300 м.
Таблица 3
Мощности многолетнемерзлых пород, вскрытые скважинами
в различных районах изученной территории
Местоположение скважины {Интервалы j Метод определения |Геоморфологический
и ее номер [залегания { мерзлых пород 'уровень, на котором
] мерзлых 1 ! расположена скважина
! пород, м ? !
1 ! 2 1 § 4
Арктическое газовое
месторождение /цент- казанцевская морская
ральный Ямал) 1 0 -272 электрокаротаж равнина
2 0 -250 термометрия - * -
4 0 -230 электрокаротаж
и термометрия - " -
6 0 -230 термометрия - * -
9 0 -265 - * -
10 0 -ПО электрокаротаж современная озерная
пойма
Средне ямальское
газовое месторождение электрокаротаж, третья лагунно-мор-
(центральный Ямал) 3 0 -230 термометрия екая терраса
Продолжение табл. 3
1 ! 2 ! 3 ! 4 1
Район пос. Каменный 1 0 -250 электрокаротаж лайда Обской губы
Новопортоиское
газовое месторождение 49 0 -230 термометрия казанцевская
(южный Ямал) морская равнина
52 0 -250 эпектрокаротаж - * -
55 0 -130 - ' - - " -
56 0 -240 - ' -
60 0 -260 - * -
82 0 -216 - * - салехардская
морская равнина
64 0 -155 - * - казанцевская
морская равнина
66 0 -215 термометрия - " -
79 0 -240 - * - - " -
Пос. Новый Порт 1 0 -254 электрокаротаж, первая лагунно-
керн морская терраса
Буровой профиль Щучья- 0 -50; керн, электро- - пойма, верховья
Салета ' ,*ный Ямал) 1 123-144 каротаж реки
: 2 0-50; - * -
125-220
3 0-200, _ - _ I н4ПппаЙсаеННаЯ
250-260 терраса
Продолжение табл. 3
1 ! 2 3 4
Буровой профиль Щучья-
-, / - » лл,г.« ллл ппл казанцевская
Салета ('ожный Ямал) 3 0-192; 260-290 электрокаротаж
морская равнина
4 0-200; 238-280 по керну и пойма, верховья
электрокаротажу реки
5 0-240 электрокаротаж салехардская
морская равнина
6 0-150; 190-225 по керну и
* г * ■ казанцевская
электрокаротажу
^ * ' морская равнина
7 0-178 - * - . - * -
32 0 -181 электрокаротаж пойма, верховья
реки
33 0 -193 - * - казанцевская
морская равнина
38 0 -270 - * - - ' -
39 0 -207 -■ * - - * -
Буровой профиль
Салехард - Яр-Сале I 0 -78 электрокаротаж пойма
(юг изученной 2 0 -40 и по_ керв
территории) 3 q -146 - * - -"-
4 92 -170 - * -
7 0 -100 - ' -
Продолжение табл. 3
1 12 ! 3 ! 4
8 0-145; 175-220 - ' - салехардская
~ „ , морская равнина
Ьуровой профиль 11 г, oq у -Г
г. V, - 11 0 -36 - * - пойма
Салехард-Яр-Сапе J2 Q _230 , _,_
(юг изученной 13 0 - 54 - ' - -*-
территории) 14 0 -52 " - ~-'~-
15 0 - 50 - ' -
16 0 - 61 - * -
19 0 -52 - * -
29 0-211
31 0 -40
Район г.Салехарда -
„ _ Зырянская лед-
и пос.Лабытнанги керн и , .
л »у«.„ ,.ъ г. . «~ , .г, r.r.r. никовая равйина
О-КЖ/48 6-120; 140-260 термометрия F
6-BO/61I о -337 - ; - - % -
11-ВО/61 Q - 30; 72-198 - , - Z » Z
12-ВО/61 0 - 240
I
яемерзлых пород в известной степени как бы *унас-
ледовались'от более древнего геоморфологического
уровня, и в процессе последующего развитая нового
геоморфологического уровня ' именно здесь
формируются 'наиболее мощные мерзлые толщи, свойственные
этому уровню.
Анализ мощностей мерзлых толщ, характерных для
морских и лагунно-морских террас, показывает, что в
пределах последних они в целом выше (см. рис. 2 и
табл. 2). Так.если среднеарифметические значения
мощностей в пределах третьей морской и третьей лагунно-
морской террасы практически равны* B45 и 255 м
соответственно;, то в пределах вторых террас они равны
210 и 240 м, в пределах первых - 125 и 215 м, а в
пределах лайды - 30 и 135 м соответственно. Это
объясняется, по-видимому, существенно различными
условиями промерзания морских и лагунно-морских
отложений, различным их дисперсным составом и
засоленностью, а главное - различным расположением этих
геоморфологических элементов по отношению к
Карскому морю, соленые воды которого оказали
значительное влияние на формирование мощности мерзлых толщ
Ямала. Это хорошо видно на примере современной
лайды : на побережье Карского моря на аккумулятивных
участках лайды мощность многолетнемерзлых пород не
превышает 40-80 м, в целом увеличиваясь от 2-10 м
близ линии воды до 50-80 м в тыловой ее части, а
на таких же участках лайды Обской губы она
составляет обычно 120-200 м, а в тыловых ее частях
часто даже превышает 200 м. Следует также отметить,
что удельное электрическое сопротивление как
мерзлых, так и талых пород всех геолого-генетических
комплексов морских отложений, развитых в западных и
северных районах Ямала, значительно ниже величин
этого же параметра, характерных для лагунно-морских
образований. Это обусловлено существенно большей
засоленностью морских толщ и, как следствие этого,
большим содержанием незамерлщей воды в них по сравве-
144
нию с лагунно-морскими породами при тех же самых
среднегодовых температурах.
Несколько слов об обших закономерностях
изменения мощностей многолётнемерзлых пород в пределах
пойм современных речных долин. В верхнем течении
почти всех рек Ямала, где ширина пойм и. мощность
водного потока реки малы» преобладают мерзлые
толщи, мало чем обличающиеся по своей мощности от
многолётнемерзлых пород окружающих морских равнин.
В среднем течении большинство средних и крупных рек
мощности мерзлых толщ в пределах центральной части
поймы составляют 50-150 м, а в самых низовьях они
часто уменьшаются до 40-50 м, а местами и до
меньших величин. Это говорит о том, что мощность
многолётнемерзлых пород вниз по долине реки в пределах
пойм закономерно уменьшается. Другая
закономерность пространственного изменения рассматриваемого
показателя заключается в том, что в пределах всех
широких пойм мощность; мерзлых толщ увеличивается
от центральных прирусловых участков, где отепляющее
влияние водного потока постоянно и значительно, к
тыловым частям пойм.
В Приуральской части изученной территории в
пределах ледниковой и водно-ледниковой равнин
зырянского оледенения мощности многолётнемерзлых пород
большие, причем в одних районах они превышают 300м,
а в других несколько меньше этой величины v см. рис.2).
Мощности, превышающие 300 м, характерны для
районов равнин, где ледниковые и водно-ледниковые
отложения залегают непосредственно на отложениях
салехардской свиты или более древних породах
(палеозойских и более древних), которые начали промерзать
сразу же после окончания ямальской трансгресии или
даже в конечные ее стадии. Именно в силу этого
мощности мерзлых толщ этих районов практически
одинаковы с их мощностями в пределах морской
салехардской равнины. Мощности многолетнем^озлых пород,
не Превыше-line 300.м, но достаточно близкие к этой
величине, арактерны для районов, где ледниковые и
10-2369
145
водно-ледниковые отложения зырянского оледенения
залегают на морских или прибрежно-морских
отложениях казанцевской свиты. Следует иметь в вицу, что
большие мощности мерзлых толт в этой части
изученной территории обусловлены помимо возрастного
фактора повышенной теплопроводностью палеозойских и
протерозойских пород с жесткими кристаллизационными
связями, залегающих на больших площадях поп
относительно маломощным чехлом четвертичных отложений
или даже обнажающимися во многих ее районах.
Мы оценили в сравнительном плане характер
изменения мощностей многолетнемерзлых пород с севера
на юг в пределах всех голоценовых
геоморфологических уровней совместно и всех более древних
элементов рельефа (также совместно^. С этой целью вел
изученная территория была разбита на широтно
ориентированные полосы шириной в 30 . В пределах этих
полос подсчитывались срепгеарифметические значения
для вышеназванных элементов рельефа (табл. 4). При
анализе этих данных1, видно, что увеличение и
уменьшение мощностей в пределах^ древних
геоморфологических уровней и в пределах голоценовых поДерхностей
происходит достаточно взаимосвязанно. Эта обнвя,
взаимосвязанная тенденция изменения мощностей в
пределах голоценовых поверхностей и более древних
макроэлементов рельефа, несомненно, причинно
обусловлена. Скорее всего, она связана с изменением
структурного плана территории.
Заканчивая рассмотрение вопроса о
закономерностях изменения мощностей многолетнемерзлых пород,
необходимо отметить, что в пределах изученной тер—
Здесь важна тенденция изменения мощностей, а не
сами их абсолютные значения. Это связано с тем, что
абсолютные значения среднеарифметических величин
мощностей будут, безусловно, несколько изменяться с
изменением числа ВЭЗов, а также их
пространственным расположением (на поверхности какой равнины или
террасы сделаны новые ВЭЗы, в какой части долины-
реки или лайды расположены ВЭЗы в пределах
голоценовых геоморфологических уровней).
Таблица 4
Мощности многолетнемерзлых пород на различных широтах полуострова Ямал,
сформировавшиеся в пределах голоценовых и более древних геоморфологических
уровней (составлено по данным ВЗЗ)
^^ __^ ___________________ __„_ _____ - ____________ . . ;
'Широтное положение 'Голоценовые геомррфрло- { Среднеплейстоценовы-1.
Номер ;• гические. уровни Слайды I вёрхнеплеистоценовы^'и
{ полосы, градусы !,и поймы ) J верхнеплейстоиеново-голо—
полосы ! „ , , : ; J ценовые геоморфологические
! северной широты I среднеерифмети- ! кол-во ! уровни
{ ческие значения Jr,~~ J ^
J мощностей мерз-1В<ЗЗов 'среднеарифметиче- кол-во
лых толп;, м I ' ческие значения _„„
{ {мощностей мерз- ВЭЗов
I ! пых толщ, м
1 72°о' - 73°о' 100 4 230 6
2 71°3' - 7200' 175 3 370 10
3 71° О' - 71° з' 120 21 280 15
4 70° 3l' - 71° О' ПО 20 235 22
5 70° О' - 70° 3' 105 20 240 21
6 69° 3' - 70° О' 125 15 250 23
7 69°0(/- 69°3/ 130 10 320 24
8 68° з/ - 89°0/ 75 8 285 18
9 68° 0' - 68°3Г 115 17 260 86
10 67° 3' - 88°0/ 130 5 • 270 37
И 87° О7 - 67°3' 180 24 250 48
12 86° з! - 67°0' 85 16 215 8
ритории, как и в других районах севера Запаляо-Си-
бирской плиты, получены данные, хотя и немногочислен^
ные, об уменьшении мощностей мерзлой толщи в
центральных частях положительных структур. Так, по
данным сотрудников Ямальской нефтегазрразведочной
экспедиции Главтюменьгеологии, средняя мощность много—
летнемерэлых пород в пределах Новопортовского
газового месторождения составляет 235 м, причем в
сводовой части структуры она существенно меньше, чем на
ее крыльях. Аналогичная закономерность была отмечена
и в других районах южного Ямала, в частности по
материалам бурового профиля Щучья-Салета (Баулин и др.,
1967). Следует отметить, что картина уменьшения
мощностей мерзлых толщ в присвойовых частях
положительных структур четко должна проявляться лишь в
случае, если вся эта структура располагается в пределах
одного геоморфологического уровня. В других случаях
пространственное изменение мощностей мерзлых толщ
определяется как структурным фактором, так и
целым рядом других причин, которые накладываются друг
на друга и искажают или даже полностью нивелируют
различие мощностей мерзлых толщ в разных зонах
положительных структур.
Переходя к характеристике строения многолетне
мерзлых толщ по разрезу, необходимо отметить, что в
пределах изученной территории вне акватории преобладают
мощные, сплошные по вертикали мерзлые толщи,
залегающие непосредственно с поверхности всех
геоморфологических элементов. Об этрм свидетельствуют
результаты буровых работ и электроразведочных
исследований. Под руслами рек и многих озер существуют, как
показано выше, .несквозные талики, и мерзлые породы
залегают с глубин от 3-4 до 50-100 м,
Мерзлые толши, содержащие прослои талых пород,
установлены в процессе буровых работ лишь в южных
районах. Ямала. Наиболее северные пункты их встречи
приурочены к буровому профилю Щучья-Салета.
Например, здесь скв. 1 и 2, расположенными в поймах в
14С
верхнем течении рек Тарседаяхи и Танловаяхи
соответственно, встречены талые породы в интервалах 50-123
и 50-125 м. Слои талых пород в разрезе мерзлых толщ
вскрыты рядом скважин и на более древних элементах
рельефа. Однако большая часть скважин, заложенных вне
пойм рек, вскрыла мощные монолитные по разрезу
мерзлые толщи (см. табл. 3). Более широко двухслойные
мерзлые толщи, верхний слой которых имеет позднего-
лоценовый возраст, а нижний, реликтовый слой - более
древний, развиты лишь в крайне южных и
юго-западных районах изученной территории. Осооенности
формирования этого типа мерзлых толщ достаточно подробно
рассмотрены А.А.Ананяном, В.В.Баулиным A930), В.В.Ба-
улиным A958, 1962), В.В.Баулиным и др. A967), А.А.Зем-
цовым A958) и др.
В западных и северо-западных районах Ямала очень
широко развиты, как показали электроразведочные работы
методом ВЭЗ, мерзлые толщи морских четвертичных
отложений с весьма специфическими геоэлектрическим
разрезом : в толще высокоомных многолетнемерзлых
морских пород залегают слои различной мощности, удельное
электрическое сопротивление которых колеблется от 5-
10 до 80-100 ом->м, иногда и выше. По своим
сопротивлениям эти слои аналогичны отложениям, насыщенным
солеными водами с отрицательной температурой,
которые вскрыты под маломощным слоем мерзлых пород
B-6 м) в преролах. лайды Карского моря. Учитывая
этот факт, а также вскрытие скважинами в мерзлых
толщах морских четвертичных отложений, слоев ,
содержащих соленые воды с отрицательной температурой в'
районе мыса Каменного (Жуков, Салтыков, 1953),
г.Салехарда (Баулин и др., 1967) и восточных районах
Западно-Сибирской плиты, прилегающих к Енисейскому
заливу (Пономарев, 1952; и др.), мы пришли к выводу,
что слои с низким омическим сопротивлением,
заключенные в толще высокоомных мерзлых пород,
представляют собой слои, имеющие отрицательну:j температуру и
насыщенные незамерзшими солеными водами. Региональ-
10Х-2369
Рис. 3. Схема распределения среднегодовых
температур многолетнемерзлых пород в пределах п-ова Яи:ал:
I-границы распространения многолетнемфзлых пород; ,
2-границы районов с различной температурой пород;
8-7-температуры многолетнемерзлых пород C - от О
до -1°; 4-от -1 до -3°; 5-от -3 до -5° ; 6-от -5
до -7 ; 7-от -7 до -10°) ; 8-границы сплошных
выходов на дневную поверхность палеозойских пород, сла-
• гающих Урал
ная граница широкого распространения многолетнемерз-
лых толщ, содержащих в своем разрезе прослои и
линзы пород, насыщенных минерализованными незамерзши-
ми водами, показа на схематической карте
мощностей многолетнемерзлых пород (рис. 2). Она
протягивается от Байдарацкой губы вдоль всего западного
побережья Ямада, а затем поворачивает на восток и
вклинивается в низовье Обской губы. Эта прибрежная
зона с весьма специфичными особенностями
вертикального строения толщ многолетнемеозлых пород выделена
нами на основе электроразвепоччых работ на Ямале
впервые и требует непосредственной проверки буровыми
работами. Во внутренних районах Ямала за этой гранит
цей многолетнемерзлые толщи отмеченного строения
могут встречаться, но, скорее всего, они развиты здесь
нешироко.
Температуры многолетнемерзлых и талых довод
В процессе полевых исследований, проведенных в
1969-1972 гг., нами собран достаточно большой
фактический материал о температурах многолетнемерзлых
пород в различных ландшафтных условиях на глубинах
9-11 м* . Кроме того, было оценено влияние различных
природных факторов на величины температур
многолетнемерзлых пород и был проведен специальный расчет
среднегодовых температур для разнообразных реально-
существующих условий различных районов Ямала. Все
эти данные, а также материалы ранее выполненных
исследований и работы сотрудников ПНИИИСа,
проведенные в долине р.Нурмаяхи (Уваркин, Шаманова и др.) и
в юго-западных районах территории (Белопухова,
Данько и др.), позволили нам составить карту температур
многолетнемерзлых пород Ямала (рис. 3).
Для многих районов Ямала эти температуры
являются среднегодовыми. Для северных районов они в
большинстве случаев достаточно близки к ним. Кроме того,
следует иметь в виду, что в Строительных нормах и
правилах СНиП П-Б. 6-66 на карте СССР
температуры .' ноголетнемерзлых пород также приведены на этой
г луб: не A0 м).
152
Оценка влияния различных природных Факторов нь
Формирование среднегодовых температур многолетне-
мерзлых пород. Среднегодовые температуры горных
пород определяются, как известно (Достовалов,
Кудрявцев, 1967), большим числом природных факторов. С
целью изучения влияния этих факторов на
формирование температурного режима многолетнемерзлых Йород
исследуемой территории были выполнены специальные
исследования.
Проведено изучение климатических характеристик
Ямала на основании данных метеостанций, и
показана ярко выраженная широтная зональность в
распределении среднегодовых
температур воздуха, оказывающих максимальное
влияние на формирование среднегодовых температур
горных пород. При этом отмечено, что зональное
распределение температур воздуха в целом
обусловливает закономерное повышение среднегодовых
температур пород с севера на юг. Целый ряд
природных факторов (растительность, снежный покров,
увлажненность , геолого-геоморфологические условия и пр.)
нарушает строгость этой общей закономерности и
требует анализа влияния их в конкретных условиях.
Для конкретной оценки влияния этих природных
факторов на среднегодовую температуру пород
произведено подразделение^ всей изученной территории на
однородные в геоморфологическом отношении участки
(применительно к мелкому масштабу),
характеризующиеся определенным сочетанием таких природных факторов,
как снежный покров, растительность, литология и
влажность. Сделаны также расчеты влияния этих факторов
на формирование среднегодовых температур горных
пород дифференцированно для каждого из выделенных
участков.
Подразделение территории На участки произведено на
основании анализа полевого материала и ландшафтно-
геологического дешифрирования аэрофотоснимков.
153
Еелячина влияния основных факторов природных
Поверхностнее условия, дисперсность и влажность пород,
особен-
поен
рельефа
1
еррасн
t*
I
а.
?
§
ЭЙ
1
V
в
&
1
я ■
я
3
1
1
о
1
S
3
о
в
■
■
-J
о.
тип
грунтов
2
!
i
3
1
I
S-
описание
территориального комплекса
3
холмистые участки,сло-
лен>ые песчшшли
пород амл, с различным
микрорелье!*ои, лияаи-
няково-моховой док-
ров, иногда кустарник
пункт-
аналог
*
Талбей
ХарасавэР
валенный
Шарресаля
\
понижения на холмистых Каменный
участках с овражной
сетьп, сложенные вес- 1Новый цор1
чаными, реже суглини- {
стыки породили, лохо- рР-СШ1е
во-кусгариичковый (Салехард
аокров
холмистые участки,ело- Белый
женные супесчаными я |
суглинистыми породами,'ХврасввэИ
лишайняково-мохово- :
кустарьичновый по.чров Яр-Саже
:средне-:
:годовая:
температура BOt
::wgxa, :
5 ]
г
-11,3 1
-10,0
,
-10,0
-9,0
-io.o ;
-9,3 |
-8,0
-?i*
-11,6 !
;
-10,0
1
-8,0
!
мощность:
снега, :
см :
6 1
0-10 !
40-60 1
j
0-Ю 1
30-50
0-Ю
30-50
0-10 ;
30-50 !
80-юо ;
80-100 ,
■
80-100
80-100
0-Ю :
50-60
0-Ю
ЗО-ч-О
0-Ю
30-50
154
Табл»Ц1 5
у.словий на формирование среднегодовых температур пород (составила И.С.ЛурЕъ!
растительный
понров
:есетствен-1
:влажность,
Величина влияния. С
:текператур+суммарная
раститель-: иая
ноети :сдвижка
-•Среднегодовая
температура по-
родЛ
10
II
12
13
лишайниково-моховой, менее
10 см
ЛИШЙНИКОВО-МО- 1
ховой, менее 10 си;
и кустарник I
менее 50 см .
15-30
15-35
15-30
15-30
мохово-кустарнич-
ковый.кустарничек
более 50 см
15-30
15-30
15-30
15-30
ливайниково-иохо-i
.ви?.более 10 см l|
кусте ошяковый,
менее 50 см |
+@,8)
+C,3-4,0
+@,8)
+B,4-3,1)
+0,9
B,7 - 3,6)
@,8)
♦(JWHM9.
+F.2)
+F,9)
+G,0)
+G,0)
лишайниково-мохо- 75-85
вой,более 10см t
-"- 1 35-45
75-35
+@,8)
+C,1-3,9)
+@,8)
+B,4-3,1)
+B,1)
+ C,1-4,1)
"@,6)
"@,5)
40,6)
"@,5)
-@,6)
40,6)
40,6)
Ч0,5)_
40,6)
-(о,?)
40,7)
"@,7)
"@,7)
"@,7)
"@.5)
40,5)
40,5)
40,5)
-@,4) -0,2
-@,3) (+B,5-3,2)
40.4)
-@.3)
1-0,2
U(I,6-2,3)
-@,5) ;-@,2)
-@,3) ^A,6-2,7)
40,5) |-0,3
-@,3)
40,6-0,3)
-П.5
48,8-8,1)
-10,2
43,*-?,7)
-10,2
48,2-7,3)
-9,3
+A,7-2,4)|47,3-6,6)
+E,0-5,3I-E,0Ч,7)
40,5-0,3) +E,7-5,9)| -C,6-3,4)
40,9-0,3)UE,4-6,0)i -B,6-2,0)
41,0-0,5)[+E,3-5,8)|-B,1-1,6)
—- i —t ---
-@,6) -@,5) i-(I2,I)
-@,3) J42,I-2,9)!-(9,5-8,7)
@,6) -@,5) i 410,5)
@,3) 4I,6-2,3)j-(S,<l-7,7)
(I,I) +@.3) i-G,7)
-@,8) +A,8-2,8I46,2-5,2)
u
понижения на холмисто-;Новый Порт 1-9,8
увалистых участках,сло-j
пенных суглинками,мохо-Яр-Сале -8,0
во-кустарцичкоьый
покров Салехард '«7,4
плоские участки,сложен-Белый
ные песчаными породами ,,j>aiige,j
Хямсава?
с различным микрорелье-*
i фом, с преобладанием
■ ыохово-кустарничкового
[ покроьа
Сеяха
j плоские и лологоволнк- (Каменный
; стые участки, сложен- :
i ные песчаными породами
i с различным аикрорель- НаррвСШя
j ефом, с преобладанием
\ мохово-лишайниково-ку-
|старничкового покрова
!Йр-Сале
.Белый
Сеяха
арресаля
плоские участки,ело
|ценные суглинистыми
поводами, с различным 'XapBcesoS
i микрорельефом, с преоб-^
;ладанием лишайниковое
;моховой растительное-
|ти с редким кустарником
I плоские участки со Каменный
сплошным (или прерявис-i
тым) распространением рарресаля
торфяников,осложненных !
полигонально-термокар о-" Р-Оале
товыы рельефом с лишай-,
пиково-моховым покровом
80-100
-100
80-100
'-II ,6 ' 40-50
-11,3 : 40-50
-10,0 30-50
-10,4 j SO-50
-10,0 i 30-50
-9,0 : 30-50
-8,0 ; 30-50
-11,6 ; 40-50
-10,0 I 30-40
-10,4 30-40
1-9,0 20-30
\
-10,0 ' 30-40
-9,0 20-30
-8,0 2"-30
Продолжение табл. 5
fcOXOBO-кустарничко'- 35-50
виЯ.ктетарничек
.более 50см.
-"- 55-75
ыох менее 10 см
75-85
10-30
-"- , 20-30 ■
иохо'ъо-кустарничко- 20-30
вый.иох менее 10см '
''■'.' -"- 10-30
лйшайниково-мохо- 15-30
.бон, менее 10 см
и кусгаршнновый, "
менее 50 он i • ••
+G,0)
+G,0) "
+;C.i)\'
+C,3)
+B,<Ua,l)
ю-
-@,7)
-@,7)
40,7)
II
12
40,4)
-(од)
40,4)
+■B,7-3,5) |-@,5)'
+B,7-3,6) -@,6)
гA,4-1,5) +{1,3-5',7)
(-A,5-0,7) +D,3-5,6)
■-A,5-0,7) +D,8-5,6)
^-lor,44}(")''+B,3-j,5)
-@,6-0,4).+B,3-2,5)
-(.0,4) +A,6-2,:)
! 40,6-0,2LA,6-2,8)
-@,4-0,3) +A,7-2,7)
13
44,5-3,6)
43,2-2,4).
42,6-1,3)
4 9\ 3-9,1)'
49,0-8,8)
48,4-7,V)
-(8,3-7,6)
48,3-7,3)
10-30 I+B,5-3,2)! -@,7)' -@,7-0,2):+A,1-2,3) -G,9-6,7)
ллшаиниково-кохо-
ьой, более 10 см
ли^а::никово-йохо-
Boii более 10 см ■
15-30
75-85
35-4,5
> 35-45
'25-35
500
'500
+C,1-4,1)
+C,1> .
+B,4-3,1)
+B,7-3,5)
+A,7-2,5)
■'•■■.. I ■
-A,4-1,3)! -@,7-0,2)[ + A,0-2,6)
-@,5) !-@,3) ;+B,3)
-@,5) | -@,3-0,4)
-@,8) ' -@,6-0,4)
-A,2-1,1) -@,7-0,4)
:5Ш
: +B,7-3,6):-@,5) -@,7)
'• +A,7-2,5)!-A,9-1,4) -@,6)
+(8.1) 41.5) 40,7-0,5)
I: •■ ••■ ■
I.'. .••'■;■ •'.•■■
+A,6-2,2)
+A,3-2,4)
40,2-1,0)
-G,0-5,4)
49,3)
48,4-7,8)
-A0,1-8,0)
-£,2-3,0)
A,5-2,4) !-(8,5-7,6)
49,8-8,5)
+@,9-1,1) ,-G,1-5,9)
40,8)-
+@,5)
157
I
1
1
1
г
1
I
'18*
!
• долины небольших рек и
4
Тамбей
ручьев с пологими скло5
'нами, сложенные пееча-гаиешш
ными породами, с мохо-)
во-кустарничковым пок-аовый Порт
ровоы
долины небольших рек
и ручьев о пологими
склонами, сложенные с
поверхности суглинис-
Зр-Саде
<аменный
1овый Порт
5
-11,3
-10,0
-9,3
-8,0
-10,0
-9,3
6
40-60
80-100
80-100
80-100
80-К
80-100
53 О
к е
тыми породами, с мо-
хово-кусгарничковым
покровом
плоская .зазолоченная
поверхность, сложёп-
| пая песчаными
отложениями, с
полигональным микрорельефов, с
■ мохов0-кустар.1ичко-
[вым покровом
плоская заболоченная
поверхность, слояен-
ная суглинистыми от-
лон^ниями, с
полигональным микрорелье-
|фом, с мохово-кустар- ,.
ничковым покровом
Вр-Сале
Харасаьэй
даыенный
Яр-Сьле
ларасавэй
Каменный
-8,0
30-100
-ю.о i 30-40
-10,0 30-40
-3,0
-10,0
-10,0
I 20-30
30-40
30-40
IM
Продолжение табл.5 (окончание)
7 8
лиша^никово-мохо- ; 30
вой, менее 10 си
юховой, более 10см 30
кустарничковый,
более 50 с и
-"- 130
-"- ■ 30
коховоР ,более. IOcu I 75-85
1 и куетарничковый
более 50 си
-"- 75-85
-"- '65-75
мохово-кустарннч- j 15-30
noBoiii,i»ox менее 1
10 см
-"- ;20-30
120-30
мохоьо-кустарнич- J35-45
новый, мох более
10 см
-"- ,30-40
1
9 1 10 1 II
+C,3-4,0)|40,б-0.5)|-@,2)
+E,4-6,2.. -@,5) |-@,6-0,7)
+F,1-6,9)!-@,7-0,5) ',41,1-1,3)
+F,2-6,0) ;Ч0.7) |-A,0)
+E,t-6,2)r(I,i) |-(С,3)
+F,1-6,9) -A,1-1,0)i-(I,0-I,2)
+F,2-7,0)!-@,7) '-A,2-1,3)
; +B,4-3,1) -@,5)
+B,7-3,6)i-@,5)
I
+B,1-3,1) -@,1)
1
1+B,4-3,1) -@,6)
■ '■'.' : *
; +B,7-3,6) -@,8)
'■■ ■
"@.3)
-@,ч-0,6)
-A,0-1,2)
-(ОД)
-@,4-0,6)
12
+B,5-3,3)
+D,3-5,0(
-D,3-+,9)
+( + ,5-5,3)
"+Т4~",0-4,8)
+E,0-5,6)
+D,3-5,0)
К+A,6-2,3)
+A,8-2,5)
+A,0-1,8)
13
-(8,8-8,0)
-E,7-5,0)
"E,04,4)
43,5-2,7)
-F,0-5,2)
-D,3-3,7)
"C,7-3,0)
Ч8,*-7,7)
48,2-7,5)
-G,0-6,2)
+A,4) -(8,6)
+A,5-2,2) -G,5-7,8)
Влияние снежного it dtp б за
на формирование среднегодовых температур пород
определялось по методике В.А.Кудрявцева A959). При
расчетах мощность к плотность снега на отдельных
участках взята по данным метеостанций за 1966-1970 гг. и
снегомерной съемки, выполненной на небольшой площа-
ци центрального Ямала (Данько,. 1972).
Проведенные расчеты показывают, что величина
отепляющего влияния снежного покрова в изученном рай-
оке велика; в зависимости от мощности и плотности
снега он повышает среднегодовую температуру пород
от 0,8 до 7 , При этом максимальное отепляющее
влияние снега (до 8-7 ) приурочено к пониженным
участкам рельефа с кустарничкрвой растительностью и
сильно увлажненными породами преимущественно в южной -
части <>-ла Ямал (табл. 5), Минимальное же влияние
@,8-0,9°) в пределах изученной территории
характерно для оголенных и малоснежных участков,
расположенных в северное и центральной частях полуострова.
Влияние растительного по-
к р. о в а на формирование среднегодовых температур
пород также определялось по методике В.А.Кудрявцева
\1961). Для этой цели в полевых условиях
производились наблюдения за суточными амплитудами температур-
воздуха . на поверхности растительного покрова и под
ним, на поверхности почвы. Эти результаты
использовались в расчетах, на основе которых определялись
сокращение амплитуд температур и величина сокращения
температур, характеризующие изменение среднегодовой
температуры на поверхности почвы по сравнению со
среднегодовой температурой на поверхности
растительности.
Анализ результатов расчетов показывает, что в
изученном районе растительный покров может понизить
среднегодовые температуры пород в пределах от 0,1
до 1,9 . Максимальное понижение среднегодовых
температур пород под влиянием растительного покрова
A,8-1,9 ) наблюдается на участках распространения
1ВС
мохового покрова мощностью 20-25 см в южной
части исследуемой территории, а минимальное @,1-0,35°)-
на участках с маломощным мохово-лишайниковым или
травянисто—лишайниковым покровом нреимущественно в
северной, меньше в центральной части полуострова^см.
табл. 5).
Хотя растительный покров незначительно изменяет
среднегодовые температуры пород, его роль
исключительно велика, так как он способствует накоплению
снега. Поэтому влияние растительного покрова
неотделимо от влияния снежного покрова.
Разность теплофизическах
характеристик талого и
мерзлого грунта приводит к появлению
температурной сдвижки (Кудрявцев, 1967;, которая
показывает понижение среднегодовой температуры на подошве
слоя сезонного протаивания и промерзания по
сравнению с температурой поверхности. Величина ее
определяется влажностью и дисперсностью пород,
слагающих слой сезонного промерзания и протаивания, а
также температурными условиями на поверхности почвы.
Расчеты показали, что величины температурной
сдвижки колеблются в пределах от -0,2 до -1,5° .
Максимальная сдвижка наблюдается в южной части
полуострова в суглинистых породах и составляет
-0,8-1,5 ; минимальная приурочена к песчаным
породам северной части полуострова и составляет -0,3-
0,5° (табл. 5).
Влияние инфильтрации и
радиационная поправка для
изученного района незначительны, и Специальных
расчетов по этому вопросу не проводилось.
В целом для каждого из выделенных в районе
территориальных комплексов (с учетом широтной
температурной зональности) рассчитано суммарное влияние
всех вышеназванных природных факторов, наиболее
существенно влияющих на формирование среднегодовых
температур пород описываемого района. Расчетные
11-2369
161
среднегодовые температуры пород, приведенные в табл.5,
в целом хорошо согласуются с натурными.
Основные закономерности пространственного
распределения среднегодовых температур многолетнемерзлых
и талых пород. Среднегодовые температуры пород
изменяются от 0-1° на юге территории до -8-10 на
севере Ямала (см. рис. 3). Наиболее низкие
температуры мерзлых пород (-8-10°С) отмечены в пределах
арктической и лишайниковой тундр севернее широты пос.
Тамбей. Среднегодовая температура
многолетнемерзлых пород пойм крупных рек в этой части
полуострова изменяется в пределах -7,8-9,0 С, т.- е. она выше
на 0,8-1,2° по сравнению с более древними
элементами рельефа.
Результаты наших исследований показали, что
такая небольшая разница температур мерзлых пород
поймы, морских равнин и террас обусловлена
ландшафтной однородностью их поверхности, выражающейся в
облике рельефа, однообразии и скудности
растительного покрова (мохово-лишайникового высотой до 6-8см),
более или менее сходном составе и влажности пород,
небольших различиях высоты снежного покрова.
Следует отметить, что и мерзлые породы лайды, поверхность
которой в описываемой части полуострова практически
лишена растительного покрова, имеют среднегодовую
температуру, аналогичную температурам на пойме. Лишь
в местах с аномальными мощностями снежного покрова
(в понижениях, вблизи уступов) значения среднегодовых
температур мерзлых пород заметно выше и достигают
-6,0 у пос. Дровяная.
К югу от долины р.Тамбей распределение
среднегодовых температур многолетнемерзлых пород носит
более сложный характер, чем в самых северных
районах полуострова. В целом происходит повышение
среднегодовых температур с севера на юг от -7-8 до
-5-6 , которое наблюдается на равнинах и террасах
примерно до широты фактории Салета. Однако эта
закономерность заметно осложнена рядом некоторых
региональных факторов.
162
Изменение среднегодовых температур многолетне^
мерзлых пород с севера на юг от -8 до -5°
обусловлено, как показано выше, постепенным увеличением тепло-
обеспеченности территории и увеличением мощности
растительного покрова от 8-8 до 15-20 см, а часто и
более, а также сменой мохово-лишайниковой
растительности, мохово-кустарниковой на юге, где высота
кустарников достигает 0,5-0,8 м, что в значительной
мере способствует накоплению снега почти такой же
мощности. Наиболее заметно увеличение высоты
растительного покрова и мощности задерживаемого им снега в
поймах рек полуострова, что, несомненно, сказалось и
на среднегодовых температурах аллювиальных мерзлых
пород, которые в этих районах выше, чем на
междуречьях на 1,0-1,8 С. Такие же темшратуры часто
отмечаются и на плакорных участках морских равнин и
террас западного побережья полуострова, в то время
как' на побережье Обской губы на тех же широтах
среднегодовые температуры многолетнемерзлых пород
ниже почти на 1,5—2 , а иногда и более. Подобное
распределение температур мэрзлых пород обусловлено
влиянием морского бассейна, благодаря которому на
западном побережье Ямала климат несколько мягче и
влажнее, чем на востоке, что предопределяет более
повышенную среднегодовую температуру воздуха в этом
районе, большее количество осадков (в том числе и
снега). По этой же причине на западном побережье
смещена далеко на северо-запад северная граница мэхово-
кустарниковой подзоны тундры, причем высота кустар»-
ников в среднем составляет 0,5-0,6 м, достигая 1 — 1,5 м
на пологих южных склонах холмов и речных долин.
Столь своеобразный для этих широт комплекс
природных условий создал предпосылки для широкого
распространения здесь мерзлых по'род с температурами в
пределах -5-7 , в то время как на территории
бассейна Обской губы на тех же широтах температура
пород практически повсеместно ниже -7 С (см. рис. 3).
Указанные выше особенности температурного пол?
западного побережья Ямала наиболее характерны дл"я
183
•высоких поверхностей, а мерзлые породы первой и вто->-
рой морских террас на плоски* участках с маломощным
растительным покровом имеют температуру ниже -7 С
вплоть до широты устья р. Мордыяхи.
К югу от оз.Нейто происходит постепенное
выравнивание и смягчение поверхностных условий территорий
и повышение температур мерзлых пород. Однако на
фоне общего повышения их среднегодовых температур,обу-
словленного в основном зональными факторами,
наблюдаются участки, где температуры мерзлых пород
несколько выше или ниже, что вызвано влиянием
азональных особенностей территории центрального Ямала.
Наиболее низкими температурами (-7 - 7,5 ) в этой
части п-ва Ямал характеризуются мерзлые породы
морских равнин, на возвышенных поверхностях которых
слабо развита кустарниковая растительность, практически
не препятствующая выдуванию снега с плакоров,
покрытых" лишь лишайниково-моховым покровом мощностью
до 20-25 см. Немногим выше температура мерзлых
пород салехардской и казанневской морских равнин в
районе фактории Марресаля, где кустарниковый покров
распространен более широко в силу указанных выше
причин.
Наиболее высокими среднегодовыми температурами
характеризуются мерзлые породы поймы (-5-5,5°),
поверхность которых почти повсеместно покрыта
кустарником различной высоты и плотным мохово-лишайнико-
вым покровом. Такие же температуры свойственны
породам, залегаюним в днищах крупных озерных
котловин и эрозионных понижений в долинах рек, а также
в плоскодонных хасыреях. На таких элементах рельефа
независимо от высоты кустарников происходит
аномальное накопление снега уже в самом начале зимы,
препятствующее интенсивному охлаждению пород. Замеры
температур, проведенные В.КЛанько A972) в декабре
1967 г. в верховьях р. Сабяхи, показали, что
температура мерзлых пород в днищах хасыреев не ниже —4,1-
4,6 , а там же, но вблизи термокарстоврго озера
шириной 500 м, она достигает -1,3 С.
134
Долина рДОрибей является своеобразным прирвйныЖс
рубежом, к югу от которого мерзлые породы даже на
самых высоких геоморфологических поверхностях
имеют среднегодовую температуру околр -6-6,5° С и
выше. При этом практически полностью стираются разлив
чия температур пород западного и восточного
побережья полуострова (см.рис. 3).
Многолетне мерзлые породы южной оконечности
полуострова характеризуются наиболее высокими среднегог-
довыми температурами. Геоизотерма-5° протягивается
от широтной излучины р.Щучья к среднему течению
р.Хадытаяхи почти по бровке казанцевской морской
равнины и подходит к самому берегу Обской губы е
районе пос.Новый Порт. Указанная граница, по
существу, окаймляет с севера участки распространения
лиственных редин, где скапливается снежный покров 3Ha4Hv-
тельной .мощности, обусловливающий- довольно высокие
среднегодовые температуры мерзлых пород (-3—4 ).
Такие же температуры отмечены в поймах рек,
расположенных севернее широты мыс. Боткина, в долине
р. Щучьей и на озерных террасах Лаборовской мульды.
Южнее этой широты отложения пойм рек' обычно имеют
более высокую температуру (—2-3 ), достигающую в
прирусловых частях пойм, покрытых березово-листвея-
ничным редколесьем, -1,5-2,5 . Более низкие
температуры пород отмечаются в тыловых частях пойм, где
растительный покров довольно разрежен и кустарник
имеет высоту менее 0,5 м.
_ ■ ,_ _о
Самые же высокие температуры (и - минус 2 и
выше 0 ) имеют породы поймы р.Оби (рис. 3/ и
залесенные участки первой и второй надпойменных террас в
устьях рек Тоу-Пугол и Сандибей, а также склоны
водораздельного плато у пос.Лабытнанги и
г.Салехарда. Среднегодовые температуры талых пород, развитых
в самых южных районах изученной территории,
изменяются от 0 до +1 (Попов, 1953; Баулин и др., 1987; и
др.). В песчаных грядах и на пойме они местами по-
Выш1Из№ 1,5-2°г
165
В заключение несколько слов о температурах
'охлажденных* пород - отрицательнотемпературных пород,
насыщенных солеными незамерзшими водами (с
минерализацией до 93 г/л), которые установлены в
процессе наших исследований в западных и северных
прибрежных районах Ямала. Закономерности формирования их
температур специально не изучались. Оно, по-видимому,
происходит под влиянием тех же природных факторов,
которые воздействуют на все' мерзлые породы и
рассмотрены выше, но осложняется непосредственным
влиянием морского бассейна и высокой минерализацией
вмещаемых вод. Температура охлажденных пород
определена В.Г.кудряшовым и ЩГ.фирсовым на песчаной
лайде о.Белый, где она в интервале глубин 4—8 м
равна -8,5° , а на глубине 9,5 м — минус 8,4 . На
северном побережье Ямала скв. 120-ЮБ, пройденной
в районе мыса Хаесале на лайде, талые охлажденные
песчаные породы были вскрыты в интервале 4,8-5,8 м и
имели температуру около -6,0 . На западном поое-
режье Ямала такие породы были вскрыты на лайде у
фактории Марресаля, на островах Шараповы Кошки и
в устье р.Мордыяха. Залегая под слоем мерзлых
отложений мощностью от 1-2 до 4-6 м и более , эти
породы имеют температуру от -1,5 до -4,6 . В целом
их среднегодовая температура довольно близка к
среднегодовым температурам мерзлых пород лайды
западного побережья Ямала,
Приведенный материал показывает, что
пространственное распределение среднегодовых температур много-
летнемерзлых пород на территории п-ва Ямал
подчиняется зональной закономерности, при которой
температуры пород изменяются с севера на'юг от -8 - 10 до
0-1 С, причем вполне закономерно появление на юге
участков с талыми1 породами, имеющими
среднегодовую температуру до 1-2° . При этом зональное
изменение среднегодовых температур с севера на юг
характерно для всех геоморфологических уровней, в том
числе и наиболее молодых - поймы и лайды,
сформировавшихся в голоцене. Закономэрное сочетание зона'ль—
166
Ных факторов природных условий с региональными
обусловило в пределах изученной территории некоторые
аномалии температурного поля многолетнемерзлых
пород Ямала> в частности, более высокие среднегодовые
температуры пород на западном побережье его центра
и севера по сравнению с восточными районами.
Некоторые данные о температуре многолетнемерзлых
пород ниже зоны годовых ее колебаний. Геотермические
наблюдения на больших глубинах в выстоявшихся
скважинах в пределах описываемой территории проводились
лишь в трех районах: в пос.Мыс Каменный, районе
Новопортовского газового месторождения и
г.Салехарде. Изменения температур были также выполнены
геологами-нефтяниками в пределах Арктического и Сред-
неямальского газовых месторождений. Однако они
проводились в скважинах с сильно нарушенным тепловым
режимом (сразу после проходки скважин), и поэтому
не позволяют оценить истинную температуру мерзлых
тблщ.
Некоторые данные о температурах
многолетнемерзлых пород района Новопортовского газового
.месторождения, полученные сотрудниками Ямальской
нефтеразведочной экспедиции и любезно предоставленные авторам,
приведены в табл. 6 и на рис. 4. На рис. 4 видно,
что кривая по скв. 49, пробуренной на поверхности ка-
занцевской морской равнины, имеет нормальный
положительный градиент; кривая по скв. 79, находящейся
в нескольких километрах от предыдущей, имеет тот
же характер, хотя температурный градиент здесь
несколько меньше. Эти скважины пробурены в присводо-
вой части положительной структуры, причем скв. 49
расположена ближе к центру ее. На рис. 4 приведена
температурная кривая по скв. 88, пробуренной на
расстоянии около 20-22 км от сводовой части поднятия.
Данная кривая в общем безградиентна, хотя на
отрезках 25-50 и 125-200 м имеет отрицательный
температурный градиент и только ниже отметки 175 м
температуры закономерно повышаются с глубиной.
167
Несколько иной вид имеет температурная кривая nq
скв. 1-К, пробуренной у лос. Мыс Каменный на лайде
Обской губы (Жуксв, Салтыков, 1953;. На рис. 4 видно,
что температура многолетнемерзлых пород понижается
от подошвы зоны годовых колебаний до глубины около
60 ц а ниже ее постепенно повышается. В.В.Баулин
A958, 1987) считает, что наличие температур более
низких, чем на поверхности, на этих глубинах может
объясняться наблюдающимся повышением среднегодовых
температур воздуха за последнее столетие.
Температуры многолетнемерзлых пород ниже зоны
годовых их колебаний района г.Салехарда подробно
описаны В.В.Баулиным и др. A987). В этом районе
развиты многолетне Мерзлые толщи, температура которых
закономерно уменьшается с глубиной, а также толщи,
распределение температур в пределах которых
аналогично скв. 1-К, пробуренной в тс.Мыс Каменный,
хотя сами температуры здесь существенно выше
(обычно выпе -0,5°). В пределах поймы р.Оби температура
мерзлых толщ постепенно повышается с глубиной.
Величина же самой температуры их определяется
поверхностными условиями и влиянием подземных вод,
связанных обычно с подрусловыми таликами реки (Бау—
лш и др., 1987).
Таким образом, даже столь малочисленные данные
свидетельствуют, что температура многолетнемерзлых
толщ ниже зоны годовых колебаний и характер ее
изменения по глубине могут иметь довольно
существенные различия. Основное влияние на них оказывают
поверхностные условия территории, а также геолого-
структурные особенности территории. Кроме того,
существенное влияние на характер температур мерзлых
толщ на различных их глубинах оказали длинноперио—
диые климатические колебания.
168
Ric. 4. Температура пород ниже зоны годовых ее
колебаний в скв. 49(a), 88F) и 79 (в) Новопортовского
газового месторождения и в скв. I-K (г) в районе мыс.
Каменный
169
Таблица 6
Результаты измерения температуры пород в
скважинах Нсвопортовского газового месторождения
Глубина | Температура пород. °С
замеров,
м
25
50
75
100
125
150
175
200
225
250
275
300
400
500
800
[ ска, 49
-7,5
-6,8
-6,2
-5,8
-4,7
-
-3,4
-2,2
-0,9
-0,3
+1,5
+3,8
+7,8
+13,4
+17,3
скн. 68
-1.5
-1,8
-1.4
-1»1
-
-
-U2
-0,5
+0,8
+2,5
+3,7
-
-
-»
—»
скв. 79
-
-4,5
-
-
-
-2,8
-1,8
-
-
+0,5
-
-
-
-
+18,5
Литература
А н а н я н А.А., Б а у л и н В.В. О втором
слое многолетнемерзлых пород в районе Салехарда.
Тр. Ин-та мерзлотоведения АН СССР', т. 16, М„ 1960;
Б а у л и н В.В. Связь потепления климата с
основными характеристиками многолетнемерзлых пород
(на примере Западной Сибири). "Научи, докл. высшей
школы", геол.-геогр. науки- № 2. М„ 1958.
Б а у л и н В.В. Основные этапы истории
развития многолетнемерзлых пород на территории Западно-
Сибирской низменности. "Тр. Ин-та мерзлотоведения
им. В.А .Обручева^ т. 19. М„ 1962.
Б а у л и н В.В. и др. Геокриологические условия
Западно-Сибирской низменности. М., "Наука", 1967.
Б а у л и н В.В., Д у б и к о в Г.И. Пластовые
залежи подземного льда.' "Тр. ПНИИИС", т. II. М.,
1970.
Г р у з д о в А.В., Лурье И.С,
Трофимов В.Т. Мерзлотные условия бассейнов рек Таз
и Пур. Докл. научн.-тех. конф. по проблемам
градостроительства в газ_рносных районах Тюменской обл.
Тюмень, 1968.
Г р у з д о в А.В., Трофимов В.Т., ф и л ъ
к и н Н.А. Основные закономерности распространения,
строения толщ и температур многолетнемерзлых пород
Тазовского полуострова и бассейнов рек Надыма и
Пура. "Природные условия Западной Сибири", вып. 2.
Изд-во МГУ, 1972.
Д а н ь к о В.К. Некоторые сведения о
температуре многолетнемерзлых горных пород Центрального Ямала.
В сб.: "Мерзлотные исследования", вып. ХП. Изд-ва
МГУ, 1972.
■
171
Д остовалов Б.Н., Кудрявцев В.А.
Общее мерзлотоведение. Изд-во МГУ, 1967.
Д у б и к: о в Г.И., Корейша М.М. Ископа-
емые инъекционные льды аа полуострове Ямал.'Изв.
АН СССР,' сер. геогр., 1964, № 5.
Д у б и к о в Г.И. Инженерно-геологическое
значение исследований криогенного строения многолетне-
мерзлых пород Западной Сибири, В сб.: 'Мат-лы к
научн.-тех. конф. 20-23 апреля 1965 г.*. М., Изд-во
ПНИИИСа, 1965.
Д у б и к о в Г.И. Криогенное строение мерзлых
толщ севера Западной Сибири. Автореф. канд. дисс, М„
1966а.
Д у б и к о в Г.И. Подземные льды Западной
Сибири. В сб.: 'Мат—лы УШ Всесоюзн. мэждувед. совещ.
по геокриологии (мерзлотоведению)"', вып. 3. Якутск,
19666.
Д у б и к о в Г.И. Строение лагунных отложений
на севере Западной Сибири. 'Тр. ПНИИИС'.т. XI. М„
1971.
Жуков. В.Ф., Салтыков Н.И. Изыскания
Северного порта в Обской губе, вып. 3. М.-Л., 'Глав-
севморпуть", 1953.
3 е м ц о в А.А. О распространении многолетне-
мерзлых пород в Западной Сибири.'Научн.докл. высш.
школы', геол.-геогр, науки, № 3. М„ 1958.
Кудрявцев В.А. Влияние снежного покрова
на сезонное промерзание и оттаивание и
температурный режим почвы. В сб.: 'Мерзлотные исследования',
вьп. УП. Изд-во МГУ, 1987.
Кудряоцев В.А. О годовых колебаниях
температур в горных йородах. В сб.: 'Мерзлотные
.исследования', вып. 1. Изд-во МГУ, 1961.
172
Новиков И.П. Геокриологическая
характеристика поймы р.Оби. 'Тр. ПНИИИС", т.XI. М., 1971.
Новиков И.П., Шмелев Л.М. Льдис-
тость и возможные осадки при протаивании мерзлых
четвертичных отложений севера Ямала. "Тез. докл.
Всесоюзн. совещ. по мерзлотоведению 1970 года* Изд-
во МГУ, 1970.
Пономарев В.М. Подземные воды многолет-
немерзлых пород и их практическое значение. М.,
Изд-во АН СССР, 1952.
Попов А.И. Вечная меозлота в Западной
Сибири. М„ Изд-во АН СССР, 1953.
У в а р к и н Ю.Т., Шаманова И.И.
Инженерно—геологическое значение изучения динамики
термокарстовых озерных котловин на севере Западной
Сибири. "Тез, докл. Всесоюзн. совещ. по
мерзлотоведению 1970 года".'Изд-во МГУ, 1970.
Шполянская Н.А. Основные закономерное- .
ти распространения вечной мерзлоты Западной Сибири
и этапы ее развития. В сб.: "Природные условия
Западной Сибири", вып. 1. Изд-во МГУ, 1971.
173
Н. А.Ш полянгкая
ПРОГНОЗ РАЗВИТИЯ ВЕЧНОЙ МЕРЗЛОТЫ ЗА ПАЛНОЙ
СИБИРИ В СВЯЗИ С ВЕКОВЫМИ КОЛЕБАНИЯМИ
КЛИМАТА
Upoi ни-.} изменения характера вечной мерзлоты
представляет собой опну из актуальных проблем
современного мерзлотоведения. В основу ее ре тения положен
прогноз температурного поля горных пород. Это
связано с тем, что изменение последнего привопит к
изменению целого ряда свойств вечной мерзлоты, таких,
как льдистость, мощность слоя сезонного протаипания
и промерзания, "слиьающаяся" или * не сливающаяся*
мерзлота, интенсивность физических процессов в
мерзлых грунтах и т. п.
Наиболее резкие нарушения температурного поля
происходят в результате хозяйственной деятельности
человека, поэтому мерзлотоведы основное внимание
уделяют изучению именно этого аспекта прогнозной
проблемы. Однако при прогнозах необходимо
учитывать и естественное развитие тепловых процессов в
грунтах, которое по знаку может совпадать или не
совпадать с искусственно вызванным. Последнее
обстоятельство предопределяет неодинаковые по
интенсивности и знаку результаты воздействия на вечную
мерзлоту антропогенных факторов. Особенно это касается
долгосрочных прогнозов.
Настоящая статья посвящена исследованию вопроса
о предполагаемом естественном изменении
температурного поля горных пород Западной Сибири в течение не-
174
скольких предстоящих десятилетий и возможных
последствий этого процесса. Такой прогноз приобретает
большую важность в связи с быстрым хозяйственным
освоением региона.
Для этого прежде всего необходимо исследование
современного изменения климата для территории
Западной Сибири и прогноз его на ближайшие аесятнлетия
(так как изменение во времени температуры грунта
является функцией изменения климата),а затем -
непосредственное определение той температуры грунтов, которая
должна будет соответствовать изменившимся
климатическим условиям. Сравнение спрогнозированного
температурного поля с современным позволит оценить
изменение в будущем характера вечной мерзлоты Западной
Сибири.
ПРОГНОЗ ИЗМЕНЕНИЯ КЛИМАТА
ЗАПАДНОЙ СИБИРИ
Температурное поле горных пород формируется в
результате взаимодействия большого комплекса
космических и земных факторов, наиболее существенным из
которых является климат Земли. Многообразное
влияние последнего можно с достаточной точностью свести
к влиянию трех ведущих его компонентов : средней
годовой температуры воздуха, годовой амплитуды
колебаний температуры воздуха и осадков, главным
образом зимних (Кудрявцев, 1959). Поэтому климатический
прогноз для наших нелеп сводится, в конечном счете,
к прогнозу величины этих трех составляющих.
В связи с этим дальнейший анализ изменения
климата Западной Сибири будет направлен на выяснение
временного хода именно этих климатических
компонентов.
Современное изменение климата в Северном
полушарии
Вопросу о современном изменении климата
посвящена обширная литерлтура. Дискуссия о нем не пре-
175
:т чг'аетея и по сей день. Мы принимаем точку зрения
то:'; группы авторов, которая считает, что в изменении
климата прослеживается цикличность, совпадающая и
причинно связанная с цикличностью солнечной
активности. Влияние солнечной активности на климат
осуществляется посредством ее воздействия на
циркуляцию атмосферы, котооая в свою очередь определяет
ход температуры воздуха и осадков. Наиболее четко
прослеживаются. 80-90-летние (вековые; и 11-летние
циклы. Достаточно хорошая изученность первых циклов
позволяет строить прогноз внутри векового цикла.
Именно этим обусловлено в данной работе прогнозное
время: 3—4 десятилетия, оставшиеся до конца
современного векового цикла (примерно 2000 г.;. Начало этого
цикла относят к первым годам нашего столетия-
Большинство авторов (Вительс, 1962; Гире, 1963 ;Дзердзие>: -
ский, 1968; Гедеонов, 1968, 1939^ я др.) сходятся в
том, что в современном цикле в Северном полушарии
прослеживается чередование климатических эпох,
каждая из которых имеет внутри себя однородный тип
циркуляции, отличающийся от такового в другой эпохе.
Чередуются меридиональный и зональный типы циркуляции.
Все упомянутые авторы единодушны в мнении о том,
что текущая климатическая эпоха, начавшаяся в конце
40-х годов и характеризующаяся меридиональным
типом.циркуляции, должна окончиться во второй половине
70-х годов и смениться новой климатической эпохой
с преобладанием зонального типа циркуляции.
Продлится эта эпоха 30-40 лет.
А.А.Гирс A963; предполагает для грядущей эпохи
как следствие активизации процессов зональной
циркуляции ослабление межширотного обмена, увеличение
температурных контрастов между высокими и низкими
широтами, возрастание скорости зональных движений
воздуха. В результате в ближайшие 30-40 лет в
умеренных и высоких широтах произойдет похолодание.
АЛ.Гедеонов A988, 1969) на основании анализа
колебания средней температуры воздуха января за период
176
инструментальных наблюдений полагает, что
предстоящая климатическая эпоха должна нести черты начала
волны векового цикла и характеризоваться
похолоданием. Полярный бассейн, большая часть Европы,
северная часть Азии и значительная часть Северной
Америки будут охвачены отрицательными аномалиями
температуры января, пцичем более заметное похолодание
будет наблюдаться севернее 55 с. ш.
И.В.Максимов и Н.П.Смирнов A985) считают, что
в конце столетия наступит глубокий минимум
меридиональной циркуляции, что должно привести к резкому
обострению континентальности климата в приатлантиче-
ской зоне Земли.
Л.А.Витепьс A962) считает, что новая
климатическая эпоха совпадает с эпохой пониженной солнечной
активности; общий ее гидрометеорологический режим
будет близок к таковому в эпоху "до потепления
Арктики"; т. е. до 30-х годов # Следует ожидать
существенного ослабления общей циркуляции атмосферы и
заметного уменьшения циклонической деятельности в
высоких широтах. Планетарная высотная фронтальная
зона, проходящая сейчас в высоких северных широтах,
будет занимать более южное положение; циклоны
будут перемещаться по более южным траекториям
(через северную половину и центральные районы
европейской части СССР); будут более часто наблюдаться
процессы зонального переноса; уменьшится частота смен
форм циркуляции. Возрастет континентальность
климата, особенно в европейской части СССР и Западной
Сибири. Температуры зимних месяцев понизятся,
арктические вторжения будут более мощными, усилится
деловитость арктических морей. Основываясь на приведенных
млениях,можно предположить, что в Западной Сибири,.
начиная со второй половины 70-х годов и вплоть до
начала следующего столетия, будет происходить
похолодание и континентализация климата.
Однако, как утверждают вышеупомянутые авторы, а
также Б.И.Сазонов A984), E.VJ.Рубинштейн и
Л.Г.Полозова vl966/, Л.Г.Полозова й Б. И. Сазонов. '1989) и др.,
' 12-2369
177
колебания климата и, в частности, те\яературы
воздуха большей амплитуды и большей частоты
наблюдаются в полярных областях, меньшей - в умеренных
широтах. В субтропических и тропических широтах такие
изменения практически не наблюдаются. Естественно,
что для условий Западной Сибири, имеющей очень
большую протяженность с севера на юг, это
обстоятельство нельзя не учитывать.
В работе Л.Г.Полозовой и Б.И.Сазонова A969)
предлагается механизм зависимости векового хода
температуры воздуха от хода солнечной активности (через
циркуляцию атмосферы), с помощью которого легко
объясняется это явление. Кратко изложим . этот
механизм, так как именно на нем будет основываться
дальнейший анализ изменения климата Западной Сибири.
В последние годы установлена четкая связь между
вторжением космических частиц (протонов) высоких
энергий (в диапазоне от 5 • 10 до 5 • 10 эв; в
атмосферу Земли и углублением циклонов в тропосфере.
Последнее в свою очередь ведет к повышению
температуры приземного слоя воздуха. Вторжение протонов
в атмосферу происходит Наиболее легко там, где ослаб-
лэна горизонтальная составляющая магнитного поля
Земли, т. е. в pafloHaxt расположенных вблизи
геомагнитного полюса. Сюда проникают протоны с энергией 5•10 эв
в самом начале солнечного цикла ^рис. 1). Именно
поэтому в северо-западной части Гренландии
наблюдается наибольшая амплитуда колебания климата. С
возрастанием солнечной активности по мере развития
векового цикла протоны все больших энергий E • 10 эв)
втсргаются в атмосферу Земли все в более южных
районах, имеющих более плотное магнитное поле,
вызывая там активизацию циклонической деятельности и
повышение температуры воздуха. Так, волна изменения
температуры воздуха, постепенно затухая, движется во
времени и пространстве вплоть до субтропических
широт. При спаде энергии протонов во второй половине
солнечного цикла волна изменения температуры
воздуха должна, по мнению Л.Г.Полэзовой и Б.И.Сазонова,
178
1900 1920 то I960 1980 2000г.
Г"
-,200
Fbc. 1. Схема изменения в вековом цикле внеземных
факторов и приземной температуры воздуха (Полозова
и Сазонов, 1989) :
1 - относительные числа Вольфа; 2-напряженность
магнитных полей на Солнце и в космосе ; 3-энергия
протонов в уплотненном потоке; 4-широта вторжения
потоков протонов; 5, 8,7 -ход температуры в различных
ииротных зонах ', соответственно полярных, умеренных,
субтропических
пойти в обратном направлении, от низких широт к
высоким л на рис. 1 эта предполагаемая волна показана
пунктиром).
Исследование колебания температуры воздуха
Западной Сибири
Основываясь на изложенных выше теоретических
положениях, мы провели анализ изменения температуры
воздуха внутри современного векового цикла для
территории Западной Сибири.
179
-10,0
-lift
-12ft
/V \ / \ Диксон
\r V \
*4,
м. Лескина
-6,5 г
-S.5-L
-7ft
-8,0
Марресаля
Усть - Енисейский
порт
-8ft-
-9ft
-8,5
-9,5
/
/ "\ Нобый Порт
\
V
\.
£ \ Дудинка
-Щ5
M,
'g
ro
a
a
>
s
a
§
8»
^4
N
a
1
?
Cs
£
8»
1
£5
<s
5:
ft
1
?
5j
*3
»1
*-:
1
g>
N
в>
*^
1
О
«
m
*c
1
I
&
2>
&>
*"-4
1
&
1
tN
1
<N
^
Ss
N
Ffec. 2. Скользящие 10-летние, средние температуры
воздуха» зова *
-10
-8,0
-
хЛ\
v V
z'-
I , 7
W»/
V
N
\
^c
"-
Игарка
■n
\
4
"n
-55
a?
СЭ
to
!Ъ
s?
5
&
O)
«3
§
55
R>
9
0)
S5
&
c*
Cm
$5
ca
<N
CJ>
&
t?
5
&
g
fe
o>
s-
Cj}
ca
4
Dj
<>>
03
«5
&
P>
tQ
»)
c>
to
&
&
Cft
5>
Сл
1
I
S
S3
Рис. а. Скользящие 10-летние средние температуры
воздуха, зона П
12-2369
161
\Верхнеимбатское
V
1
1 1
Ш
СО
1909
ш
о,
S
§
1
§
о>
<\]
а
CS
N
О)
&
К?
а
СЭ
Й
о>
*»
а
"а
v
5»
о>
>п
а
в
>г>
с»
(о
?
CS
<о
а
9»
к
Й
а
<5
5
о>
•о
' ?
CJ
со
а
а
&
а
i
5>
&
а
1
см
Рис. 4. Скользящие 10-летние средние температуры
воздуха, зона Ш
162
Ftac. 5. Скользящие 10-петкие срепиие температуры
воздуха, зона 1У
Для 23-х метеостанций региона, по данным Клима^
тического справочника СССР, были построены графики
скользящих 10-летних средних температур воздуха за
весь период с начала наблюдений до 1971 г. (рис. 2-
5I .•
Из рис. 2-5 видно, что в Западной Сибири четко
прослеживается выявленная Л.Г.Полозовой и
Б.И.Сазоновым закономерность: при движении с севера на юг
уменьшается амплитуда изменения температуры и
смещается во времени наступление ее максимума. Вид
кривых на рис. 2-5 в точности соответствует кривым на
рис. 1. По величине амплитуды и времени наступления
максимума выделяются четыре зоны: I- наиболее
северная (рис. 6/, где разница между температурой
самого теплого десятилетия и десятилетия 1910-1919 гг.
(начало волны векового цикла) составляет 2,0 .
Наиболее теплым является десятилетие 1935-1944 гг.
(рис. 2). Южная граница этой зоны проходит примерно
по 68-70° с. ш.; П-расположена несколько южнее
(,рис. 6) , ограничена с юга широтой 64-65 с. ш.,
амплитуда изменения температуры воздуха составляет
здесь уже 1,5°, а максимум относит'ся к десятилетию
1937-1946 гг. (рис. 3), т. е. наступает несколько
позже, чем в зоне £; III-расположена еще южнее и
протягивается до 60° с. щ. Амплитуда колебания темпера-
туры не превышает здесь 1 ', максимум несколько
размыт и наступает по разным станциям в десятилетия
от 1937-1946 до 1942-1951 гг. (рис. 4). Самые южные
станции этой зоны (Енисейск и Сургут) являются уже
переходными, и вид их кривых приближается к виду
таковых следующей зоны ; 1У - самая южная в
Западной Сибири, отличается иным характером динамики
температуры (рис. 5). Вид кривых здесь совпадает с
видом кривой 5 на рис. 1. Максимум приходится на
Автор выражает благодарность Г.Н.Шурыгиной за
большую помощь в сборе и обработке
метеорологических данных.
184
конец 50 - начало 60-х годов. Амплитуда в предела*
текущего векового цикла, если не считать
кратковременного максимума! невелика и в большинстве
случаев не превышает 0,5 .
Некоторое несоответствие со схемой Полозовой и
Сазонова состоит лишь в том, что широты, указанные
ими для разных типов температурных кривых, в
Западной Сибири сдвинуты несколько к северу. По-видимому,
это можно объяснить значительной удаленностью
региона к востоку от геомагнитного полюса.
Исходя из указанного соответствия, мы сочли
возможным предположить для Западной Сибири обратное
движение волны во втором периоде солнечного цикла,
как это сделали Полозова и Сазонов. На рис. 2-5
пунктиром показано предполагаемое-изменение
температуры воздуха вплоть до начала следующего столетия
B010-201.9 гг.). Из рис. 2-5 видно, что в первых трех
зонах сль«ует ожидать некоторого подъема температуры
до конца 70—х годов, т. е, до конца современной
климатической эпохи (выделяемой, как говорилось выше, Ви-
тельсом, Дзердзиевским, Гирсом, Гедеоновым и др.).
Затем, по-видимому, начнется понижение температуры,
которое достигнет к десятилетию 2000-2009 гг.
положения, близкого к тако:вому в начале века. В
четвертой зоне должно наблюдаться постепенное понижение
температуры после максимума 50—60^х годов, которое
к 2000 г. также достигнет уровня, близкого к началу
века. Однако поскольку в большинстве случаев
максимум был невелик, изменение температуры в этой зоне
не будет значительным.
В результате можно принять а качестве
соответствующего 2000-2009 гг. десятилетие 1910-1919 гг. -
время начала волны 80-90-летнего цикла, а также
начала эпохи с преобладанием зональной циркуляции (по
Дзердзиевскому).
В табл. 1 приведены предполагаемые средние
температуры воздуха для 10-летия 2000-2009 гг.
185
Таблипа 1
Среднегодовая температура воздуха и годовая
амплитуда колебания температуры на десятилетие
B000-2009 гг.)
Зона
■
I
И
II.
ГУ
Станция
Д иксон
Дудинка
Новый Порт
Салехард
Игарка
Туруханск
Верхнеимбатскс
Березово
Сургут
Енисе иск
Кондияское
Тобольск
Тюмень
Ялуторовск
Тара
Омск
Тюхтет
Барнаул
Температура !
воздуха, С
-12,0 - -12,5
-10,5 - 11,0
-9,0 - -9,5
-8,5 - -7,0
-8,5 - -9,0
-7,0 - -7,5
е -5,0 - -5,5
-4,0 - -4,5
-3,0 3,5
-2,0 2,5
-3,0 - -3,5
0,0 - -0,5
1.0 - 1,5
0,0 - 0,5
-0.5 - -1,0
0,0 - 0,5
0,0 - -0,5
J 1.0 - I.S
Амплитуда
температу-
о^
оы. С
42
39
42
42
39
39
38
38
35
38
37
38
35
36
186
Исследование колебания осадков в Западной
Сибири
Многолетним колебаниям осадков в настоящее
время посвящено не меньшее число работ, чем
колебаниям температуры, и при этом разнобой в мнениях
здесь гораздо больший. Однако имеется достаточно
большое число исследователей, которые усматривают
в этих колебаниях закономерную цикличность,
увязывая ее с цикличностью колебаний солнечной
активности.
Так, И.ПЛ ружинин A966), А.В.Шнитников A968) и др.
среди довольно разнообразной периодичности в
осадках отмечают четко выраженные циклы
длительностью более 50 и примерно 80 лет.
Последним крупным исследованием этого вопроса
является монография О.А«Дроздова и А.СГригорьевой
A871). Авторы исследовали структуру рядов осадков
для территории СССР за период с 1891 по 1960 г.,
a do ряду станций с длинным рядом наблюдений -
с середины прошлого века.
Отмечая для осадков чрезвычайно большой спектр
колебаний, как апериодических, так и
квазипериодических, авторы монографии устанавливают, однако, в
современном периоде наличие устойчивых циклов
длительностью более 50 лет с наиболее характерной
длительностью 80-100 лет. Это дает им основание
предположить связь вековых колебаний осадков с
солнечной активностью. Эти циклы в количестве осадков, '
согласно их исследованию, наиболее часты из всех
выявленных в пределах СССР, а по действию
(произведение частоты на амплитуду) они стоят на
втором месте (после циклов длительностью 14-15 лет).
О.АЛроздов и А.СГригорьева сопоставили циклы
колебания осадков с циклами процессов
атмосферной циркуляции, в качестве характеристик которой
ими были приняты формы циркуляции БЛ Лзердзиев-
ского A968). В результате подробного сопоставления
187
i
авторы пришли к выводу, что циклы в осадках при"
осреднении на большую территорию (когда исчезают
местные особенности конкретной станции) хороню
увязываются с циклами общей циркуляции атмосфеты и
что в наиболее полной мере это относится к
вековому циклу.
На основании изложенных взглядов можно
считать, возвращаясь к исследуемому вековому
климатическому циклу, что величина осадков в конце
этого цикла должна быть близкой к таковой в начале
его. Поэтому, как и для температуры воздуха в
качестве соответствующего десятилетию 2000-2009 гг.
следует принять десятилетие 1910-1919 гг.
В табл. 2 помещены средние значения количества
осадков по тридцати метеостанциям Западной Сибири
за десятилетие 1910-1919 гг., вычисленные по
данным наблюдений (Водный кадастр СССР, 1940). Эти
значения и следует принять в качестве
'прогнозного' количества осадков на десятилетие! 2000^2009 гг.
.Для того чтобы оценить направленность и
интенсивность изменения осадков к концу веконого цикла
по сравнению с сегодняшним днем, мы сопоставили
полученные значения со средним количеством осадков
за десятилетие 1981-1970 гг, Коэффициент ^К ),
полученный при этом, выражает соотношение мэжду
осадками десятилетий 2000-2009 гг. и 1981-1970 гг. При
этом коэффициент меньше единицы указывает на
уменьшение осадков в 2000-2009 гг. по сравнению с 1961-
1970 гг., коэффициент больше единицы - на их
увеличение. Значения коэффициента ( К) приведены в табл. 2.
По величине коэффициента, т. е. по направленности
и интенсивности изменения количества осадков, на
территории Западной Сибири выделилось 5 районов (рис.6).
Самый северный район A) характеризуется наибольшей
амплитудой колебания осадков, и здесь, по-видимому,
следует ожидать значительного уменьшения осадков,
примерно в 2 раза по сравнению с современными
(К -0,5). Расположенные несколько южнее районы 2 и 3
188
Таблица 2
Данные по осадкам
{ Высота
} снежного
! покрова
J за деся-
I типетие
B000-
* 200^ гг.),
_ (Годовое кол-во (Годовое
Станции {осадков за {кол-во
{десятилетие {осадков
B00 0-2009гг.), {типетие"
| мм 1A961-
t
К
{A961-
} 1970 гг.)
мм
I
!
Барабинск
Барнаул
Березово
Линниково
Богандинсхое
Васюган
Верхнеимбатск
Голышманово
Демьяне кое
Дубровное
Дудинка
Енисейск
Иэвлево
Кондинское
Маковское
Марресаля
Молчаиово
Нарым
Новосибирск
Омск
Салехард
Сургут
Тара
Тобольск
Томск
Туруханск
Тюмень
Тюх тег
339
5 18
471
407
390
508
>е -
430
412
400
246
404
875
387
448
212
383
428
435
317
325
487
468
425
574
408
336
365
330
431
491
468
386
507
454
477
410
513
495
475
452
528
446
447
410
345
425
492
427
441
488
511
435
431
1.0
1.2
1,0
0,9
1,0
1,0
1,0
0,9
1.0
0,5
0,8
0,8
0,9
0,8
0,5
0,9
1,0
0,9
0.7
1,0
1.1
1,0
1,2
0,7
0,7
0,9
18*
1
Ханты-Мансийск
Ялуторовск
2
438
436
3
507
404
4
0,9
1,1
5
0,31
подвержены меньшим колебаниям осадков. К здесь ра-
вен соответственно 0,7 и 0,8 , что позволяет предпола^
гать уменьшение осадков к концу цикла менее чем в
полтора раза. Следующий обширный по площади район 4
характеризуется К преимущественно равным единице.
Редки случаи, когда К<=0,9, и только один случай
(Тюмень), когда К= 0,7. По-видимому, в этом районе
заметного изменения в количестве осадков не
произойдет. В самой южной части Западной Сибири появляются
значения К "^ 1 (Барнаул, Кв1,2; Ялуторовск, К-1,1).
Это указывает на предстоящее увеличение осадков, В
этой части Западной Сибири происходит смена района
4 на более южный район, обозначенный на рис. 6 как
район 5, с иным ходом осадков. Так как этот район не
входит в рассматриваемый регион, мы лишь в
отдельных местах наметим его северную границу.
Из рис. 6 видно, что границы районов, выделенных
по характеру изменения осадков в ряде случаер
совпадают с границами зон, выделенных по типам
температурных колебаний. Это объясняется тем, что вековые
колебания и температуры воздуха и осадков причинно
связаны с вековыми колебаниями процессов общей
циркуляции атмосферы.
Спрогнозированное распределение осадков хорошо
увязывается с прогнозной схемой, общей циркуляции,
неоднократно излагавшейся почти всеми
упоминавшимися выше авторами. Цэедполагаете я, как уже говорилось
ранее, что в высоких широтах циклоническая
деятельность заметно уменьшится. Это согласуется с
полученным нами результатом — 'значительным уменьшением к
концу столетия осадков на самом севере Западной
Сибири. Антициклональная арктическая область
распространяется к югу, .по-видимому, примерно до 84-85 с.ш.,
поскольку пути циклонов, по утверждению Л.А.Вительг-
190
са, A962 ) будут проходить через северную половину евк
ропейской части СССР, включая центральные её районы.
Южнее этой широты будут в полной мере
проявляться процессы зональной циркуляции, которые в
предстоящую эпоху будут преобладать. В районе 2,
расположенном на стыке с этой областью, естественно, антицикло-
нальный режим будет несколько ослаблен по сравнению
с более север'ным районом 1, поэтому и уменьшение
осадков здесь можно ожидать менее значительным.
В районе 4, как показывает анализ, заметного
изменения осадков не произойдет. Это связагто с тем, как
видно из исследования Ю.И.Спиридоновой^1959;, что в
Западной Сибири всегда преобладали процессы
зональной циркуляции (повторяемость меридиональных
процессов не выходила за пределы 5-15%). Это значит,
что наступающая эпоха с преобладанием зональных
процессов для этой части Западной Сибири явится
простым продолжением обычного климатичного режима,
что в свою очередь обусловит практически неизменное
количество осадков. Некоторое уменьшение осадков в
западной части региона (Тюмень с К=0,7 ; Кондинское^
К=0,9) связано, по-видимому, с орографическим
влиянием Урала на перенос воздушных масс.
Уменьшение осадков в приенисейской части
рассматриваемой зоны, заставившее вьцелить в
самостоятельный район 3, обусловлено, по-видимому, влиянием на
восточную часть Западной Сибири Сибирского
антициклона, который и в будущем сохранит свое значение.
Предполагаемое увеличение осадков в самой южной
части Западной Сибири, которое захватит, по-видимому,
северный Казахстан, может быть объяснено тем, что,
во—первых, интенсивность западного переноса должна
увеличиваться с севера на юг из-за удаления от
антициклональной области, во-вторых, исчезновением
орографического препятствия со стороны Урала.
Полученное распределение осадков подтверждается
еще одним положением О.А.Дроздова и А.С.Григорьевой
A971), которые установили, анализируя вековой ход
19]
Рис. 6. Карта прогнозно-гклиматических районов и
температуры грунта в конце векового цикла B000-
2009 гг.):
Х-1У - зоны с однотипным векоыым ходом температуры
воздуха ( Uа ) i
I-I - ирогнозно-климатический район ; А £^ - величина
изменения температуры воздуха в десятилетие 2000-
2009 гг. до сравнению с максимально теплым
десятилетием
К-коэффициент изменения годового количества осадков
в десятилетие 2000-2009 гг. по сравнению с
десятилетием 1960-1969 гг ; -0,5-+0,5° - средняя температура
.грунта в 10-летие B000-2009 гг.); @,0 - +1,0 ) -
современная среднегодовая температура грунта;
1-граница между зонами; 2-граница между районами
осадков на территории СССР, что, например, в Казах-'
стане и Средней Азии такой ход зеркален по отношению
к средней полосе.
С другой стороны, этот результат является
следствием и подтверждением более раннего предположения
О.АЛроздова A958) о сдвиге циркуляционных зон при
потеплении Арктики (что совпадает со схемой
Полозовой и Сазонова, 1969), из которого он делает
вывод, что потепление Арктики положительно
сказывается на осадках самых северных районов и отрицательно-
на осадках южных, засушливых районов. Это утвержде-»
ние полностью согласуется с нашими результатами,
так как, основываясь на этом положении, можно сказать,
что в Западной Сибири в предстоящую климатическую
эпоху (эпоху похолодания Арктики) следует ожидать •
уменьшения осадхов в северных районах и увеличения
их в южных, засушливых.
Зеркальный вековой ход осадков подтверждается
фактическим материалом по Западной Сибири. Так, на
десятилетие 1910-1919 гг. в Барнауле приходится максимум
осадков (Шульгин, 1963), в то время как в Салехарде
на то же десятилетие приходится минимум осадков (Ба—
улин и др., 1967;.
И, наконец, полученные нами коэффициенты
векового изменения осадков хорошо согласуются с величиной
амплитуды, приведенной О.А.Дроздовым и А.СГригорье-
вой A971)для разных широт Западной Сибири.
В результате проведенного анализа удалось выделить
на территории Западной Сибири 8
прогнозно-климатических районов, характеризующихся определенным типом и
интенсивностью изменения температуры доздуха и
осадков (см. рис. 6).
Важным вопросом в использовании векового хода
осадков является вековой ход осадков по сезонам.
Дело в том, что роль летних и зимних осадков в
теплообмене между грунтом и атмосферой неодинакова, а
кроме тоговдля расчета температуры грунта необходи—>
мо знать высоту снежного покрова. Поэтому прогноз
194
осадков должен быть дополнен прогнозом высоты снеж*-
ного покрова.
Как отмечается в литературе, вековой ход осадков
теплого и холодного полугодий не всегда одинаков» .
Ссадки меняются то согласно, то зеркально. О.А.Дроздов
и А,С.ГригОрьева A971) объясняют это тем, что зимние
осадки более четко связаны с интенсивностью зональных
переносов, выражаемых величиной меридиональных
градиентов температуры,' в то время как летние более
тесно связаны с меридиональным обменом, являющимся
результатом увеличения зональных градиентов.
Анализируя вековой ход осадков за теплый и холодный
периоды, они отмечают, что на территории СССР преобладает
тенденция к параллелизму этих ходов. Параллельность
особенно четко проявляется на Крайнем Севере и в
засушливых областях. Западная Сибирь относится к
районам с преобладанием параллельного векового хода
осадков теплого и холодного периода.
Однако амплитуда этого хода в разные периоды
года оказывается существенно различной. В Западной
Сибири значительно более четко проявляется вековой ход
зимних осадков. Это связано, по-видимому, прежде
всего с тем, что здесь преобладают, как уже указывалось
выше, зональные процессы циркуляции, обусловливающие
большие меридиональные градиенты температуры. Кроме
того, Западная Сибирь относится к тем районам, где
зональный поток встречает орографические и
циркуляционные препятствия, а это в свою очередь вызывает
большой ход зимних осадков, оказываясь несущественным
для хода летних осадков (Дроздов и Григорьева,1971).
На юге же Западной Сибри (Барнаул) и в Казахстане
наблюдается синхронный ход для летних и зимних
осадков.
Согласно Дроздову и Григорьевой, вековье циклы в
холодное время достигают амплитуды 40% на большей
части Западной Сибири вплоть до 60° с. ш., южнее (до
50 с. ш.) она снижается до 20%. В теплое время
года амплитуды на большей части Западной Сибири состэв-
195
ляют 20%, и только на самом юге (у 50-55 с.ш.)
они уменьшаются до 10%.
Все это указывает на то, что основной вклад в
исследуемые циклы дает вековой ход зимних осадков.
Поэтому для прогноза величины мощности снежного
покрова мы приняли ту же длительность цикла, что и
для осадков в целом. Высоту снежного покрова на 10-
летие B000-2009 гг.) мы считаем равной высоте
снега на 10-летие A910-1919 гг.; (см. табл. 2).
Исследование годовой амплитуды колебания
температуры воздуха
Для определения годовой амплитуды температуры
воздуха мы поступили следующим образом. По данным
метеорологических справочников были высчитаны
средние за 10-летие A910-Г919 гг.) температуры января и
средние температуры июля. Полученные годовые
амплитуды и приняты в качестве предполагаемых на 2000—
2009 гг. (см. табл. I).
Судя по пространственному распределению амплиту*-
ды температуры воздуха, последняя в северной части
Западной Сибири, заметно увеличится (с 33-35 в
настоящее время до 42° в 2000 г.), в средней части
региона останется примерно такой же, как и сейчас, в
южной же части несколько уменьшится.
Такое распределение хорошо увязывается с
предполагаемым изменением климата. Так, возрастание ам^
плитуды на севере явится следствием значительной
континентализации климата в результате
установления там антидиклонального режима. При этом,, исходя
из утверждения А.Д.Гедеонова A969 ) о том, что в
предстоящую эпоху северная часть Азии будет
охвачена отрицательными аномалиями температуры января,
можно полагать, что возрастание амплитуды произойг-
дет за счет понижения зимних температур. Так как
летние температуры проявляют большую устойчивость.
190
в многолетнем ходе, то они изменятся, по-видимому,
незначительно. _
То, что в средней части Западной Сибири годовая
амплитуда температуры воздуха практически не
изменится, хорошо согласуется с прогнозом АЛ.Гедеонова,
по которому в средней и южной части региона
предполагается отсутствие температурных аномалий в
зимние месяцы.
Некоторое уменьшение в будущем годовой
амплитуды на самом юге Западной Сибири (Барнаул) может
быть связано с возрастанием зонального переноса,
увеличением осадков и уменьшением вследствие этого'
континентальности климата.
ПРОГНОЗ ИЗМЕНЕНИЯ ХАРАКТЕРА ВЕЧНОЙ
МЕРЗЛОТЫ ЗАПАДНОЙ СИБИРИ
После выделения иригнозно-климатических районов
в Западной Сибири и определения необходимых
климатических характеристик были рассчитаны
среднегодовые температуры грунта для десятилетия 2000-2009гг.
Расчет велся по известной приближенной Формуле
(Кудрявцев, 1959)
где Z-h, -среднегодовая температура грунта, tj -
среднегодовая температура воздуха с учетом
абсолютной высоты местности, А - годовая амплитуда
среднемесячных температур воздуха, f- -
теплоизолирующая роль снега, зависящая от мощности снежного
покрова ( & ), коэффициента температуропроводности
снега (к ) и периода колебаний (Т), равного в
данном случае одному году. Значения ( 1-i- ) в
зависимости от этих факторов даны в той хе работе
Кудрявцева.
Результаты расчета приведены в табл. 3 и
показаны на рис. в.
13Х-2369
1У7
Таблица 3/
Среднегодовая температура грунта на десятилетие
B000-2008 гг.)
Станции
Дудинка
Салехард
Туруханск
Верхнеим-
батское
Березово
Енисейск
Сургут
Температура,
°С
-8,0 - -8,5
-3,0 - -3,5
-1,5 - -2,0
-0,5 - -1,0
-0,5 - -1,0
1,0 - 1,5
0,5 - 1,0
Станции
Кондинское
Тобольск
Тюмень
Ялуторовск
Барнаул
Тара
Омск
Температура,
°С
0 - -0,5
3,0- 3,5
3,0 - 3,5
•
3,0 - 3,5
3,5 - 4,0
2,5 - 3,0
2,5 - 3,0
Сравнение спрогнозированных-температур грунта с
современными позволяет оценить изменение характера
вечной мерзлоты в пределах Западной Сибири к концу
текущего столетия.
Ранее (Шполянская, 1973) нами было выделено в
Западной Сибири три крупные области, различающиеся
типом соотношения зимнего и летнего теплопотока в
грунт: северная, простирающаяся к югу примерно до
87° с. ш., где зимний теплообмен по своей величине
преобладает над летним; центральная, вытянутая вдоль
полярного круга, где величины зимнего и летнего
теплообмена одинаковы; и южная, где величина летнего
теплообмена превышает зимний. Подобное соотношение обус»»
ловливает неодинаковую роль зимних и летних факторов
теплообмена грунта с атмосферой в разных частях
Западной Сибири, что в свою очередь определяет многие
современные закономерности вечной мерзлоты региона.
Прогноз изменения характера вечной мерзлоты дол-»
жен вестись с учетом отмеченного факта.
. 198
Прежде всего, в первых .четырех районах (см. рис;
6; температура грунта понизится, причем наиболее
заметно в северном районе J—I, наименее заметно -
в районе Ш-4.
Район I— 1 по своему положению примерно
совпадает с северной областью, упомянутой выше. Поэтому
здесь температурное поле в большой мере связано с
пространственным распределением ведущего фактора
зимнего теплообмена - снежного покрова. В связи с
этим наибольшее понижение температуры грунта будет
наблюдаться на водораздельных, выпуклой формы
поверхностях, с которых будет сдуваться снег. Из-за
уменьшения зимних осадков снега вообще в этом
районе будет мало, а из-за преобладания антициклонально-
го режима и уменьшения вследствие этого ветров,
перенос его будет невелик. Поэтому в понижениях не
будет столь большого, как теперь, скопления снега и,
следовательно, температура грунта понизится, хотя й
меньше, чем на водоразделах. Уменьшение высоты
снежного покрова и отсутствие его перераспределения на
поверхности обусловят некоторое выравнивание
температурного поля: наблюдаемые теперь контрасты в
температурах грунта между повышенными и пониженными
элементами рельефа сгладятся. В целому тепловой режим
в этом районе будет способствовать дальнейшему
накоплению вечной мерзлоты.
Что касается мощности слоя сезонного оттаивания,
то она, по-видимому, мало изменится. Несмотря на то
что понижение среднегодовой температуры грунта
должно уменьшить глубину протаивания, увеличение годовой
амплитуды температуры будет способствовать ее
увеличению (Кудрявцев, 1959). В конечном счете мощность
слоя сезонного оттаивания останется прежней.
В районе II-2, по своему положению
соответствующему центральной области (Шполянская, 1973), картина
окажется более разнообразной, поскольку здесь роль
зимних и летних факторов теплообмена сравнима
между собой.
1Й9Ь
Действие зимних факторов (снега) здесь будет
таким же, как и в районе I-I: повышенные водоразделы
так же будут продолжать охлаждаться. Однако
поскольку уменьшение осадков здесь будет меньшим, чем
в районе 1-1, и антшшклональный режим окажется
более слабым, то накопление снега (вследствие его пере-
вевания) в понижениях обусловит большие
температурные контрасты, близкие к современным.
Из летних факторов здесь возрастет роль солнечной
радиации. В этом районе и в настоящее время
величина радиационного баланса повышается по сравнению с
северной областью на столько, что обеспечивает
некоторое различие в температуре грунтов разных склоноь.
В предстоящую эпоху, в связи с ослаблением циклонич-.
ческой деятельности, доля прямой солнечной радиации
в радиационном балансе, по-видимому, увеличится, а это
создаст еще большие различия в инсоляции по-разному
ориентированных склонов и тем самым в
температурном режиме грунтов склонов: склоны южных румбов
окажутся заметно более теплыми. Увеличение прямой
солнечной радиации обусловит также несколько большее
испарение с поверхности, вследствие чего грунты
увлажненных поверхностей (если это не узкие понижения,
где скапливается снег, отепляя грунт) понизят свою
температуру по сравнению с современной.
Торфяники будут продолжать промерзать, так как
из-за уменьшения снега зимой они будут охлаждаться
еще более интенсивно, а летнее протаивание
по-прежнему будет тормозиться высокой их льдистостью.
Глубина сезонного протаивания и промерзания тоже
будет варьировать в широких пределах. На
водоразделах одновременное понижение температуры грунта и
увеличение ее амплитуды приведет к тому, что мощность
деятельного слоя не изменится по сравнению с
современной. На южных склонах она увеличится,
по-видимому, из-за возросшей доли прямой солнечной радиации.
На торфяниках из-за понижения температуры она
уменьшится.
200
В районах Ш-3 и Ш-4, по-видимому, также
произойдет общее понижение среднегодовой температуры
грунта. Однако поскольку эти районы относятся к
области, где определяющую роль играют летние факторы
теплообмена, а, как выяснилось выше, вековой ход
летних климатических показателей невелик, то
существенного изменения в пространственном соотношении
типов вечной мерзлоты в предстоящую эпоху,
по-видимому, не произойдет.
Понижение температуры групта при сохранении
современной годовой амплитуды ее колебаний приведет к
некоторому увеличению мощности слоя сезонного
промерзания и протаивания и тем самым к ликвидации в
ряде случаев "несливающейся* мерзлоты. Смыкание
сезонной и вечной мерзлоты,возможно,вызовет
активизацию процессов пучения.
Торфяники в этих районах будут охлаждаться
несколько более интенсивно, что затормозит процесс их
деградации.
Интересно отметить еще один факт. Южная граница
зоны Ш примерно совпадает с предполагаемой южной
границей глубоко залегающего реликтового слоя вечной
мерзлоты (Баупин и др., 1987; Шполянская, 1971).
По-видимОму^ эти границы причинно связаны между
собой. Возможно, что после отступания к северу
Полярного бассейна, который охлаждал южные районы
Западной Сибири, обусловливая в плейстоцене наличие
вечной мерзлоты вплоть до широты Омска (Попов и
Костяев, 1962; Шполянская, 1971), вечная меозлота
могла сохраниться лишь в областях, где
прослеживаются заметные колебания климата с частыми
волнами похолодания небольшой длительности (например,
вековые). Согласно мнению большинства из вышеупоми—
навшихся авторов, такие колебания затухают примерно
к 55 с. щ. Эта широта и является примерной южной
границей современного реликтового слоя мерзлоты.
201
Л итература
Б а у л и н ВЛ. ■ ДР. Геокриологические
условия Западно-Сибирской низменности. М., 'Наука',
1987.
В и т е л ь с Л.А. Аномалии циклического хода
солнечной активности и тенденция современных
колебаний климата. "Тр. ГГО", 1962, вып. 133.
Водный кадастр СССР. М етеорологические данные,
1940, т. II. вып. 7.
Водный кадастр СССР. Метеорологические данные,
1941, т. 1У, вып. 4.
Гедеонов АЛ, О колебаниях климата в се--
верном полушарии. "Тр. ГГО" 1988, вып. 227.
Гедеонов АЛ. Об использовании солнечно-i
климатических циклов для сверхдолгосрочного
прогноза аномалий температуры. "Тр. ГГО", 1969, вып. 245.
Гире А.А. Внутриэпохальные преобразования
форм атмосферной циркуляции и их причины. 'Тр.
ААНИИ", 1963, т.- 255.
Дзердзиевский БЛ. Флуктуации
климата и проблема сверхдолгосрочного прогноза. "Изв.
АН СССР", сер.геогр.,*1988, № 5.
Дроздов О.А., Григорьева А.С.
Многолетние циклические колебания атмосферных
осадков на территории СССР. Л., Гидрометеоиздат, 1971.
Дружинин И.П. и др. Речной сток и
геофизические процессы. М., "Наука", 1966.
Кудрявцев В.А, Температура, мощность и
прерывистость толщ мерзлых пород. В кн.: "Основы
геокриологии (мерзлотоведение)", ч. 1. М„ Изд-во АН
СССР, 1959.
202
Максимов И.В.," Смирнов Н.П. Опыт
построения долгосрочного прогноза основных форм
атмосферной циркуляции в северном полушарии комнонент-
но-гармоническим методом» 'Тр. ААНИИ', 1985, т. 282.
П о л о з о в а Л .Г. и Сазонов Б.И.
Современное потепление климата и возможная его причина.
'Тр. ГГО*. 1989, вып. 245.
Попов А.И., К о с т я е в А.Г, Карты перигля—
циальных образований Азии, современных и среднеплей—
стоценовых. В сб.: 'Вопросы географического
мерзлотоведения и аернгляциальнои морфологии'. Изд-во МГУ,
1962.
Рубинштейн Е.С., Полозова Л.Г.
Современное изменение климата. Л., Гидрометеоиздат,
1966.
Сазонов Б.И. Высотные барические
образования и солнечная активность. Л.,. Гидрометеоиздат, 1964.
Спиридонова Ю.В. Смещение
естественные синоптических районов северного полушария. 'Изв.
АН СССР', сер.геогр., 1959, № 8.
Справочник по климату СССР. Метеорологические
данные за отдельные годы, вып. 17, 20, 21.
Л.,'Гидрометеоиздат, Г965-1972.
Ш нитников А.В. Внутривековая
изменчивость компонентов общей увлажненности. М„ 'Наука',
1989.
Шполянская Н.А. Основные
закономерности распространения вечной и сезонной мерзлоты
Западной Сибири. В сб.: 'Природные условия Западной
Сибири', вып. 1, Изд-во МГУ, 1971.
Шполянская Н.А. Вечная мерзлота
Западной Сибири и ее связь с современным теплообменом
между грунтом и атмосферой. В сб.: 'Природные
условия Западной Сибири', вып. 3, Изд-во МГУ, 1973.
203
Шульгин А.М, Еще об изменении климата Зе»-
падной Сибири. "Изв. Всес.геогр. об-ва* 1963, т. 95,
выл. 2.
И.Д Л анидов
ПЛАСТОВЫЕ ЛЬДЫ В СУБАКВАЛЬНЫХ ОТЛОЖЕНИЯХ
СЕВЕРА ЗАПАДНОЙ СИБИРИ
Пластовые тела льда известны в различных
генетических типах плейстоценовых отложений на равнинах
Крайнего Севера Евразии. Широко распространены они
на севере Западной Сибири преимущественно в
отложениях водного генезиса (Баулин и др., 1967; Баулин,
Дубиков, 1970; Шмелев, 1967; и др.).
Однако условия залегания пластовых льдов,
закономерности их распространения, строения, вопросы
происхождения во многом неясны и далеко неполно
освещены в литературе. В связи с этим целесообразно
привести некоторые материалы по строению и условиям
залегания пластовых тел льда в аллювиальных
отложениях р.Мессояхи на юге Гыданского полуострова, а
также в прибрежно-морских (ваттовых) отложениях в
низовьях р.Енисея, что позволяет сделать определенные
генетические выводы.
Линзовидные прослои льда на р.Мессояхе залегают
в средней и нижней частях видимого разреза второй
надпойменной террасы. Высота террасы в нижнем
течении реки 12-15 м над урезом воды в русле,
терраса имеет значительную ширину (до 5—10 и более
километров в поперечнике) и отличается выдержанностью
абсолютных отметок поверхности, колеблющихся около
40 м. Вероятно, формирование ее происходило в
условиях относительно высокого стояния уровня моря,
подпор которого сказывался особенно интенсивно в ниж-
Ifom течении реки.
205
Терраса сложена песками с тонкими прослоями
слабо разложившегося волокнистого аллохтоиного
торфа. В нижней части разреза пески преимущественно
мелко- и среднезеряистые, относительно хорошо
промытые, косослоистые. Внутри крупных, косых серий, среза;**
юпих друг друга, прослеживается более мелкая
волнистая, линзовидно—волнистая и слабс наклонная
параллельная слоистость. Вверх по разрезу пески становятся в
основном мелкозернистыми, пылеватыми, в них
появляются прослои суглинков и алевритов, слоистость слабо»,
срезанная косая, горизонтальная,
горизонтально-волнистая и слабонаклонная.,
Пласты льда залегают на глубине 6-10 м от
поверхности, протяженность их достигает SO м при мощности
0,8- 1,5 м. В одной вертикальной плоскости разреза
террасы прослеживается до 2-3 прослоев льда (рис.1).
Лед внутри различных прослоев, а также внутри одного
и того же прослоя, неоднороден, В одних прослоях он
мутный, грязный, слегка ожелезнеяный и обладает
слабым ржаво^-бурым оттенком. В других —
преимущественно белый, сахаровидный, на отдельных участках -
чистый .прозрачный, В некоторых прослоях наблюдаете*,
сочетание различных типов льда: чистого, прозрачного,
стекловидного; молочно-белого с многочисленными
пузырьками газа и включениями гнезд песчано— сугли**
нистого материала; а также льда ржаво-бурого цвета,
загрязненного минеральными частицами.
Вмещающие пластовый лед пески сильно льдонасы-
щенНы(до 50-80%). Криогенная текстура их *
тонкослоистая, наследующая первичноседиментационную
текстуру. Тонкие частые шлиры льда располагаются вдоль
поверхностей напластования, строго им соответствуя.
Отложения террасы с глубины 1,5-2,0 м от
поверхности и горизонтальные лиадмэвидные прослои льда
пронизаны серией вертикальных ледяных жил (рис, 1,
2), длина которых достигает 8-8 м при ширине в
верхней части 0,3-0,5 м. Лед в жилах загрязнен
минеральным* частицами, имеет грязно-серый цвет и ооладаец
чёткой вертикальной полосчатостью, В том месте, где
206
Рис. 1. Схематический разрез второй надпойменной
террасы р.Мессояхи: 1-лед прозрачный; 2-лед
молочно-белый, сахаровидный; З.-лед грязно-серый с ржаво-
бурым оттенком; 4 - вертикально-полосчатый лед жилы;
5-слоистый песок
Рис. 2, Вертикальная
ледяная жила, секущая
горизонтальные пласты
льда
пластовые залежи льда рассечены вертикальными
ледяными жилами, рядом с последними прослеживается
серия мелких вертикальных жилок, в результате чего
пластовый лед на соседних участках также
приобретает вертикальную полосчатость и грязно—серый со
ржавым оттенком цвет.
Пластовые тела льда имеют характерные и
показательные контакты с вмещающими породами. Прежде
всего обращает на себя внимание ровный и согласный
контакт кровли льда прослоев и вышележащих осадков,
которые следуют параллельно плавным изгибам кровли,
постепенно выполаживаясь вверх по разрезу.
Наблюдается выполнение осадками неровностей на их контакте
с нижележащими пластами льда.
Нижний контакт ледяных прослоев несколько отличен
от верхнего. Здесь также отмечается согласное в целом
залегание льда и подстилающих слоев, но кровля
последних имеет своеобразную мелковолнистую в разрезе
и ячеистую в плане поверхность, соответствующую
ряби течений или волнений. Лед выполняет эти ячеи, бла*~
годаря чему подошва льдистого слоя приобретает
также волнисто-ячеистый характер.
Рассмотренные условия залегания ледяных прослоев,
их взаимоотношения с вертикальными жилами льда и
вмещающими породами позволяют высказать некоторые
соображения о их происхождении.
Факт рассечения пластовых залежей льда
вертикальными ледяными жилами однозначно решает вопрос о
последовательности формирования тех и других. Вместе
с тем вряд ли ледяные жилы вертикальной
протяженностью до 6-8 м при весьма малой ширине в
приповерхностной части являются целиком эпигенетическими.
Нижние их части, пронизывающие косоелоистые серии
песков и пластовые льды, имеют четкие резкие
контакты с вмещающими породами. Вверху, в горизонтально-
и волнистослоистых пылеватых песках низкопойменных
фаций, контакты ледяных жил зубчатые, лед жил узкими
горизонтально ориентированными клиньями внедряется;
вовмещающую породу, переходя в шлировой лед(ри«*1,
208
2).Характер контактов показывает, что нижние
части ледяных жил формировались эпигенетически, тогда
как верхние росли одновременно с накоплением
осадков. Отсюда следует вывод, что слои аллювия в
основании террасы к моменту накопления приповерхностных
горизонтов отложений были уже мерзлыми.
По-видимому, промерзание нижних серий аллювия, по
отношению к которым ледяные жилы являются
эпигенетическими, происходило одновременно с осадконакопле-
нием. Об этом свидетельствует высокая льдонасышен-
ность пород и тонкослоистый характер криогенной
текстур;,:, строго соответствующей первичноседиментяцион-
ной. Кроме того, в толще аллювиальных косослоистых
песков на различной глубине расположены мелкие
захороненные ледяные жилы, представляющие собой,
вероятнее всего, нижние тонкие частя более крупных ледяных
жил, оставшиеся после их частичного размыва в ходе
аллювиального осадкояакопления (Данилов, 1972).
Становится очевидным, что промерзание аллювиальных
отложений террасы в целом происходило в процессе их
формирования. Нижние серии аллювиальных то;г" были
уже .мерзлыми к. моменту накопления вышележящих.
Даже если ледяные жилы, захороненные остатки
которых фиксируются ныне в отложениях, формировались
в пойменных условиях, то, попав затем в зону
воздействия рувлового водного потока на последующих стадиях
аллювиального седиментогенеза по мере миграции
русла реки, они не растаяли полностью. Кровля
захороненных ледяных жил почти совпадает с подошвой
срезающих их косых серий песков, располагаясь на глубине
всего 10-20 см от нее. Это позволяет сделать важный
вывод : мерзлые породы сохраняются очень неглубоко
под дном руслового водного потока. Вероятно, этому
спосооствуют высокая скорость накопления руслового
аллювия и интенсивное меаг фирование сравнительно
небольших рек, дренирующих равнинные территории
севера Западной Сибири.
Из всего вышеизложенного следует, что в то
время, когда шло накопленпо и промерзание верхних го-
14-2369
Физонтов аллювия, сопровождавшее©* йорозобойным
растрескиванием и образованием полигонально-жильных
льдов, в нижних горизонтах существовали пластовые
льды.
Таким образом, механизм сегрегационного
образования пластовых льдов, предложенный Е.А.Втгориной и
Б.Н.Втюриным A970), является в данном случае
неприемлемым, поскольку он предполагает мигрирование влаги
из водоносных горизонтов снизу при промерзании
осадков сверху, т. е. эпигенетическим путем. Помимо того,
процесс образования пластов льда был очень ограничен
во времени, так как мощность разделяющих пластовые
льды отложений (не.более 1 м) часто меньше, чем
сама мощность пластовых тел.
Предположение об инъекционном происхождении лин-
зовидных пластов льда также представляется
маловероятным. Контакты льда и вмещающих пород не несут
на себе никаких следов инъекционных внедрений водных
масс. Вмещающие слои залегают согласно с подошвой
и кровлей пластов льда, имеющих неровный характер.
Более того, в пологих синклинальных углублениях
кровли льда отмечается согласное прогибание
осадков и постепенное выполнение ими этих углублений
вверх по разрезу. Такая картина, очевидно, не имела
бы места при инъекционном характере внедрений. Все
признаки говорят, что формирование ледяных пластов
шло без деформации вмещающих отложений. Кроме
того, с позиций инъекционного происхождения пластов
льда неясной становится причина инъекций в ходе
аллювиального осадконакопления, поскольку в литоло—
гическом отношении перекрывающие и подстилающие
лед породы идентичны.
Наиболее вероятным представляется предположение
о погребенном происхождении рассмотренных пластовых
залежей льда. В погребенное состояние переходили,
скорее всего, скопления донного или осевшего на дно
льда в прибрежных участках русла. О широком
образовании на дне сибирских рек донного льда вследствие
интенсивного лучеиспускания при ясном небе писал'
2Ю
вше Л.А.Ячевский A904). В условиях быстрого осад—
конакопления и захоронения в осадках донного льда
могло иметь место его смерзание с кровлей
поднимающейся вслед за накоплением аллювиальных отложений
мерзлоты. ^О том, что захороненный донный лед мог.
сохраняться на очень незначительной глубине под
руслом реки, свидетельствует наличие погребенных,
оставшихся от размыва окончаний ледяных жил в толще
руслового косослоистого аллювия. С позиций
предложенного способа образования пластового льда получает
объяснение согласный характер прослоев льда с
вмещающими породами, становится понятным облекание и
выполнение неровностей кровли льда вышележащими
осадками, характер взаимоотношения пластового и жильного
льда.
Близкие условия залегания и строение имеют
пластовые льды в отложениях периодически заливаемых
мелководий типа ваттов, которые вскрываются в
известном обнажении 'Селякин мыс" близ устья р.Енисея
ниже пос. Усть-Порт. Ваттовые отложения
представлены- тонкослоистыми супесями и алевритами с
прослоями намывного слабо разл-с^кившегося волокнистого
торфа. Слоистость осадков в^целом горизонтальная или
пологоволнистая. Внутри относительно крупных
горизонтальных и волнистых серий прослеживается более
мелкая линзовидная слоистость. Ваттовые оторфован-
ные алевриты и супеси фациально замещаются
мелкозернистыми пылеватыми песками, содержащими линзы
среднезернистых, хорошо промытых песков,
обогащенных гравием и галькой. В линзах залегают
многочисленные остатки морских раковин, свидетельствующие
о накоплении вмещающих отложений в прибрежной
зоне моря. Оторфованные супеси и алевриты морской
фауны не содержат. Иными словами, прослеживается
фаниальный переход' отложений низменных
периодически затапливаемых побережий _ в сублиторальные, и
частично пляжевые, осадки.
Вверх и вниз по разрезу ваттовые отложения тор-
фянисто-супесчано-алевритового состава постепенно ле-
реходят в слабо сортированные темно—серые суглинки
с включениями гальки и мелких валунов. В суглинках
присутствует немногочисленная микрофауна фораминифер.
Накопление их происходило при относительно высоком
стоянии уровня моря, на дне неглубокого бассейна за-
ливно-лагунного типа.
Пластовые льды залегают как на контактах оторфо-
ванных пород с выше- и нижележащими, так и внутри
них. Мощность ледяных тел составляет 0,2-0,3 м,
достигая 1,5 м, протяженность их 25-50 м. Контакты с
вмещающими отложениями согласные. Форма залегания
либо горизонтальная, либо слабоволнистая в
зависимости от текстуры породы в целом. Лед в прослоях
иногда чистый, прозрачный, местами пузырчатый; иногда
(особенно на контакте с нижележащими суглинками)
грязный, сильно пузырчатый, белесовато-серого цвета.
Внутри некоторых прослоев отмечается горизонтальная
слоистость, обусловленная неравномерным содержанием
минеральных частиц.
Вмещающие пластовые льды супеси обладают
высокой льдистостью (до 70-80%), криогенная текстура
тонкослоистая и полностью соответствует первичноседимент
тадионной (рис. 3). Мощность ледяных шлиров 0,5-2,0см,
иногда увеличивается до 5 см, расстояние между ними
1-2 см. Местами льд©насыщенность породы столь
велика, что мелкие ее блоки оказываются как бы
"взвешенными" во льду.
Криогенное строение ваттовых оторфованных супесей
и алевритов позволяет считать наиболее вероятным их
промерзание в процессе осадконакопления во влагона-
еыщенном, неуплотненном состоянии. Как и
аллювиальные отложения в низовьях р.Мессояхи, ваттовые
осадки района нижнего течения р.Енисея пронизаны серией
ледяных жил, достигающих вертикальной протяженности
4-5 м (Данилов, 1969). Ледяные жилы находятся ныне
в погребенном состоянии. Они не проникают в морские
суглинки, подстилающие ваттовые отложения, и не
прослеживаются в перекрывающих. Поскольку ваттовые cv—
песи и алевриты переходят вверх и вниз по разрезу в
215
Ш« ^^^^
Рис. 3. Криогенная текстура ваттовых отложений,
вмещающих пластовые льды: I-шлиры льда; 2-пластовый
лед
более глубоководные суглинки постепенно, без
перерыва в осадконакоплении, есть все основания считать,что
это-отложения единого бассейна, ^фиксирующие
определенные стадии его развития: глубоководную, фазу
существенного обмеления й нового увеличения глубин.
Естественно, что в глубоководные стадии развития
бассейна сингенетического промерзания его донных
отложений не происходило, они промерзали позднее, после
14х-2369
213
выхода дна водоема из-под уровня моря. Об этом свш-
детельствуют и крупносетчатый характер криогенной
текстуры и невысокая в цепом льдистость
относительно глубоководных отложений суглинистого состава.
Следовательно, и ледяные жилы, и тем более
пластовые льды, которые они пересекают,, образовывались
во время накопления ваттовых отложений и никак не
позднее. Еще раз следует подчеркнуть, что переход
ваттовых отложений в вышележащие более
глубоководные суглинки осуществляется постепенно. Вновь
следует вывод о седиментационном происхождении
пластовых льдов в ваттовых отложениях, как и в
рассмотренных ранее аллювиальных. Важно особо отметить
тот факт, что первичные криогенные текстуры и
жильные льды сохранились в ваттовых отложениях,
несмотря на увеличение глубины бассейна седиментации и его
морской характер. Вероятно, температуры придонных
вод бассейна были столь невелики, что оттаивания
ранее промерзших осадков не происходило. Это
обстоятельство указывает на возможность сохранения реликт
товой мерзлоты под дном мелководных бассейнов
морского типа геологически длительное время.
Л итература
Б а у л и н В.В. и др. Геокриологические
(мерзлотные) условия Западно-Сибирской низменности. М.,
'Наука', 1987.
Б а у л и н В.В., Д у'б и у о в Г.И. Пластовые
залежи подземного льда. "Тр.ПНИИИС, Т.П. М., 1970.
В т ю р и н а Е.А., В т ю р и н Б.И.
Льдообразование в горных породах. М., 'Наука*, 1970.
Данилов И.Д. Мервлотно-фациальное строение
водораздельных плейстоценовых отложений нижнего
течения р.Енисея. В сб.: 'Проблемы ^политологии", выд.1.
Изд-во МГУ, 1969.
214
Данилов И.Д. Мерзлотные и псевдомерзлот—
ные клиновидные деформации в осадочных породах. В
сб.: 'Проблемы криолитологии", вып. 2. Изд-во МГУ,
1972.
Шмелев Л.М. Пластовые залежи льда в
четвертичных отложениях низовьев Енисея. В сб.:
'Материалы к научно—технической конференции по
инженерным изысканиям', М., ИЗД.! ПНИИИС, 1987.
Ячевский Л.А. К вопросу об образовании
речного льда и о его влиянии на скульптуру берегов
рек. В кн.: 'Геологические исследования в
золотоносных областях Сибири, Енисейский золотоносный районе
вьп. 5. СПб,, 1904.
В.П.Евсеев
К ВОПРОСУ О ЗАКОНОМЕРНОСТЯХ
РАСПРОСТРАНЕНИЯ МИГРАЦИОННЫХ БУГРОВ ПУЧЕНИЯ НА СЕВЕРЕ
ЗАПАДНОЙ СИБИРИ И ПЕЧОРСКОЙ НИЗМЕННОСТИ
Плоско бугристые и выпуклобугристые формы
мерзлотного рельефа широко распространены на севере
Печорской низменности и Западной Сибири. Работами
А.И.Попова A953, 1967, 1970), В.В.Баулина и др. A967)
установлено, что распространение рассматриваемых форм в
пределах севера Западной Сибири подчинено
определенной зональности. Зональность определена мерзлотными
условиями, которые существуют на данной территории
с верхнего голоцена. Согласно этим представлениям,
плоскобугристые торфяники развиты в пределах южной
части северной геокриологической зоны (зона тундры).
Северная граница их проходит по широте-Нового Порта,
южная - примерно по Полярному кругу.
Выпуклобугристые торфяники приурочены в
основном к центральной геокриологической зоне (зона
лесотундры и северной тайги).
На карте мерзлотного рельефа (Попов, 1953)
показано, что только на границе тундры и лесотундры могут
встречаться как те, так и другие формы.
Как уже отмечалось, зональность распространения
плоско- и выпуклобугристых торфяников определена
различиями в механизме их образования, обусловленных
различиями мерзлотных условий. Формирование
плоскобугристых торфяников связывается с вытаиванием пов—
торножильных льдов в пределах первоначально плоских
полигональных торфяников. Эту точку зрения поддерж**-
218
вают большинство исследователей (ГЬпов, 1958, 1987;
Пьявченко, 19S5; Данилова, 1962; Баулин и др., 1967).
К югу от зоны распространения плоскобугристых
форм пронессы морозобойного растрескивания затухают,
сменяясь процессами пучения за счет миграции к
фронту промерзания. Именно эти процессы определили
формирование выпуклобугристых торфяников (миграционные
бугры пучения) (Попов, 1953, 1967). В то же время
здесь распространены крупнобугристые торфяники,
образование которых некоторые авторы (Пьявченко, 1955;
Хомичевская, 1962) также относят к остаточнополиго-
нальному рельефу. По мнению этих авторов, крупно- и
ппоскобугристые торфяники генетически связаны между
собой. Н.И.Пьявченко A955) вообще отрицает роль-
пучения в формировании рассматриваемых форм.
Говоря о генетической связи плоско- и
выпуклобугристых (крупнобугристых) форм, Н.И.Пьявченко
указывает на усиление интенсивности термокарстово-эрозион-
ных процессов по полигональным торфяникам в зоне
лесотундры и северной тайги. В.В.Баулин и др. A967),
ИЛ1.Данилов A973) так же указывают на генетическую'
связь рассматриваемых форм, однако, в несколько ином
аспекте. Ими яе отрицаются процессы пучения в
формировании выпуклобугристых форм, однако, 1ервоначальным
процессом было образование плоскобугристых форм.
Уже после в зоне тундры эти формы как бы
законсервировались, а в зоне лесотундры и северной тайги тер-
мокарстово-эрозионные процессы создали благоприятные
условия для пучения.
Наши наблюдения показывают, что в зоне
лесотундры, где можно наблюдать плоско- и выпуклобугристые
торфяники, действительно встречаются крупнобугристые
торфяники (рис. 1). Эти формы, как правильно
указывают Н.И.Пьявченко A955) и Л.СХомичевская A962),
генетически связаны с плоскобугристыми торфяниками,
вернее, они являются конечной стадией развития плоско-
бугристых форм на южной границе их распространения.
Морфологический облик крупнобугристого.' рельефа
определяется двумя факторами : мощностью торфа и
интенсивен
!
Рис. I. Крупнобугристые торфяники в зоне лесотундры.
Весеннее половодье
Рис. 2. Миграционный бугор пучения в зоне лесотундры
ностью термокарстово-эрозионных процессов. Известно,
что мощность торфа увеличивается с севера на юг и в
зоне южной тундры - северной лесотундры они
достигает 2—4 м. В то же время процессы термокарста и
последующая эрозия по термокарстовым формам в этой
зоне идут наиболее интенсивно. Нами подмечено, что
Высота крупнобугристых торфяников соответствует
мощности торфа. С'другой стороны, процессы оползания,
термоабразии, нивации привели к тому, что
первоначально плоская форма торфяника преобразовалась в
крупнобугристую.
Однако единственными восходящими формами
мерзлотного рельефа в зоне лесотундры и северной
тайги являются выпуклобугристые торфяники, образование
которых связано с процессами пучения. В дальнейшем
мы будем пользоваться термином "миграционные бугры
пучения", так как он, с одной стороны, указывает на
генезис бугров, а с другой,- позволяет отнести к этим
формам бугры пучения, которыэ в настоящее время
лишены торфяного покрова. В морфологическом отношении
это разновысотные выпуклые формы (рис. 2). Высота
и размеры этих бугров закономерно 'изменяются с
севера на юг в сторону их увеличения (Городков, 1928).
А.И.Попов A953; установил прямую зависимость
между размерами бугров и площадью торфяного массива,
в пределах которого они располагаются. Кроме того,
нами подмечено, что мощность торфа в миграционных
буграх пучения часто значительно меньше, чем в
окружающих их заболоченных пространствах, тогда как
крупнобугристые формы до основания сложены торфом.
По нашему мнению, одним из отличительных
признаков миграционных бугров пучения от
крупнобугристых торфяников в зоне их совместного
распространения является соотношение высоты бугра с мощностью
перекрывающего его торфа. Если высота бугра меньше
или равна мощности торфа, то данную форму следует
относить к крупнобугристым торфяникам, если высота
бугра превышает мощность торфа, то это миграционный
бугор пучения.
219
Таким образом, мы выделяем два генетических
морфологически сходных типа мерзлотного рельефа:
плоскобугристые торфяники и миграционные бугры
пучения. Образование их обусловлено разными процессами,
в то время как крупнобугристые торфяники генетически
связаны с плоскобугристыми, так как они образованы
процессами, характерными для плоскобугристых
торфяников, но расположены в зоне преимущественного
развития миграционных бугров пучения. Такая зональность
в распространении бугристых форм предопределена
зональностью процессов криолитогенеза (Попов, 1967).
С другой стороны, распространение бугристых форм
в пределах каждой зоны.зависит в первую очередь от
геолого-геоморфологических условий.
Как отмечает А.И, Попов A970), для севера
Западной Сибири основные площади выпуклобугристых
торфяников приурочены к обширным замкнутым котловинам,
сформировавшимся в ходе оегрессии моря, когда по
мере отступания морского бассейна в них образовались
многочисленные озерные водоемы. Образование этих же
форм в пределах речных долин А.И.Попов считает
'иным типом подземного оледенения, имеющего
подчиненное значение*(стр. 403).
Таким образом, до возникновения мерзлоты,
определяющей процессы пучения, должны возникнуть
определенные геолого-геоморфологические условия, в которых
эти процессы могли бы происходить. Такие условия в
Западной Сибири возникли на территории современной
лесотундры и северной тайги в верхнем плейстоцене-
голоцене. В среднем плейстоцене здесь располагалась
центральная наиболее глубоководная часть морского
бассейна. Это предопределило накопление
тонкодисперсных хорошо сортированных пород
глинисто-суглинистого ряда. После регрессии моря в крупных понижениях
морского дна образовались реликтовые озера. В них
продолжалось накопление тонкодисперсных хорошо
сортированных глин (иногда ленточнослоистых) суглинков,
алевритов озерного типа. Сортированность осадков
предопределялась процессами озерной седиментации, а также
♦
220
составом привносимого материала. Мощность озерных
отложений на данной территории составляет 8-8 м.
Процессы озерной седиментации сменились болотными, что
привело к накоплению торфа мощностью 2-4 м. Таким
образом, начиная с верхнего плейстоцена в крупных
озерных котловинах и понижениях сформировался слой
осадков мощностью 8-10 м, представленный в основном
глинами, алевритами, суглинками и торфом.
В истории развития многолетнемерзлых пород за
этот период выделяются три этапа (Баулин, 1970;.
Этап с верхнего плейстоцена до термического
максимума, когда на всей рассматриваемой территории шло
эпигенетическое промерзание сформировавшихся
отложений. Этап термического максимума (голоцен),
когда южная граница мерзлоты сместилась на север за
пределы нашей территории (88-89 ). Последний этап
развития многолетнемерзлых пород — позднеголоцено—
вое время (современная эпоха), когда шло вторичное
промерзание отложений» К этому времени практически
завершился и цикл осадконакопления в крупных озер-
но-болотных котловинах (в период термического
максимума шло в основном накопление торфа),
А.И.Попов 0987) отмечает, что процессы пучения,
сформировавшие вдпуклобугристые торфяники,
обусловлены миграцией воды к.фронту промерзания в
горизонте активного криолитогенеза, мощность которого им
определена для данной зоны в 8-5 м. Кроме того,
известно, что процессы миграции наиболее интенсивно
происходят в тонкодисперсных хорошо сортированных
породах суглинистого ряда. Таким образом, к моменту
возникновения пучения за 'счет миграции воды к
фронту промерзания в крупных озерно-болотных котловинах
сформировался тип отложений, где эти процессы
происходили наиболее интенсивно.
Все вышесказанное относится к участкам
площадного развития миграционных бугров пучения. Однако
данные формы встречаются и на других
геоморфологических поверхностях, где тип разреза и мерзлотные
условия сходны с вышеописанными. К таким участкам
22}
на севере Западной Сибири мы относим поверхности,
сложенные третичными глинами. 6 период нижнего и
среднего плейстоцена они располагались в областях
неотектонических поднятий и поэтому здесь накопились
маломощные осадки, которые в континентальный
период были уничтожены эрозией. Однако с верхнего
плейстоцена шло опускание этих территорий, которое сопро-г
вождалось заболачиванием. Разрез четвертичных
отложений представлен в основном торфом, подстилаемым
маломощными супесями или суглинками.
Сформировавшиеся здесь миграционные бугры пучения также имеют
площадное развитие. Отличие состоит лишь в том, что
площади развития третичных глин локализованы на
территории Западной Сибири.
Единичные бугры пучения или небольшие их группы
встречаются также в древних заболоченных ложбинах
стока, в долинах рек, где развиты отложения
пойменной и старинной фаций.
Мерзлотнс—геологическая история района
распространения выпуклобугристых торфяников севера Печорской
низменности несколько отличается от истории развития
севера Западной Сибири.
Площадь развития многолетнемерзлых пород на
Европейском севере значительно меньше, чем в Азии,
Миграционные бугры пучения здесь распространены в зоне
островного развития многолетнемерзлых пород с тем-
перату )й грунтов от 0 до - 1 С, северная граница
которой проходит от Болванской губы по верхнему
течению рек Шапкина, Колва, Роговая, Сейда,
Рассмотрим особенности процессов осадконакопления
на этой территории в морской и континентальный
этапы ее развития. Но прежде еще раз отметим, что нас
интересует литологический разрез верхнего
10-15-метрового горизонта - горизонта активного и верхней
части пассивного криолитогенеза, где наиболее интенсивно
происходят процессы миграции влаги.
На геологическую историю этого района большое
влияние оказала близость к нему гор Полярного Урала,
являющегося на всем протяжении четвертичного перн«~-
222
да 'поставщиком' грубообломочного материала,
существовавший в среднем плейстоцене обширный морской
бассейн сформировал мощный горизонт до 100 м отложений,
известный пед названием 'серая толша'. Она
представлена в основном несортированными валунными
суглинками и супесями с многочисленными прослоями из грубо-
зернистых песков и галечников. Обломочный материал
содержится в количестве 10-15% и представлен
валунами, галькой и гравием. Основная часть его
приходится на мелкий гравий и гальку. Отмечается закономерное
увеличение количества обломочного материала в
суглинках с запада на восток к предгорьям Урала. Прос- *
лои и линзы хорошо сортированных безвалунных
отложений в 'серой толще' встречаются редко. В
верхнем плейстоцене происходила регрессия морского
бассейна, во время которой основным типом отложений
явились разнозернистые пески с включениями гравия
и гальки. В районах г.Воркуты и верховьев р. Усы
пески на больших пространствах замещаются, так
называемым 'карьерным' горизонтом, представленным в
основном галечниками с гравием.
В отшнурованных лагунах, крупных понижениях
морского дна, совпадающих с обширными\тектоническими
депрессиями (Кывтан-Колвинская, Нижкеусинская и др.>,
расположенных в центральных и западных районах По*
чорской низменности, шло накопление тонкодисперсных
хорошо сортированных осадков (иногда ленточнослоис-
тьк глин). В континентальный период здесь
сформировался мощный горизонт озерно— болотных отложений.
Формирование многолетнемерзлых пород в. голоцене
предопределило широкое развитие здесь миграционных
бугров пучения.
В более аосточных районах (включая долину р.Усы)
в зырянское время на рассматриваемой территории
существовал обширный мелководный бассейн, в котором
формировались плохо сортированные валунные суглинки,
супеси и пески. Содержание крупнообломочного
материала в них составляет в среднем 30—40%. Мощность
этих отложений 5-10 м. В континентальный период раз-
223
вития этой территории на водораздельных
пространствах шло формирование покровных суглинков и озерно-
болотных. отложений. Однако в связи с плохой сорти-
рованностью отложения материнских пород и их зава-
луненностью озерные отложения довольно маломощны
(до' 5 м) и менее сортированы, чем аналогичные
отложения севера Западной Сибири. Поэтому на
водораздельных пространствах северо-востока Печорской
низменности отмечается локальное развитие миграционных
бугров пучения. Более широко эти образования
развиты в долине р. Усы и ее основных притоков. Долина
р. Усы характеризуется чередованием обширных
заболоченных низин (тектонических депрессий), которые
отделены друг от друга четко выраженными в рельефе
■ грядами. В нижнем течении р. Усы располагается
обширная Нижнеусинская низина. Выше по течению в районе
впадения р.Б.Роговая и Косью располагается Косью-
Роговская депрессия. Между этими низинами р. Уса
прорезает хорошо выраженную в рельефе тектоническую
структуру - кряж' Чернышева. Дальше к востоку от
Косью-Рогове кой депрессии прослеживается вторая
хорошо выраженная в рельефе гряда Конко-Мыльк. На
участке р.Усы от ст.Абезь до устья р.Воркуты и
вдоль нижнего течения рЛемвы протягивается в
северо-восточном направлении Усинско-Лемвинская низина.
В районе устья р.Воркуты, вытягиваясь на
северо-запад по долине р.Лёк-Воркуты, располагается меньшее,
чем предыдущие, Лёк-Воркутинское понижение. Как
показали исследования И.ДЛаналова vl967), в
пределах этих крупных низин широким распространением
пользуются ленточные глины, которые отмечаются в
основном в разрезе первой и второй надпойменных
террас. Наши исследования в 1967 г. в долине р.Лёк-
Воркута и в 1971 г. в долине р.Усы (близ ст.Абезь)
подтверждают выводы И.ДЛанилова о широком,
распространении ленточных глин в этом районе. Согласно
И Л.Данилову v 1967/, в период накопления осадков,
слагающих первую, вторую' надпойменные террасы, создав-
вались условия для подпруживания р.Усы и образования
224
в пределах Косью-Роговской и Усинско-Лемвинской
низин серии проточных озеровидных водоемов. Такой
подпор во время накопления ленточных глин второй
надпойменной террасы ИЛ.Данилов связывает с
эпохой каргинской ингрессии, когда уровень моря
поднимался на высоту порядка 50-70 м.
В таких озеровидных слабопроточных водоемах шло
формирование ленточных глин. По внешнему виду эти
глины состоят из четких лент, имеющих двучленное
строение : светлый алевритовый прослой переходит в
темный глинистый. Механический анализ этих
отложений показал, что они состоят преимущественно из
глинистых частиц (принимая за последние частицы
размером ^ 0,005 мм). Довольно высоко содержание пы-
леватых частиц, иногда в образцах отмечается
значительное содержание тонкозернистого песка. Мощность
ленточных глин в талом состоянии порядка 2-3 м,
максимум 5 м. В мерзлом состоянии нами отмечались
мощности ленточных хлин 5-8 м. Однако если
исключить суммарную мощность ледяных включений,
содержащихся в них, то их мощность не будет превышать
вышеуказанные. Ленточные глины залегают, как правило,
в средней или нижней частях рассматриваемого нами
10-15-метрового горизонта. Сверху они перекрыты
либо глинисто-суглинистыми породами, либо
аллювиальными песками. В большинстве случаев в верхней
части разреза отмечаются хорошо сортированные суглинки
и глины озерного типа. Очень часто поверх них
залегают торфяники мощностью до 2- 5 м. Именно при таком
литологическом строении (торф, озерные суглинки,
ленточные глины; горизонта активного криолитогенеза
создаются благоприятные с геологической точки зрения
предпосылки для формирования миграционных бугров
пучения.
Таким образом, на севере Западной Сибири и
Печорской низменности миграционные бугры пучения имеют
широкое распространение. Основными геологическими
процессами, предопределившими их образование,
являлась озерная аккумуляция, которая в крупных пониже—
15J-2369
225
вгиях рельефа (тектонических депрессиях) без
перерыва сменила процессы морского осадконакопжения. На
севере Печорской низменности аналогичные по физико-
механическим свойствам осадки сформировались в нтю-
цессе озерно-аллювиальной аккумуляции в пределах
крупных тектонических депрессий в бассейне р. Усы.
Л итература
Б а у л и н В.В. и др. Геокриологические условия
Западно—Сибирской низменности. М., "Наука", 1967.
Б а у л и н В.В. История "подземного оледенения*
Западной Сибири в связи с трансгрессией Арктического
бассейна. В сб.: "Северный Ледовитый океан и его
побережье в кайнозое". Л., Гидрометеоиздат, 1970.
Г ородков Б.Н. Крупнобугристые торфяники и
их географическое распространение. "Природа", 1928,
№ 6.
Данилова Н »С • Ж ильные льды и бугристые ri
торфяники района г.Салехарда. "Тр. Ин-та
мерзлотоведения им. В.А.Обручева АН СССР", 1982, т.-XIX,
Данилов ИЛ, Ленточные глины р.Печоры и
Большеземельской тундры. "Изв. АН СССР", сер. геогр.
1967, № 2.
Данилов И.Д, О генетической взаимосвязи
плоскобугристых и выпуклобугристых торфяников.
В сб.: "Природные условия Западной Сибири", вып. 3.
Изд-во МГУ, 1973.
Попов А.И. Вечная мерзлота в Западной
Сибири. М., Изд-во АН СССР, 1953.
Попов А.И. Мерзлотные явления в земной коре
^риолитология). Изд-во МГУ, 1967.
226
Попов А.И. О зависимости некоторых типов
подземного оледенения в Западной Сибири от
особенностей деградации Полярного моря, В сб.: "Северный
Ледовитый океан и его побережье в кайнозое*. Л„
Гидрометеоизцат> 1970.
Пьявченко Н.И. Бугристые торфяники. М.,
Изд-во АН СССР, 1955.
X омичевская Л.С. Об остаточном жиль-
но-полигональном характере бугристых торфяников в
Игарском районе. "Тр. Ин-та мерзлотоведения им.
В.А.Обручева АН СССР", 1962, т. XIX.
В.Т.Трофимов, Ю.Б.Баду, В.Г.Кудряшов,
Н.Г.Фирсов
ОСНОВНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ
УСЛОВИЙ ВЕРХНЕЙ ЧАСТИ РАЗРЕЗА ПОЛУОСТРОВА
ЯМАЛ
Полуостров Ямал расположен в северо-западной
части Западно-Сибирского артезианского бассейна, в
строении которого выделяется пять крупных
гидрогеологических комплексов, состоящих из ряда водоносных
и водоупорных горизонтов (Гидрогеология СССР, 1970).
При общей инженерно-геологической оценке его
условий наибольшее значение имеет изучение водоносных
комплексов, предопределяющих гидрогеологические
особенности верхней части разреза описываемой
территории. В связи с этим ниже рассматриваются лишь
первые два гидрогеологических комплекса, развитые в
прецелах Ямала.
Первый гидрогеологический комплекс объединяет
песчано-глинистые породы четвертичного возраста и
является единой толщей, вмещающей несколько типов
подземных вод, второй—турон-эоценовые глины,
аргиллиты, алевролиты и диатомиты с маломощными
водоносными линзами, приуроченными к слоям песков,
песчаников и опок. Второй комплекс является основным
водоупором в пределах большинства районов Западно-
Сибирской плиты, в том числе и в пределах
полуострова Ямал. Оба комплекса в совокупности
образуют верхний гидрогеологический этаж, особенности
гидрогеологических условий которого
предопределяются наличием в изученной части плиты мощной
толщи многолетнемерзлых пород, исключившей из водо-
228
обмена значительную часть подземных вод, наложив
заметный отпечаток на формирование и существование
подземных вод, залегающих под мерзлой толщей и
внутри ее.
Следует отметить, что гидрогеологические условия
верхней части разреза большинства районов
характеризуемой территории изучены слабо. Достаточно
подробные данные о подземные водах имеются лишь по
крайним юго-западным районам ее, прилегающим к
г.Салехарду (Бауяин и др., 1967; Гидрогеология
СССР, 1970,' Краснинскяя. Тимофеев, 1969),
Первый гидрогеологический комплекс
Особенности стратификации подземных вод этого
гидрогеологического комплекса обусловлены строением
и соотношением в разрезе различных
геолого-генетических комплексов четвертичных пород. Но еще в
большей мере они определяются мощностью и
строением многолетнемерзлой толщи, ее температурным
режимом и современной динамикой развития. В связи с
этим подземные воды этого комплекса
рассматриваются в соответствии с предложениями Н.И.Толстихина
A941) по их положению в разрезе мерзлых пород.
Здесь выделяются надмерзлотные, межмерзпотные, под-
мерзлотные воды и воды сквозных таликов,
:
V. .
tадмерзлотные воды
Надмерзлотные воды на территории полуострова
Ямал приурочены, с одной стороны, к слою сезонного
протанвания горных пород, претерпевая таким
образом сезонные фазовые переходы, с другой, - к
несквозным таликам, существующим довольно
продолжительное время.
Надмерзлотные воды с е з ojh-
ноталого слоя залегают очень неглубо-
229
Химический состав надмерзлотных вод слоя
Место отбора пробы
ГМинерал»
ё £ Я -
в. § а : зация,
мг/л
Содержание компонен
с£" • НС0~
SO
t
Северный Ямал, бассейн р.Пухучаяхи, /и- U;
Северный Якал,междуречье рек Сея- ! ,3-
хи и Надуйяхи,абс.отм.?3,6м >*• ">«
Северный Ямал,левобережье р,
Мордыяхи,район оз.Халевто
Центральный Л;„ал, верховья
р.Пемакодаяхи
Северный Ямал, верховья р.Яра-
седеяхи
Центральный Ямал, район оз.Харато
Северный Ямал,р.Сядоряха
(среднее течение)
Северный Ямал, р.Сядоряха
(нижнее течение)
Северный Яиал.низоля р, Харасавэй
Центральный Ямал,низовья
р.Саояхи
mQi
nvQ,-
m,<L
ma-
Gl
i-i
m-
*
ml Qi.,}
6 0,*
Северный Ямал, низовья р.Харасавэй
Сееверный Ямал,низовья р.Харасавэй! л Qh
Центральный Ямал,низовья р.Сабяхи | clQi}
Северный Ямал,мыс Хаесале '. Ы-чё
Северный Ямал .район факт .Дровяная J /7г^- У<?
i30
340
71
ti68
3575
116
79
187
123
121
56
112
107
95
68
139 I
11,75
3,30
5
0,14
12
0,34
2128
60
9
0,26
5
0,14
3
0,08
15,25
о,4з
37
1,03
100 'не обн.
1,80 S
46
0,76
\
12
12
0,33
12
0,34
4
0,12
22,01
0,E2 I
31,85
о,-?о
183
3,0
64
1,04
76
1,24
54
0,88
117
1,92
73
1.2
56
0,92
9Гб
68
1,12
64
0,34
66
1,08
81,74
1,34
_п_
_я_
17.08 *-»-
0,28
Таблица 1
сезонного протаивания территории полуострова Яиал
тов, цг/л
мг.экв/л"
Са,
if
It/* '■ НЛ* '•• АШ+
***4 :по раз-: Fin,.
jffHfff f
:общая :
■: жесткость: рН
;иг«экв/л *
Формула солевого
состава
22
1,09
4
0,20
2
0,12
17
0,84
5
0,25
6
0,32
0,20
5
j0,23
8
0,4
I
22
5
0,24
2
0,08
5
0,24
7
0,35
4,2
о;л
2
0,14
не обн
3
0,25
24
1,98
3
0,25
I
0,12
4
0,32
г
0,20
4
0,36
89 |не обн.
3,87
16
0,2
68 |
2,9? I
1339 11,6
58,22 10,08
8.
16
i
0,08
I
0,08
2 • !
0,20
23
1,0
13
0,58
44
1,92
28
1,20
13
1,03
0,34
24
Г.05
28
1,22
18
0,76
не обн,
1,5
0,08
не обн,
9,24
0,77
2,76
0,23
19,32 ; -"-
0,84 |
12,42 ; -"-
0,54
1,28
0,20
0,37
2,82
0,50
0,44
0,52
0,43
0,76
0,38
0,32
0,16
0,44
J
I I.I2
I 0,4Ь
5,8
5,8
не опр.
—"—
6,4
не опр,
5,6
5,8
не опр.
5,5
0,34"
0,07
01 65 НС05 35
На 76 0а 21 Kg 3
дао, т 01 к
0,27
На 78 Са 22
НСО, 90 С1 10
На
1% 7,5 Са 3,5
! М 3,57
01 98 НСО, 2
На 95 Eg 3 Са Г Ш4 £
М 0,12
НСЮ- 83 С1 17
Ы 66 Са 17 Mg 17
HCOj 86 01 »
0,08 На 57 Са 31 % 12
0,19
0,12
0,12
i М
0,06
не опр. м
Iм о,п
НСО, 79 С1 21
Ка 79 Мб 13 Са 8
С1 78 HCOj 22
Na 74 Са 14 Mg 12
С1 53 НСО, 47
Na 61 Са 21 Mg 18
НСО, 83 01 17
Na 47 Са 30 big 23
HCOj 77 CI 23
72CaI6-SKg5,5HH46
!„ НСО, 75 01 25
;" 0,11 2.
li
0,09
Na 88 Са 6 Mg 6
НСО, 90 CI 10
5,4
5,9
0,068
0,139
Na 63 Ca 20 Mg 17
01 ?Z HCOj 29
Na 55 Eg 23 Ca 22
HCQ, 68 CI 32
Ha 43 Kg 39 Ca 18
[ко от дневной поверхности @,2-1,0 м) и, как правиле,
непосредственно над кровлей мерзлой толщи,
являющейся для них водоупором. Они заключены в различных norf
генезису и возрасту породах, начиная от среднеплеисто-..
ценовых морских отложений салехардской свиты и кончая
современными морскими, л»гунно—морскими,
аллювиальными, озерными и болотными отложениями.
Основным источником питания этих вод следует
считать атмосферные осадки, активно проникающие в сезон-
нооттаивающий слой пород в течение летнего периода.
Значительное количество атмосферных осадков, малая
испаряемость, постепенное протаивание льдистых пород
являются основной причиной постоянного
существования надмерзлотных вод в летний период, причем они
повсеместно находятся в безнапорном, часто застойном,
состоянии. Однако при зимнем промерзании практически
на всей территории Ямала происходит распучивание
грунта, образуются местные напоры грунтовых вод, часто
приводящие к формированию однолетних бугров пучения.
Разгрузка вод сезонноталого слоя происходит во всех
понижениях рельефа и приводит к их 3Ha4HTenbHOMv
обводнению и заболачиванию, а в южных районах
полуострова-к усилению термокарстовых и солнфдюкцион-
ных процессов. Основная же часть этих вод
разгружается в бортах речных долин и оврагов, где кровля
многолетнемерзлых пород приобретает заметный уклон.
Химический состав надмерзлотных вод
рассматриваемого типа определяется как составом атмосферных
осадков, так и содержанием растворимых примесей в
породах, которые уже существенно промыты в слое
сезонного оттаивания. Данные, приведенные в табл.1,
свидетельствуют об очень малой минерализации этих
вод. Величина сухого остатка в них колеблется в
пределах 0,05-0,3 г/л, редко больше. Состав их
преимущественно гидрокарбонатно-хлоридно-натриево-каль-
циевый или гидрокарбонатно-хлоридно-натриево-магние—
вый. Реже отмечаются хлоридно-гидрокарбонатно-нат-
риево-кальциёвые воды. Важней особенностью этих вод
является повсеместное наличие хлор—иона, содержание
232
'которого колеблется от 12 до 98% анионного состава
воды, чаще всего оно составляет 20-40%. Общая жест-
гость воды не превышает 8,55 мг»экв/л, составляя в
большинстве районов 0,2-0,5 мг^экв/л. Реакция вод
кислая (рН 5-3,4).
Над.мерзлотные воды
несквозных т а л,.и. к о» в развиты во всех районах Яма-
па. Наиболее широко они распространены в крайне
южной части изученной территории, где залегают не
только под руслами рек и акваториями озер, как в
других районах, но и на отдельных залесенных
участках речных долин и междуречных равнин.
Водопроницаемость вмещающих пород (коэффициент фильтрации
наиболее часто равен 1-5 м/сут) обеспечивает
значительное просачивание атмосферных осадков, что
приводит к повышению среднегодовой температуры пород,
препятствующей слиянию слоя зимнего промерзания с
многолетнемерзлой толщей.
Возраст водовмещающих пород в основном
современный, на юге описываемой территории местами
верхнеплейстоценовый. В этой части изученной территории
глубина залегания грунтовых вод составляет 0,5-3-* 5 м,
Водоупором служит кровля многолетнемерзлой толщи,
хотя местами ее заменяют тонкодисперсные породы
среднего или верхнего плейстоцена. Мощность
водоносного горизонта может изменяться в сравнительно
небольших пределах (от 2-3 до 20-25 м), уменьшаясь в
более северных районах полуострова до 2-5 м. ЧашеобЧ-
разная в разрезе и замкнутая в плане форма
большинства таликов (кроме подрусловых) предполагает
застойный безнапорный характер их вод (за
исключением случаев, когда они имеют сток или промерзают
в верхней части на значительную глубину).
Вследствие этого затрудняется разгрузка вод этих таликов в
отличие от вод подрусловых таликов, имеюиих хотя и
слабый, но. постоянный гидродинамический напор
благодаря существованию уклона ложа и возможности
разгрузки в сквозных таликах под устьевыми участками.
Крупных рек. В южной части Ямала надмерзлотные -вв-
233
ды этого типа были встречены скважинами Желдорпро-
екта, Гидропроекта и других организаций в районе
г.Салехарда и вдоль побережья Оби и Обской губы.
Дебиты скважин в г.Салехарде, вскрывших надмерзлот-
ные воды несквозного талика, сложенного
тонкозернистым песком мощностью 2S-30 м, составили 4,4-5 л/сек
при понижениях уровня на 3-5 ,м (Гидрогеология СССР,
1970).
По химическому составу воды несквозных таликог
мало чем отличаются от вод сезонноталого слоя и
являются в большинстве случаев
гидрокарбонатно—натриевыми с довольно разнообразной концентрацией ионов
Са и М% . Воды слабоминерализованю: сухой остаток
в них колеблется в пределах 0,03-0,4 г/л. Как и над—
мерзлотные воды сезонноталого слоя, воды несквозных
таликов проявляют общекислотную к бетонам, а в
некоторых районах и выщелачивающую агрессивность
вследствие малого содержания гидрокарбонат—иона (уг—
лекислотная агрессивность не изучена). Незагрязнен—
ность, длительность существования и сравнительная во—
дообильность создают достаточно благоприятные
возможности хозяйственного и бытового использования над-
мерзлотных вод этого типа.
МЕЖМЕРЗЛОТНЫЕ ВОДЫ
Результаты буровых работ, выполненных в ряде
пунктов южных и центральных районов описываемой
территории, показывают, что в ере дне плейстоценовых
морских отложениях салехардской свиты встречаются
внутримерзлотные линзы и слои высокоминерализоваьт
ных подземных вод, залегающих на значительной
глубине. Так, в районе г.Салехарда на глубине 40-47 м
именно в этих породах были вскрыты
сульфатно-магниевые воды с минерализацией 6-7 г/л. При бурении скв.
К-1 на мысе Каменный на глубине 132 м в средне-
плейстоценовой (?) толще были вскрыты напорные
соленые воды, после откачки постоянно восстанавливаю-,
щие свой уровень на отметке 5 м (Жуков, Салтыков,
1953).
234
Формирование таких межмерзлотных вод связано,
как считают некоторые исследователи (Пономарев, 1952,
1960; Дубиков, 1966; Баулин, Белопухова и др., 1967),
с промерзанием осадков, отлагавшихся в морских
условиях. Пропитанные морской водой породы выходили из-
под уровня регрессировавшего Ямальского бассейна,
промывались пресными поверхностными водами, но
начавшееся в верхнем плейстоцене промерзание привело
к замораживанию как опресненных, так и соленых вод.
Однако часть наиболее охлажденных тяжелых рассолов
просачивалась вниз, где фиксировалась мерзлотой в
виде линз близ водоупоров. Аналогичный процесс
формирования линз с рассолами, по-видимому, происходил и
в более молодых - верхнеплейстоценовых и голоценовых
морских породах северной и западной части Ямала.
Межмерзлотные соленые воды подобного генезиса,
по-видимому, широко развиты в западных и северных-
прибрежных районах Ямала. Об этом свидетельствуют
результаты наших электроразведочных работ, которыми
в толще высокоомных многолетнемерзлых морских
отложений зафиксированы слои различной мощности,
залегающие в основном на глубинах от 10-20 до 100-140 м
и характеризующиеся очень- тизким
электросопротивлением (от 5-10 до 80-100 ом' м), аналогичным
сопротивлению пород, насыщенных солеными водами и вскрытых
на самом побережье Карского моря.
Об этом же говорит и такой факт, что в 1972 г.
Ю.Б.Баду на северном побережье Ямала в районе мыса
Хаесале скв. 120-Ю Б, заложенной на лайде, в толще
голоценовых морских песчаных отложений на глубине
4,8-5,6 м вскрыты соленые межмерзлотные воды с
температурой около -6°С. Наблюдения за уровнем воды в
скважине показали, что эти воды обладают напором 4 м.
Мощность водоносного горизонта, всгрытого скважиной,
составила 0,8 м. Отсутствие колебаний уровня воды в
скважине позволяет предположить об отсутствии связи
вод с морем и залегании воаоносного слоя в виде
замкнутой линзы. Для этих вод характерна высокая
минерализация (83,35 г/л). Они имеют хлоридно-натриево-маг-
ниевый состав и существенно высокую общую жесткость
(табл. 2), что вполне объяснимо особенностью их
235
Химический состав межмерзлотных и
морских отложений полуострова
Kb
проб
148-
К/В
16-Б
124-
К/В
, Место отбора
проб
О.Белый
Северный Ямал,
мЛаесале
Западный Ямал,
острова Шараповы
Кошки у м.Хара-
савэй
■ ■ ■
Состав
вмещающей
породы,
глубина отбора, м
суглинок
песчанистый,
2,5-5,0
песок,
4,8-5,8
Минерализация, мг/п'
111830,08
83353,8
песок,
2,0-4,2 93201,0
1
родержчгтче
се"
67734
1908
97
49913
1406
96
51417
1450
9
нсо" ■
а
1044,32
17,12
1
494,4
8,10
1
S53
10,70
1
б, л и ц а 2
подмерзлотных вод голоценовых
Ямал
гятиояОВ и анионов, мг/л
мг.экв/л
SO"
.2-
Са2+ h
V
"Ч
мг.экв/%
Обшая
-жест-
FKOCTb,
мг>экв/л
рН
Формула со-;
левого
состава
2279
47,5
2
1830
62,5
3
4920
410
21
34502,7b
1500,12
76
472,5
6,8
2629 1100
54,7 55
3 . 4
3600
300
20
25617,4
1113,8
78
355
6,9
tt 96 SQ, ЗНОН
1242
139,6 62
8| 4
3855
316
20
28113
1222,3
76
378
формирования и существования в разрезе мерзлых
пород.
Кроме описанных выше подземных вод в мерзлой
толще содержатся крупные залежи льдов в виде
пластов и линз, указывающие на существование в прошлом
большого количества водоносных горизонтов. Их
химический состав, исследованный Г.ИЛубиковым .и М JA.Ko-
рейшей A964) в долине р.Сеяхи (Мутная) и нами в
различных частях полуострова, подчеркивает
особенности гидрохимической обстановки верхней 20-30—метровой
части разреза средне- и верхнеппейстоденовых отложений,
существовавшей до начала промерзания.
Величина сухого остатка в льдах обычно невысока -
в большинстве районов 0,02-0,25 г/л. Общая жесткость
редко превышает 1-1,5 мг*экв/л, т. е. воды очень
мягкие. Небольшое количество гидрокарбонат-иона @,2-1,5
мг-экв) может обусловливать слабую
выщелачивающую агрессивность, при оттаивании. Общекислотную
агрессивность к бетонам и цементам обнаруживают
только воды из льдов, залегающих глубже 10-12 м оф
дневной поверхности. Воды эпигенетических жильных
льдов и линз, залегающих на глубинах не более 7-8 м,
обладают в большинстве случаев нейтральной или
слабощелочной реакцией (рН 8,9-7,7). Около половины
исследованных проб имеют хлоридно-сульфатно-натриево-
калышевый или магниевый состав, что наряду с
высокой концентрацией хлор-ионаD0-80 мг.»кв%)
позволяет предполагать о формировании этих вод в морских
условиях и большом участии поверхностных и
атмосферных вод в изменении их состава. Остальная часть
льдов имеет гидрокарбонатно-хлоридно-кальднево-нат-
рневый и сульфатно-гидрокарбвнатио-кальинево-маг-
ниевый состав, причем замечено, что последние
приурочены к скоплениям инъекционного льда, залегающим
на глубинах 15-20 м, нередко и более.
Аналогичные черты химического состава и свойств
имеют полигонально-жильные и■сегрегационные льды
пойм, морских террас и водораздельных равнин, рас-
238
сматриваемые нами вместе с межмерзлотньми водами,
хотя на определенной стации в их формирования
участвовали как воды надмерзлотного горизонта, так и
поверхностные воды 1рек и опресненных морских лагун).
Следует отметить, что воды, образующиеся при таянии
описанных выше льдов, формируют часть современного
поверхностного стока, чем в определенной степени пред
определяют особенности его химического состава.
ПОДМ ЕРЗЛОТНЫЕ ВОДЫ
Сведения о подмерзлотных водах первого
гидрогеологического комплекса исследованной территории
крайне ограничены. Судя по мощностям многолетнемерзлых
пород, воды этого типа в ряде районов Ямала -могут
залегать в песчаных породах низов ямальской серии,
а в западной и северной его частях - в прибрежной
зоне и в более молодых отложениях, включая голоце-
новые морские образования. Об этом свидетельствуют
результаты электроразведочных работ, показавшие, что
в этих районах под достаточно маломощными
мерзлыми породами с высоким омическим сопротивлением в
пределах всех геоморфологических уровней залегают
породы с очень высокой проводимостью. Такая
картина зафиксирована ВЭЗами по побережью Карского
моря в самой южной части Байдарацкой губы, в районе
устья р.Юрибея, пос. Марре—Сале, фактории Мордыяха,
пос.Харасавэй, в низовье р.Сядоряхи, на о.Бепый,
м. Хае сале.
В ряде пунктов подмерзлотные воды были вскрыты
скважинами. Так, на лайДе Карского моря в устьевой
Части р.Мордыяхи в сентябре 1970 г. В.Г.Кудряшовым
под 5-метровым слоем мерзлых пород были вскрыты
сильно соленые воды. Мощность водоносного
горизонта ,по данным ВЭЗ, составила почти 25 м. После же-
лонирования уровень воды постоянно устанавливался
на глубине около 1,5 м от устья скважины*
23Я
В конце августа 1971 г. ста. 124-К на о.Шараповы
Кошки на глубине 1,8 м под слоек* мерзлых пород
около 1 м были вскрыты в современных породах додмерз-
лотные вод», обладающие напором 0,8-1,0 м. Мощность
водоносного гориэонтв| по данным ВЭЗ, составила около
65 м. Химический состав воды хлоридно-сульфатяо—ня->
трнево-магниевый, минерализация около 93 г/л (см.
табл. 2). В процентном соотношении компонентов он
аналогичен составу морской воды, но минерализация
его выше почти в 3 раза. Общая жесткость очень
высокая и составляет 378 мг-экв/п. Эти воды обладают
сульфатной и магнезиальной агрессивностью по отноше—-
нию к бетонам.
Аналогичные по типу и близкие по составу воды
были вскрыты в 1972 г, скв. 29—П в районе м.Юрибейса—
ле на западе Ямала и на -О.Белый скв. 148-К в голо-
ценовых морских отложениях. Эти воды залегают под
слоем мерзлых пород в 1,5-2,5 м и обладают весьма
слабым напором i всего 1-2 м). Температура этих вод
в скв. 148-К на о.Белый в интервале 4-8 м равна
-8,5, на глубине 9,5 м-минус 8,4,минерализация их
111,83 г/л. Химический состав вскрытых вод хлорид-
но-натриево—магниевый и, как видно из табл. 2,
довольно близок к составу морской воды. Однако
величина сухого остатка и здесь существенно выше, что
связано с постоянным вымораживанием пресной воды.
Под мерзлотные воды, характеризующиеся
значительной минерализацией, судя по данным ВЭЗ, развиты и
в пределах других геоморфологических уровней западе
и севера Ямала, но залегают они на гораздо большей
глубине от дневной поверхности.
Воды сквозных таликов
Подземные воды данного типа залегают в талых
породах под крупнейшими и крупными озерами
территории полуострова (оз.Нейто. Яррото, Ямбуто и др.).
Ориентировочные расчеты указывают на существование
240
под ними сквозных таликов. Интересно, что в
крупных и глубоких озерах (Нейто, Яррото, Войварето, Со-
хонто и др.) вода голубовато-зеленого цвета,
практически одинакового с цветом морской воды и
совершенно непохожего" на бурые оттенки воды многих других
озер полуострова, даже крупных. Как известно, такой
цвет может быть обусловлен только наличием в воде
определенного количества аниона хлора.
Воды подрусловых сквозных таликов развиты в
низовьях почти всех рек Ямала и особенно широко в
долине р.Оби. Они приурочены к различным по возрасту
и генезису породам.
Воды современных аллювиальных отложений в
пределах подрусловых таликов формируют первый
водоносный горизонт. Они заключены в супесях и песках
русловой фации. Воды безнапорные и, как правило, имеют
гидравлическую связь с нижележащими водами более
древних четвертичных отложений. Минерализация этих
вод, как показывают исследования в низовье р. Оби,
невысокая @,04-0,5 г/л). По химическому составу
воды гидрокарбонатно-хлоридно-кальциево-магниевые,
кальциево-натриевые или натриево-кальциевые.
Сравнительно высокие значения модуля эксплуатационных
ресурсов A-1,5 л/сек • км^ ) на участках
распространения песчаных пород позволяют использовать этот
водоносный горизонт для водоснабжения (Краснинская,
Тимофеев, 1969).
Водоносные горизонты более древних четвертичных
отложений (в основном морских среднечетвертичных)
залегают под современными отложениями поймы р.Оби.
Водовмещающие породы почти повсеместно
представлены прослоями мелких и пылеватых песков и супесей,
имеющими мощность от 5-10 до 30-40 м. Глубина
залегания водоносного горизонта в долинах рек более
20-40 м. Воды этого горизонта ультрапресные и
пресные. Минерализация их не превышает 0,2-0,4 г/л.
Однако вблизи г.Салехарда встречены воды с
минерализацией 2,4-3,5 г/л, что объясняется подтоком минера-
241
лнзованных вод вз меловых отложений по зонам
тектонических нарушений. Преобладающий химический состав -
гндрокарбонатио—хлорид ко-кальциево-магниевый. или
натриевый, или натриево-калышевый (Краснинская,
Тимофеев, 1869).
Второй гидрогеологический комплекс
Отложения" второго гидрогеологического комплекса
представлены водонепроницаемыми глинами,
аргиллитами, алевролитами и диатомитами турон-эоценового
возраста, вмещающими маломощные локальные водоносные
горизонты, которые приурочены к слоям песков,
песчаников и трещиноватые опок небольшой мощности.
Изучены они линь в южных районах Ямала. Породы верхней
части разреза этого комплекса на значительных
участках территории Ямала находятся в многолетнемерзлом
состоянии и могут содержать межмерзлотные воды.
Большая же часть разреза находится в немерзлом со*
стоянии и содержит подземные воды, являющиеся по
отношению к мерзлой толще Ямала подмерзлотными.
Воды, вскрытые в толще туронских и коньяк-сан-
тон-кампанских водоупорных пород, залегающих на
глубинах 500-800 м на территории Верхореченской и
Сюяай—Салинской площадей, относятся к гидрокарбонат-
но-натриевому типу, по составу - хлоридно-натриевые.
Минерализация их 1,9-0,0 г/л. В южных районах они
характеризуются значительным содержанием иода
E мг/л)г.брома A8,6 мг/л), аммония (8-15 мг/п),
растворенных газов азотно-метанового и метанового
состава. Вышележащие песчаные слои Маастрихта
вмешают воды хлоридно-натрневого и смешанного
типа с минерализацией от 1,8 до 4,1 г/л (Геологическое
строение и прогноз нефтегазоносности севера
Западной Сибири, 1968). Все эти воды залегают на большой
глубине и не оказывают никакого влияния на условия
возведения наземных инженерных сооружений.
242
В заключение еще раз следует подчеркнуть, что
гидрогеологические особенности верхней части
разреза Ямала во многом предопределены существованием
мощной толщи многолетнемерзлых пород, изменившей
гидродинамическую и гидрохимическую обстановку и
в значительной мере условия формирования подземных
вод. Различные типы этих вод по-разному влияют на
инженерно—геологическую обстановку.
Надмерзлотные воды, заключенные в различных по
генезису и возрасту отложениях, являются активным
фактором воздействия на инженерно-геологические
условия территории. Воды сезонноталого слоя
практически повсеместно интенсивно обзодляют йзаболачивают
понижения местности, что в свою очередь ухудшает
проходимость территории. Разгрузка этих вод в
бортах долин рек и в оврагах приводит к усилению тер—
мокарстовых, эрозионных и солифлюкционных
процессов. Наличие надмерзлотных вод во многом
обусловливает способность грунтов слоя сезонного оттаивания
разжижаться под влиянием динамических нагрузок. В
зимний период в процессе «ромерзания грунтов эти
воды могут приобретать напор, что приводит к
возникновению сезонных бугров пучения. Эти воды
характеризуются сезонным существованием и очень часто
сильной загрязненностью органическими веществами, что
делает их непригодными для водоснабжения. Все они
проявляют общекислотную агрессивность к бетонам и
этим сходны с водами этого же типа смежных
районов севера Западно-Сибирской плиты (Трофимов,
Филькин, 1972;. Надмерзлотные воды несквозных таликов
отличаются более благоприятными условиями для
хозяйственного использования. Наиболее
перспективными для организации водоснабжения являются крупные
подрусловые и подозерные обводненные талики.
Межмерзлотные воды по условиям залегания и
законсервированности в мерзлой толще не имеют
связи с надмерзлоткыми водами. Их состав не зависит
от поверхностных условий территории, а определяется
243
химическим составом и температурой морских
отложений, которыми в значительной мере обусловлено и
фазовое состояние вод, зафиксированных в толще мерзлых
пород. Подземные воды наиболее древних средне- и
верхнеплейстоценовых морских отложений характеризуются
высокими показателями минерализации, жесткости и
агрессивности к бетонам* Их образование связано с
промерзанием морских осадков сверху и аналогично
формированию засоленных подземных вод в современных
морских отложениях западного и северного побережья
Ямала. Зги воды повсеместно находятся в жидкой фазе,
хотя и имеют отрицательную температуру.
Подмерзлотные воды заключены, как показано выше,
в различных по возрасту породах. С инженерно-геология-
ческой точки зрения наиболее важное
инженерно—геологическое значение имеют подмерзлотные воды голоцено—
вых иорских отложений. Сни залегают под небольшой по
мощности толщей многолетнемерзлых пород, имеют
очень высокую минерализацию и проявляют сульфатную
и магнезиальную агрессинность к бетонам. Особенности
катионно-анионного состава подмерзлотных вод голо-
ценовых пород указывают на непосредственное их
происхождение из морской воды Карского моря.
Наибольшими естественными ресурсами обладают
водоносные горизонты сквозных таликов в
современных аллювиальных песчаных отложениях, развитых на
юге исследуемой территории. Они содержат подземные
воды, удовлетворяющие требованиям ГОСТов и
пригодные для водоснабжения и прочих хозяйственно-бытовик
нужд.
Л итература
Б а у л и н В.В. и др. Геокриологические
условия Западно-Сибирской низменности. М ., 'Наука', 1967.
Геологическое строение й прогноз нефтегазоносное—
ти. севера Западной Сибири. 'Тр. ВНИГРИ', 1968, выя
263.
244
Гидрогеология СССР, т. 16. М„ "Недра", 1970.
Д у б и к о в Г.И., К о р е й ш а М.М.
Ископаемые инъекционные льды на полуострове Ямал. "Изв. АН
СССР", сер.геогр., 1964, № 5.
Д у б и к о в Г.И. Криогенное строение меозлых
толщ севера Западной Сибири. Автореф.канд.дпсс. М., 1966.
Жуков В.Ф., Салтыков Н.И. Изыскания
Северного порта в Обской губе, вьти. 3. М.-Л.ТГлавсев-
морпуть", 1953.
Краснинская А.М.," Тимофеев В.Г.
Подземные воды кайнозойских отложений северной и
центральной частей бассейнов рек Оби и Иртыша. "Мат-пы
К проблемам геологии позднего кайнозоя". Л„ изд.,
НИИГА, 1969.
Пономарев В.М. Подземные воды многолет—
немерзлых пород и их практическое значение. М., Изд-во
АН СССР, 1952.
Пономарев В.М. Подземнье воды
территории с мощной толщей многолетнемерзлых горных пород.
М., Изд-во АН СССР, 1960.
Толстихин Н.И. Подземньв воды мерзлой
зоны литосферы. М.-Л., Госгеолиздат, 1941.
Трофимов В.Т., Филькин Н.А.
Гидрогеологические особенности верхней части разреза
севера Западно-Сибирской плиты и их йлияние на
инженерно-геологические условия местности. В сб.: "Природные
условия Западной Сибири", вып. 3. Изд-во МГУ, 1973.
16-2369
A.CJepac им ова
ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ЮЖНОЙ
ЧАСТИ ЗАПАЛ НО-СИБИРСКОЙ ПЛИТЫ
Рассматриваемая территория занимает часть Западно-
Сибирской плиты, расположенную к югу от широтного
участка подины р.Оби. Она включает большую часть
пркледниковой и внеледниковой зон, куда относятся
Обь-Енисейское междуречье к югу от р.Вах,
Обь-Иртышское, Тавдо-Кондинехое междуречья, северная часть
Твбол-Иртышского междуречья и Павлодарское
Прииртышье. ПЬ схеме инженерно-геологического
районирования Западно-Сибирской плиты, предложенной Е.М
.Сергеевым A972), эта территория относится к единой
инженерно-геологической области первого порядка - области
аккумулятивных верхнеплиоцен-четвертичных равнин с
преимущественным развитием оэерно-аллювиальных
верхнеплиоцен-четвертичных отложений. Природные условия
территории, влияющие на ее основные
инженерно-геологические особенности, достаточно разнообразны, что
определяется большой протяженностью ее с севера на
юг и с запада на восток и расположением отдельных
ее частей в пределах различных
растительно—климатических зон. Северная ее часть, примерно до широты
устья р.Тобол - г.Тара-устье р.Томь, входит в зону
тайги. Для нее характерны отрицательные или нулевые
среднегодовые температуры, избыточное увлажнение и
распространение сильно увлажненных, практически
незаселенных пород. Южная ее часть, территориально
совпадающая с зонами степи и лесостепи, характеризуется
недостаточным увлажнением, достаточной теплообеспе^ен
246
ностыо и распространением умеренно- и спабоувлаж-
ненных, часто сильно за соленных пород.
Рельеф в пределах рассматриваемой области
неоднороден. Юго-восточная часть области, территориально
совпадающая с Приобским плато и Чулымской
наклонной равниной, имеет наиболее высокие абсолютные от--
метки A50-400 м на Приобском плато, 200-230 м на
Чулымской наклонной равнине;, полого- и холмисто-
увалистый рельеф . Ctaa формировалась в условиях
преобладания новейших поднятий, когда молодые (начиная
с верхнечетвертичного) осадки почти не накапливались,
а размывались более древние. Поэтому эта часть
территории области характеризуется и наиболее интенсивным
эрозионным расчленением. Поверхность осложнена
также многочисленными суффозионно-просадочными
воронками и западинами.
Южная часть области, территориально совпадающая
с Кулуадинскпй и южной частью Барабинской равнины,
характеризуется относительно ровным, спокойным
рельефом. Поверхность имеет явный уклон с северо-
востока на юго-запад, и абсолютные отметки
изменяются в этом же направлении от 145 до 105 м,
Заметную роль в строении рельефа играют гривы и меж-
гривные понижения (Барабинская равнина) и система
древних ложбин стока (Кулундинская раьнина)
(Архипов и др., 1970). Гривы и межгривные понижения
ориентированы с северо-востока на юго-запад. Длина грив
2-4 км, ширина - 0,5-1,5 км, высота - 5-10 м.
Межгривные понижения состоят из западин и ложбин.
Наиболее крупные ложбины заняты озерами и болотами.
Древние ложбины стока, расчленяющие поверхность на
серию параллельных узких увалов, имеют уклон в
сторону Иртыша, где они сливаются с поверхностью бес-
сточньк котловин и обширные понижений. К системе
ложбин стока приурочены современные долины рек
Алея, Барнаулки, Касмалы, Кулунды и др. На кге Ку-
лундинской равнины наблюдается дюнный рельеф как
результат процессов развевания песков. Северная часть
.
247
области, куда относятся Кеть-Тымская, Тавдо-Кондин»
екая наклонные равнины, северная часть
Тобол-Иртышской наклонной равнины и Васюганское плато,
представляет собой плоские, исключительно ровные,
относительно слабо расчлененные равнины с наиболее низкими
(в пределах области) абсолютными отметками,
изменяющимися с севера на юг от 70-80 до 166 м.
Максимальные абсолютные отметки A40-166 м) приурочены
к положительным тектоническим структурам (Барабин-
ско-Пихтовская моноклиналь, Межовский свод и др.).
В пределах рассматриваемой части области, которая
целиком расположена в зоне тайги, наблюдается
широко развитая гидрографическая сеть, расчленяющая
водоразделы. Наибольшая степень расчленения наблюдается
в пределах тектонических структур, испытавших в
верхнечетвертичное время поднятия значительных
скоростей (Васюганско-Каменская антеклиза, Шегарско-Бак—
чарская впадина, Александровская структурная терраса
и т. д.). Реки и речки, протекающие по территории
области и расчленяющие равнины, относятся к
Обскому и Иртышскому бассейнам. Наиболее крупные реки
Обского бассейна - Тым, Кеть, Чулым, Васюган, Са-
лым, Юган, а Иртышского -> Демьянка, Тара, Омь,
Ишим, Вагай, Тобол, Конца и др. Долины рек, как
правило, хорошо разработаны, в них выделяются пойма
и 2-3 надпойменные террасы. Наиболее характерной
особенностью рассматриваемой части области
является интенсивная заболоченность, которая изменяется от
20 до 90%. Процесс заболачивания в настоящее время
на"этой части территории носит явно агрессивный
характер, что определяется прежде всего ее
физико-географическими особенностями. Однако степень и
характер заболоченности отдельных частей этой территории
зависят от ряда причин, основными из которых
являются новейшие тектонические движения,
местоположение участка и засоленность минеральных пород
(Сергеев и др., 1972; Афонская, Сергеев, 1970). В
пределах положительных структур степень заболоченности
уменьшается (Тартасское поднятие — 10%, Среднепа*-
248
рабельский мегавал — 20% и т. д.), в пределах же
отрицательных структур - увеличивается
(Ханты-Мансийская впадина, Среднепарабельский прогиб - до 70-
90%. и т, с). При прочих равных условиях наибольшая
степень заболоченности наблюдается на участках,
наиболее удаленных от основных речных артерий, т. е.
наименее дренированных.
Засоленность минеральных пород, тесно связанная с
природной зональностью территории и наблюдаемая в
зонах, расположенных южнее подзоны средней тайги,
сказывается на распространении болот разного типа: верхе-
вых, развитых на незасоленных породах, и низинных -
на засоленных. В пределах болот с поверхности
залегают торфяные отложения различной мощности. Для
верховых болот характерны 3 вида торфяных залежей
(Сергеев, 1988): 1) слабообводненяые комплексная верховая
и смешанная топяная залежи, с выпуклым и уплощен-
но—выпуклым мезорельефом, глубиной залегания
болотных вод 0,4-0,8 м, сложенные торфами слабой степени
разложения и рыхлого сложения. По глубине они
относятся к средним B,0-4,0 м), глубоким D,0-6,0 м) и
очень глубоким (более 6,0 м) болотам; 2) среднеоб-
водненные комплексная и смешанная топяные залежи,
характеризующиеся слабовыпуклым мезорельефом,
глубиной залегания болотных врд 0,1-0,3 м; торфами
преимущественно слабой степени разложения и рыхлого
сложения, причем в толще залежи встречаются прослои
и линзы жидких болотных образований и воды; по
глубине они относятся к средним и реже мелним (до' 2,0 м)
болотам; 3) сильнообводненные комплексная и
смешанная топяные залежи, характеризующиеся-^плоским и
реже слабовыпуклым мезорельефом, глубиной залегания
болотных вод менее 0,1 м, торфами преимущественно
слабой степени разложения и рыхлого сложения. Для
этих залежей характерно наличие большого количества
линз воды и жидких образований, по глубине они
относятся к средним болотам.
Торфяные болота переходного типа имеют слабовы^-
пуклый и плоский мезорельеф, в строении их приним-в—
16х-2369
249
ют участие переходные сфагновые, шейхцериевые и
осоковые виды торфов, которые образуют топяную и
шейхцериевую залежи мощностью до 2 и от 2,0 до- 4,0 м.
Среди них встречаются: 1) среднеобводненяая топяная
переходная залежь, сложенная торфами
преимущественно средней и хорошей степени разложения, со скрыто-
текучей консистенцией, в которой наблюдаются прослои
и линзы жидких болотных образований и воды,, и 2) силь-
нообводненная топяная и шейхпер'иевая переходные
залежи, сложенные торфами преимущественно средней и
хорошей степени разложения, со скрытотекучей и
текучей консистенцией. Для них характерно наличие
большого количества линз воды и жидких болотных
образований по всей глубине.
Торфяные болота низинного типа имеют плоский и
слабовыпуклый мезорельеф. Это в основном мелкие
болота, глубина которых не превышает 2,0 м. Они
сложены осоковыми, осоково-гипновыми и гипновыми
торфами, образующими топяную, многослойную топяную и
осоковые залежи. Среди них встречаются два вида
залежей: среднеобводненяая топяная и сильнообводяен-
ная многослойная и осоковая топяная.
Среднеобводненяая залежь сложена торфами преимущественно
средней и хорошей степени разложения со вкрытотекучей
консистенцией. Сильно обводненная залежь сложена
торфами преимущественно средней и хорошей степени
разложения, со скрытотекучей и текучей
консистенцией. В их строении принимают участие жидкие
болотные образования и сапропели. Наименее
благоприятными с инженерно-геологической точки зрения
являются сильнообводненные комплексные и смешанные то-
пяные залежи верхового типа, топяные и шейхцериевые
залежи переходного типа, а также многослойные и
осоковые топяные залежи низинного типа. Они
характеризуются наименьшей устойчивостью в основинии
сооружений и самой плохой проходимостью
(непроходимые и труднопроходимые болота).
Отдельные части области в соответствии с
историей их геологического развития сложены с поверх—
250
ности различными геолого-генетическими комплексами
пород. Наиболее молодыми, имеющими широкое
площадное распространение, являются озерно-аллювиальные,
средне-, верхнечетвертичные отложения песчано-глинис-
того комплекса карасукской свиты. Они распространены
на юге области, в пределах юге—западной части Бара-
бинско—Кулундинской низменности и юго-восточной
части Тобол-Иртышской наклонной .равнины, где слагают
поверхности с абсолютными отметками 100-115 м.
Мощность отложений 10-15 мэ в отдельных случаях и до
60 м (в погребенных котловинах). Характерными
особенностями этих отложений являются частые фациаль-
ные переходы по глубине и простиранию, что
определило разнообразие их состава и частую смену одних
литологических разностей другими. Они представлены
переслаиванием песков мелких и пылеватых полимик-
тового состава, супесей, суглинков и глин. Мощность
прослоев от 1 до 10 м. Породы серого и зеленовато-
серого цвета, часто карбонатные. На правобережье
Иртыша преобладают пески разной крупности с линзами
гравия иногда с прослоями супесей и суглинков. В
верхней части разреза породы на глубину 1,0-1,5 м
облессованы. Среди песков преобладают мелкие
разности, среди суглинков - средние, среди глин - легкие.
Консистенция глинистых пород, как правило, тугоплас-
тичная и полутвердая. К песчаным и супесчаным
прослоям этих отложений приурочен водоносный горизонт,
залегающий на глубине от 2,0 до 13 м. Мощность
горизонта от 0,5-1 до 7-12 м, чаше 3-6 м. Воды
безнапорные от пресных до слабосолоноватых, чаще
всего обладающие сульфатной агрессивностью. При оценке
инженерно-геологических свойств отложений данного
комплекса следует учитывать повышенную сжимаемость
суглинков и их просадочность в верхней части на
отдельных участках, а также значительную набухаемость
и небольшую водостойкость.
В пределах низкой ступени (Барабинской
низменности) с абсолютными отметками поверхности 110-120м
с поверхности залегают отложения озернс—аллювиаль-
251
яого среднечетвертичного песчано-глинистого комплек1-
са чановской свиты. Мощность отложений 10-15 м,
редко до 30 м. С поверхности они представлены
суглинками с прослоями супесей мощностью 5—10 м, которые
подстилаются песками. Преобладающее значение в
разрезе данного комплекса имеют песчаные отложения.
Среди песков преобладают мелкие и пылеватые разности,
среди суглинков - средние. Консистенция пород верхней
части разреза в зависимости от природной зоны
изменяется от текучепластичной(на севере) до тугопластич-
ной (на юге). Причем в южной части распространения
этих отложений глинистые породы верхней части разреза
под влиянием процессов выветривания! и
почвообразования приобрели особенности лессовых пород (цвет, макро-
пористость, пылеватый состав) на глубину 2-3, редко
до 6 м. В отдельных случаях, на наиболее повышенных
участках или вблизи речных долин, лессовые породы
обладают просадочными свойствами. В северной же части
территории распространения чановских отложений
глинистые породы имеют повышенную естественную влажность,
обычно превышающую 0,7-0,8 полной влагоемкости.
Зга особенность в сочетании со значительным
содержанием пылеватых частиц и с большой глубиной
сезонного промерзания является причиной пучинообразования,
повсеместно проявляющегося на дорогах и при
строительстве жилых зданий.
К территории развития отложений карасукской и
чановской свит приурочено развитие суффозионных и про—
садочных западин и блюдец. Глубина залегания
подземных вод, заключенных в отложениях чановской свиты,
в зависимости от природной зоны колеблется от 2-3,5
на севере до 5 м и более на юге. Воды безнапорные,
от пресных до слабосолоноватых. К югу от р.Оми воды
обладают сульфатной агрессивностью.
Кулундинская равнина с абсолютными отметками
поверхности 125-145м сложена с поверхности
отложениями аллкшиального песчаного среднечетвертичного
комплекса кулундинской свиты. В разрезе комплекса
преобладают пески (95% разреза) от мелких до гравелистых, час—
то с гравием и галькой, косослоистые, полимиктового
состава. В основании разреза местами наблюдаются лр<
спои галечников. Общая мощность отло-сений свиты
изменяется от 5-10 (на севере) до 30 м (на юге). Пески
как правило, маловлажные, плотные. Подземные воды,
приуроченные к этим отложениям, залегают на глубин*
более 5 м, воды безнапорные, преимущественно пресные
не обладают агрессивностью и поэтому не будут оказь
вать существенного влияния на условия строительства.
На этой территории широкое развитие имеют эоловые
процессы, приводящие к образованию дюн и бугров.
Наиболее широким развитием в пределах северной
й частично центральной частей области пользуются
среднечетвертичные аллювиально-озерные оТложения,
среди которых выделяются 2 геолого-генетических
комплекса: песчано—глинистые аллювиально-озерные
отложения бахтинского надгоризонта, залегающие с
поверхности, и преимущественно песчаные аллювиальные
отложения тобольского горизонта, залегающие в
основании. Среднечетвертичные отложения слагают
междуречные пространства с абсолютными отметками
поверхности 75м(на северо-западе), 115-120 (на юге) и до
130 м (на востоке). Верхняя часть песчано-глинистых
отложений бахтинского надгоризонта сложена
отложениями ширтинско-тазовского горизонта. Мощность этих
отложений изменяется от 15 до 35 м. Они
представлены в верхней части F-10 м) суглинками, глинами с
прослоями и линзами супесей и песков, которые
сменяются либо переслаиванием песков, супесей и
суглинков, либо песками с прослоями суглинков. В северной
части области в верхней чадти разреза этих
отложений преобладают суглинки, в восточной части пески.
В пределах положительных тектонических структур в
отложениях преобладающее значение имеют пески, в
пределах отрицательных структур - глинистые
отложения.
Сугл'инки и глины, залегающие с поверхности, в
естественном залегании имеют значительную влажность,
степень влажности их изменяется от 0,6 до 1,0, коней-
стенция от мягко-цо тугопластичной. На хорошо
дренированных участках, прилегающих к руслам рек,
глинистые отложения под воздействием процессов
выветривания и' почвообразования превратились в лессовые
породы (лессовидные суглинки и глины). Однако, имея
высокую естественную влажность (степень влажности
более 0,6), они не обладают просадочными свойствами,
К территории их развития приурочены суффозионно-эро-
зионные процессы, приводящие к образованию воронок,
оврагов и промоин.
Нижняя часть рассматриваемого комплекса
представлена отложениями самаровского горизонта, мощность
которых возрастает в северном направлении от 7-10 до
20—25 м. Состав отложений очень разнообразен. В
верхней части преобладают более грубые (пески, супеси) с
прослоями и линзами суглинков (фации проточных озер),
в нижней части - ленточнослоистые суглинки и глины
(типичные озерные фации). В южном направлении состав
отложений как верхней, так и нижней частей
становится более тонким, глинистым. На востоке, наоборот,
отложения становятся более песчаными'- увеличивается
количество и мощность песчаных прорлоев, местами в
разрезе начинают преобладать пески.
В основании среднечетвертичных отложений залегает
преимущественно песчаный аллювиальный комплекс
отложений тобольского горизонта, выстилающий днища
западносиЬиоских пр*арек. Он залегает со
значительным размывом или стратиграфическим несогласием на-
более древних осадках. Повсеместно в основании
комплекса наблюдаются пески средне- и мелкозернистые,
часто с гравием и галькой, с крупной линзовидной
слоистостью (пристрежневая фация), которые
перекрываются отложениями прирусловых отмелей -
тонкозернистыми песками с перистой, мелкой косой и волнистой
слоистостью, а выше - отложения пойменного аллювия,
представленные преимущественно суглинками и глинами.
Переход песчаной пачки в Глинистую постепенный. В
пределах Тобольского материка (к северу от широты
рЛемьянки) нижняя песчаная,пачка фациально замеща-
254
ется более тонкими по составу осадками - пылеваты-
ми песками и супесями. В юго-восточной и
юго-западной частях области» близких к обрамлению,
существенную роль в разрезах комплекса приобретают гравийно-
галечниковые отложения. Мощность нижней песчаной
пачки изменяется от 5 до 20 м, увеличиваясь в местах
глубоких врезов до 25-40 м, верхней глинистой - 2 -
6 м. ГЬвсюду отложения комплекса обнажаются во
врезах речных долин, залегая на высоте до 10-20 м над
урезом воды. Водоносный горизонт* заключенный в
среднечетвертичных аллювиально-озерных отложениях,
содержит несколько B и более) водоносных пластов,
которые приурочены к песчаным и супесчаным
прослоям в отложениях ширтинско—тазовского и тоболько-
го горизонтов. Водоносные отложения ширтинско-тазов-
ского горизонта не выдержаны по простиранию и по
мощности, обводнены локально. Глубина залегания
обводненных нород изменяется от 1 до 5, редко до 10 м.
Наиболее обводнены породы, в пределах междуречий.
В приречных же участках, сильно изрезанных балками
и оврагами, отложения менее обводнены, часто
практически безводны. Близкое к поверхности залегание
водоносных отложений определяет значительные трудности
при использовании пород данного комплекса при наземных
массовых видах строительства. Водоносные бтложения
тобольского горизонта залегают на значительной глубине -
от 15 до 40 м. По долинам рек Оби, Иртыша и их
притоков наблюдаются многочисленные обнажения
тобольских песков, к которым часто приурочены
сосредоточенные и рассеянные выходы подземных вод.
Водоносный горизонт имеет напорно-безнапорный характер.
Напоры обусловлены наличием прослоев тяжелых
суглинков. Пьезометрические уровни устанавливаются на
глубине от 1 до 5 мот дневной поверхности. Питание
водоносного горизонта осуществляется за счет
атмосферных осадков, разгрузка — в местную эрозионную
сеть. Воды пресные, гидрокарбонатные, натриево-калъ-
диевые, реже магниевые. С выходом этих вод на склр-
нах аллювиально—озерной среднечетвертичной равниняг
связано образование оползней—блоков.
255
Аллювиально-озерные равнины с абсолютными отмет-
.ами 125-168 м сложены с поверхности породами ал-
иовиально-озерного верхне плиоцен-нижнечетвертичного
реимущественно глинистого комплекса кочковской и
^досовской свит. Непосредственно с поверхности за—
шгают отложения федосовской свиты, представленные
юнотонной серой и синевато-серой толщей суглинков
: глин карбонатных, местами с тонкой горизонтальной
лоистостью. Мощность отложений изменяется от 5-10
о 40, редко до 60 м. Причем сокращение мощности на-
щюдается в пределах положительных тектонических
структур. Очень постепенно эти отложения переходят в
эсадки кочковской свиты, которые представлены в
верхней части зеленовато-бурыми, буро-серыми глинами и
тяжелыми суглинками, обычно карбонатными, плотными,
; включениями известковистых, железистых и
марганцовистых конкреций и обломков раковин. Глинистые
отло-жешия федосовской и кочковской свит, залегая
непосредственно с поверхности или близко к ней, будут
служить основанием для различного рода сооружений,
поэтому изучение их состава и свойств имеет наиболее
существенное значение. Среди глинистых пород
преобладают тяжелые суглинки, легкие и средние глины. Эти
породы, как правило, имеют высокую влажность и в
естественном залегании имеют мягкопластичную, реже
полутвердую консистенцию. В отдельных случаях консие
стенция пород скрытотекучая, и эти разности при
вскрытии их искусственными выработками способны
проявлять тиксотропНые свойства. В основании
кочковской свиты залегает песчаная (каргатская) пачка. Это
типичные аллювиальные осадки, представленные
песками, реже грубозернистыми с большим количеством
гравия и гальки. Мощность их 1-3, реже 10-15 м,
причем она резко увеличивается в пределах
отрицательных тектонических структур. Паски слоистые, плотные,
маловлажные и насыщенные водой. Вследствие доста- .
точно глубокого залегания их от дневной
поверхности C0-50 м) песчаные породы находятся вне зоны
возможного взаимодействия с наземными сооружениями.
256
Водоносный горизонт, заключенный в озерно-аллю-
виальных верхнеплиоцен-нижнечетвертичных отложениях,
также содержит несколько водоносных пластов. В
верхней части водоносные отложения имеют локальное
развитие. К нижней песчаной части (каргатские слои)
приурочены выдержанные песчаные пласты. В верхней
части разреза прослеживается горизонт грунтовых вод
слабой водообильности на глубине 1-10 м и спорадический
горизонт напорных вод, приуроченный к основанию сЬедо-
совской свиты. К каргатской пачке приурочен основной
водоносный горизонт. Эти воды повсеместно обладают
напором, со статическим уровнем 1,0-8,0 м. Водообиль-
ность горизонта незначительная и не превышает 0,1-
0,2 л/сек при понижении на несколько метров.
Основное питание водоносный горизонт получает за счет
инфильтрации атмосферных осадков. Дренируется он
реками Сбью, Иртышом и их притоками. Химический
состав и минерализация вод данного водоносного
горизонта в пределах области измененяется с севера на юг.
На севере области, в зоне избыточного увлажнения,
воды пресные, гидрокарбонатные, натриево-кальциевые,
с плотным остатком 0,3-0,5 г/л. В зоне оптимального
увлажнения встречаются солоноватые воды с
минерализацией до 10 г/л, пестрые по химическому составу-
от гидрокарбонатных натриевых до хлорид но-чатрие^ э.л..
Воды, как правило, неагрессивны » по в отдельных oij-
чаях (Приобское плато) обладают гидрокарбонатным
видом агрессии.
В пределах Приобского плато на отложениях кочков-
ской свиты, непосредственно с поверхности залегают
нижнечетвертичные отложения краснодубровской свиты
сложного генезиса, представленные лессовидным;*
суглинками и супесями, расчлененными на отдельные
пачки горизонтами погребенных почв. Мощность этих
отложений изменяется от 70 до 100 м и более, сокращаясь
в северном и северо-западном направлениях.
Лессовидные суглинки и супеси имеют незначительную
естественную влажность и, как правило, просадочны. Воды,
приуроченные к этим отложениям, имеют спорадическое
257
распространение и встречаются на глубине более S м
(чаще всего 10-20 м и более). Воды пресные и
слабосолоноватые, часто обладающие агрессивностью.
Условия образования пород краснодубровской свиты,
современные климатические условия территории их
распространения, глубокое залегание грунтовых вод привело к
значительной мощности лессовых пород, обладающих при-^.
садочными свойствами. Эта особенность пород в
сочетании с легкой их размываемостью дает возможность
охарактеризовать территорию распространения лессовых
пород краснодубровской свиты как одну из сложнейших
с точки зрения наземного строительства.
В Павлодарском Прииртышье первым от поверхности
геолого-генетическим комплексом являются
нижнечетвертичные отложения сложного генезиса сладководской сви* .
ты. Они имеют ограниченное развитие в пределах
области и представлены лессовидными суглинками {мощностью
до 5 м), суглинками средними • и тяжелыми с прослоями
глин и супесей. Общая мощность отложений изменяется
от 7—10 до 30 м. Лессовидные суглинки имеют
незначительную влажность и обладают просадочными
свойствами. Воды, приуроченные к отложениям слапководской
свиты и залегающие на глубинах 5-7 м, елабосолоно*-
ватые, обладают сульфатной агрессивностью. При оценке
территории развития отложений сладководской свиты
необходимо учитывать их просадочность (мощность просадоч-
ной толщи достигает 5 м и более) и их, легкую размы-
ваемость. К этой территории приурочено широкое развитие
суффозионно-просадочных процессов и явлений, в
результате которых образуются блюдцеобразные западины, воронки
и пещеры.
Как видно из вышесказанного, четвертичные и верхне-
шшоцен-четвертичные отложения, залегающие
непосредственно с поверхности в пределах области, имеют различ--
ную мощность, изменяющуюся от 10 до 100 м.
Современный врез речной сети, достигающий 50-100 м вскрывает
и более древние отложения. В соответствии с историей
геологического "развития, четвертичные отложения в
разных частях области залегают на породах' различного-ёоз-
258
раста и генезиса. К югу от широты устье р.Тары -
Вороново таковыми являются неогеновые аллювиально-
озерные осадки бурлинской серии и петропавловской
свиты. Эти отложения объединяются в одну пестроцвет-
ную формацию неогенового возраста. Они обнажаются по
Иртышу и его притокам, по р.Оби (в южной части
области), выходят на дневную поверхность в виде
островов в пределах территории развития отложений чанов-
ской, сладководской и карасукской свит и постепенно
выклиниваются в северном и восточном направлениях.
Осадки бурлинской серии представлены зелено-серыми,
темно-зелеными, бурыми, красно-бурыми, коричневыми
глинами и суглинками с включениями гипса и извест-
ковомергелистых конкреций. Глинистые породы
неслоистые, в разрезах они составляют 70-95% (Зальцман,
1968). Пески и№ют подчиненное значение. В северном
направлении содержание песков увеличивается.
Отложения петропавловской свиты, сменяющие их вниз по
разрезу, на юго-западе области представлены аллювиаль—
но-озерными осадками, среди которых преобладают
суглинки и супеси, реже встречаются глины и пески. Для
них характерны коричневато-серые тона окраски,
тонкослоистая текстура и цикличность разреза. Мощность
их 30-40 м. В центральной и восточной частях области
свита представлена преимущественно аплквиальными
песчаными, часто гравийными отложениями (на
востоке —* ажарминская и кирнаевскае свиты; мощностью
до .50 м. Отложения свиты залегают достаточно
глубоко от дневной поверхности (на глубине 30 м и более),
поэтому чаще всего они не взаимодействуют с
наземными гражданскими и промышленными сооружениями.
К северу от широты р.Тары в центральной и
восточной частях области четвертичные отложения, как
правило, с размывом залегают на породах терригенной
сероцветной формации олигоценового возраста, к
которой относятся озерные, озерно-аллювиальные, озерно-
болотные отложения абросимовской свиты и аллювиаль-
но-озерные журавской свиты. Отложения абросимовской
свиты вскрываются реками в Тобольском, Тарском,
259
Омском Прииртышье, р.Обью в южной части области
и ее притоками на Обь-Енисейском междуречье. Для <
свиты в целом характерна значительная изменчивость
литологичесхого состава незакономерного характера,
ленточная слоистость и цикличность разреза.
Отложения представлены, преимущественно глинистыми
породами с прослоями и линзами песков, бурых углей и лиг-
нитов. Преобладающее значение среди глинистых пород
имеют тяжелые суглинки и глины. Отложения журавской
свиты вскрываются реками на отдельных участках в
северной и центральной частях области. Для них
характерны зеленые и оливковые цвета пород, тонкая
ленточная слоистость и фадиальная изменчивость в
направлении с севера на юго-восток. Наиболее типичны для
этой свиты глинистые отложения, представляющие собой
осадки внутриконтинентального озера-моря. В
юго-восточном направлении в разрезах свиты начинают
преобладать пески (осадки более мелководного бассейна). В
западной, приуральской, части области в долинах рек
Лозьвы, Пелыма и др. вскрываются более древние
породы кремнисто-терригенной формации палеоцен-эоценово-
го и терригенной формации верхнеэоценовогд и нижне-
олигоценового возраста. Породы терригенной формации
(чеганская свита) представлены темно-сизыми и
зеленовато-серыми глинами, с выходами которых на
склонах среднечетвертичных равнин связано образование
оползней. Кремнисто—терригенная формация (талицкая и
пюпинворская свиты} представлена опоками, трепелами,
диатомитами, диатомовыми глинами, опоковидными
глинами и песчаниками, среди которых наиболее развиты
опоки и диатомиты, представляющие собой плотные
породы с высокой водопрочностыо.
На самом востоке области .(в верховьях р.Кети)
четвертичные отложения подстилают породы 'коренной
основы*. Они представлены сероцветной терригенной
формацией верхнемелового возраста (сымская свита;,
среди которых преобладают пески от мелко- до груоо-
зернистых (каолинизированных) с прослоями глин щ
нижней части и с линзами сливных песчаников - в
260
верхней. Они залегают на большой глубине от
поверхности и поэтому не будут оказывать существенного
влияния на инженерно-геологические условия данной
территории.
Для современных геологических процессов и явлений,
развитых в пределах рассматриваемой области,
характерна неприуроченность их к определенным
геолого-генетическим комплексам пород, так как эти комплексы
представлены близкими по составу отложениями, а
закономерная смена в преобладании одних процессов над
други in три движении с севера на юг находится в
соответствия с природной широтной зональностью. Для
северно;" части области, совпадающей с зоной тайги и
характеризующейся избыточным увлажнением и слабым
испарением, характерно развитие процессов
заболачивания междуречных пространств, эрозионных процессов и
явлений гшывунности. В центральной и южной частях
области, совпадающих с зоной лесостепи и степи, для
которых характерно оптимальное и недостаточное
увлажнение, наиболее распространенными являются суф-
фозионно-просадочные эоловые процессы и явления и
засоление пород. *1"тразональными, имеющими развитие
в пределах всех природных зон, являются оползневые
процессы. Основная роль принадлежит современным
оползням-блокам, развитым в четвертичных песчано-
глянистых отложениях.
Вынвприведенный материал дает нам возможность
сделать вывод о том, что основ!?; м:i
инженерно-геологическими особенностями рассматривав ой области
являются: 1) ровный, местами плоек:; рельеф, характе-
ризующийся сильной заболоченностью в северной и
центральной частях области и интенсивным эрозионным
расчленением на юго-востоке и востоке; 2) широкое
развитие с поверхности рыхлых верхнеплиоцен-четвер-
тичных отложений, имеющих значительные мощности,
и поэтому именно их состав и свойтва будут прежде
всего определять условия строительства. Эти отложе-
ния, как правило, имеют близкий г> и поэтому
характеризуются однотипным составом; 3) зональные
... ■ -'
изменения: а) в современном состоянии пород,
слагающих верхнюю часть разреза, которое определяет их
важнейшие инженерно-геологические свойства -
естественную влажность, консистенцию, просадочность,
засоленность и др.; б) в глубинах залегания и химическом
составе подземных (главным образом грунтовых) вод; в) в
распределении современных геологических процессов и
явлений.
Литература
Архипов С.А. и др. Западно-Сибирская равни*
на. М., 'Недра', 1970.
Герасимова А.С. и др.
Инженерно-геологическая характеристика современных геологических
процессов Томского Приобья. В сб.: 'Природные условия
Западной Сибири', вып. 2. Изд-во МГУ, 1972.
В.Т.Трофимов, А.П.Мартынов
О ПЛЫВУННЫХ И ТИКСОТРОПНЫХ СВОЙСТВАХ ПЫ-
ЛЕВАТЫХ ПОРОД СЛОЯ СЕЗОННОГО ОТТАИВАНИЯ
ПОЛУОСТРОВА ЯМАЛ
Полуостров Ямал является типичной аккумулятивной
равниной, все геоморфологические уровни которой
сложены многолетнемерзлыми породами. В летнее время
происходит оттаивание самой верхней части разреза
этих пород (мощность слоя сезонного оттаивания
изменяется в минеральных породах от 0,4-0,6 до 1,5-2 м).
В результате этого процесса происходит коренное
изменение их состояния и свойств, супесчано-суглинис-
тые и глинистые породы слоя сезонного протаивания
приобретают высокую влажность, пластичную, а часто
и скрытотекучую консистенцию, резко снижают несущую
способность. Песчаные оттаявшие грунты также
становятся вопонасыщэнными, Территория, сложенная такими
грунтами, становится трудно проходимой даже для
гусеничного транспорта. Грунты слоя сезонного
оттаивания очень часто разжижаются, переходят в плывунное
состояние при воздействии на них даже слабых
динамических нагрузок, а при снятии последних происходит
очень медленное тиксотропное их упрочнение. Все это
чрезвычайно осложняет инженерно-геологическую
обстановку и резко удорожает изыскательские работы,
строительство и эксплуатацию сооружений.
Плывунные и тиксотропные свойства пород слоя
сезонного оттаивания севера Западной Сибири изучены
очень слабо. По существу лишь в работе
И.С.Бочаровой, А.А.Горницкой и Г.Г.Зубкович A970) приводится
актеристика плывунных и тиксотропных свойств по-
28?
оод бассейна р.Ярудей и рассмотрена природа
разжижения пылеватых грунтов севера Западно-Сибирской
плиты. Поэтому новые данные, полученные нами при
изучении этих свойств пород, развитых на территории
полуострова Ямал, представят несомненный научный
интерес.
Выполненные работы показали, что в пределах Яма<-
ла способностью к разжижению при динамическом
воздействии обладают различные по дисперсности породы
слоя сезонного оттаивания, начиная от сильноувлажнен-'
ных мелких и пылеватых песков и кончая тяжелыми
суглинками и легкими глинами. Наибольшим
распространением пользуются супеси, суглинки и пылеватые,
в различной степени гумусированные пески. Все эти
породы характеризуются высоким содержанием
пылеватых частин (до 50-70%). В естественных условиях
глинистые частицы пород в различной степени
агрегированы. Сравнение результатов изучения гранулометрического
и микроагрегатного составов показывает, что рассматри
ваемые породы могут иметь коагуляционную, пластифи-
цированно-коагуляционную и смешанную коагуляционно-
цементационную структуру (по терминологии Горьковой,
1969, 1971 и'др. ). Преобладают породы с двумя
первыми типами структур. При подсыхании и наличии
окислительной обстановки в суглинистых и глинистых
породах формируются структурные связи смешанного коагу-
ляционно-цементационного- типа (коэффициент
агрегированное™ частиц диаметром меньше 0,001 мм, обычное
содержание которых равно 12-24%, возрастает у
высушенных на воздухе пород до 8,0-17,6, составляя в
большинстве случаев 3—7,5, а величина этого
коэффициента для частиц диаметром меньше 0,005 мм
составляет 1,9-6,9).
Все эти породы, как и подстилающие их образования
различного возраста и генезиса, характеризуются
кварцевым и полевошпатово-кварцевым составом песчаных и
крупнопылеватых частиц. Глинистая фракция сложена
гидрослюдами, каолинитом, монтмориллонитом, кварцем, гид-
роокпслами железа и органическим веществом. Гидрослю-
264
ды обычно представлены высокодисперсными, сильно
измененными разностями. Общее количество
водно-растворимых солей в этих породах обычно составляет
0,04-0,12%, а карбонатов - не более 0,1%, что
существенно ниже по сравнению с нижезалегающими
отложениями. рН водной вытяжки изменяется от 8,3 до 8,0,
причем в южных районах Ямала и в легких грунтах его
центра реакция среды кислая, а в районах
распространения морских толщ на севере его она слабощглочная,
что скорее всего связано с наличием карбонатов и хло-
ридно-натриевым составом водно-растворимых солей. Все
грунты слоя сезонного оттаивания содержат
органические вещества, большая часть которых растворима в
воде. По данным И.С.Бочаровой и др. A970),
проводивших изучение разжижающихся пылеватых пород в
бассейне р.Ярудей, содержание органики достигает 0,6%, в
составе которой фульвокислоты составляют до 29%,
гуминовые кислоты - до 30 , а величина нераст.воримо—
го остатка - 15-23%,
Влажность грунтов слоя сезонного оттаивания
остается высокой в течение всего» лета. Она практически
всегда выше влажности нижнего предела пластичности даже
в верхних 15-20 см толщи, а в более низких
горизонтах и в течение дождливых периодов она равна или
вышэ влажности верхнего предела пластичности.
Обычно влажность слоя сезонного оттаивания увеличивается
сверху вниз. Однако в дождливые периоды наиболее
влажными оказываются верхние ею горизонты.
Например, в районе пос!Харасавэи в начале сентября
влажность суглинистых пород на глубине до 10 см была
равна 34-36%, на глубине 10-20 см - 23-35 , а на
глубине 20-30 см она уменьшалась до 20-24%. В
полевых условиях было отмечено, что под влиянием
динамического воздействия от проходящих вездеходов и
малогабаритных буровых станков сильно разжижаются
лишь породы, влажность которых обычно выше 20%.
Почти все породы слоя сезонного оттаивания
характеризуются высокой пористостью D0—80%), наличием
преимущественно вертикальных макропор, диаметр ке-
17Х-2369
265
торых в верхней части пятен-медальонов составляет .
1—3 мм и закономерно уменьшается вниз по разрезу
(они обычно исчезают с глубины 20-25 см). Просмотр
шлифов показал, что все рассматриваемые породы
имеют полиагрегатное строение, преобладают железисто-
глинистые и глинистые агрегаты. Мезотекстура пород
беспорядочная. Электронномикроскопические
исследования подтвердили существенную агрегированность пород,
их высокую межагрегатную и внутриагрегатную порисч*
тость.
Проведенные исследования показали, что условная
прочность рассматриваемых пород по конусу (Рт )' в
целом низкая и зависит от их дисперсности и
влажности. У пылеватых легких суглинков и супесей с влаже
ностью около 20-22% она всегда ниже 1000 г/см^ и
чаще всего равна 400-600 г/см . У средних и тяжелых. ■
суглинков, имеющих, как правило, более высокую
влажность, условная прочнрсть по конусу существенно ниже.
Так, у тяжелого суглинка она равна 210-225 г/см при
естественной влажности 27% и 175-180 г/см^ при
влажности 31,5% (равной верхнему пределу
пластичности). Именно такую низкую прочность имеют породы слоя
сезонного оттаивания в подавляющем большинстве
районов Ямала, так как их влажность в течение большой'
части пета и осени очень высокая.
Под влиянием динамического воздействия прочность
этих пород резко уменьшается, и они переходят в
разжиженное состояние. Выполненные исследования показа»
ли, что резкое снижение прочности пород происходит
при вибрации с различной частотой, но наибольшее
снижение ее у суглинков, отвечающее максимальному
нарушению структуры, наблюдается при вибрации с
частотой 30-40 гц* (рис. 1). Образцы, подвергшиеся
вибрации с частотой 20 гц, существенно (в 16—17 раз) сни—
Опыты по изучению влияния частоты и времени вибрации
не характер снижения прочности пород и их разжижения
были проведены на образцах тяжелого суглинка, имевших
естественное сложение и отобранных с глубины 5—23* см
266
жают свою прочность и при последующей вибрации с
большими частотами колебаний лишь продолжают
разжижаться и снижать свою прочность (рис. 2).
Установлено, что при частоте вибрации 30 гц, которая вызывает
наиболее резкое разрушение структуры суглинистого
грунта, особенно сильно снижается прочность в первые
5 мин. вибрационного воздействия, а в последующем она
оставалась практически постоянной (рис. 3). Во всех
опытах при одинаковом по времени и частоте
динамическом воздействии наименьшую прочность имели
разжиженные образцы, влажность которых была выше.
Электронномикроскопические исследования,
выполненные Р.А.Бочко на сканирующем микроскопе на
сублимированных образцах естественного сложения и
разжиженных 5-минутной вибрацией с частотой 30 гц,
показали, что под влиянием вибрации происходит долное
разрушение ранее сформировавшихся структурных
связей, подавляющей части микроагрегатов, особенно
крупных, равномерное распределение частиц и образование
равномерной беспорядочной неориентированной ~екстуры.
Образуется весьма характерная высокопориста» исикрое
структура, для которой характерно примерно omEerlN>Boe
соотношение твердых частиц и пор, равномерно р аспре-
деленных в пространстве (рис. 4). Под влиянием
вибрации нарушается не только структура породы.
Происходит изменение энергетического состояния поровых вод
и их пространственного распределения в породе.
Сеяна второй морской террасе близ пос. Харасавэй . Эта
порода содержит 21 % частиц диаметром<0,001 мм и
38% частиц диаметром -С 0,005 мм/общее содержание
частиц 0,05-0,005 мм равно 51%, а частиц 0,5-0,05.мм-
11%. Коэффициент агрегированности частиц диаметром
< 0,001 мм в подсушенных образцах равен 3,2, а
частиц диаметром ^ 0,005 мм - 2,4. Общее содержание
воцно-растворимых солей 0,09%, рН 7,5. Влажность
верхнего предела пластичности равна 31,4%, нижнего
предела - 23,7%. Опыты проводились при естественной
влажности B7%) и влажности капиллярно насыщенного
образца C1,5%).
Рт.Псм
Рис. 1. Зависимость прочности образцов (Рт )
тяжелого суглинка с естественной влажностью 7% от
частоты колебаний ( °L ) при вибрации (при каждой
частоте колебаний испытывался отдельный образец). Время
вибрации - 5 мин
Рис. 2. Зависимость прочности образца (Рш ) тяже-^
лого суглинка с влажностью 27, (а/ и 31,5% (б) от
частоты колебаний ( <^ ) при вибрации. Время
вибрации - 5 мин
Рис. 3. Зависимость прочности образцов (Рщ )
тяжелого суглинка с влажностью 27 (а) и 31,5F) от
времени вибрации при частоте колебаний 30 гц (в
течение каждого интервала времени испытывался отдельный
образец)
Рис, 4, 31ектронномикроскопические снимки структуры
тяжелого суглинка при ненарушенном сложении (а, в)
и структуры того же образца, разрушенного
5-минутной вибрацией с частотой колебаний 30 гц (б,г),
^а и б - увеличение 1000 раз, в и г - 3000)
2АЯ.
занная и иммобилизованная в порах вода высвобожда~
ется, переходит в свободное состояние, заполняет
равномерно распределенные поры в породе, располагается
в виде тонких пленок на контактах между твердыми
частицами, что в конечном итоге приводит к общему
разжижению пород.
Следует отметить, что через 2—5 мин. после
прекращения вибрационного воздействия, а часто и в процессе
его, на поверхности разжиженного образца, который на*.
ходился в металлическом бюксе диаметром 5 см и
высотой 2 см, появляется мутный отстой воды. Такая же
картина отмечалась ВХХригорьевой A961) при
изучении пылеватых суглинков района Воркуты и
И.С.Бочаровой и др. A970) при изучении разжижающихся пород
бассейна р.Ярудей. Появление этого отстоя связано, как
отмечено И.С.Бочаровой и др. A970), с проявлением
динатантных свойств пылеватых пород. Оно никоим
образом не связано с процессами синерезиса, которые
протекают очень медленно в результате действия
молекулярных сил притяжения и проявляются при наличии
развитой структурной сетки. Опыты, выполненные И.С.Бо—
чаровой и др* A970), показали, что время
возникновения мутного отстоя на поверхности разжиженного
образца после начала динамического воздействия на
образец определяется фильтрационными свойствами пород
и увеличивается с возрастанием их дисперсности. -
Восстановление структурных связей у изученных'
образцов после их разжижения под влиянием вибрации
происходит очень медленно.
Графики на рис. б построены по результатам опыта
проведенного в условиях, близких к условиям закрытой
системы Они показывают, что сопротивление внедре—
~2 *~ ' '
Образцы разжижались 5—минутной вибрацией с
частотой 30 гц, после чего конусом измерялась условная
прочность через разные промежутки времени. Образец
в промежутки времени между испытаниями находился
в плотно закрытом металлическом бюксе и помещался
в Гидратор.
■
270
Рис. 5. Кинетика изменения прочности образцов (Р/т? )
тяжелого суглинка с влажностью 27 (а и б) и 31,5%
(в) после разжижения 5-минутной вибрацией с
частотой колебаний 30 гц. Прочность образца а при
ненарушенном сложении была равна 225 г/см , образца б-
210 г/см^ и образца в- 180 г/см^
нию конуса в первые 1,5 час. остается неизменным или
даже уменьшается в первые 5-10 мин. В последующем
прочность пород постепенно возрастает, однако даже
через 5 суток она не превышала 62 г/см^ у образца
тяжелого суглинка с влажностью 27% и 44 г/см — у
образца того же суглинка с влажностью 31,5%, т. е.
была в 3,6 и 4,1 раза ниже прочности тех же образцов
с естественной структурой.
Нэобходимо отметить, что опыты И.С,Бочаровой и
др. A970) показали, что изменение во времени
прочности разжиженных вибрацией образцов в. условиях
открытой системы носит совсем иной характер. В этом
случае уже через 2-3 час.происходит полное
восстановление первоначальной прочности образцов, после чего она
обычно продолжает "несколько возрастать. Это
повышение прочности объясняется увеличением плотности
упаковки частиц и оттоком влаги, причем чем выше
водопроницаемость пород, тем быстрее восстанавливается
первоначальная прочность пород.
Проведенные исследования показали, что породы
Сдоя сезонного оттаивания обладают высокой чувствит-
тельностыо, сильно разжижаются при динамическом воз—
271
Ьеиствии и обладают слабой способностью к восстанови
лению структурной прочности. Наиболее интенсивдо они
разжижаются при влажности, близкой или превышающей
влажность нижнего предела пластичности. А именно
такую влажность имеют сезонноталые супесчано—сугли—
нистые и глинистые породы на плоских недренированных
иди слабо дренированных участках Ямала, и .следователь-
но.эти породы потенциально плывуны в течение почти
всего теплого периода. На узких дренированных
участках, расположенных непосредственно вдоль русел рек,
разжижение пород возможно главным образом в начале
лета и осенью, а также в дождливые периоды лета. На
время пребывания грунтов в разжиженном состоянии
оказывают влияние фильтрационные свойства пород и
условия дренированности участка, совокупное влияние
которых определяют условия оттока жидкости из
разжиженного слоя, а следовательно, и скорость нарастания
прочности пород этого слоя во времени.
Литература
Бочарова И.С., Горнидкая Л.А.,
Зубкович Г.Г. Природа разжижения пылеватых
грунтов севера Западной Сибири. 'Тр. ПНИИИС "» 1970,
т. 1У.
Горькова И.М. и др. Комплексная оценка
инженерно-геологических свойств глинистых и
лессовых пород. М., 'Наука', 1989.
Горькова WJA, Принципы комплексной оценки
и инженерно-геологическая^классификация глинистых и
лессовых пород. 'Тр.ПНИИИС ', 1971, т. XII.
Григорьева В.Г. Исследование тиксотропных
и структурно-механических свойств пылеватых воркутине
ских суглинков. В кн.: 'Исследования по физике и
механике мерзлых грунтов', сб. 4. М., Изд-во АН СССР, 1961.
j272
СОДЕРЖАНИЕ
Предисловие
Н.И.М арковский. Предпосылки
поисков крупных месторождений нефти в северных
районах Западной Сибири ,
Г.ИЛ а з у к о в. Геоморфологическое
районирование севера Западно-Сибирской равнины... 20
В.В.Ф ениксова. Водные отложения
верхнего кайнозоя бассейна среднего течения
Оби 38
ОЛ.Л и с с , Н.А.Б е р е з и н а,
Г.Г.К у л и к о в а, А.В.П редтечен-
с к и й, Е.И.С к о б е е в а. Принципы
типологии торфяных болот центральной части
Западно—Сибирской низменности и их районирование. . . 60
Т.В.А фанасьева, Т.В.Т е р е ш и -
н а. Качественный состав гумуса луговых почв
поймы р.Оби $9
А.П.Т ы р т и к о в. Динамика вечной
мерзлоты вблизи ее южной границы в Западной
Сибири в связи с развитием растительности .... уд
В.Т.Т р о ф и м о в, Ю.Б.Б аду,
В.Б.В а р е н ы ш е в, В.Г.К у д р я ш о в,
И.С.Л у р ь е, Н.Г.Ф. и р с о в. Основные
закономерности распространения, строения толщ
и температуры многолетнемеозлых пород
полуострова Ямал ................... J23
273
Н.А.Ш п о л я н с к а я. Прогноз развития
вечной мерзлоты Западной Сибири в связи с
вековыми колебаниями климата
И.ДЛ а н и л о в. Пластовые льды в су-
"аквальных отложениях севера Западной
Сибири
В.П.Е в с е е в. К вопросу о
закономерностях распространения миграционных бугров
пучения на севере Западной Сибири и Печорской
низменности
tlT.T p о ф и м о в, Ю.Б.Б а д у, ВJ".K у д-
р я ш о в, Н.Г.Ф и р с о в. Основные
особенности гидрогеологических условий верхней части
разреза полуострова Ямал
А.С.Г е р а с и м о в а.
Инженерно—геологические особенности южной части Западно-Сибир
скоП плиты
В.Т.Т р о ф и м о в, А.П.М а р т ы н о в.
О плывунных и тиксотропных свойствах пыле-
ватых пород слоя сезонного оттаивания
полуострова Ямал
174
205
216
ПРИРОДНЫЕ УСЛОВИЯ
ЗАПАДНОЙ СИБИРИ
Выпуск 5
Тематический план 1974 г. № 208
Редактор Л. М. Батыгина
Обложка художника М. М. Носовой
Технический редактор Н. А. Лебедева
Подп. к печати 26/ХП— 74 г. Л-50585. Формат 60x907ie Бумага оф. № 1
Физ. печ. л. 17,25. Уч.-изд. л. 11,96. Заказ 2369 Изд. Nt 2149 Тираж 655.
Цена I р. 31 к.
Отпечатано ня ротапринте
в тип. Изд-ва МГУ.
Москва, Ленинские горы