/
Author: Ершов Э.Д.
Tags: внешняя геодинамика (экзогенные процессы) геологические науки география ссср почвоведение грунты науки о земле издательство недра геокриология
ISBN: 5-247-00432-9
Year: 1989
Text
ГЕОКРИОЛОГИЯ
СССР
Западная
Сибирь
ГЕОКРИОЛОГИЯ
СССР
Западная
Сибирь
Под редакцией Э.Д. ЕРШОВА
МОСКВА „НЕДРА” 1989
ББК 26.3
Г35
УДК 551.340(571.1)
Редакционная коллегия: Э. Д. Ершов (главный редактор),
В. Ф. Логинов (зам. главного редактора), К. И. Сычев (зам. главного ре¬
дактора), В. В. Баулин, Г. С. Вартанян, И. Д. Ворона, Л. С. Гарагуля,
Б. В. Графский, С. Е. Гречищев, И. Д. Данилов, Л. М. Демидюк,
В. Ф. Ефимов, К. А. Кондратьева, Я. В. Неизвестное, И. А. Некрасов,
Н. Н. Романовский, Е. М. Сергеев, Ю. С. Татарчук, В. Т. Трофимов,
Н. И. Труш, С. Б. Ухов, С. М. Фотиев, Л. Н. Хрусталев, Н. А. Цытович,
Н. В. Черский, П. Ф. Швецов, В. К. Шевченко, Н. А. Шило, В. Е. Афа¬
насенко (ученый секретарь), С. Л. Диковская (ученый секретарь).
Ответственные редакторы: В. Т. Трофимов, С. Е. Гречищев,
В. В. Баулин
1804080000—086
Г 043(01)—89
123—89
© Издательство «Недра», 1989
ISBN 5—247—00432—9
ПРЕДИСЛОВИЕ
«Геокриология СССР» из пяти книг* обобщает многолетние геокриоло¬
гические исследования на территории СССР и является важным и за¬
кономерным этапом развития науки. После выхода в свет в 1927 г.
книги М. И. Сумгина «Вечная мерзлота почвы в пределах СССР» опуб¬
ликовано немало ценных сводок и монографий по геокриологическим
условиям отдельных регионов страны, обобщающих информацию о рас¬
пространении, мощности, температуре, составе и криогенном строении
сезонно- и многолетнемерзлых пород. Однако они не дают всесторон¬
ней характеристики криолитозоны СССР как единой, сложной системы.
Оставались неясными и спорными многие общие и частные закономер¬
ности. формирования и динамики мерзлых толщ на территории СССР.
Отсутствие достаточно полного представления о степени изученности
различных районов часто приводило либо к дублированию исследова¬
ний, либо к неоправданному сокращению их объемов. Не было основы
для разработки комплексной программы дальнейших планомерных ре¬
гиональных геокриологических исследований. Вместе с тем решать ука¬
занные проблемы приходится в кратчайшие сроки, так как в ближай¬
шее время освоение областей многолетней мерзлоты будет идти нара¬
стающими темпами. Как показал предшествующий опыт, эффектив¬
ность освоения в значительной мере предопределяется уровнем знаний
инженерно-геологической и гидрогеологической обстановки криолито¬
зоны. Без этих знаний невозможно успешное хозяйственное освоение
природных ресурсов и развитие производительных сил различных рай¬
онов криолитозоны с соблюдением возрастающих требований к охра¬
не окружающей среды.
В данной работе впервые с единых теоретических и методических
позиций отражены современные представления о закономерностях рас¬
пространения и развития толщ мерзлых горных пород, мерзлотно-гео¬
логических процессов и явлений на всей территории Советского Союза,
а также освещены опыт и принципы строительства на многолетней мер¬
злоте с учетом рационального использования и охраны геологической
среды.
Каждая из пяти книг «Геокриология СССР» содержит три разде¬
ла: 1) закономерности формирования современных геокриологических
условий рассматриваемой территории; 2) геокриологическая характе¬
ристика выделенных на территории таксономических единиц; #) обоб¬
щение разнообразного опыта хозяйственного освоения территории, гео¬
криологический прогноз и принципы рационального использования и ох¬
раны геологической среды.
«Геокриология СССР. Западная Сибирь» посвящена характеристи¬
ке геокриологических условий Западно-Сибирской плиты — крупнейше¬
го структурного и геокриологического региона Евразии. Этот район —
важнейшая топливно-энергетическая база СССР. Здесь добывается
почти половина нефти и более половины газа, получаемых в стране.
Развитие топливно-энергетического комплекса региона происходит ин-
в тенсивно, причем вновь осваиваемые территории заметно смещаются во
* все более северные районы, где широко распространены многолетне¬
мерзлые породы.
В пределах континентальной части Западно-Сибирской плиты мно¬
голетнемерзлые породы развиты почти на половине ее территории. С
* В издательстве «Недра» в 1988 г. вышла первая из пяти предусмотренных к
изданию книг — «Геокриология СССР. Европейская территория СССР». Названия книг
даны в соответствии с географическим подразделением территории СССР. В следую¬
щих трех книгах будут охарактеризованы геокриологические условия Средней Сибири,
Восточной Сибири и Дальнего Востока, горных стран юга СССР.
3
учетом многолетнемерзлых толщ, распространенных в акватории Кар¬
ского моря, эта площадь становится еще большей. И на этой огромной
территории площадное распространение, вертикальное строение толщ*
мощность, криолитологические и другие особенности многолетнемерз¬
лых пород, естественно, неодинаковы. Все они описываются в настоя¬
щей книге. В ее создании участвовал большой коллектив авторов —
представителей различных организаций, проводящих геокриологические
и инженерно-геологические исследования в Западной Сибири. Наиболь¬
ший вклад внесли сотрудники Тюменской экспедиции кафедры грунто¬
ведения и инженерйой геологии Московского государственного универ¬
ситета им. М. В. Ломоносова, отдела геокриологических исследований
Производственного и научно-исследовательского института инженерных
изысканий в строительстве Госстроя СССР. Общее редактирование осу¬
ществлял В. Т. Трофимов.
Настоящая работа рассчитана на широкий круг читателей: геоло¬
гов самого различного профиля, географов, почвоведов, мелиораторов*
строителей и других специалистов, связанных с изучением и освоением
Западно-Сибирского региона. Авторы надеются, что работа найдет
большое практическое применение.
ВВЕДЕНИЕ
Общие сведения и перспективы развития Западной Сибири
Западно-Сибирская плита — один из крупнейших геолого-структурных
элементов Евразии. Она занимает около одной седьмой части террито¬
рии Советского Союза. Ее общая площадь достигает почти 3,5 млн. км2.
Она вытянута в меридиональном направлении: протяженность ее от
г. Семипалатинска, расположенного в крайней южной ее точке, до се¬
верной оконечности Гыданского полуострова составляет 2400 км, до
Новой Земли, образующей северо-западный борт плиты, — несколько
превышает 2900 км, а ширина вдоль параллели Свердловска составля¬
ет почти 1900 км. В наиболее узком месте, на широте пос. Новый Порт,
ширина ее уменьшается почти до 750 км, а затем вновь существенно
возрастает. На самом севере этой огромной территории располагаются
воды Карского моря, север континентальной ее части занимает аркти¬
ческая тундра. Тундровая зона в западной части плиты протягивается
практически до широты Северного полярного круга, в восточной — юж¬
ная ее граница проходит гораздо севернее. Большая часть территории
плиты занята тайгой. В крайней южной части Западной Сибири рас¬
положены степи, в том числе сухие степи.
В геокриологическом отношении Западно-Сибирская плита рас¬
сматривается как единый геокриологический регион. Северо-западная,
западная, южная и восточная ее границы проводятся по линии выкли¬
нивания платформенных формаций мезозойско-кайнозойского чехла
плиты и выходов на дневную поверхность палеозойских или более древ¬
них дислоцированных пород, слагающих обрамляющие складчатые и
платформенные сооружения. Во многих районах эта граница хорошо
выражена и орографически («палеозойский уступ» восточного склона
Урала, уступ западного склона Енисейского кряжа и др.). Северо-во¬
сточная граница региона проводится условно, поскольку нет ясно вы¬
раженной границы между Западно-Сибирской плитой и Предтаймыр-
ским (Хатанга-Пясинским) прогибом.
Геокриологические условия региона сложные и существенно неоди¬
наковые в разных его частях. В южной его половине развиты, как по¬
казано ниже, лишь сезонномерзлые породы. В южных районах Сред¬
него Приобья, а в восточной части уже на широте р. Кеть появляются
многолетнемерзлые породы, площадь развития которых к северу прог¬
рессивно возрастает. На широте Северного полярного круга они имеют
практически сплошное по площади распространение. Именно в север¬
ных районах континентальной части плиты наблюдается наибольшее
разнообразие криологических особенностей мерзлых толщ.
Западно-Сибирская плита, ее природные богатства играют важ¬
ную роль в социально-экономическом развитии СССР. Сейчас она яв¬
ляется крупнейшей топливно-энергетической базой страны. Построены
крупные добывающие, перерабатывающие и транспортирующие комп¬
лексы, новые города, автомобильные и железные дороги, линии элект¬
ропередач и связи, аэродромы и др.
Темпы освоения нефтяных и газовых месторождений в Западной
Сибири все время были очень высоки. Однако в XII пятилетке они дол¬
жны быть резко увеличены: объем строительно-монтажных работ на
объектах нефтегазового комплекса предусматривается увеличить в
1,6 раза по сравнению с одиннадцатой пятилеткой. В Основных направ¬
лениях экономического и социального развития СССР на 1986—1990 го¬
ды и на период до 2000 года указано на необходимость ускорения гео¬
логоразведочных работ на нефть и природный газ в регионе и продол¬
жения развития нефтяной и газовой промышленности в Западной Си¬
5
бири. Предусмотрено ускоренное вовлечение в разработку Ямбургского
газоконденсатного месторождения, осуществление работ, связанных с
организацией добычи газа на полуострове Ямал.
Большая часть нефтяных и газовых месторождений, которые раз¬
рабатываются сейчас и которые предстоит осваивать в ближайшие го¬
ды, расположена в пределах криолитозоны. Так, месторождения Сред¬
него Приобья приурочены к зоне редкоостровного распространения мно¬
голетнемерзлых пород. Газовые и газоконденсатные месторождения На-
дым-Пур-Тазовско£о района находятся в области островного и массив¬
но-островного распространения этих пород, а месторождения Ямальско¬
го, Тазовского и Гыданского полуострова — в зоне практически сплош¬
ного их развития.
Необходимо подчеркнуть, что общая тенденция освоения новых неф¬
тяных и газовых месторождений отчетливо выражена — постоянное дви¬
жение на север, где геокриологическая обстановка становится все бо¬
лее сложной и болев'разнообразной. В силу этого роль геокриологиче¬
ской составляющей инженерно-геологической информации будет посто¬
янно возрастать. Ее получение будет основываться на научно-информа¬
ционной базе, накопленной за долгие годы геокриологических исследо¬
ваний этой огромной территории.
Геокриологическая изученность территории
Геокриологическая обстановка территории Западно-Сибирской плиты в
настоящее время в целом исследована достаточно обстоятельно. Од¬
нако степень ее изученности неравномерна по площади. Более детально
исследованы западные и центральные районы области распространения
многолетнемерзлых пород, в пределах которых осуществлено обустрой¬
ство нефтяных и газовых месторождений, а также районы, намеченные
к освоению в XII пятилетке. Менее подробны сведения по отдельным
труднодоступным и пока мало освоенным восточным и юго-восточным
районам криолитозоны.
В истории геокриологических исследований Западно-Сибирской пли¬
ты по характеру работ, их объемам, методике исследования и глав¬
ное — их результатам выделяются три этапа. Для первого из них, ох¬
ватывающего длительный период до 1953 г. включительно, характерны
небольшие по объему геокриологические работы, носившие в первые
годы эпизодический характер и сопровождавшие в основном
геологические и географические исследования; лишь в заклю¬
чительные годы этого этапа были осуществлены спе¬
циальные работы, позволившие А. И. Попову [89] создать
первое обобщение о многолетнемерзлых породах Западной Сибири.
Второй этап (1954—1967 гг.) характеризуется целенаправленными си¬
стематическими тематическими (по содержанию) и в основном маршрут¬
ными (по методике ведения работ) исследованиями, в ходе которых ра¬
боты велись по четырем направлениям: 1)) изучение особенностей рас¬
пространения и температур многолетнемерзлых пород; 2) исследование
мощности мерзлых пород и их вертикального строения; 3) выявление
закономерностей криогенного строения и особенностей распределения
льдистости в разрезе и 4) изучение криогенных процессов. Результаты
работ этого периода отражены в монографии В. В. Баулина и др. [39].
Отличительная черта третьего этапа (начавшегося в 1968 г.) — прове¬
дение мелкомасштабного картирования практически во всех районах
Западно-Сибирской плиты, средне- и крупномасштабных исследований
районов интенсивного освоения. В этот период были осуществлены гео¬
криологические исследования на шельфе, широкое внедрение геофизи¬
ческих методов исследований в практику геокриологических работ, прив¬
лечение целого спектра аналитических (физико-химических, биострати-
графических и др.) методов для изучения мерзлых пород и подземных
6
льдов, постановка стационарных наблюдений за режимом мерзлых по¬
род и динамикой криогенных процессов. Все это позволило составить
сводные геокриологические работы как по отдельным районам, так и
для территории Западно-Сибирской плиты в целом.
Первый этап. Наблюдения за мерзлотными явлениями прово¬
дились уже в первых экспедициях землепроходцев и мореплавателей.
Своеобразие мерзлых толщ нашло отражение в описаниях участников
Великой Северной экспедиции П. Ласинуса и X. П. Лаптева, датируе¬
мых первой половиной XVIII столетия. В 1843—1844 гг. А. Ф. Мидден-
дорфом и И. А. Лопатиным были проведены специальные исследования
мерзлых пород на территории Западно-Сибирского региона. А. Ф. Мид-
дендорф замерял температуры в буровых скважинах в районе Старо-
Туруханска на Енисее. Отметив ее близкие к 0° отрицательные значе¬
ния, он предположил, что вблизи проходит южная граница распростра¬
нения многолетнемерзлых пород. И. А. Лопатин провел исследования
в Туруханском крае, а также весьма обстоятельно описал различные
типы подземных льдов на Бреховских островах в устье р. Енисея. Он
первый наблюдал образование подземного льда путем погребения сне¬
жников у подножий склонов, описал и правильно объяснил возникнове¬
ние ледяных жил в морозобойных трещинах.
Позднее различными естествоиспытателями были описаны (нередко
довольно подробно) и в отдельных случаях правильно истолкованы наи¬
более яркие криогенные явления в разных районах Западной Сибири:
Д. А. Драницыным в 1914 г. на Енисее, Б. Н. Городковым в 1924 и
1928 гг. в бассейнах Пура, Агана и на Гыданском полуострове,
Б. М. Житковым в 1913 г. на Ямале, И. Я. Ермиловым в 1927 г. на Гы¬
данском полуострове. В 30-е годы начато изучение мерзлых пород при
изысканиях под строительство Н. А. Цытовичем и Г. Е. Рябухиным в
низовьях Енисея (Усть-Енисейский порт), С. Л. Кушевым в устье
р. Нижняя Тунгуска; В. Н. Сакс в 1940 г. обобщил сведения о много¬
летнемерзлых породах в низовьях Енисея.
В 40-е годы инженерно-геокриологические исследования были пред¬
приняты и в других районах — близ Мыса Каменного В. Ф. Жуковым
и Н. И. Салтыковым, в окрестностях г. Игарка, где с 1935 г. В. Ф. Ту-
мель, Л. А. Мейстер, Л. С. Хомичевская ведут систематические наблю¬
дения за режимом мерзлых пород на Игарской мерзлотной станции.
Мерзлотно-гидрогеологические наблюдения в районе Усть-Енисейского
порта проведены В. М. Пономаревым. Измерения температур'в глубо¬
ких скважинах здесь осуществлены Г. Е. Рябухиным. Ряд ценных наб¬
людений мерзлотных явлений и сведения об истории развития мерзлых
пород Ямала собраны В. Н. Андреевым и Н. Я- Кацем.
Особое место в развитии геокриологических исследований региона
принадлежит экспедициям Комитета по вечной мерзлоте, затем преоб¬
разованного в Институт мерзлотоведения АН СССР. В 1937 г. Енисей¬
ская экспедиция, возглавляемая С. П. Качуриным, исследовала лево¬
бережье Енисея в среднем течении и его притоки; затем специальными
мерзлотными работами были охвачены Туруханско-Тазовское между¬
речье, правобережье Оби и др. Особенно плодотворно работала экспе¬
диция в 1945—1948 гг. под руководством А. И. Попова. По результатам
этих и более ранних работ им было составлено первое детальное опи¬
сание многолетнемерзлых пород региона — «Вечная мерзлота в Запад¬
ной Сибири» [89]. В этой монографии не только собран и системати¬
зирован огромный фактический материал (преимущественно по терри¬
тории лесотундровой и таежной зон), но и объяснены генетические осо¬
бенности многих криогенных явлений (пучения, термокарста, солифлюк-
ции и т. д.). Здесь же дан ряд принципиальных выводов по истории
развития мерзлых толщ. По существу, монография А. И. Попова яви¬
лась своеобразным и достойным итогом геокриологических исследова¬
ний первого этапа.
7
Второй этап. Отличительная особенность второго этапа геокри¬
ологических исследований (1954—1967 гг.) — существенное расширение
объема и задач специальных геокриологических работ, изучение всей
толщи мерзлых пород (а не только ее верхней, более доступной части),
расширение круга организаций, проводивших геокриологические иссле¬
дования, а также организаций, заинтересованных в геокриологических
»материалах.
В первые годы этого периода (1953—1957 гг.) интенсивное изуче¬
ние многолетнемерзлых толщ проводилось в районе предполагавшегося
создания Салехардского и других гидроузлов в нижнем течении р. Оби
экспедицией Гидропроекта совместно с сотрудниками геологического
факультета МГУ. Расширилась тематика и районы работ, выполненных
Институтом мерзлотоведения АН СССР. Новый, во многом уникаль¬
ный материал был получен в ходе работ экспедиций территориальных
геологических управлений и научно-исследовательских организаций в
связи с оценкой перспектив нефтегазоносности Западно-Сибирской пли¬
ты и разведкой нефтяных и тазовых месторождений.
Сведения о мощности и вертикальном строении мерзлой толщи в
этот период были существенно дополнены и уточнены в результате про¬
ведения большого объема буровых работ и геофизических исследований
Тюменского, Уральского, Новосибирского, Западно-Сибирского и Кра¬
сноярского' геологических управлений, треста Минусиннефтеразведка,
Научно-исследовательского института теологии Арктики (НИИГА),
Всесоюзного нефтяного научно-исследовательского геологоразведочного
института (ВНИГРИ), Главного управления Северного морского пу¬
ти (ГУСМП) и других организаций. Интерпретация каротажных геофи¬
зических данных и прямых замеров температур в скважинах проведена
рядом исследователей. Особенно следует отметить пионерные работы
В. М. Пономарева, Н. И. Обидина, Д. И. Дьяконова и О. В. Равдоникас
в низовьях Енисея, Г. Б. Острого в бассейне Елогуя, В. А. Мощанско-
го, А. А. Земцова и В. В. Баулина в бассейне Оби.
В то же время установлено наличие реликтовых и двухслойных
мерзлых толщ в южной половине криолитозоны Западно-Сибирской
плиты (А. А. Земцов и В. В. Баулин). В 60-е годы был получен еще.бо¬
лее обширный материал по особенностям строения мерзлых толщ, обоб¬
щенный в работах А. А. Ананяна и В. В. Баулина, Г. Б. Острого и
А. Ф. Черкашина, В. С. Николаева, И. Е. Духина. Наиболее полно эти
данные представлены и проанализированы В. В. Баулиным в моногра¬
фии о геокриологических условиях Западно-Сибирской плиты [39]. В
скважинах глубокого бурения проводились и геотермические измерения,
которые в совокупности с температурными замерами в менее глубоких
скважинах, выполнявшимися целым рядом научных и изыскательских
организаций, позволили составить общерегиональное представление о
распространении и среднегодовых температурах мерзлых пород. Сведе¬
ния о температурах многолетнемерзлых толщ, приведенные в работах
А. И. Попова [89], В. М. Пономарева, В. Ф. Жукова и Н. И. Салтыко¬
ва, К. А. Антипиной (Кондратьевой), Н. С. Шевелевой и Л. С. Хомичев-
ской, собственные и фондовые материалы систематизировала Е. Б. Бе¬
лопухова [39], выявившая наряду с зональными ряд локальных особен¬
ностей распределения температур многолетнемерзлых пород.
В течение всего второго этапа достаточно глубокое внимание уде¬
лялось изучению состава и криогенного строения многолетнемерзлых
пород. Особенности строения мерзлых толщ Западной Сибири наряду
с закономерностями строения мерзлых пород восточных районов стра¬
ны позволили А. И. Попову выделить два криогенетических типа: эпи¬
генетические и сингенетические мерзлые толщи. Криогенное строение и
льдистость эпигенетических мерзлых толщ южной половины криолито¬
зоны на основе материалов первого этапа исследований рассмотрено
А. И. Поповым [89], а затем более подробно А. М. Пчелинцевым в
1962 и 1964 гг. Криогенные текстуры и льдистость эпикриогенных отло-
8
жений различных фаций описаны также в работах О. С. Конновой,
Л. Ф. Кунициным, В. В. Баулиным, Ю. Ф. Андреевым, Г. С. Констан¬
тиновой, Ж. М. Белорусовой, Н. С. Шевелевой, В. И. Соломатиным,
Н. А. Шполянской и др.
Изучение син- и эпигенетических промерзших многолетнемерзлых
пород севера Западно-Сибирской плиты началось, по существу, лишь на
втором этапе геокриологических исследований. Материалы, полученные
в процессе проведения государственной мелкомасштабной геологической
съемки на территории полуостровов Ямал и Гыданский, позволили полу¬
чить первый массовый материал об особенностях криогенного строения
мерзлых толщ в этих районах. Изучение их строения и морфоструктур
мерзлотного рельефа на юге Ямала дало возможность М. Н. Бойцову
рассмотреть некоторые процессы развития мерзлых толщ. Представле¬
ния о строении сингенетических мерзлых пород сформировались после
исследований, выполненных в низовьях Енисея Е. М. Катасоновым,
Б. И. Втюриным, В. А. Усовым, И. Д. Даниловым и др., и в пределах
Ямало-Гыданской провинции Г. И. Дубиковым.
Среди криолитологических работ этого периода особое место зани¬
мают исследования, выполненные сотрудниками ПНИИИСа. В 1960—
1964 гг. они провели изучение криогенного строения мерзлых пород юж¬
ных и центральных районов Ямала и запада Гыданского полуострова.
В процессе маршрутных исследований по р. Юрибею (Ямал) В. В. Бау¬
лин и Г. И. Дубиков в 1962 г. описали криогенное строение и льди-
стость пород плейстоценового и голоценового возраста, изучив внутри-
грунтовые ледяные макротела пластового типа и сингенетические повтор¬
но-жильные льды в породах салехардской (?) и казанцевской свит. Мощ¬
ные сингенетические мерзлые толщи познеплейстоценового возраста
изучены Г. И. Дубиковым и М. М. Корейшей в долинах рек Сеяха
(Мутная), Мордыяха и Нурмаяха. Здесь же ими описаны ископаемые
инъекционные льды. В 1964 г. аналогичные явления исследованы
Г. И. Дубиковым и В. В. Баулиным в долине р. Юрибей, а затем
В. В. Баулиным в районе оз. Нейто и в бассейне р. Венуеуо; крупные
пластовые залежи встречены Л. М. Шмелевым в устье Енисея.
Обобщение всех собранных в этот период и ранее криолитологиче¬
ских сведений осуществлено Г. И. Дубиковым [39]. Он конкретно сфор¬
мулировал критерии выделения сингенетически и эпигенетически про¬
мерзших тонкодисперсных грунтов.
Второй этап исследований также характеризуется рядом Достиже¬
ний в исследовании криогенных процессов и палеокриогенных явлений.
В различных районах криолитозоны изучены бугры пучения (работы
Г. С. Константиновой, Ю. Ф. Андреева, Ж. М. Белорусовой, Л. С. Хо-
мичевской, Е. Б. Белопуховой, А. Н. Минаева, В. О. Орлова, В. Л. Не-
вечери и др.), повторно-жильные льды (работы Н. С. Даниловой,
A. И. Попова, Т. Н. Смирновой, Е. Б. Белопуховой, Е. Г. Карпова,
B. В. Баулина и др.), различные проявления термокарстовых процессов
(исследования Н. И. Пьявченко, С. П. Качурина). Изучение ряда палео-
мерзлотных явлений В. В. Баулиным, Ю. А. Лаврушиным, Е. П. Зари¬
ной, Ф. А. Каплянской, Л. М. Шмелевым, Н. С. Шевелевой и Л. С. Хо-
мичевской позволило не только более определенно судить о динамике
мерзлых толщ в плейстоцене и голоцене, но и составить (А. И. Попов,
А. Г. Костяев, В. В. Баулин, Е. Б. Белопухова и др). карты-схемы рас¬
пространения мерзлых пород в отдельные эпохи плейстоцена.
Большинство достижений второго этапа геокриологических изуче¬
ний освещено в монографиях А. И. Попова и Н. С. Шевелевой,
Л. С. Хомичевской и особенно полно в работе В. В. Баулина,
Е. Б. Белопуховой, Г. И. Дубикова и Л. М. Шмелева. Последняя из
них, по существу, подводит итог геокриологических исследований двух
первых этапов.
Третий этап. Этот этап геокриологических исследований, кото¬
рый целесообразно исчислять с 1968 г., характеризуется значительным
9
расширением и углублением мерзлотных работ. Наряду с тематически¬
ми и многочисленными изыскательскими работами на крупнейших объ¬
ектах Западно-Сибирского топливно-энергетического комплекса страны
выполнены общерегиональные геокриологические исследования, позво¬
лившие составить ряд новых сводных работ, в том числе серию мерз¬
лотных карт региона.
Работы сотрудников ПНИИИС [2, 12, 13, 14, 18—20, 58—59, 76—
78, 81 и др.], ВСЕГИНГЕО [38, 41, 42, 72, 73, 113, 117], кафедр геокри¬
ологии, криолитолоНни и гляциологии и в особенности площадные ис¬
следования сотрудников кафедры грунтоведения и инженерной геоло¬
гии МГУ [36, 68, 88, 97,99,100, 105, 114, 118 и др.] и целого ряда науч¬
ных, геологических и изыскательских организаций (Фундаментпроект,
Гипротюменнефтегаз, Гидропроект, ВНИИГАЗ, Главтюменгеология,
ВНИГРИ, ВСЕГЕИ, ПГО Аэрогеология и др.) позволили получить сов¬
ременные представления о закономерностях распространения и темпе¬
ратурах мерзлых толщ юга, и центральной части Западно-Сибирской
криолитозоны, а специальные исследования, проведенные сотрудниками
Тюменской инженерно-геологической экспедиции геологического факуль¬
тета МГУ, дали материал для картирования температур и распростра¬
нения мерзлых пород в пределах Ямало-Гыданской провинции [88, 99,
100]. Собранные материалы легли в основу создания мелкомасштабных
карт, на которых весьма детально были охарактеризованы среднегодо¬
вые температуры и распространение мн'оголетнемерзлых и талых по¬
род. В их создании принимали участий сотрудники МГУ, ПНИИИС,
ВСЕГИНГЕО, Главтюменгеологии и других организаций (Ю. Б. Баду,
Е. Б. Белопухова, Ю. К- Васильчук, А. В. Груздов, Л. Н. Крицук,
П. И. Кашперюк, В. Т. Трофимов, Н. Г. Фирсов, И. И. Шаманова и
ДР-)-
Значительно расширились и работы по изучению мощности много¬
летнемерзлых толщ, в основном вследствие резкого увеличения объема
глубокого бурения на газ и нефть в пределах практически всей кри¬
олитозоны. Буровые, термометрические и промысловые геофизические
исследования, проведенные в разведочных скважинах сотрудниками
Главтюменгеологии, Красноярского и Томского геологических управ¬
лений, ВНИГРИ, ВНИИГАЗа, Гипротюменнефтегаза и других орга¬
низаций, электрометрические исследования, проведенные сотрудниками
ВСЕГИНГЕО, МГУ, ПНИИИСа, объединения Гидроспецгеология, Фун-
даментпроекта, дали новый обширный материал для уточнения ранее
сложившихся представлений о вертикальном строении и мощности мер¬
злых толщ. С начала 70-х годов ряд организаций Мингазпрома и Мин-
нефтепрома проводят геотермические исследования в эксплуатационных
скважинах северных месторождений. Собранный материал обобщен в
работах В. В. Баулина и А. Л. Чеховского [15, 16], Г. Д. Гинсбурга,
В. А. Соловьева, А. В. Груздова [44], В. Т. Трофимова и др. [88, 95,
97, 99, 100], В. В. Баулина [10, 11, 12], Н. А. Шполянской [114],
Л. Н. Крицук [72]. В этот период составлен ряд обзорных карт мощ¬
ности многолетнемерзлых толщ региона, мелкомасштабные карты для
ряда районов Западно-Сибирской криолитозоны [15, 65, 88, 97, 99,
100]. Наиболее детально и полно строение мерзлых толщ и их мощность
отображены на мелкомасштабной карте Западно-Сибирской плиты, в
разработке которой приняли участие сотрудники МГУ/ ПНИИИС,
ВСЕГИНГЕО, ВНИИГАЗ и других организаций (Ю. Б. Баду, В. В. Бау¬
лин, Ю. К- Васильчук, Б. В. Галактионов, Г. Д. Гинсбург, Н. Ф. Гри¬
горьев, А. В. Груздов, А. А. Земцов, П. И. Кашперюк, Л. Н. Крицук,
В. Г. Кудряшов, В. А. Соловьев, В. Т. Трофимов и др.).
После 1967 г. существенно углубились исследования криогенного
строения и льдистости многолетнемерзлых пород. Значительно допол¬
нились представления о сингенетических толщах самых северных рай¬
онов— Ямала, Тазовского и Гыданского полуостровов [7, 22, 26, 27
30, 38, 65, 72, 73, 88, 97, 99, 100], появились новые материалы по При-
10
енисейским районам [48, 99, 105, 118, 119]. Были созданы аналитические
криолитологические карты разных масштабов и содержания [65, 88,
99, 100], рассмотрены вопросы криолитологического районирования тер¬
ритории [100, 102]. Накопленные материалы позволили В. Т. Трофимо¬
ву, Ю. Б. Баду и Г. И. Дубикову [100] составить монографию, посвя¬
щенную характеристике криогенного строения и льдистости многолетне¬
мерзлых пород региона.
В этот период значительно возрос интерес к ледяным макровключе¬
ниям в многолетнемерзлой толще. Особенно расширились работы по ис¬
следованию пластовых льдов. Мощные ледяные залежи были встрече¬
ны в скважинах глубокого бурения в северо-восточных районах плиты,
в естественных обнажениях они описаны на значительном протяжении
в долине Енисея — от широты Северного полярного круга [66, 93, 94]
до приустьевых частей [33, 48, 66, 109]. Мощные залежи пластовых
льдов описаны на Гыданском полуострове [7, 8, 93, 94, 99, 100]. Особен¬
но представительные разрезы детально изучены в центральных районах
Ямала [4, 39, 54, 55, 56, 57, 65,69, 70, 84, 88,100]. При исследовании пла¬
стовых льдов во всех этих районах применен комплекс методов, позво¬
ливший более определенно судить об их распространении и условиях
формирования.
Исследования повторно-жильных льдов в северных районах плиты
позволили не только решить ряд криогенетических задач [7, 32, 48,
88, 99, 100], но и откартировать льдистость за счет повторно-жильных
льдов на специальных картах [88, 99, 100].
Расширились работы по исследованию процессов и форм пучения
в южных районах криолитозоны [23, 37, 38, 60]. При этом широко ис¬
пользовались геофизические методы [61], а В. Л. Невечерей проведены
наблюдения за динамикой процессов пучения на стационарах.
В этот период Н. Ф. Григорьевым [3] начаты работы на шельфе
Карского моря, позволившие получить более определенные представле¬
ния о процессах субаквального формирования многолетнемерзлых по¬
род.
Широкое применение комплекса биостратиграфических и физико¬
химических методов конкретизировало палеомерзлотные реконструкции.
В. В. Баулиным, Н. С. Даниловой, Ф. А. Каплянской, В. Д. Тарноград¬
ским, С. А. Архиповым и другими исследователями изучены посткрио¬
генные явления в южных районах плиты, вне криогенной области, поз¬
волившие более точно установить районы, развития многолетнемерзлых
пород в плейстоцене. На основе анализа распределения температур и
строения прерывистых по вертикали толщ мерзлых пород получены
данные о возможном их оттаивании с поверхности в центральных и юж¬
ных районах криолитозоны в плейстоцене и голоцене [9, 10, 11, 16, 114
и др.]. Сочетание криолитологических и биостратиграфических иссле¬
дований, сопровождающихся определением возраста пород по радио¬
углероду, дополнили представления о развитии мерзлых пород в раз¬
ных районах плиты [1, 6, 26, 46, 48, 83, 99]. Широкое одновременное
применение методов радиоуглеродного датирования отложений и иссле¬
дований содержания стабильных изотопов в подземных льдах дали воз¬
можность для суждений о динамике геокриологических условий в са¬
мых северных районах Западно-Сибирской плиты [22, 24, 25, 27—29, 31,
99].
Существенным достижением криолитологических исследований в ре¬
гионе, имеющем большую практическую и научную значимость, явилось
создание мелкомасштабной карты криогенетических типов и льдисто¬
сти верхней 10-метровой части разреза многолетнемерзлых пород, в
создании которой участвовали специалисты МГУ, ПНИИИС, ВСЕГИН-
ГЕО и других организаций, работавших в криолитозоне Западной Си¬
бири (Ю. Б. Баду, Ю. К. Васильчук, Н. С. Данилова, Г. И. Дубиков,
Л. Н. Крицук, В. Т. Трофимов, Н. Г. Фирсов и др.). В ходе выполнения
этой работы был использован обширный материал, накопленный в про¬
11
цессе детальных инженерно-геологических изысканий-, проводившихся в
большом объеме в разных районах Западно-Сибирской плиты.
Большое внимание было уделено, как уже отмечалось, изучению
криогенных и посткриогенных процессов и явлений. Среди последних на¬
ибольшее внимание было уделено развитию термокарста [106, 107].
Математическое моделирование развития термокарстовых озер выпол¬
нено В. Н. Ловчуком. Развитие термоэрозионных процессов рассмотре¬
но Б. Ф. Косовым с соавторами в 1973—1976 гг., Э. Д. Ершовым и др.
в 1982 г. В наиболее полном виде накопленные данные о мерзлотных
процессах обобщены в монографиях [37, 38, 65, 97, 118].
Накопленные данные позволили не только охарактеризовать гео¬
криологические условия Западно-Сибирской плиты и их отдельные ком¬
поненты, но и разработать методику оценки чувствительности геокри¬
ологической обстановки к техногенным воздействиям [34—36, 85], а
также составить локальные и региональные прогнозы ее изменения.
Региональные аспект^ этой проблемы рассмотрены в целом ряде работ
[37, 65, 98, 118].
Приведенный обзор свидетельствует о достаточно хорошей изучен¬
ности геокриологических условий Западно-Сибирской плиты, наличии
обобщающих монографических и картографических работ по ее терри¬
тории в целом и по отдельным крупным районам. Эти региональные ма¬
териалы, многие из которых были составлены в первой половине треть¬
его этапа геокриологических исследований, существенно ускорили и об¬
легчили проведение последующих инженерно-геологических изысканий
под различные строительные объекты, позволили проводить их геокри-
ологически и методически грамотно, что способствовало освоению при¬
родных богатств севера Западно-Сибирской плиты. Имеющиеся мате¬
риалы создают надежную научно-информационную и методическую ба¬
зу для проведения изысканий в крайне северных районах плиты, куда
прогрессивно смещается фронт освоения газовых месторождений Запад¬
ной Сибири.
РАЗДЕЛ I
ЗАКОНОМЕРНОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ МЕРЗЛЫХ ТОЛЩ
И СОВРЕМЕННЫЕ ГЕОКРИОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
ГЛАВА I
ИСТОРИЯ ФОРМИРОВАНИЯ ГЕОКРИОЛОГИЧЕСКИХ УСЛОВИИ
Основные черты геолого-геоморфологической обстановки
к началу формирования многолетнемерзлых пород
Начало формирования многолетнемерзлых пород в пределах Западно-
Сибирского региона относится к самому концу плиоценового — началу
четвертичного времени. К этому этапу основные геолого-структурные
элементы Западно-Сибирской плиты были уже сформированы и харак¬
теризовались следующими особенностями.
В тектоническом отношении Западно-Сибирская плита — это круп¬
нейшая плита Центрально-Евразиатской молодой платформы. Ее есте¬
ственными геологическими границами служат внешние контуры (линии
выклинивания) площади сплошного распространения осадочных мезо¬
зойских и кайнозойских отложений. Через Тургайский прогиб мезозой-
кайнозойский чехол Западно-Сибирской плиты переходит в чехол Ту¬
ра некой плиты.
Весь комплекс пород, слагающих плиту, по условиям залегания,
составу и степени метаморфизма подразделяется на три структурных
этажа: первый (нижний) — собственно фундамент, в состав которого
входят тектонические элементы, прошедшие геосинклинальный цикл
развития, второй — промежуточный (парагеосинклинальный) и тре¬
тий— платформенный этаж, по отношению к которому образования пер¬
вого и второго структурного этажей служат складчатым основанием —
-фундаментом.
Первый структурный этаж сложен разнообразными осадочными и
вулканогенными докембрийскими и палеозойскими образованиями, смя¬
тыми в сложные складки с крутыми углами падения, сильно метамор-
физованными и прорванными многочисленными разнообразными’интру¬
зиями. В его составе выделяются архейские и раннепротерозойские,
байкальские, салаирские, каледонские и герцинские зоны консолидации,
которые формируют шесть основных складчатых систем (рис. 1). Кроме
того, выделяются Уват-Ханты-Мансийский и Рубцовский срединные мас¬
сивы, а также более молодые Колтогорско-Уренгойский и ряд других
грабен-рифтов триасового возраста, которые пересекают различные
структурные зоны.
Второй структурный этаж складчатого основания плиты представ¬
лен слабо дислоцированными (углы падения 10—40°, местами до 50°) и
метаморфизованными осадочными и вулканогенно-осадочными породами
палеозойского и нижнемезозойского возраста (в зонах байкальской
складчатости — это в основном кембрийские и силурийские отложения,
в пределах каледонид — девонские и нижнекаменноугольные, а в зонах
поздних герцинид — триасовые — нижнелейасовые образования). Тол¬
щи этого этажа не имеют сплошного распространения. Они обычно вы¬
полняют впадины геосинклинального структурного этажа и залегают на
формациях, его слагающих, с резким угловым и стратиграфическим не¬
согласием. Мощность отложений второго структурного этажа изменя¬
ется от десятков и сотен метров до 2—6 км.
Породы первого и второго структурных этажей практически во всех
районах Западно-Сибирской плиты залегают на значительной глубине
(от сотен метров близ латеральных границ плиты до 3—3,5 км в ее
13
Рис. 1. Схема тектонического районирования фундамента Западно-Сибирской плиты
(по В. С. Суркову):
1—5 — складчатые системы: / — Уральская, 2 — Казахстанская, 3 — Центрально-Западносибирская,
4 — Алтае-Саянская, 5 — Енисейско-Туруханская; 6—7 — срединные массивы: 6 — Уват-Ханты-Ман-
сийский, 7 — Рубцовско-Барнаульский; 8 — грабен-рифты триасового возраста; 9 — оси складчатых
структур (антиклинориев, мегасинклииориев и др.); 10 — глубинные разломы, разграничивающие
складчатые системы разного возраста консолидации; 11 — прочие разломы. Области складчато¬
сти: А — архейской и раннепротерозойской, В — байкальской, Q — салаирской, С2 — каледонской,
Vi — раннегерцинской, V2 — позднегерцинской
центре и 4—5 км и более на севере). Однако, несмотря на большие глу¬
бины залегания, тектоническое строение фундамента, возраст стабили¬
зации различных зон и особенности их развития на стадии молодой
платформы оказали огромное влияние на формирование не только ме-
зозой-кайнозойского осадочного чехла, но и на особенности современ¬
ного рельефа и главное — на мощности толщ многолетнемерзлых пород
(см. гл. V).
Третий структурный этаж представлен мощной толщей платформен¬
ных осадочных, преимущественно терригенных отложений пермской,
меловой, палеогеновой, неогеновой и четвертичной систем. Эти отложе¬
ния выполняют огромную блюдообразную впадину и залегают с пере¬
рывом и резким угловым несогласием на породах первого и второго
14
i'.'i'
Ii'i'iU Х^гЛб VZ&i
"\s ШШ$ 1----^]лу I 1// I 1# f ^l/J
Pmc. 2. Разрез платформенного чехла центральной части Западно-Сибирской плиты
(по [65]).
Формации: 1 — угленосная нйжне-среднеюрского тектоно-седиментационного комплекса; 2—3 — верх-
неюрско-нижнемелового тектоно-седиментационного комплекса: 2 — терригенная, 3 — терригенно-
карбонатная; 4—5 — нижнемелового — сеноманского тектоно-седиментационного комплекса: 4 — терри¬
генная, 5 — угленосная; 6—9 — верхнемелового — нижнеолигоценового тектоно-седиментационного
комплекса: 6 — терригенная, 7 — терригенно-карбонатная, 8 — кремнисто-терригенная, 9 — терриген-
но-каолиновая; 1C—11 — новейшего структурного этажа: 10 — терригенно-лигнитоносная, //— тер¬
ригенная сероцветная; 12 — границы формаций; 13 — границы тектоно-седиментационных комплек¬
сов и структурных этажей
структурных этажей. Они совершенно неметаморфизованы, залегают
очень полого, почти горизонтально, и лишь на крыльях локальных
структур углы наклона пластов достигают 10—15°, редко более. Мощ¬
ность платформенного чехла закономерно увеличивается от первых де¬
сятков и сотен метров в непосредственной близости к бортам плиты до
2—3 км в центральной части и 4—5 км в северных районах.
В составе платформенного чехла выделяются, по П. К. Куликову,
два структурных яруса: нижний — койлогенный, сложенный мощной
толщей мезозойских и раннекайнозойских отложений, и верхний — нео-
тектонический, сформированный более молодыми кайнозойскими образо¬
ваниями. В составе каждого яруса выделяется несколько тектоно-седи¬
ментационных комплексов, сложенных преимущественно терригенными
формациями.
В мезозое и раннем кайнозое Западно-Сибирская плита развива¬
лась как единая крупная внутриплатформенная впадина. Область.проги-
бания, включавшая на первых этапах развития огромные пространства
центральной и северной ее частей, достаточно быстро расширилась за
счет окраинных территорий. В развитии структур осадочного чехла пли¬
ты фиксируется высокая степень унаследованности — почти все под¬
нятия чехла образовались над выступами фундамента (рис. 2). Нижние
горизонты чехла характеризуются значительно более дифференцирован¬
ной структурой по сравнению со средней и особенно верхней: вверх по
разрезу постепенно и довольно значительно уменьшается контраст¬
ность структурных форм, ослабевает их амплитуда (от горизонтов юры
до палеогена — в 5—10 раз), многие внутренние поднятия затухают,
особенно в прибортовых частях плиты, другие мелкие локальные подня¬
тия нижних горизонтов на более высоких стратиграфических горизонтах
уступают место крупным объединенным структурам.
На фоне блюдообразной структуры чехла плиты отмечаются раз¬
личные крупные и мелкие тектонические формы, имеющие как линей¬
ные, так и изометричные формы. Первые наиболее характерны для
районов с герцинским фундаментом, вторые — с байкальским.
Важная роль в завершении формирования структуры Западно-Си¬
бирской плиты принадлежит неотектоническому этапу развития, в те¬
чение которого образовался неотектонический структурный ярус, сло¬
женный олигоцен-четвертичными отложениями мощностью до 150—
400 м (местами и более). Для этого этапа развития плиты характерна
15
Рис. 3. Схема новейших структурных элементов Западно-Сибирской плиты (по
И. П. Варламову и др.):
/—2 — надпорядковые положительные структуры: / — гряды (четко выраженные структуры), 2 —
структурные террасы, ступени, склоны и седловины; 3 — надпорядковые отрицательные структу¬
ры-впадины; 4 — четко выраженные положительные структуры первого порядка; 5 —границы
между наиболее крупными структурными элементами и их индексы; б — границы между струк¬
турными элементами более высоких порядков и их индексы; 7 — границы Западно-Сибирской
плиты
Новейшие структурные элементы. Северо-Уральская крупная структурная
ступень (I): Ь — Заполярно-Уральский склон; Ь — Полярно-Уральская структурная ступень;
1з — Саранпаульский мегапрогиб; 1« — Сосьвинско-Кемпажское сводоподобное поднятие; U — Сось-
винско-Эсский прогиб; 16 — Липинский мегапрогиб; 1т — Лозьвинско-Пелымский мегавал; I* — Пе-
лымско-Кондинская структурная ступень; 1$ — Лозьвинско-Туринский мегапрогиб; 110 — Тавдинская
структурная ступень. Зауральско-Приказахстанская структурная терраса
(II): IIi — Верхнетуринская структурная ступень; П2 — Шадринско-Туринское сводоподобное под¬
нятие; Из — Тобол-Ишимское сводоподобное поднятие; П« — Куртамышско-Приказахстанский склон;
Us — Кустанайская седловина; Не — Кушмурунско-Убоганский мегапрогиб. Северо-Казах¬
станский крупный склеп (III): IIIi — Прииртышская структурная ступень; ПЬ —За-
иртышская структурная ступень; 1113 — Предалтайская структурная ступень. Иртышско-
Ишимская крупная седловина (IV): IVi — Ишим-Вагайский структурный залив;
IV* — Называевская седловина; IV3 — Крутогорская структурная ступень. Кулундинско-Ба-
рабинская крупная впадина (V): Vi — Чаиовская впадина; V* — Прикаменскнй
структурный мост; V3 — Кулундинская впадина. Васюганская гряда (VI): VIi — Демьян-
ско-Иртышский мегавал; VI* — Тарско-Чузикский мегавал. Среднеобская крупная
впадина (VII): VIIi — Тобол-Иртышский мегапрогиб; VII* — Среднетавдинская структурна»
терраса; VII3 — Ханты-Мансийская впадина; VII4 — Нижнеюганская впадина; VIIS — Демьянско-
Салымская структурная ступень; VII* — Демьянско-Нижневахская структурная терраса; VII7 —Ва-
сюганско-Нижневахская структурная терраса; VII* — Колпашевский структурный залив. Южно-
Енисейская крупная терраса (VIII): VIIIi — Вахско-Сымский мегапрогиб; VIII* —
Кетско-Вахская структурная терраса; VIIIj — Чулымо-Енисейская структурная терраса; VIII4 —
Присаянская структурная терраса; VIII* — Приобская структурная ступень. Сибирско-Уваль-
ская гряда (IX): IXi — Люлннворское сводоподобное поднятие; IX* — Ендырская седловина;
16
резкая активизация тектонических движений и перестройка структурно¬
го плана: если в течение почти всего койлогенного этапа развития мак¬
симальные прогибы существовали на севере плиты, то в конце его и
особенно в новейший этап началась их миграция на юг. В олигоцене
самые северные и восточные районы плиты достаточно интенсивно воз¬
дымались, а в погружающихся зонах центра, юга и запада шло накоп¬
ление континентальных, преимущественно озерно-аллювиальных толщ.
В неогене в опускания, помимо южных районов, были втянуты также
Алтае-Саянская область, а север и центр плиты испытал дифференциро¬
ванные положительные движения.
Сравнение структурных карт, построенных для различных горизон¬
тов платформенного чехла, свидетельствует о двух главных тенденциях
в перестройке структурного плана плиты в новейшее время. Во-первых,
в неотектонический этап наряду с положительными и отрицательными
тектоническими структурами, развивавшимися унаследованно вплоть
до самых верхних горизонтов чехла («сквозные» структуры), образова¬
лись структуры наложенные, возникшие в верхних горизонтах платфор¬
менного чехла. Во-вторых, в это время очень активно происходила ге¬
нерализация дифференцированных структур мезозойской части чехла в
единые крупные тектонические формы, выполаживающиеся снизу вверх
по разрезу.
Новейшая структура многих районов плиты с герцинским или бо¬
лее древним фундаментом, разбитым на подвижные блоки в триасе, в
общем совпадает со структурным планом мезозой-раннекайнозойской
части чехла. Наибольшее сходство наблюдается в северных, западных
Приуральских и южных Приказахстанских частях плиты. Наложенные
структуры четко проявляются в центральных и юго-восточных районах
плиты. Так, в центральной ее части очень отчетливо выделяются Сибир-
ско-Увальская и Васюганская гряды и Среднеобская впадина широтно¬
го простирания (рис. 3), в то время как структуры фундамента (см.
рис. 1) и нижних горизонтов платформенного чехла имеют северо-
западное и меридиональное простирание. В северных районах плиты
новейшие структуры в целом наследуют структурный план нижней ча¬
сти платформенного чехла.
В разрезе платформенного чехла Западно-Сибирской плиты обособ¬
ляется, как уже отмечалось, несколько крупных тектоно-седиментаци-
онных комплексов (рис. 4), причем породы всех комплексов, правда,
в разных районах, находятся в многолетнемерзлом состояние Эти ком¬
плексы являются мощными и в целом сложными по строению толщами
пород. В их составе выделены осадочные формации, представляющие
собой ассоциации парагенетически тесно связанных между собой гор¬
ных пород определенного литологического состава, которые сформиро¬
вались в определенных структурно-фациальных зонах.
По схеме размещения формаций, слагавших верхнюю часть разре¬
за плиты к началу формирования многолетнемерзлых пород (рис. 5),
хорошо видно, что в центральных и северных районах были распрост¬
ранены в основном терригенные формации. На подавляющей части
территории это были формации верхнетретичного (олигоцен-неогеново-
го) и верхнемелового — палеогенового тектоно-седиментационных ком¬
плексов. В Зауральских районах в верхней части разреза залегали
1Х3 — Белогорское сводоподобное поднятие; 1Х4 — Пурско-Тромеганский мегавал; 1Х3 — Верхнета-
зовское валоподобное поднятие; IXe — Дубчесское сводоподобное поднятие. Северо-Енисей¬
ская крупная структурная ступень (X); Xi — Баихинское сводоподобное подня¬
тие; Х2— Енисейский мегапрогиб; Х3 —Русская структурная ступень; Х4 — Игарско-Дудинский
склон; Х5 — Малохетско-Рассохинский мегавал; Хв — Верхнетанамский мегапрогиб; Xj — Танамо-
Дорофеевский вал; Х3 — Западно-Таймырский склон. Ямало-Ненецкая моноклиналь
(XI): XI) — Белоостровская структурная ступень; Х12 — Ямальское сводоподобное поднятие; Х13 —
Нейтинский мегапрогиб; Х14 — Нурминский мегавал; ХЬ — Байдарацкий мегапрогиб; ХЬ — Щучин-
ское сводоподобное поднятие; Х17 — Нижнеобский мегапрогиб; Х13 — Гыданский мегавал; ХЬ — Ны-
динский мегавал; ХЬо— Обь-Казымское сводоподобное поднятие; Х1ц — Обь-Надымская впадина;
XIi2 —Северо-Ненецкое сводоподобное поднятие; XI|3 — Уренгойский мегапрогиб; XIu — Тазовское
сводоподобное поднятие; XIiS — Худосейский мегапрогиб; ХЬв — Казым-Толькинский мегапрогиб
2 Зак. 514
17
^*:УУш§Ш7
а б -
ЫШЬя
Рис. 4. Тектоно-седиментационные комплексы и
формации платформенного чехла Западно-Сибир¬
ской плиты (по А. В. Гольберту и др.):
1—3 — формации осадочных серий (по В. П. Казарино¬
ву): 1 — терригенные, 2 — хемогенно-терригенные, 3 — су¬
щественно хемогенные; 4 — дислоцированные угленосные
отложения рэт-лейаса; 5—10 — тектоно-седиментационные
комплексы платформенного чехла: 5 — нижне-среднеюр¬
ский, 6 — верхнеюрско-валанжинский, 7 — нижнемело¬
вой — сеноманский, 8 — верхнемеловой — палеогеновый,
9 — верхнетретичный, 10 — четвертичный (верхнеплиоцен-
четвертичный); 11—28 — осадочные формации платфор¬
менного чехла: 11 — терригенно-полимиктовая угленос¬
ная, А? — формация черных битуминозных аргиллитов,
13 — терригенно-глауконитовая, 14 — терригенно-известко-
вая (а — терригенно-известково-мезомиктовая субформа¬
ция, б — терригенно-известково-олигомиктовая субформа¬
ция), 1J — терригенно-полимиктовая пестроцветная, 16 —
терригенно-мезомиктовая пестроцветная, 17 — пестроцвет¬
ная бокситоносная, 18 — терригенно-мезомиктовая угле¬
носная, 19 — терригенно-мезомиктовая, 20 — терригенно-
олигомиктовая глинистая, 21 — кремнистая, 22 — терри-
генно-олигомиктовая каолиновая, 23 — карбонатно-глинис¬
тая, 24 — терригенно-мезомиктовая лигнитоносная, 25 —
терригенно-полимиктовая пестроцветная гипсоносная,
26 — терригенно-полимиктовая, 27 — формация лёссовид¬
ных суглинков, 28 — терригенно-экстраполимиктовая
форменного чехла плиты ко времени начала формирования многолетнемерзлых пород
(составил В. Т. Трофимов):
1—з — формации новейшего структурного этажа: 1—терригенно-полимиктовая пестроцветная гип¬
соносная неогеновая, 2 — терригенно-мезомиктовая лигнитоносная олигоценовая, 3 — терригенно-оли-
гомиктовая каолиновая олигоценовая; 4—9 — формации койлогенного структурного этажа: 4 — тер-
ригенно-олигомиктовая глинистая верхнеэоцен-нижнеолигоценовая, 5 — кремнистая, местами крем¬
нисто-глауконитовая турон-эоценовая, 6 — терригенно-олигомиктовая каолиновая и терригенно-глау-
конитовая верхнемеловая — палеоценовая, 7 — терригенно-глауконитовая оксфорд-валанжинская и
терригенно-мезомиктовая угленосная готерив-сеноманская, 8 — терригенно-пестроцветная верхнеюр-
ско-барремская и терригенно-мезомиктовая угленосная апт-сеноманская, 9 — терригенно-полимик¬
товая угленосная нижне-среднеюрская
формации и более древних тектоно-седиментационных комплексов —
нижнемелового — сеноманского, верхнеюрско-валанжинского и даже
нижне-среднеюрского тектоно-седиментационных комплексов.
Подавляющая часть формаций названных комплексов, особенно
первых двух из них, сложена дисперсными горными породами: песками,
супесями, суглинками (алевритами) и глинами. Широко были распро¬
странены диатомитовые и опоковидные глины, диатомиты и опоки (эоце-
новые отложения). Более древние и более литифицированные образо¬
вания юрского — нижнемелового возраста, в составе которых наряду с
названными породами развиты различные типы песчаников и алевроли¬
тов, залегали на небольших глубинах в Зауралье.
2»
19
Рельеф южных районов плиты, где в неогене активно шла акку¬
муляция озерно-аллювиальных отложений, был плоский, практически
нерасчлененный. В центральных районах он, по-видимому, был близок
по своей расчлененности к современному. Здесь отчетливо в качестве
крупнейшей положительной морфоструктуры выделялась Сибирско-
Увальская гряда, которую прорезали относительно узкие речные доли¬
ны. Расчлененность же северной части плиты была существенно выше.
Здесь врез речных долин составлял 150—200 м и более по отношению к
прилегающим междуречным равнинам, что было обусловлено как низ¬
ким положением уровня моря, так и активным воздыманием этих рай¬
онов в олигоцене и неогене. В целом здесь сформировался достаточно
расчлененный рельеф денудационной равнины, который был существен¬
но переработан и погребен верхнеплиоцен-четвертичными отложениями.
В течение неогенового этапа климат продолжал изменяться (по
сравнению с олигоценовым временем) в сторону дальнейшего похоло¬
дания и аридизации. В* южной половине плиты вследствие этого уста¬
новился аридный и субаридйый умеренный климат. Степень его арид-
ности в северном направлении снижалась, и в северных районах плиты
климат был умеренным и более холодным, чем на юге.
Историко-геОлогические закономерности формирования
геокриологических условий
Этапы формирования геокриологических условий и принципы их выде¬
ления. В истории формирования многолетнемерзлых пород Западно-Си¬
бирской плиты выделяют четыре крупных этапа. Первый из них ох¬
ватывал огромный временной интервал от конца верхнего плиоцена —
начала четвертичного периода до начала позднего плейстоцена включи¬
тельно. Второй этап продолжался от начала зырянской ледниковой эпо¬
хи до среднего голоцена (до начала климатического оптимума). Третий
этап соответствует времени климатического оптимума голоцена, а чет¬
вертый продолжается от конца климатического оптимума до наших
дней [11, 39, 17].
В основе выделения этих этапов лежат значительные палеоклима-
тические и палеогеографические изменения, приводившие к формиро¬
ванию мерзлых толщ различного строения и мощности на огромных
площадях региона или, наоборот, к протаиванию многолетнемерзлых по¬
род на значительных территориях. Для обоснования выделения этих
этапов формирования геокриологических условий помимо сугубо геокри¬
ологических данных использованы палеогеографические построения, из¬
ложенные в работах А. И. Попова [89], В. В. Баулина и др. [39],
Г. И. Лазукова, С. А. Архипова, А. А. Величко и многих других иссле¬
дователей.
Первый этап формирования геокриологических условий Западно-Си¬
бирской плиты — этап появления и прогрессивно (аградационного) —
регрессивного (деградационного) развития многолетнемерзлых толщ.
Их образование на огромных пространствах активно шло в холодные
ледниковые (демьянская и самарбвско-тазовская) эпохи, а деградация
в более теплые межледниковые (тобольская и казанцевская). Она так¬
же развивалась во все эпохи под дном трансгрессировавшего с севера
Ямальского морского бассейна. Подчеркнем, что в конце этого этапа
во время казанцевской морской трансгрессии благоприятные условия
для прогрессивного развития многолетнемерзлых пород существовали
лишь на крайнем севере региона, на морском побережье и островах.
Мерзлые син- и эпикриогенные породы казанцевской свиты, а также бо¬
лее древние, преимущественно эпикриогенные породы сохранились в
этих районах до настоящего времени. Протаивание их не происходило
в более поздние теплые эпохи плейстоцена и голоцена.
20
Второй этап формирования геокриологических условий Западно-
Сибирской плиты — это дальнейшее прогрессивно-регрессивное разви¬
тие многолетнемерзлых толщ на большей части территории региона и
постоянно прогрессивное их формирование на его севере. В холодные
(ледниковые) эпохи (зырянскую и сартанскую) многолетнемерзлые по¬
роды активно продвигались на юг вплоть до линии Тобольск — Ени¬
сейск в зырянскую эпоху и даже южнее в сартанское время. В каргин-
ское межледниковье и ранний голоцен южная граница многолетнемер¬
злых пород существенно смещалась к северу, но в пределах Ямало-Гы-
данской части Западно-Сибирской плиты и в это время существовали
благоприятные условия для активного син- и эпигенетического промер¬
зания отложений.
Третий этап геокриологического развития Западно-Сибирской пли¬
ты по времени совпадает с климатическим оптимумом голоцена. Это
этап регрессивного развития толщ многолетнемерзлых пород на подав¬
ляющей части региона, стабильного или прогрессивного — на Крайнем
Севере. В районах, где наблюдалось регрессивное развитие толщ мно¬
голетнемерзлых пород, активная их деградация шла как снизу, так и
сверху, причем ее активность прогрессивно уменьшалась к северу. В хо¬
де регрессивного развития к концу оптимума южнее линии 60° с. ш. на
западе и 58° на востоке многолетнемерзлые породы в основном пол¬
ностью протаяли.
Четвертый этап формирования геокриологических условий продол¬
жается с конца климатического оптимума до настоящих дней. Это этап
прогрессивного развития многолетнемерзлых толщ Западно-Сибирской
плиты. Оно связано с похолоданием в позднем голоцене. Такое разви¬
тие обусловлено формированием своеобразного регионально выдержан¬
ного геокриологического феномена — двухслойных по разрезу толщ мно¬
голетнемерзлых пород, верхний слой которых позднеголоценовый, а
нижний — так называемый реликтовый, преимущественно плейстоцено¬
вый.
Необходимо подчеркнуть, что история развития многолетнемерзлых
пород на каждом из этих этапов была достаточно сложной, часто раз¬
нонаправленной в одно и то же время в южных и северных областях
криолитозоны. Потепления климата происходили и в ледниковые эпо¬
хи, а похолодания — в межледниковья. Правда, результаты этих более
кратковременных колебаний климата в разной, как правило, очень сла¬
бой степени отражены в современных мерзлых толщах и изучен^ пока
слабо.
Рассмотрим главные особенности развития геокриологической об¬
становки Западно-Сибирской плиты, характерные для каждого выделен¬
ного выше этапа. Сразу же подчеркнем, что ход формирования геокри¬
ологических условий на ранних подэтапах первого этапа развития мер¬
злых толщ может быть охарактеризован весьма схематично, поскольку
прямые свидетельства, позволяющие судить о динамике развития мер¬
злых толщ в эти периоды, весьма немногочисленны.
Первый этап (поздний плиоцен — начало раннего плейстоцена).
Многолетнемерзлые породы на территории Западно-Сибирской плиты
могли возникнуть, по мнению В. Н. Сакса [92], в конце плиоцена во
время общего ухудшения климатических условий в Северном полуша¬
рии. На существенное похолодание климата указывают минимумы ин¬
соляции на кривых М. Миланковича, а судя по присутствию айсберго-
вого материала в океанических кернах, имеющих возраст старше 3—
4 млн. лет, это этап интенсивного оледенения Арктического бассейна,
особенно выразительного на границе Гаусс-Матуяма по палеомагнит-
ной шкале. По материалам Д. Кларка, изучившего фораминиферы в
более чем 100 донных колонках Арктического бассейна, Северный Ле¬
довитый океан был постоянно покрыт льдом, начиная со среднего пли¬
оцена. Резко континентальный характер климата Западной Сибири,
очевидно, благоприятствовал развитию мерзлых толщ вначале в рай¬
21
онах севернее Полярного круга, которые продвинулись и в более юж¬
ные районы [92]; постепенно возрастала и мощность мерзлых толщ.
Однако развитие мерзлых толщ за длительный и неоднородный в кли¬
матическом и общем палеогеографическом отношении период позднего
неогена, очевидно, не было монотонно-поступательным.
С похолоданием начала плейстоцена связывают активизацию мно¬
голетнего промерзания В. Н. Сакс [92] и А. И. Попов [89]. Анализ па-
леотемпературной кривой Эмилиани показывает, что в то время средне¬
вековая температура воздуха в пределах характеризуемых регионов
могла быть на 2—3 °С ниже современной. Если исходить из анализа
современных среднегодовых температур воздуха и мощностей снежного
покрова, при которых возможно существование многолетнемерзлых по¬
род, то можно предположить, что в начале четвертичного периода южная
граница распространения мерзлых пород проходила примерно по 54—
55° с. ш.
Учитывая гипсометрическое положение пониженных участков днищ
долин крупных прарек, можно говорить, что в самом начале четвертич¬
ного периода уровень Полярного бассейна был на 300—400 м ниже сов¬
ременного. Современные шельфы Карского, Баренцева и Белого морей
были,сушей, береговая линия находилась где-то на границе современной
изобаты 200 м (по данным Г. И. Лазукова). Значительное уменьшение
площади». Полярного морского бассейна, ослабление или прекращение
связи с Атлантическим океаном привело к усилению его ледовитости.
Это, в свою очередь, увеличило контуннентальность климата на приле¬
гающей к морю яуше. Длительность периода промерзания (десятки ты¬
сяч лет) позволяет высказать предположение о существовании в то
время мощных толщ многолетнемерзлых пород на территории региона.
Ориентировочные расчеты показывают, что при стабильном состоянии
мерзлой толщи ее мощность на севере его могла достигать 500—600 м.
Положительные тектонические движения начала четвертичного пе¬
риода сменились во второй половине нижнего плейстоцена опускания¬
ми, которые привели к трансгрессии моря на шельф современного Кар¬
ского моря, а по прадолинам Оби и Енисея воды морского бассейна
проникали далеко на юг. Комплексы морских фораминифер в осадках
того времени представлены видами, которые позволили В. И. Гудиной
говорить о малоблагоприятных условиях их существования. Воды мор¬
ского бассейна были сравнительно холодными, хотя их температура
была выше 0 °С. В таких условиях происходило протаивание мерзлых
толщ под морским бассейном. К концу эпохи демьянского (окского)
оледенения под морским бассейном они, скорее всего, протаяли полно¬
стью, сохранившись в пределах области распространения трансгрессии
только на отмелях и островах (на наиболее возвышенных участках
Ямала и Гыданского полуострова).
На суше в эпоху раннеплейстоценового (демьянского) оледенения
существовали суровые климатические условия. Средневековые темпе¬
ратуры воздуха были на 4—5 °С ниже современных (по оценке Ч. Эми¬
лиани). Многолетнемерзлые породы продвинулись значительно южнее
того положения, которое они занимали в начале четвертичного периода:
их южная граница находилась за пределами Западно-Сибирской пли¬
ты. О суровости мерзлотны^ условий того времени позволяют говорить
находки псевдоморфоз по повторно-жильным льдам в нижнем течении
Иртыша, на 58—59° с. ш. Мощность мерзлых толщ на территории се¬
вера Западной Сибири (низовья Оби, Енисея, Пура, Таза), вероятно,
достигала 600—700 м. К югу от 55° с. ш. мощность многолетнемерзлых
пород при стабильном состоянии, по-видимому, не превышала 100—
200 м.
В эпоху тобольского межледниковья (первая половина среднего'
плейстоцена) тектоническое опускание охватило весь север Евразии.
Морские воды проникли широкими заливами на территорию современ¬
ной суши. Уровень моря, очевидно, был близок к современному. Обский
22
и туруханский комплексы фораминифер свидетельствуют, по В. И. Гу¬
диной, о том, что соленость морских вод приближалась к нормальной
и достигала 33,5 %о, а температура придонных слоев воды была выше
О °С. Это дает возможность допускать полное протаивание мерзлых
толщ на длительно затапливаемых территориях.
В оптимальную фазу тобольского межледниковья климат суши был
близок к современному. В Западной Сибири южная граница распро¬
странения многолетнемерзлых пород проходила севернее широтного ко¬
лена Оби, примерно по 62° с. ш. В пределах практически всей суши
происходило протаивание мерзлых пород снизу за счет теплопотока из
земных недр. Оно продолжалось до тех пор, пока мощность мерзлой
толщи не стала соответствовать средним климатическим условиям меж¬
ледниковья. Анализ современных мощностей многолетнемерзлых пород
и ориентировочные расчеты показывают, что мощность стабильных
мерзлых толщ в пределах Западно-Сибирской плиты не должна была
превышать 100—300 м.
К югу от 62° с. ш. происходила деградация мерзлых толщ и с по¬
верхности. Интенсивное протаивание сверху могло достигать 200—300 м
(при больших глубинах теплопоток к кровле многолетнемерзлых пород
существенно снижается и их протаивание резко замедляется); пример¬
но на такую же мощность породы могли протаять снизу. Поэтому впол¬
не вероятно, что к концу тобольского межледниковья многолетнемерз¬
лые породы в пределах данной территории полностью протаяли, по
крайней мере на участках, где в разрезе преобладают супесчано-пес¬
чаные отложения, а также в долинах рек, где мощности мерзлых толщ
должны быть меньше.
В отдельные фазы тобольского межледниковья климат был холод¬
нее современного, и многолетнемерзлые породы занимали территорию
значительно более южную, чем широтное течение Оби. Об этом свиде¬
тельствуют находки псевдоморфоз по повторно-жильным льдам в «диа¬
гональных песках» Тобольского материка, на 58° с. ш. и в отложениях
туруханской свиты у пос. Бахта, на 62° с. ш.
Во второй половине среднего плейстоцена (эпоха максимального
оледенения) воды морского бассейна заняли большую часть террито¬
рии севера Западной Сибири. Трансгрессия и похолодание климата сти¬
мулировали оледенение Среднесибирского плоскогорья, Северного и По¬
лярного Урала. Спускавшиеся в море ледники были поставщиками раз¬
носимого морскими льдами валунного материала, рассеянного' в тол¬
ще отлагавшихся в море осадков. Морская фауна среднеплеййтоцено-
вого бассейна представлена, по данным В. Н. Сакса и С. Л. Троицко¬
го, в основном арктическими формами, которые встречаются как в глу¬
боководных, так и мелководных осадках. Фауна моллюсков указывает
на низкую температуру воды (до —2,0 °С), что позволяет предполагать
существование под морским бассейном на вновь затопленных террито¬
риях деградирующих многолетнемерзлых толщ, нередко имевших зна¬
чительную мощность (до 100—150 м [14]). Многолетнемерзлые породы
также существовали на мелководных опресненных участках, о чем сви¬
детельствуют найденные Е. М. Катасоновым сингенетически промерзшие
санчуговские отложения в низовьях р. Енисей и сотрудниками МГУ
отложения салехардской свиты на полуостровах Ямал и Гыданский.
Климатические условия суши в эпоху максимального оледенения
были очень суровыми. По палеотемпературной кривой Эмилиани вид¬
но, что средневековая температура воздуха была на 5—6 °С ниже сов¬
ременной. Многолетнему промерзанию подвергались выходившие из-под
уровня моря элементы водораздельной равнины, а также территории к
югу от области морских трансгрессий.
Морские отложения осушавшихся в конце ямальской трансгрессии
участков начинали активно промерзать. В разрезах регрессивной пачки
отложений салехардской свиты и ее возрастных аналогов в пределах
Ямала и Гыданского полуострова (включая их южную половину) опи-
23
Рис. 6. Тенденции развития толщ мно¬
голетнемерзлых пород в пределах За¬
падно-Сибирской плиты в конце средне¬
четвертичного времени (тазовский век)
(по В. В. Баулину, Ю. К. Васильчуку,
В. Г. Кудряшову, В. Т. Трофимову):
1—4 — тенденции развития многолетнемерз-
лых толщ верхнего слоя (залегающих непос¬
редственно под слоем сезонного оттаивания):
1 — относительно стабильное состояние толщи,
2 — промерзание (наращивание) толщи, 3 —
новообразование многолетнемерзлых пород,
4 — деградация (сокращение) толщи свер<у
и (или) снизу; 5—6 — характер распростране¬
ния многолетнемерзлых пород по площади и
строение их толщ по вертикали: 5 — преиму¬
щественно сплошные толщи, 6 — преимущест¬
венно прерывистые толщи; 7 — граница За¬
падно-Сибирской плиты; 8 — южная граница
зоны преимущественно сплошного распростра¬
нения многолетнемерзлых толщ; 9 — граница
возможного распространения ледниковых по¬
кровов; 10 — изолинии максимальных глубин
(м) залегания подошвы многолетнемерзлых
толщ
I
саны пылеватые пески с тонкошлировой частослоистой криогенной тек¬
стурой, аналогичной текстурам более молодых толщ, которые практи¬
чески все исследователи относят к сингенетическим. Во многих районах
севера Западной Сибири в толще отложений, считающихся среднеплей¬
стоценовыми, установлены залегающие на небольшой глубине залежи
пластовых льдов, среди которых в качестве самостоятельного генети¬
ческого типа выделяются погребенные пластовые льды [8]. В ряде раз¬
резов их наличие свидетельствует о безусловно сингенетическом про¬
мерзании вмещающих толщ, а близкое к поверхности залегание — об от¬
сутствии глубокого протаивания толщ в ходе последующей геологиче¬
ской истории.
К югу от области морских трансгрессий мерзлые толщи были рас¬
пространены на огромном пространстве (рис. 6). По-видимому, суро¬
вые мерзлотные условия сохранялись на протяжении большей части
второй половины среднего плейстоцена, что следует из находок псевдо¬
морфоз по повторно-жильным льдам в долинах Оби и Енисея на 60—
63° с. ш. В районе к югу от широтного течения р. Оби мощность мерз¬
лых толщ могла достигать 300—400 м.
На границе среднего и верхнего-ллейстоцена произошло кратковре¬
менное отступление моря. Климатические условия в этот период были
близки к современным, т. е. были благоприятными для промерзания
отложений. Однако за относительно коротким периодом регрессии пос¬
ледовало новое наступление моря на сушу — эпоха казанцевской тран¬
сгрессии. Продолжительность казанцевской трансгрессии определяется
в 70—80 тыс. лет, время ее завершения около 70 тыс. лет назад. В эпо¬
ху казанцевской трансгрессии воды морского бассейна вновь проникли
на сушу, затопив обширные пространства Западной Сибири до 65—
66° с. ш. По долине Енисея море проникло южнее Игарки, в бассейне
Оби крупный залив прослеживался до широты устья р. Казым. Казан-
цевское море, судя по палеонтологическим данным, было существенно
теплее среднеплейстоценового. В. Н. Сакс, М. А. Лаврова и С. Л. Тро¬
ицкий и другие исследователи считают, что температуры придонных
слоев воды были положительными. Большая часть ранее сформировав¬
шихся многолетнемерзлых пород под дном моря в это время полностью
24
оттаяла. Многолетнемерзлые толщи сохранились и даже развивались
лишь на крайнем севере региона, на островах и в прибрежных районах
(салехардская морская равнина на Ямале и Гыданском полуострове).
Спорово-пыльцевые спектры из казанцевских отложений характери¬
зуются преобладанием древесной растительности для большей части се¬
вера Западной Сибири. Их анализ позволяет заключить, что в опти¬
мальную фазу казанцевского времени леса продвинулись на территорию
современной лесотундры и южной тундры. Произошло, по данным
В. И. Волковой, смещение ландшафтных зон к северу на 5°. По-видимо¬
му, эпоха оптимума казанцевской трансгрессии была самым теплым
временным интервалом за весь четвертичный период. В такой обста¬
новке благоприятные условия для формирования многолетнемерзлых
пород сохранились, как отмечено выше, лишь на самом севере региона.
Южнее 66—67° с. ш. происходило протаивание многолетнемерзлых толщ
и сверху, и снизу за счет теплопотока из недр.
Климат заключительной фазы казанцевской трансгрессии был, оче¬
видно, более суровым, чем современный. По мере отступления казанцев¬
ского морского бассейна промерзание захватывало все более северные
территории. В Западной Сибири в пользу этого свидетельствуют найден¬
ные В. В. Баулиным и Л. М. Шмелевым псевдоморфозы по повторно¬
жильным льдам в кровле казанцевских отложений до широты пос. Бе-
резово. На севере равнины (Ямальский и Гыданский полуострова) в
кровле казанцевских отложений установлены сингенетически промерз¬
шие осадки, содержащие повторно-жильные льды [39, 57, 88, 100].
Второй этап (зырянское время — ранний голоцен). В динамике
развития климата в течение второго этапа выделяются две крупные
эпохи похолодания (зырянская и сартанская) и в разной степени на
разных широтах выраженная эпоха относительного потепления (кар-
гинская). В эпохи похолодания понижение температуры воздуха было
столь существенным, что обусловило обширное оледенение как пред¬
горных частей суши, так и прилегающей акватории моря. М. Г. Грос-
свальд [43] даже считает, что морские ледники могли занимать совре¬
менный шельф Северного Ледовитого океана. За счет увеличения ле-
довитости последнего повышалась континентальность климата на суше,
что привело к еще более интенсивному многолетнему промерзанию от¬
ложений.
Развитие геокриологических условий Западно-Сибирской плиты на
этом этапе характеризовалось значительными колебаниями многолет¬
немерзлых толщ по площади. В целом диапазон смещения южной гра¬
ницы криолитозоны в позднем плейстоцене составлял по широте более
10°. Так, по мнению В. В. Баулина с соавторами [17], в оптимум кар-
гинского межледниковья многолетнемерзлые породы могли частично
протаивать до 65—66° с. ш., тогда как в позднезырянское время южная
граница многолетнемерзлых пород проходила по широте Тобольска и
Енисейска (т. е. примерно по 58° с. ш., а в сартанское время она распо¬
лагалась на 7—8° южнее, судя по находкам псевдоморфоз в осадках
сартанского возраста на широтах вплоть до 52° с. ш.) [83].
В эпоху зырянского оледенения границы суши были существенно
ближе к современным по сравнению с более ранними периодами. Од¬
нако акватория мелководных заливов все еще занимала большие про¬
странства Ямала, Гыданского и Тазовского полуостровов. Анализ палео-
температурной кривой Эмилиани, псевдоморфоз по повторно-жильным
льдам показывает, что среднегодовая температура воздуха в то время
была не менее чем на 3—5° ниже современной, вследствие чего природ¬
ные зоны значительно сместились к северу. Южная граница многолет¬
немерзлых пород в Западной Сибири проходила, как уже отмечалось,
по широте Тобольска и Енисейска, т. е. примерно по 58° с. ш.
Наиболее интенсивное многолетнее промерзание отложений проис¬
ходило в районах распространения морских и прибрежно-морских отло¬
жений, синхронных времени казанцевской трансгрессии. По данным мо¬
25
делирования, к концу зырянского времени мощность морзлых толщ в
северных районах Западной Сибири составляла 200—350 м [44, 111].
Такая мощность мерзлых пород была наиболее характерна для сале¬
хардской морской равнины в пределах современных границ полуостро¬
вов Ямал и Гыданского, не затапливавшейся в период казанцевской
трансгрессии. К югу от границ Территории, покрывавшейся казанцевским
водным бассейном, мощность многолетнемерзлых пород уменьшалась.
Под зырянскими же ледниками, которые занимали Зауральскую й При-
енисейскую части Западной Сибири, мощность мерзлых толщ могла до¬
стигать, по расчетам А. Л. Чеховского, 500—600 м и более. Под аква¬
торией шельфа мощность зоны с отрицательными температурами по
аналогии с современным шельфом Карского моря могла составлять
80—90 м.
Каргинское межледниковье характеризуется несколькими фазами
потеплений и похолоданий. Согласно Н. В. Кинд, в оптимальной фазе
каргинского межледниковья (30—24 тыс. лет назад) климат на терри¬
тории Западной Сибири, был мягче современного, границы раститель¬
ных зон сместились к северу на 3—4°. В это время мерзлые породы в
средних широтах Западно-Сибирской плиты могли частично протаивать
сверху примерно до 65—66° с. ш. Глубина многолетнего протаивания,
исходя из палеоклиматических данных и продолжительности оптималь¬
ной фаз# каргинского межледниковья, могла составлять 50—100 м и за¬
кономерно увеличивалась к югу. Южнее широты Тобольска — Енисей¬
ска в каргинское время закончилось протаивание среднеплейстоценовых
многолетнемерзлых пород. *
В ранне- и особенно позднекаргинское время климат севера Запад¬
ной Сибири был более холодным и влажным, чем современный. На это
указывают спорОво-пыльцевые спектры отложений 20—25-метровой
террасы р. Тобол у с. Липовка, полученные по сборам Ф. А. Каплян-
ской, и находки Л. М. Шмелева псевдоморфоз по повторно-жильным
льдам в низких террасах Оби и Енисея. А. А. Величко отмечает, что и
на Восточно-Европейской равнине это время можно лишь очень услов¬
но рассматривать как эпоху потепления. Почвы того времени на Рус¬
ской платформе напоминают современные палевые почвы Центральной
Якутии, формирование которых происходит при низких температурах
зимнего периода.
Похолодание в позднекаргинское время явилось причиной много¬
летнего промерзания отложений к югу от широтного течения Оби. По
данным моделирования на гидроинтеграторе [44,111], мощность мерзлых
толщ к концу каргинского межледниковья на 62—65° с. ш. составляла
200—300 м.
В самых северных районах плитьь~в пределах Ямало-Гыданской
провинции практически в течение всего каргинского подэтапа геокрио¬
логическая обстановка была достаточно суровой. Здесь, в зоне практи¬
чески сплошного распространения многолетнемерзлых пород шло интен¬
сивное формирование синкриогенных толщ в пределах современных вто¬
рых морских и лагунно-морских террас, причем мощность сформировав¬
шегося сингенетического горизонта в пределах последних нередко со¬
ставляла 10—12 м. Особенно мощные сингенетические толщи форми¬
ровались на востоке полуострова Ямал, на севере Гыданского полуост¬
рова и в низовьях Енисея. На остальной территории этой зоны на уча¬
стках преобладания аккумуляции грунтовых толщ формировались син-
криогенные породы мощностью 5—8 м. Практически во всех районах
этой зоны шло интенсивное формирование повторно-жильных льдов:
сингенетических — на участках преобладающей аккумуляции пород и
эпигенетических — на участках стабильного положения поверхности
грунтовых толщ или преобладания их денудации [27, 51].
Наиболее интересный и достоверный палеогеокриологический мате¬
риал по каргинскому этапу развития геокриологической обстановки на
самом севере региона получен в последнее время. Толщи, датируемые
26
Рис. 7. Изотопно-кислородный состав воды из сингенетических повторно-жильных
льдов лагунно-морской террасы в устье р. Сеяха (Зеленая) [25] :
1 — торф; 2 — супесь; 3 — песок; 4 — лед эпигенетических жил; 5 — лед сингенетических жил; б —
торфяные псевдоморфозы; 7 — точка определения фораминифер; 8 — места отбора образцов на изо¬
топно-кислородный (а) и радиоуглеродный (б) анализы; изотопно-кислородные зоны: ух — уме¬
ренно холодная, х — холодная, ох — особо холодная
по 14С каргинским временем, содержащие мощные залежи подземных
льдов, «холодные» спорово-пыльцевые спектры, описаны И. Д. Данило¬
вым и О. Б. Паруниным [49], Ю. К. Васильчуком и В. Т. Трофимовым
[27, 31], С. А. Авдалович и Р. А. Биджиевым [1] и др. Очень интерес¬
ные материалы по определению изотопно-кислородного состава пов¬
торно-жильных льдов получены для разреза третьей лагунно-морской
террасы у пос. Сеяха на востоке Ямала. Ледяные жилы здесь достигают
высоты 12—16 м и залегают в органо-минеральной толще, датируемой
по 14С 30—22 тысячами лет назад [28]. Вариации содержания 6180 в
ледяных жилах составили от —21,4 до —24,8 %о (рис. 7). Сопоставление
зтих данных с результатами анализа современных сингенетических жи¬
лок (от —18,3 до —18,7 %о) дали основания для вывода о гораздо бо¬
лее суровой, чем современная, геокриологической обстановке каргинско-
го времени (зимние температуры воздуха были ниже современных на
4—9 °С, а летние — близки к современным). Учитывая материалы ран¬
них исследований псевдоморфоз в южных районах Западной Сибири и
обильные палинологические материалы по всей территории, можно уве¬
ренно заключить, что в наиболее холодные периоды каргинского вре¬
мени южная граница зоны практически сплошного развития с поверх¬
ности многолетнемерзлых толщ располагалась примерно на широте
современной южной границы криолитозоны, а южная граница много¬
летнемерзлых пород располагалась гораздо южнее [10, 11, 17].
В сартанское (поздневалдайское) время на протяжении 15—18 тыс.
лет господствовали весьма суровые климатические условия. Данный пе¬
риод А. А. Величко рассматривает как главный климатический мини¬
мум плейстоцена. Он приходит к выводу, что на «третьем этапе плей¬
стоцена» в северном полушарии возник общепланетарный пояс распро¬
странения мерзлых толщ, южная граница которого проходила около
50° с. ш.
В Западной Сибири псевдоморфозы по ледяным жилам в осадках
сартанского возраста установлены к настоящему времени на широтах
вплоть до 52° с. ш. Существование здесь псевдоморфоз позволяет ут¬
верждать, что южная граница многолетнемерзлых пород в сартанское
время проходила южнее этой широты. Этот вывод основан на анало¬
27
гии с современностью: в наши дни в пределах Западно-Сибирской пли¬
ты разница между южной границей многолетнемерзлых пород и южной
границей распространения повторно-жильных льдов составляет 5—6°.
Для южных районов плиты это расстояние, по-видимому, сокращалось,
так как к югу увеличивается континентальность климата, сущестенно
влияющая на морозобойное растрескивание грунтов. Возможно, что юж¬
ная граница распространения мерзлых толщ в то время проходила при¬
мерно по 50° с. ш. на западе равнины и по 47° с. ш. — на востоке, т. е.
на 2—4° южнее находок псевдоморфоз.
Основным опорным материалом для суждения о глубине многолет¬
него промерзания пород в эпоху сартанского (поздневалдайского) похо¬
лодания является положение подошвы реликтовых мерзлых толщ, ко¬
торая имеет сартанский или зырянский возраст [15, 16, 39, 115]. В на¬
стоящее время в Западной Сибири реликтовые многолетнемерзлые по¬
роды обнаружены на 58—60° с. ш., где их подошва находится на глу¬
бине от 150 м на западе до 300—450 м на востоке. За послесартанское
время снизу могло протаять около 100—300 м. Следовательно, в сар-
танское время в районе современной южной границы многолетнемерз¬
лых пород их мощность могла достигать на западе региона 300 м, на
востоке — 500—600 м. К югу от 58 до 47° с. ш. мощность многолетне¬
мерзлых толщ постепенно уменьшалась. Основные пространственные за-
кономерновти уменьшения мощности мерзлых толщ в описываемое вре¬
мя были близки к современным: мощности многолетнемерзлых пород
уменьшались с юга на север и особенно*четко с северо-востока на юго-
запад (рис. 8).
Следует подчеркнуть, что если в центральных и южных районах За¬
падно-Сибирской плиты геокриологическая ситуация в сартанское вре¬
мя резко изменилась по сравнению с предшествовавшим каргинским
межледниковьем (по крайней мере, со временем его оптимума), то в
северной ее части геокриологическая ситуация была достаточно посто¬
янной, во многом сходной с позднекаргинской. Отмечаемое во многих
районах земного шара понижение уровня моря, синхронное сартанской
эпохе, в прибрежной зоне Западной Сибири, по-видимому, не прояви¬
лось. Напротив, по материалам ряда разрезов морских и лагунно-мор¬
ских толщ, датируемых по ,4С сартанским этапом (в интервале 10—
20 тыс. лет назад), можно заключить, что в этот период относительный
уровень Карского моря был не ниже, а в отдельные временные интер¬
валы и значительно выше современного. Маловероятно и широкое рас¬
пространение покровного оледенения в этот* период на приморских рав¬
нинах Западной Сибири, так как ледник в процессе экзарационной дея¬
тельности должен был бы существенно изменить облик ранее сформиро¬
вавшихся толщ и сложенных ими геоморфологических элементов. А это¬
го, как показано в целом ряде работ [26, 27, 39, 88, 103 и др.], практи¬
чески нигде не наблюдается. Особенно показательна широкая встреча¬
емость в толщах досартанского возраста недеформированных сингене¬
тических повторно-жильных льдов, залегающих непосредственно у по¬
верхности.
Прямыми индикаторами суровости геокриологической обстановки
на крайнем севере Западно-Сибирской плиты служат достаточно мощ¬
ные (высотой более 7 м) сингенетические повторно-жильные льды, об¬
наруженные в отложениях 10—12-метровых лагунно-морских террас в
целом ряде районов на Ямале (в среднем течении р. Мордыяха, в ни¬
зовьях р. Харасавэя и др.), Гыданском полуострове (в районе пос. Гьн
да, в устье р. Мудуйяха) и в разрезе близ пос. Иннокентьевский [66].
Из описываемых отложений наиболее интересен в палеогеокриологиче-
ском плане разрез лагунно-морской сартанской толщи в устье р. Гыда
(рис. 9). Здесь исследованы {25] погребенные сингенетические повтор¬
но-жильные льды, залегающие в толще, накапливающейся в период от
14 до 11 тыс. лет назад. Анализ стабильных изотопов кислорода из жил
этого разреза показал, что колебания содержания 6180 оказались до-
28
Рис. 8. Тенденции развития'многолетне¬
мерзлых пород в пределах Западно-Си¬
бирской плиты в сартанское время (по
В. В. Баулину, Ю. К- Васильчуку,
В. Г. Кудряшову, В. Т. Трофимову).
Условные обозначения см. на рис. 6
Рис. 9. Изотопно-кислородный состав
воды из сингенетических повторно-жиль¬
ных льдов лагунно-морской террасы в
устье р. Гыда [25]:
1 — торф; 2 — песок; 3 — супесь; 4 — направле¬
ние слоистости в грунтах; 5 — жильный лед;
$ — пластовый лед; 7—8 — места отбора об¬
разцов на изотопно-кислородный (7) и радио¬
углеродный (в) анализы; изотопно-кислород¬
ные зоны; ух — умеренно холодная, х — хо¬
лодная
статочно небольшими—от —19,9 до —22,6%о. Эти данные указывают
на достаточно суровую геокриологическую ситуацию периода формиро¬
вания жил (однако она все же была мягче той, в которой в каргинский
этап формировались жилы у пос. Сеяха, см. выше). Зимние темпера¬
туры, реконструируемые по этим данным, были ниже современных не
более чем на 2—3°.
Климатические и палеомерзлотные условия сартанской эпЬхи даже
в северной половине Западно-Сибирской плиты не были совершенно
одинаковыми на протяжении всего этого подэтапа. Например, находка
В. А. Зубаковым остатков кустарничковой березы в автохтонной тор¬
фяной залежи на северо-западном побережье Ямала в долине р. Табъ-
яха указывает на сравнительно благоприятные условия вегетации в се¬
редине сартанского этапа — береза датирована 16500±150 лет (ЛГ-
12). Подобное же улучшение условий вегетации растительности в рай¬
онах Среднего Приобья, фиксируемое погребенной почвой с датировкой
14 880±440 лет (СОАН-1232), отметили С. А. Архипов с сотрудниками
[83], хотя в целом, по их данным, сартанский период характеризовался
весьма неблагоприятными для растительности условиями вегетации.
Оценить влияние таких климатических флуктуаций на формирование
мерзлых толщ затруднительно.
В заключительные моменты второго этапа, в начале голоцена гео¬
криологическая обстановка на севере была близка к современной. В ча¬
стности, близкие к современным значения б180 получены из сингенети¬
ческих жил в торфянике, датированном в 11400±200 лет (ГИН—3588)
на северном побережье полуострова Мамонта у фактории Матюй-Сале.
Здесь значения 61вО в жиле раннеголоценового возраста составили от
29
—19,1 до —19,8 %о (в современной элементарной жиле на лайде
—19,5 %о), т.е. зимние температуры были близки к современным.
В южных районах криолитозоны Западно-Сибирской плиты в усло¬
виях такого смягчения климата началась деградация многолетнемерз¬
лых толщ. Она шла, по-видимому, достаточно интенсивно, причем мерз¬
лые толщи оттаивали преимущественно сверху.
Третий этап (климатический оптимум голоцена). По абсолютной
хронологии голоцена оптимум охватывает период времени от 9,0 до
3,3 тыс. лет назад (на севере Западной Сибири, по данным Ю. К. Ва-
сильчука [22], он чет*ко проявляется в интервале 9,0—4,5 тыс. лет на¬
зад). Судя по палинологическим данным, потепление было выражено
слабее, чем термический максимум микулинского межледниковья. Для
бореального этапа, по Н. А. Хотинскому, характерно повышенное ув¬
лажнение, температура воздуха была на 3,5—4° выше современной.
Атлантический этап отличался более сухим климатом, температура воз¬
духа была на 2,5—3,0°‘выше современной. Быстрое и значительное по¬
тепление климата привело к трансформации природных зон.
В Западной Сибири, по данным В. Н. Сакса [92], в период клима¬
тического оптимума граница леса продвинулась на север на расстояние
до 600 км. Н. Я. Кац на основе исследования торфяников пришел к вы¬
воду, что во время климатического оптимума температура вегетацион¬
ного периоде в Западной Сибири была на 4° выше современной.
В. В. Баулин [10] считает, что это повышение не связано с возрастани¬
ем континентальности климата, как это полагает А. И. Попов [89], по¬
скольку на протяжении голоцена положекие горных систем и морей, ок¬
ружающих сушу, было таким же, как и в настоящее время. И. Д. Дани¬
лов, Е. И. Полякова [50], Ю. К. Васильчук [22]. Ю. К. Васильчук,
В. Т. Трофимов [27, 29] пришли к выводам, аналогичным заключению
А. И. Попова.
Климатический оптимум голоцена — время радикальной, в целом
регрессивной перестройки структуры криолитозоны Западно-Сибирской
плиты. Обширные пространства криолитозоны испытали воздействие
увеличивающейся теплообеспеченности и на большей ее части про¬
изошло глубокое протаивание многолетнемерзлых толщ с поверхности.
Однако северный предел протаивания мерзлых толщ оценивается по-
разному. По Н. Я. Кацу, эта граница на западе равнины проходила
примерно по широте Нового Порта (68° с. ш.). В. В. Баулин с соавтора¬
ми [17, 39] также считают, что протаивание мерзлых толщ шло к югу
от 68° с. ш. А. И. Попов [89] -утверждает, что граница протягивалась
по верховью р. Щучьей, южному берегу Обской губы, низовьям рек На¬
дым и Ныда, несколько смещаясь к северу на востоке равнины. По
Н. С. Шевелевой, в приенисейской части Западной Сибири граница
протаивания достигла широты Северного полярного круга. Исходя из
данных моделирования, А. А. Шарбатян северную границу протаива-
ния многолетнемерзлых пород сверху проводит по 65—66° с. ш. Не¬
сколько севернее Полярного круга (67° с. ш.) проводят ее Ю. К. Ва¬
сильчук, В. Т. Трофимов [29].
Обобщение накопленных к настоящему времени материалов поз¬
волило отразить геокриологическую обстановку времени оптимума на
специальной схеме (рис. 10). Как видно, в то время зона развития та¬
лых с поверхности пород занимала большую часть территории, зона
прерывистого по площади и разрезу распространения толщ многолет¬
немерзлых пород охватывала по сравнению с ее современными разме¬
рами существенно меньшую площадь. Южная граница зоны практиче¬
ски сплошного по площади распространения многолетнемерзлых пород
также смещалась несколько севернее по сравнению с настоящим вре¬
менем.
Такое положение последней границы (около 67° с. ш.) и выделение
зоны прерывистого по площади распространения многолетнемерзлых по¬
род, которые на севере ее преобладали, основаны на достаточно много-
30
Рис. 10. Тенденции развития многолет¬
немерзлых пород в пределах Западно-
Сибирской плиты в конце времени голо¬
ценового оптимума (по В. В. Баулину,
Ю. К. Васильчуку, В. Г. Кудряшову,
В. Т. Трофимову):
1—2 — тенденции развития многолетнемерз¬
лых толщ второго слоя (глубокозалегающих,
реликтовых): / — относительно стабильное со¬
стояние или медленная деградация толщ, 2 —
активная деградация в кровле и подошве
слоя; 3 — южная граница области распростра¬
нения глубокозалегающих, реликтовых толщ
многолетнемерзлых пород; 4 — южная грани¬
ца распространения многолетнемерзлых пород,
залегающих непосредственно под слоем се¬
зонного оттаивания. Остальные условные
обозначения см. иа рис. 6
численных находках на этих широтах синкриогенных пород с повторно¬
жильными льдами, толщ, содержащих пластовые льды. Это пластовая
залежь близ устья р. Курейка на Енисее, описанная Н. Ф. Григорьевым
и Е. Г. Карповым [66] и В. И. Соломатиным [93, 94], погребенный лед,
пронизанный мощными сингенетическими жилами в толще второй тер¬
расы р. Мессояхи, изученный И. Д. Даниловым [48], сингенетические
жилы позднеплейстоценового возраста, отмеченные близ пос. Новый
Порт И. П. Новиковым, близ устья р. Вануйто на южном побережье
Обской губы В. К. Данько и А. Я. Стремяковым [52] и у пос. Аксар-
ка — Л. М. Шмелевым, а также данные об особенностях развития тор¬
фяного массива в низовьях р. Оби, представленные А. И. Поповым и
Г. И. Смирновой, найденная Ю. А. Лаврушиным южнее Северного по¬
лярного круга в районе пос. Янов Стан мощная неглубоко залегающая
ледяная залежь доголоценового возраста и многие другие данные [22,
27, 29].
Прямым свидетельством протаивания многолетнемерзлых пород в
центральных и южных районах региона являются псевдоморфозы по
повторно-жильным льдам, широко развитые к югу от Северного поляр¬
ного круга [39]. Это также подтверждается исследованием динамики
процесса мерзлотного пучения на этих широтах в голоцене, приводивше¬
го к образованию крупных бугров пучения [23].
Мощность оттаявших пород близ Северного полярного круга не пре¬
вышала 30—50 м [17]. Южнее, между 66 и 64° с. ш., протаивание было
более глубоким и происходило на очень большой площади. Оно, по-ви¬
димому, не происходило лишь только в пределах мощных торфяников,
а в районах развития их менее мощных разностей не превышало 40—
50 м. Южнее 64° с. ш. располагалась зона более значительной деграда¬
ции мерзлой толщи. Мерзлые породы с поверхности здесь протаяли
практически повсеместно.
О величине протаивания сверху в климатический оптимум можно
судить по глубине залегания кровли реликтовых многолетнемерзлых
пород в настоящее время. В общих чертах закономерности поведения их
подошвы также вырисовываются из их современного положения. Одна¬
ко необходимо учитывать, что абсолютное положение подошвы было
иным, поскольку за время, прошедшее после климатического оптимума,
породы снизу частично оттаяли. Определение мощности оттаявшего
слоя проводилось В. В. Баулиным и др. [17] аналитическим путем (по
формулам теплопроводности). Оказалось, что протаивание супесчано¬
суглинистых отложений с массовой влажностью 10—15 % может дости¬
31
гать 90—120 м (время протаивания 4000—5000 лет). Такая величина
протаивания снизу на территории Западной Сибири вероятна только к
югу от 64—65° с. ш., т. е. там, где оно началось вскоре после начала от¬
таивания сверху. В самых северных районах (Ямало-Гыданская
область) мощность многолетнемерзлых пород на древних элементах
рельефа изменялась незначительно, в пределах позднечетвертичных-ран-
йеголоценовых (НГ—I) морских и лагунно-морских террас шло наращи¬
вание мерзлых толщ, а в пределах зон аккумуляции происходило ново¬
образование мерзлыхттород небольшой мощности.
Южная граница распространения реликтовых многолетнемерзлых
пород в течение всего оптимума продвигалась к северу. Для определе¬
ния ее положения во время максимума потепления использованы дан¬
ные по современному пространственному положению кровли и подошвы
реликтового слоя мерзлых толщ. В настоящее время этот слой повсе¬
местно сливается с современными мерзлыми породами на широте около
67°, их суммарная мощность в зависимости от долготы местности изме¬
няется от 300 до 500 м и более. На 66° с. ш. кровля реликтовых много¬
летнемерзлых пород залегает на глубине 50—100 м, а подошва на глу¬
бине около 300 м (в Приенисейской части до 500 м). На 60° с. ш. кров¬
ля реликтовых мерзлых толщ лежит на глубине 100—200 м, а подош¬
ва— на 150—250 м (в Приенисейской части до 300 м). В климатиче¬
ский оптимум подошва многолетнемерзлых пород находилась, вероят¬
но, в среднем на 100 м на западе и 50 м на востоке глубже современ¬
ного положения. Прибавляя эту величину к современной глубине зале¬
гания подошвы реликтовых многолетнемерзлых пород и графически про¬
должая на юг их кровлю и подошву, получаем^возможное положение
южной границы реликтовых мерзлых пород в климатический оптимум.
Это примерно 55—54° с. ш. Учитывая уменьшение теплопотока из зем¬
ных недр от Зауральской части Западной Сибири к Приенисейской,
можно несколько уточнить положение этой границы. На западе равни¬
ны она проходила, по-видимому, по 60—61°, в центральной части — по
57—58°, а на востоке — по 54—55° с. ш. [17].
Не менее интересен вопрос о том, что происходило севернее
67° с. ш. в пределах территорий Ямала, севера Тазовского и Гыданско-
го полуостровов. Смягчилась ли здесь мерзлотная обстановка? В это
время на этой территории шло формирование сингенетических мерзлых
толщ в пределах пойм, лайд и в разрезах склоновых и болотных отло¬
жений [22, 31]. Ю. К. Васильчуком [22] показано, что в разрезах мерз¬
лых торфяников в период голоценового оптимума шло формирование
сингенетических повторно-жильных льдов вплоть до 66° с. ш. Одним из
убедительных доказательств этого являются спорово-пыльцевые спект¬
ры из самих ледяных жил и результаты их сопоставления со спектрами
из вмещающих жилы отложений. Оказалось, что почти три четверти
проанализированных образцов содержат более 50 % пыльцы древесных
видов растительности. Эти данные указывают на рост повторно-жильных
льдов в период облесения Ямало-Гыданской провинции, т. е. в голоце¬
новый оптимум [27].
Объяснение такому феномену, вероятно, надо искать в специфике
проявления оптимума на самом севере криолитозоны. Здесь, очевидно,
этот этап следует трактовать как время повышенной континентальности
климата, однако достаточно умеренной: лето несколько теплее (в сред¬
нем на 1—3 °С) современного, а зима в среднем на 2—3 °С холоднее.
Это и вызвало увеличение интенсивности морозобойного растрескива¬
ния и связанного с ним повторно-жильного льдообразования как в ор¬
ганогенных, так и в минеральных аллювиальных и аллювиально-мор¬
ских толщах.
Повышенная активность повторно-жильного льдообразования в ми¬
неральных грунтах в период оптимума весьма наглядно отразилась в
строении полигонально-жильного комплекса в устье р. Тамбей, разви¬
тие которого рассмотрено Ю. К. Васильчуком, В. Т. Трофимовым и
32
г
Рис. 11. Принципиальная схема последовательности развития полигонально-жильного
комплекса пойменного массива в низовьях р. Тамбей в голоцене [32]:
А —конец атлантического периода; Б — суббореальный период; В —первая половина субатлантиче¬
ского периода; Г — вторая половина субатлантического периода; Д — современный этап; /— песок
среднезернистый; 2 — маркирующий горизонт слоистых оторфованных песков; 3 — песок пылеватый
мелкозернистый; 4 — торф опесчаненный; 5 — жильный лед молочно-белый, слабо метаморфизован-
ный; б —жильный лед прозрачный сильно метаморфизованный; 7 — лед жильного ростка; в —уро¬
вень моря и реки
О
2
4
6
В
W
Г^1 п
ЕЯ/
т
О 1 2м
* "г 5" "V Ъ
■ # * *
у / Ss'// У'/ ','/,'////
- Дооптималъный Оптимальный
этап
этап
*к у ъ д- -а
7/4 А/. /,/ '7
Послеоптимальный Современный
этап этап
Рис. 12. Принципиальная схема развития в голоцене полигонально-жильного торфя¬
ного массива в долине р. Мессояха (по Ю. К. Васильчуку и В. Т. Трофимову):
/ — торф; 2 — супесь; 3 — озеро; 4 — лед сингенетической жилы; 5 —лед растущей молодой жилки;
€ — лед инфильтрационно-сегрегационного пласта; 7 — лед сегрегационных «поясков»; б —кровля
мерзлых пород; 9 — древесная растительность; 10 — древесные остатки в залежи
Ю. Б. Баду [32]. Особенно интересно для целей палеореконструкций в
обнажении поймы низовий р. Тамбей то, что полигонально-жильный
комплекс, вскрываемый в разрезе, состоит из жил различного габиту¬
са, с деформациями и без деформаций вмещающих пород на контак¬
тах и, главное, гетерохронных. Изучение вещественного состава (ана¬
лиз спорово-пыльцевых остатков, химический анализ) жил и вмещаю¬
щих отложений позволило установить, что начало формирования жил с
деформациями вмещающих пород на контактах приурочено к концу
периода голоценового оптимума (рис. 11). Это и определило во многом
существенно больший размер части жил с деформациями пород по срав¬
нению с жилами без деформаций, зародившихся позднее.
Интенсивный рост сингенетических жил в торфяниках в период оп¬
тимума установлен и в ряде районов на юге Ямала и Гыданского полу¬
островов [22, 27]. Исследование мощных жил в торфяниках долины
3 Зак. 514 33
р. Мессояха (юг Гыданского полуострова)" позволило установить, что
ледяные жилы здесь зародились не в дооптимальный этап голоцена, ко¬
торый считается достаточно холодным, а в оптимуме, климат которого
традиционно считается более теплым, хотя литолого-фациальные усло¬
вия здесь в дооптимальный этап были даже более благоприятны, тор¬
фяник уже достиг достаточной мощности, а поверхность его была мало
обводнена (рис. 12). В начале'периода оптимума произошло некоторое
увеличение глубины сезонного протаивания, которое привело к появле¬
нию термокарстовых* котловин на поверхности торфяника и как след¬
ствие к формированию инфильтрационно-сегрегационного льда в его-
толще. Усиление суровости зимнего периода в начале атлантического
периода голоцена (около 8 тыс. лет назад) привело к зарождению пов¬
торно-жильных льдов, которые развивались при непрерывном торфона-
коплении до конца оптимального этапа. В начале «послеоптимального»
этапа, очевидно, произошло затопление поверхности торфяника рекой,
уровень которой повысился вследствие значительного повышения уровня
моря, произошедшего в этот период. Повторно-жильное льдообразова¬
ние временно в торфяной толще прекратилось, а на ее поверхности на¬
копился «плащ» супесчаных грунтов. Понижение уровня моря во вто¬
рой половине послеоптимального этапа привело к осушению террито¬
рии и возобновлению повторно-жильного льдообразования, однако уже
не сингенетическим, а эпигенетическим путем.
Весьма показательны строение и характер спорово-пыльцевых спе¬
ктров в мощной сингенетической жиле ,в низовьях р. Щучья (юг полу¬
острова Ямал). Здесь вскрыт разрез, морфологический облик которого
явно свидетельствует о сингенезе жил: подошва торфяника круто изги¬
бается вверх на контакте с жилами и, значит, накопление торфа шло в
полигональных вогнутых ваннах и контролировалось ростом повторно-
жильйой системы. На сингенез жил указывает также изоморфный ха¬
рактер спектров пыльцы и спор в ледяной жиле (по вертикали) и во
вмещающем ее торфянике (рис. 13). Практически всем изгибам графи¬
ка пыльцы древесных пород в торфе соответствуют изгибы аналогич¬
ной кривой во льду с небольшим смещением по вертикали, соответст¬
вующим средней глубине проникновения морозобойных трещин. Подоб¬
ное соответствие усматривается и в поведении других элементов спект¬
ров — березы, ели и т. д. Сопряженный анализ состава спорово-пыльце¬
вых спектров льда и торфяника в низовьях Щучьей позволяет сделать
ряд выводов: 1) зарождение жил произошло в начале оптимума — в
конце бореального периода; 2) наиболее интенсивный сингенетический
прирост жил происходил в атлантический период во второй половине
климатического оптимума [22]; 3) после атлантического оптимума, в
суббореальный период рост жил был приостановлен; 4) в субатланти¬
ческий и современный (исторический) периоды сингенетический рост
жил на участке возобновился, хотя интенсивность его могла быть мень¬
ше, чем в атлантический период.
Содержание тяжелых изотопов кислорода в жилах, сформировав¬
шихся в период климатического оптимума, составляет от —19,0 до
—20,3% [25, 27]. В этом отношении нагляден разрез органо-минераль¬
ной толщи, вмещающей сингенетические повторно-жильные льды на се¬
вере полуострова Мамонта в устье р. Салемлекабтамбда. Эта толща
датируется периодом голоценового оптимума — имеющиеся определе¬
ния по 14С аллохтонного детрита указывают на его накопление не ра¬
нее 8,6 и не позднее 6,5—5,5 тыс. лет назад. Содержание тяжелых изо¬
топов кислорода в повторно-жильных льдах здесь колеблется от —16,2
до —20,1 %о, но чаще составляет от —18,5 до —19 %о, что весьма близ¬
ко к значениям б,80 в современных элементарных жилках на лайде
этого района.
Таким образом, можно констатировать, что в заполярных районах
Западно-Сибирской плиты в голоценовый оптимум хотя и наблюдалось
сравнительно широкое расселение древесной растительности, указыва-
34 тт
а б
Шг\
I
f]j[
a. б
ИЯ
а $
шм
а б
ЛЮ
111
IП
]/J
h
&Ы ° 115
а б
^!'у| ® \ю
а б
а б
Ш
17
18
Рис. 13. Палинологическая диаграмма торфа и сингенетического повторно-жильного
льда (разрез на правом берегу р. Щучья) [32]:
i —торф; 2 — суглинок; 3 — пыльца древесных пород (здесь и далее: а —в торфе, 6 — в жиль¬
ном льде); 4 — пыльца кустарников, кустарничков, трав; 5 — споры; 6—15 — пыльца: 6 — кедра,
7 —сосны, 8 — ольхи, 9 — ели, 10 — березы, // — злаков, 12 — вереска, 13 — полыни, 14 — карлико¬
вой березки, 15 — осок; 16—18 — споры: 16 — хвощей, 17 — сфагновых мхов, 18 — зеленых мхов. Ра¬
диоуглеродные датировки (6140 и 7690 лет назад) произведены по сборам Н. П. Шелухина
ющее на благоприятные условия вегетации, криогенные процессы раз¬
вивались активно вследствие суровости зимнего периода года.
Четвертый этап (поздний голоцен). В послеоптимальное время
произошло похолодание климата. Это благоприятствовало формирова¬
нию многолетнемерзлых пород. Произошло значительное расширение
площади их распространения за счет повторного эпигенетического про¬
мерзания ранее протаявших пород в южной половине современной
криолитозоны. Темп промерзания, очевидно, менялся на протяжении
всего этапа. Это дало повод Е. Б. Белопуховой, а позднее В. В. Баули¬
ну с соавторами [17] выделить четыре фазы, характеризующиеся раз¬
ной скоростью промерзания грунтов.
Первая фаза позднеголоценового похолодания достигла кульмина¬
ционного развития на границе новой эры. Продолжительность фазы
3* 35
около 1000 лет. Фаза хорошо выражена на кривой теплоэнергетических
ресурсов, составленной В. М. Жуковым. Похолодание привело к постепен¬
ному отступанию лесной растительности, замене ее тундровыми ассоци¬
ациями и интенсивному многолетнему промерзанию пород. К северу от
границы протаивания мерзлых пород в оптимуме начали эпигенетиче¬
ски промерзать отложения в днищах термокарстовых котловин, окру¬
женных мерзлыми породами. При промерзании хасыреев формирова¬
лись многолетние бугры пучения, возобновился рост повторно-жильных
льдов. Южнее границы протаивания в оптимум в первую очередь нача¬
ли промерзать обширные торфяники, позднее — минеральные грунты
сначала суглинистого состава, затем и песчаного. Вновь сформировав¬
шаяся мерзлая толща в самой северной части промерзавших пород сом¬
кнулась с непротаявшими во время климатического оптимума мерзлы¬
ми толщами. В более южных широтах смыкания не произошло, по¬
скольку подошва позднеголоценовых мерзлых толщ не достигла глубо¬
ко залегающей кровли верхнеплейстоценовых многолетнемерзлых по¬
род. Здесь сформировалась регионально выдержанная двухслойная
толща многолетнемерзлых образований.
Южная граница сплошных по разрезу и площади мерзлых толщ
установилась примерно по 66° с. ш. К югу от этого рубежа существова¬
ла зона двухслойной мерзлой толщи. На севере ее, в пределах торфя¬
ников, где промерзание шло наиболее интенсивно, наблюдались участ¬
ки со сплошной мерзлой толщей, а на, юге — верхний слой мерзлых
пород в районах, сложенных песками,,часто отсутствовал. В пределах
этой зоны формирбвались бугры пучения за счет миграции влаги к фро¬
нту промерзания. Массивы мерзлых пород на севере зоны подверга¬
лись морозобойному растрескиванию. В тех же районах формирова¬
лись жилы льда в торфяниках, а возможно, и в минеральных грунтах
пойм. С жилами льда этого возраста, видимо, можно связывать псевдо¬
морфозы в отложениях высокой поймы Енисея в окрестностях Турухан-
ска (66° с. ш.), залегающие на глубине 2 м.
Во вторую фазу отмечалось некоторое потепление климата с мак¬
симумом в конце первого тысячелетия. Существование климатических
условий более теплых, чем в начале позднего голоцена и в настоящее
время, признается многими исследователями (Е. Б. Белопухова,
В. В. Баулин, С. Е. Суходольский). Дискуссионным остается вопрос о
продолжительности этого относительно теплого периода. На протяжении
второй фазы повсеместно развивались термокарстовые процессы. На
торфяниках к югу от Северного полярного круга вытаивали жильные
льды, формировались плоско- и крупнобугристые торфяники, западин-
но-бугристый рельеф, разрушались многолетние бугры пучения. В тоже
время происходило частичное вытаивание жильных льдов на плоских
торфяниках на самом юге Ямала, Тазовского и Гыданского полуостро¬
вов, с которым связывается двухъярусное строение ледяных жил. Оче¬
видно, в это время южная граница распространения мерзлых пород сме¬
щалась к северу.
Третья фаза соответствует прогрессирующему развитию мерзлых
пород на протяжении второго тысячелетия нашей эры до XVIII в.
включительно, когда климатические условия вновь стали достаточно су¬
ровыми. В это время возобновилось формирование повторно-жильных
льдов на тех участках севера, где они ранее частично протаивали. При¬
остановилось развитие термокарста в пределах участков с молодым за-
падинно-бугристым рельефом и на бугристых торфяниках. Сократи¬
лись число таликов и их площадь на всех элементах рельефа. В резуль¬
тате промерзания отдельных замкнутых таликов формировались мно¬
голетние бугры пучения. Граница распространения многолетнемерзлых
пород вновь сместилась к югу и заняла положение, очень близкое к
современному.
В четвертой фазе происходит смягчение климатических и соответ¬
ственно мерзлотных условий, особенно заметное в северных широтах.
36
Начало этой фазы отмечается многими метеостанциями земного шара с
середины прошлого века. Потепление обусловлено в первую очередь
повышением зимней (ноябрьской и январской) температуры. Максимум
потепления падает на 50—60-е гг. этого столетия, когда среднегодовая
температура воздуха в Салехарде по сравнению даже с концом XIX в.
повысилась более чем на 2,0 °С.
Смягчение климата повлекло за собой погружение кровли мерзлых
пород на севере зоны двухслойного строения многолетнемерзлых толщ
до глубины 10—20 м [44, 45] и формирование деградационных типов
температурных кривых до глубины 50—90 м [10, 17], произошло усиле¬
ние термокарстовых процессов (возобновляется термокарст в пределах
бугристых и плоских торфяников, усиливается он и на поймах); возра¬
стает глубина несквозных таликов под межблочными понижениями и
полосами стока, в южной половине криолитозоны постепенно дегради¬
рует микрорельеф пятен-медальонов и начинает формироваться буг¬
ристый микрорельеф. В пределах Ямало-Гыданской части Западно-Си¬
бирской плиты это смягчение климата в очень малой степени сказалось
на ходе криогенных процессов вследствие суровости климатических ус¬
ловий.
На фоне общего деградационного развития мерзлых пород отмеча¬
ются кратковременные интервалы их прогрессирующего развития, свя¬
занные с колебаниями периодом от 80—90 до 5—6 лет. В определенных
естественных условиях формирование мерзлых пород происходит даже
на юге области их распространения. Подобные явления отмечаются на
высоких поймах по мере нарастания на их поверхности мохового пок¬
рова, в пределах некоторых болот в ходе накопления торфа. Многолет¬
нее промерзание пород отмечается даже в долине р. Пелым [58], в бас¬
сейнах рек Салым, Большой Балык и Юган. Острова многолетнемерз¬
лых пород приурочены в этих районах к густым замшелым темнохвой¬
ным лесам. Мощность мерзлых пород здесь, как правило, редко превы¬
шает 10 м, и породы отличаются высокой льдистостью.
Приведенные данные свидетельствуют, что основные особенности
современной геокриологической обстановки Западно-Сибирской плиты
сложились в основном в верхнем плейстоцене и голоцене, т. е. на про¬
тяжении трех последних этапов геокриологического развития региона.
В течение позднего плейстоцена — раннего голоцена (второй этап) на
подавляющей части плиты сформировались достаточно мощные толщи
многолетнемерзлых пород. В среднем голоцене (третий этап) на боль¬
шей части региона происходило протаивание этих пород и сверху, и
снизу. Наряду с климатическими факторами интенсивность и ’глубина
их протаивания в это время контролировались составом и льдистостью
пород, глубиной залегания кристаллического фундамента, теплопото-
ком из земных недр. Вновь наступившее в позднем голоцене похолода¬
ние (четвертый этап) сформировало молодые мерзлые толщи. В более
северных районах (близ Полярного круга) они слились с неглубоко
протаявшими в период оптимума мерзлыми толщами, южнее, где смы¬
кания с частично протаявшими породами не произошло, образовались
двухслойные регионально выдержанные толщи мерзлых пород.
В заключение подчеркнем, что в южной половине криолитозоны За¬
падно-Сибирской плиты в самой верхней части ее разреза повсеместно
распространены только позднеголоценовые эпигенетически промерзшие
породы. В северной же ее половине развиты в основном более древние,
генетически неоднородные толщи многолетнемерзлых пород, верхняя
часть разреза которых сложена сингенетически промерзшими, а ниж¬
няя, имеющая очень большие мощности, эпигенетически промерзшими
образованиями. Самые мощные (до 15—20 м) установленные сейчас
сингенетические толщи формировались в каргинское время, а мощность
синкриогенных толщ, образовавшихся в более раннее время (включая
и конец первого этапа), к настоящему времени оказалась в значитель¬
ной мере уменьшена денудационными процессами во многих районах.
3?
Возраст же эпигенетических пород в этой зоне чаще всего среднеплей¬
стоценовый позднеплейстоценовый. Эпигенетические толщи более позд¬
него возраста в этой зоне встречаются локально.
ГЛАВА II
СОВРЕМЕННЫЕ УСЛОВИЯ СУЩЕСТВОВАНИЯ И РАЗВИТИЯ
МНОГОЛЕТНЕ- И СЕЗОННОМЕРЗЛЫХ ПОРОД
Орография
Западно-Сибирская плита в орографическом плане представляет собой
равнину, которая имеет форму своеобразного ступенчатого амфитеатра,
открытого на север. Абсолютные отметки поверхности изменяются от 1
до 300 м. Около половины территории имеет абсолютные отметки ни¬
же 100 м.
В рельефе Западно-Сибирской равнины отчетливо обособляются
плато, наклонные равнины, возвышенности и низменности (рис. 14).
Их соотношение и пространственное расположение позволяют выделить
две орографические зоны: внешнюю и внутреннюю. Первая из них,
включающая наиболее возвышенные части равнины, расположена по¬
лукольцом &о внешнему ее краю в непосредственной близости к окру¬
жающим приподнятым сооружениям Урала, Казахского мелкосопочни-
ка, Алтая, Салаира и Среднесибирского плоскогорья. Внутренняя зона
охватывает пониженные центральные и северные районы равнины.
Внешняя орографическая зона состоит из полого наклоненных к
внутренней части плиты пластовых равнин, предгорных плато и возвы¬
шенностей. Абсолютные отметки в их пределах, как правило, выше
100 м и чаще всего составляют 150—200 м. Следует отметить, что За¬
уральская и Приенисейская части зоны отличаются существенно боль¬
шей дифференциацией рельефа по сравнению с южной.
Внутренняя орографическая зона занимает наиболее пониженную
центральную и северную части Западно-Сибирской равнины. Ее высоты
Рис. 14. Крупнейшие орографические
элементы рельефа Западно-Сибирской
плиты (составил В. Т. Трофимов с ис¬
пользованием орографических схем
С. А. Архипова, М. Е. Городецкой и
Ю. А. Мещерякова):
1 — плато; 2 — наклонные равнины; 3 — воз¬
вышенности, гряды, увалы; 4 — низменности.
Плато: 1 — Тургайское; 2 — Приобское; 3 —
Предалтайское; 4 — Предсалаирское. Н а-
клонные приподнятые равнины:
5 — Туринская; 6 — Тавдинско-Кондинская; 7 —
Северо-Тургайская, 8 — Предтургайская; 9 —
Ишимская; 10 — Северо-казахстанская, 11 —
Северо-Барабинская; 12 — Барабинско-Пихтов-
ская; 13 — Приаргинская; 14 —Чулымская;
15 — Кеть-Тымская; 16 — Южно-Енисейская;
17 — Северо-Енисейская. Возвышенности
(водораздельные): 18— Тобольский материк;
19 — Васюганская; 20 — Северо-Сосьвинская,
21 — Белогорский материк; 22 — Нумтовская;
23 — Аган-Коликъеганская; 24 — Верхнетазов-
ская; 25 — Елогуй-Дубчесская; 26 — Мужин-
ско-Черногорская; 27 — Полуйская; 28 — Не¬
нецкая; 29 — Пур-Тазовская; 30 — Среднетазов-
ская; 31 — Хетская; 32 — Танамская; 33 — 3а-
енисейская северная; 34 — Гыданская; 35 —
Юрибейская; 36 — Южно-Ямальская (Щучьин-
ская); 37 — Северо-Ямальская. Низменно¬
сти: 38 — Кулундинско-Барабинская; 39 —
Среднеиртышская; 40 — Нижнеиртышская;
41 — Среднеобская; 42 — Обь-Тымская; 43 —
Южно-Енисейская; 44 — Ляпинская; 45—Ниж¬
необская; 46 — Усть-Обская (Южно-Ямаль¬
ская); 47 — Надымская; 48 — Пуровская; 49 —
Пякупур-Толькинская; 50 — Тазовская; 51 —
Туруханско-Енисейская; 52 — Нижнеенисей¬
ская; 55 — Северо-Гыданская; 56 — Ямальская
ская; 53 — Мессояхннская; 54 — Антипаютин-
ско-Танамская; 55 — Северо-Гыданская; 56 —
Ямальская
38
изменяются от 0—5 м на побережье Карского моря до 150—200 м, редко
выше. В строении этой зоны достаточно отчетливо прослеживается че¬
редование обширных низменных равнин высотой до 50—100 м (на юге
100:—120 м) и более узких, относительно высоких субширотно ориенти¬
рованных возвышенностей.
Крупные элементы рельефа Западно-Сибирской равнины ориенти¬
рованы в двух основных направлениях: субширотном и субмеридиональ¬
ном (см. рис. 14). Ясно выраженная субмеридиональная ориентировка
характерна для районов, расположенных к северу от Сибирских Увалов,
которые совместно с Северо-Сосьвинской возвышенностью образуют
своеобразную орографическую ось равнины. К югу от них крупные эле¬
менты имеют в основном субширотную ориентировку. Такое простран¬
ственное расположение форм рельефа, так же как и различия внешней
и внутренней зон, обусловлено тектоническими причинами.
В морфометрическом отношении рельеф Западно-Сибирской плиты
также неоднороден. Глубина и густота расчленения рельефа, углы на¬
клона поверхности — важнейшие с практической точки зрения пара¬
метры рельефа,— так же как и абсолютные отметки, изменяются в це¬
лом достаточно существенно. Однако размах этих колебаний здесь го¬
раздо меньше по сравнению со многими другими регионами СССР;
Величины вертикального расчленения рельефа изменяются от 5—
10 до 100—150 м и даже 200 м. Относительные высоты значительной
части Западно-Сибирскои плйты не превышают 10 м. Обширные плос¬
кие, обычно заболоченные пространства центральной части равнины,
многие районы севера, поймы рек, а также большинство сухих, дрени¬
рованных районов юга имеют относительные высоты менее 5 м [97].
Наибольшая глубина расчленения рельефа (до 50—100 м, а местами
до 150—200 м) характерна для Северо-Сосьвинской, Полуйской и Верх-
нетазовской возвышенностей, Белогорского материка и юго-восточной
части плиты. Существенная глубина расчленения (до 50 м, а местами
до 60—80 м) характерна для самых северных районов плиты — Ямала,
Тазовского и Гыданского полуостровов.
Густота линейного расчленения рельефа долин рек балками, лога¬
ми и оврагами, так же как и глубина, закономерно возрастает от юж¬
ных районов плиты к северным и от меридиональных осевых частей к
западным и восточным. В центральных и северных районах плиты, а
также в ряде мест юга общая густота расчленения рельефа существен¬
но возрастает за счет сильной заозеренности территории; в этих райо¬
нах расстояние между озерными котловинами разного размера часто
менее 0,5—1 км.
Анализ углов наклона рельефа показывает, что в пределах Запад¬
но-Сибирской плиты широко распространены практически горизонталь¬
ные поверхности с углами наклона менее 0,5°. Они занимают огромные
площади в центральной части региона. Столь же широко развиты, как
правило, заболоченные поверхности с углами наклона до 1,5°. Районы,
в пределах которых углы наклона изменяются от 1,5 до 6°, развиты
относительно нешироко и приурочены в основном к Гыданской гряде,
Северо-Сосьвинской и Верхнетазовской возвышенностям, Белогорскому
материку и Предалтайскому и Предсалаирскому районам плиты. Более
крутые склоны, обычно имеющие ширину до 1 км, приурочены к при¬
брежным участкам моря и речным долинам.
Таким образом, орографические особенности рельефа закономерно
усложняются от южной части плиты к северной по мере приближения
к основному базису эрозии и от центральных, пониженных районов к
периферийным, возвышенным. Первая из этих черт резко усиливается
особенностями пространственного распространения специфических форм
рельефа, созданных или возникающих под воздействием современных
экзогенных геологических, в том числе криогенных и посткриогенных,
процессов.
39
Климат
Большая протяженность Западно-Сибирской плиты с юга на север
обусловливает неодинаковый климат разных ее районов, который в це¬
лом формируется под влиянием двух составляющих — радиационной и
адвективной. Последняя зависит от особенностей циркуляции воздуш¬
ных масс континентального и океанического происхождения (холодные
и сухие воздушные массы поступают из Арктики, теплые континенталь¬
ные воздушные масср привносятся с юга и юго-востока, а теплые и
влажные — в основном с запада).
Температура воздуха. Среднегодовые температуры воздуха изме¬
няются в пределах региона от —11,8 °С на Крайнем Севере до 2,2 °С
на самом юге (рис. 15), причем характер их колебаний от одного года
к другому приблизительно одинаков для всех пунктов. Повышение
среднегодовой многолетней температуры воздуха происходит в целом
с северо-востока на юГО-запад. На самом севере оно составляет около
0,4 °С на 100 км. В более южных районах (лесотундра, северная тай¬
га) изменение среднегодовой температуры более значительно и состав¬
ляет 0,5—0,7 °С на каждые 100 км. В южных районах региона повы¬
шение температуры воздуха вновь менее существенно.
60* 70* 80* 90*
Рис. 15. Схема распределения среднегодовых температур и амплитуд воздуха (°С) за
период 1966—1981 гг. (составили Е. Б. Белопухова, Э. В. Новикова):
/ — изолинии среднегодовой температуры воздуха; 2 — изолинии среднемноголетней амплитуды
температур воздуха
40
Температуры воздуха на одинаковых широтах в западной и восточ¬
ной частях региона неодинаковы. Так, на севере территории среднемно¬
голетняя температура воздуха в пос. Харасавэй составляет —10,5 °С,
в пос. Сеяха —10,9 °С, в пос. Караул —11,5 °С. Такая же картина про¬
слеживается и в более южных районах. При этом разница между тем¬
пературами воздуха в западной и восточной частях территории на одной
и той же широте варьирует от 1,2 °С (широта г. Салехарда) до 2,7 °С
(широта г. Ханты-Мансийска).
Холодный период на севере региона длится 8—9 мес; на большей
части территории он равен 7 мес и только на юге сокращается до 5 мес.
Самый холодный месяц в году — январь. Его средняя месячная темпе¬
ратура колеблется от —31 °С (пос. Сидоровск) до —18 °С (г. Семи¬
палатинск). Самый теплый месяц — июль и лишь на самом севере тер¬
ритории — август.
Континентальность климата возрастает как в южном, так и в вос¬
точном направлении. Минимальные значения амплитуд температур воз¬
духа характерны для северной, приморской части Западной Сибири (см.
рис. 15). Южнее и особенно юго-восточнее они резко возрастают. Юж¬
нее Северного полярного круга (при движении на юг) амплитуда сред¬
немесячной температуры воздуха изменяется мало. В то же время в
долготном направлении она возрастает с запада на восток. Так, на
широте 64° с. ш. разница амплитуд температуры воздуха между пос. Бе-
резово и пос. Толька составляет 5,6°. В самых южных районах региона
амплитуда температур воздуха на западе и востоке практически оди¬
накова.
Осадки. Общее количество осадков в пределах региона изменяется
от 230—280 до 500—600 мм. Минимальное их количество (230—290 мм)
выпадает в самых северных районах территории. К югу оно возрастает
и достигает максимума (550—600 мм) в северной и средней тайге, осо¬
бенно в восточной ее части (например, в пос. Толька — 543 мм, пос. Кор-
лики — 609 мм, г. Сургут — 547 мм). В более южных районах общее
количество осадков уменьшается и составляет 350—400 мм (г. Куста-
най — 392 мм, г. Омск — 415 мм, г. Семипалатинск — 350 мм).
На большей части территории основное количество осадков выпа¬
дает в теплый период и лишь на Крайнем Севере — в холодный период
(вследствие его большой продолжительности). На севере максимум
осадков наблюдается в июле и августе, а на остальной территории —
в июне и июле.
Зимний сезон в Западной Сибири отличается относительной сухо¬
стью (табл. 1). Особенно мало осадков выпадает на севере территории,
где их сумма не превышает 200 мм. Наибольшее их количество за зим¬
ний период выпадает в таежной зоне (от Северного полярного круга до
широтного течения Оби), где отчетливо проявляется увеличение осад¬
ков с запада на восток. В холодный период основное количество осад¬
ков (до 70 %) выпадает в первую его половину, что связано с наиболее
интенсивной циклонической деятельностью. Вторая половина зимнего
периода (с января по март) проходит на фоне антициклональной дея¬
тельности, и осадков по всей территории выпадает в это время мало.
Снежный покров. Появление устойчивого снежного покрова на се¬
вере региона отмечается уже в конце сентября, а в середине ноября он
покрывает уже всю территорию. Разрушение устойчивого снежного по¬
крова на юге начинается обычно в первых числах апреля (район г. Кус-
таная), к северу этот процесс замедляется и снежный покров на боль¬
шей части территории разрушается лишь в конце мая, а на Крайнем
Севере — только в середине июля. Таким образом, на севере региона
устойчивый снежный покров сохраняется в течение 8—8,5 мес, на юге—
около 5,5—6 мес.
Максимальная мощность снежного покрова отмечается в цент¬
ральных областях региона (60—70 см), причем наблюдается законо-
41
Таблица 1
Среднемесячное и среднегодовое количество осадков (в мм)
за период 1966—1981 гг.
Метеостанция
о. Белый
о. Велькицкого
Харасавэй
Гыда
Усть-Кара
Антипаюта
Игарка
Тазовский
Салехард
Надым
Уренгой
Березово
Нумто
Корлики
Ханты-Ман¬
сийск г
Тобольск
Тюмень
Томск*
Кустанай*
Омск*
Барнаул*
I
I
II
16
18
10
8
16
16
15
20
19
11
17
11
26
15
12
9
21
17
23
17
22
15
22
18
19
11
28
17
23
15
24
21
25
17
28
19
7
6
12
6-
32
23
Месяцы
Холодный
период
Теплый
период
Суммар¬
ное коли¬
чество
III
IV
V
VI
VII
VIII
I*
X
XI
XII
22
16
12
13
36
42
35
23
30
23
172
114
286
10
12
8
14
33
39
39
15
25
18
120
111
231
17
14
15
23
58
35
33
20
23
20
141
149
290
23
23
16
24
39
42
33
26
27
31
181
138
319
25
11
21
49
70
94
44
39
26
18
170
257
427
18
18
18
29
53
67
35
21
20
13
136
184
320
21
30
29
41
91
71
51
46
44
32
243
254
497
12
16
16
49
54
78
47
28
21
13
127
228
355
23-
20
28
48
75
53
36
39
31
19
198
212
410
23
29
35
65
58
88
50
43
38
18
226
261
487
23
29
‘32
51
63
80
51
39
41
24
225
245
470
26
27
33
76
50
61
70
60
43
27
223
290
513
19
29
39
70
72
73
63
41
39
23
184
317
501
23
41
60
93
57
82
66
54
59
29
251
358
609
20
37
31
85
97
79
50
50
57
25
227
342
569
19
22
39
74
63
85
42
39
51
26
163
342
505
21
29
37
73
94
58
24
39
44
26
162
325
487
23
27
46
66
77
71
48
48
49
34
153
383
536
6
15
28
37
48
<34
25
26
14
9
42
213
255
10
17
28
56
70
53
34
22
17
14
61
280
341
22
23
38
52
70
54
40
46
43
37
157
323
480
* По В. В. Орловой (1962).
мерное ее возрастание с запада на восток, где мощность снежного по¬
крова на значительной площади превышает 80 см (рис. 16). В север¬
ном и южном направлениях высота снежного покрова уменьшается.
Наиболее маломощный снежный покров (менее 30 см) формируется в
самых южных и юго-западных районах территории.
На северной окраине (о. Белый, пос. Гыда, пос. Сеяха) макси¬
мальная мощность снежного покрова наблюдается в мае. С продви¬
жением на юг максимальная высота его отмечается в более ранние
сроки, а на самом юге территории она наблюдается в начале марта
(рис. 17).
Характер снежного покрова в значительной степени зависит от
скорости ветра, рельефа и условий защищенности места. Наиболее рав¬
номерно снежный покров залегает в лесных районах. На безлесных
участках снежный покров сильно перераспределяется ветром: бугры
бывают лишены снега, в понижениях рельефа мощность снежного по¬
крова, наоборот, резко увеличивается и часто достигает двух и более
метров. На севере, где зимой преобладают южные, юго-западные или
юго-восточные ветры, наибольшая мощность снежного покрова отме¬
чается на склонах северной, северо-восточной или северо-западной экс¬
позиций. В зоне тундры сильные ветры не только перераспределяют,
но и уплотняют снег; в первую половину зимы, когда происходит ак¬
тивное промерзание грунтов, плотность снежного покрова составляет
0,2—0,25 г/см3, в конце января она достигает 0,3 г/см3. В зоне тайги
в первую половину зимы плотность снежного покрова менее 0,2 г/см3,
а в январе и феврале редко превышает 0,25 г/см3 (табл. 2). В более
южных районах на обширных междуречных участках в результате ин¬
тенсивного ветрового уплотнения и частых оттепелей плотность мало¬
мощного снежного покрова достигает значительной величины (0,35—
0,40 г/см3 и выше).
42
чество
Рис. 16. Схема распределения высоты снежного покрова на территории Западно-Си-
бирской плиты (составили П. И. Кашперюк, В. Т. Трофимов, Н. Г. Фирсов по мате¬
риалам В. В. Орловой, Л. Г. Конюковой и В. Д. Маркова):
1 — изолинии средних из максимальных декадных высот снежного покрова, см; 2—8 — высота
снежного покрова, см (2 — более 80, 3 — 70—80, 4 — 60—70, 5 — 50—60, 6 — 4(^—50, 7 — 30—40, 8 —
менее 30)
Ветер. Характер распределения давления (летом повышенное на
побережье арктических морей, зимой — в пределах континента) обус¬
ловливает преобладание северных и северо-западных ветров в теплый
сезон и южных и юго-западных в холодный. Скорости ветра в безлес¬
ных районах Западной Сибири значительны в течение всего года. Мак¬
симальные среднемесячные скорости наблюдаются на полуостровах
Ямал и Гыданский, где они зимой и в переходные сезоны достигают
7—9 м/с. Наибольшей повторяемостью в Заполярье характеризуются
ветры со скоростью 6—7 м/с (25 %) и 8—9 м/с (20 %). В зимние и пе¬
реходные сезоны здесь возможны ветры со скоростью, превышающей
40 м/с. К югу средние скорости ветра значительно уменьшаются и
только на самом юге они вновь возрастают, достигая 5—6 м/с. Лесные
43
Рис. 17. Кривые нарастания высоты снежного покрова в различных районах Западно-
Сибирской плиты (за период 1966—1981 гг.):
/ — г. Тюмень; 2 — пос. Тарко-Сале; 3 — г. Надым; 4 — г. Салехард; 5 — пос. Сидоровск; 6 —
пос. Тазовский; 7— о. Белый
районы отличаются наиболее низкими скоростями ветра. Во все сезоны
года среднемесячные скорости его не превышают здесь 3—5 м/с.
Приведенные данные показывают, что климатические условия За¬
падной Сибири довольно разнообразны. Северная половина региона
характеризуется суровыми климатическими условиями. Все эти районы,
а также большая часть остальной территории отличаются явным пре¬
обладанием осадков над испарением и как следствие этого избыточной
увлажненностью. Лишь в самых южных районах увлажненность тер¬
ритории существенно уменьшается. Такое изменение климатических
характеристик оказывает огромное влияние на характер изменчивости
многих параметров геокриологической обстановки, на ход современных
геокриологических процессов.
Таблица 2
Средняя плотность снега (в г/см3) за период 1966—1981 гг. по месяцам
Метеостанция
Участок
Месяцы
X
XI
XII
I
II
III
IV
V
VI
о. Белый
Открытый
0,18
0,24
0,30
0,31
0,31
0,32
0,36
0,38
0,40
Новый Порт
0,16
0,25
0,27
0,29
0,29
0,29
0,30
0,33
0,38
Тазовский
0,13
0,20
0,20
0,23
0,24
0,25
0,30
0,33
—
Салехард
0,18
0,20
0,22
0,25
0,26
0,26
0,28
0,32
—
Сидоровск
Закрытый
0,08
0,17
0,19
0,20
0,20
0,22
0,23
0,26
—
Надым
tl
0,11
0,19
0,19
0,19
0,20
0,21
0,23
0,28
—
Мужи
Открытый
0,18
0,22
0,21
0,25
0,25
0,27
0,29
0,32
—
Нумто
Закрытый
0,С9
0,19
0,19
0,21
0,23
0,23
0,25
0,29
—
Корлики
0,14
0,17
0,18
0,19
0,22
0,23
0,28
0,33
—
Тюмень
Открытый
0,15
0,17
0,21
0,22
0,23
0,27
0,30
—
—
Ишим
п
0,13
0,15
0,19
0,21
0,24
0,26
0,29
Павлодар
»
0,13
0,17
0,21
0,22
0,25
0,28
44
Ландшафты
Крайний север Западно-Сибирской плиты занимает тундровая зона, в
суровых условиях которой на мерзлых тундровых глеевых почвах фор¬
мируются арктические мохово-лишайниковые, кустарничковые и кус¬
тарниковые тундры. Южнее идет неширокая полоса лесотундры, где на
торфянисто-глеевых, глеево-слабоподзолистых и болотных почвах раз¬
виты сложные сочетания кустарниковых тундр, лиственничных редко¬
лесий, торфяников и болот. Большая часть плиты занята таежной зо¬
ной, в пределах которой на торфяно-подзолистых и подзолистых поч¬
вах дренированных участков преобладают хвойные леса из сосны, ели,
пихты, кедра и лиственницы. Плоские водоразделы обычно заболоче¬
ны. Лишь южные районы плиты отличаются хорошей дренированно-
стью. Здесь развиты степные ландшафты.
Анализ распространения видов ландшафтов и типов местностей,
проведенный для всех геокриологических подзон (см. гл. VII) по со¬
ставленной во ВСЕГИНГЕО мелкомасштабной ландшафтно-индика¬
ционной карте криолитозоны Западной Сибири, позволил выявить ланд¬
шафтные особенности и структуру выделенных подзон.
В арктических и типичных тундрах, относимых к Лескино-Антипа-
ютинской подзоне, преобладающее развитие четвертичных отложений
морского генезиса и сплошное распространение низкотемпературных
многолетнемерзлых пород обусловливают достаточно простую ланд¬
шафтную структуру этой подзоны (рис. 18,а). Наибольшее распрост¬
ранение здесь имеют ландшафты высоких морских равнин с мохово¬
лишайниковыми и кустарничковыми тундрами и пойм больших и сред¬
них рек с кустарниковыми тундрами. Большую часть ландшафтов этих
морских равнин занимают холмистые и холмисто-увалистые слабозао-
зеренные местности с преимущественно суглинистого состава льдисты¬
ми на холмах и увалах, льдистыми и сильнольдистыми в логах горны¬
ми породами, с активной термоэрозией по склонам.
В ландшафтной структуре III морской террасы 50 % площади при¬
ходится на слабодренированные, сильнозаозеренные озерно-котловин¬
ные, озерно-болотные и хасырейные местности с более сложной лито¬
генной основой озерного, болотного и морского генезиса, представлен¬
ной торфом, песками, супесями и суглинками льдистыми, с линзами и
пластами льда. Активно протекают процессы заболачивания, термо¬
карста, пучения.
Ландшафты более низких морских террас и лайды имеют незначи¬
тельное развитие во всех областях. Они повсеместно заболочены* и зао-
зерены, представлены льдистыми песчано-суглинистыми засоленными
грунтами. Активны процессы заболачивания, морозобойного растрески¬
вания, пучения и промерзания криопэгов. 14 % площади подзоны за¬
нимают поймы рек, гривистые в прирусловой, плоские и заозеренные
в тыловой части, сложенные льдистыми песками.
Ландшафтная структура южной тундры и северной лесотундры, вхо¬
дящих в состав Харасавэй-Новоуренгойской геокриологической подзоны,
отличается большей сложностью по сравнению со структурой северной
части тундровой зоны (см. рис. 18,6). Наибольшие площади и здесь
-занимают ландшафты высоких морских равнин. Они в целом ряде райо¬
нов отличаются значительной расчлененностью рельефа и относительно
слабой заозеренностью, характерны местности холмистого типа с кус¬
тарничковыми и кустарниковыми тундрами. Фрагменты лиственничных
редин приурочены к приречным участкам. В пределах холмистых мест¬
ностей многолетнемерзлые породы супесчано-суглинистого состава име-
тот сплошное распространение. В Тазовской области ландшафтное строе¬
ние усложняется за счет появления местностей линейно-грядового типа.
На морских террасах развиты озерно-болотные и озерно-котловин¬
ные типы местности, характеризующиеся плоским рельефом, слабым
расчленением и сильной заозеренностью. Для этих типов местностей
45
V 1VI п 1 П i4n v
I I 3 <
%
т
457
в
го
1
.. |
■ 1МЛ1ГЧ1 АГГ\*т*ГЪ\л 1 1 • «1——
V IV Ш V Ш Vofinf IV Ш 11 I
1 1 1—, •' 1
П
1
°/o m g la a
IV Ш Д in,IDgDgfHfr.II I П,
m ц
%
la a
h *
Vf ,vi v 1У д>д, Па
la
~Е2з
0 Б
УШ
Шв
Рис. 18. Ландшафтная структура (распределение ландшафтов и местностей в процен¬
тах от общей площади) Лескино-Антипаютинской (а), Харасавэй-Новоуренгойской
(б), Игарко-Нумтинской (в), Березово-Угутской (г) и Советско-Устьтымской (б) гео¬
криологических подзон.
Ландшафты: т — морские и лагунно-морские равнины и террасы (V — пятая, IV — четвер¬
тая, III — третья, II —вторая, I — первая, П — лайда, пойма); g — ледниковые равнины (здесь и
далее V — среднечетвертичная, III — верхнечетвертичная); f — водно-ледниковые равнины; gf—
ледниковые и водно-ледниковые равнины; 1а — озерно-аллювиальные равнины и террасы (VI —
верхнеплиоцен-нижнечетвертичная); а — аллювиальные террасы. Местности: 1 — озерно-кот¬
ловинные (плоские и мелкохолмистые, заозеренные, сложенные песками, реже — супесями и суглин¬
ками); 2 — озерно-болотные (плоские нерасчлененные заозеренные и заболоченные, сложенные
торфом, подстилаемы^ песками, реже — суглинками и супесями); 3 — хасырейные (плоские слабо-
расчлененные с обилием хасыреев, сложенные суглинками, супесями с линзами торфа); 4 — при¬
речные (плоские и слабонаклонные умеренно расчлененные, имеющие песчаный, реже — супесча¬
ный состав); 5 — линейно-грядовые (с частым чередованием параллельно ориентированных гряд и
межгрядовых заболоченных понижений, сложенные торфом и песками, подстилаемыми суглинка¬
ми и глинами); 6 — холмистые (средне- и мелкохолмистые, расчлененные густой разветвленной
сетью логов, имеющие супесчано-суглинистый состав); 7 — крупнохолмистые (крупные холмы с
циркообразными нишами, террасками, ложбинами и деллями на склонах, сложенные суглинками»
супесями и песками); 8 — холмисто-увалистые (увалы, значительно расчлененные глубоко врезан¬
ными узкими долинами, сложенные суглинками с гравийно-галечниковым материалом и валуна¬
ми); 9 — предгорные (крупные увалы, сильно расчлененные глубоко врезанными долинами, сло¬
женные супесями, суглинками, песками с включениями грубообломочного материала)
характерно прерывистое распространение льдистых многолетнемерзлых
пород (за счет наличия таликов под озерами) различного литологиче¬
ского состава. Широко распространены процессы многолетнего пучения,
морозобойного растрескивания и термокарста.
Для Лаборовской и Таз-Хетско-Енисейской областей типичны лед¬
никовые и водно-ледниковые ландшафты, в составе которых преобла¬
дают местности холмисто-увалистого типа, отличающиеся наличием в
разрезе гравийно-галечникового материала и валунов и сплошным рас¬
пространением многолетнемерзлых пород разной льдистости.
Ландшафты долин рек морфологически более однородны по срав¬
нению с междуречными: большинство из них не дифференцированы на
местности. В долинах развиты березово-лиственничные редколесья, че¬
редующиеся с кустарниковыми тундрами и болотами.
Южная лесотундра и север таежной зоны, территориально совпа¬
дающие с Игарка-Нумтинской геокриологической подзоной, отличаются;
наиболее сложным ландшафтным расчленением. Здесь также преобла¬
46
дающим видом ландшафта является салехардская морская равнина с
лиственничными рединами (см. рис. 18, в). Для этих равнин наряду с
местностями холмистого типа характерны озерно-болотные местности.
В пределах последних мерзлые породы имеют более низкие температу¬
ры, большую льдистость и занимают большие площади. Характерны
широкое распространение и большая интенсивность проявления мно¬
голетнего пучения и термокарста.
Из других видов ландшафтов значительные площади занимают
четвертая и третья озерно-аллювиальные равнины. Для этих ландшаф¬
тов кроме озерно-болотных и холмистых местностей типичны залесен¬
ные местности приречного типа, в пределах которых высокотемпера¬
турные многолетнемерзлые породы супесчаного и песчаного состава
имеют прерывистое распространение.
В Зауральской и Таз-Енисейской областях большие площади за¬
няты ледниковыми и водно-ледниковыми ландшафтами. Для них ха¬
рактерны холмисто-увалистые типы местности, отличающиеся от та¬
ких же местностей северной зоны наличием лесов и прерывистым рас¬
пространением многолетнемерзлых пород.
В долинных ландшафтах, занимающих примерно такие же пло¬
щади, как и в северных подзонах, высокотемпературные мерзлые тол¬
щи имеют островное распространение, они приурочены к торфяникам,
заболоченным и затененным участкам лесов.
Ландшафтная структура южной части северотаежной и северной
части среднетаежной подзон, пространственно отвечающих Березово-
Угутской геокриологической подзоне, характеризуется меньшей слож¬
ностью (см. рис. 18, г). Наибольшие площади занимают средне- и
верхнечетвертичные плоские озерно-аллювиальные равнины, сложен¬
ные песками, супесями, суглинками (в Приуральской части с гравий-
но-галечниковым материалом) и покрытые хвойными лесами и боло¬
тами. Несколько меньшая площадь занята аллювиальными террасами
и поймами. Как и озерно-аллювиальные равнины, они плоские, слабо-
расчлененные и заболоченные (озерно-болотный тип местности), а в
краевых частях в разной степени дренированные и залесенные (при¬
речной тип местности). Ландшафты ледниковых и водно-ледниковых
равнин также занимают значительные площади.
Ландшафтная структура южной части среднетаежной подзоны,
территориально отвечающей Советско-Устьтымской геокриологической
подзоне, сравнительно проста. Наибольшие площади занимают плос¬
кие, интенсивно заболоченные озерно-аллювиальные равнины разного
возраста, сложенные переслаивающимися песками, супесями,'суглин¬
ками и глинами (см. рис. 18, д). Среднечетвертичная водно-ледниковая
равнина занимает меньшую площадь. Здесь преобладают мелкохолмис¬
тые, приречные и озерно-болотные типы местности. Значительные пло¬
щади заняты поймами рек — плоскими нерасчлененными, заболоченны¬
ми или гривистыми, залесенными. В пределах всех типов ландшафтов
под моховым покровом в заболоченных лесах, в краевых частях верхо¬
вых болот, в одиночных буграх пучения и на грядах аапа-болот встреча¬
ются высокотемпературные линзы и перелетки мерзлых пород.
Таким образом, территория Игарка-Нумтинской геокриологической
подзоны отличается самым сложным ландшафтным расчленением, со¬
ответствующим значительной изменчивости геолого-геоморфологических
и геокриологических условий. К северу и югу от нее ландшафтная струк¬
тура территорий геокриологических подзон упрощается.
Гидрогеологические условия
В гидрогеологическом отношении Западно-Сибирская плита — крупней¬
ший артезианский бассейн Евразии. Наиболее характерные его особен¬
ности— наличие большого количества водоносных горизонтов и комп-
47
Рис. 19. Схема распространения гидро¬
геологических комплексов, находящихся
в многолетнемерзлом состоянии (соста¬
вили В. Т. Трофимов, Н. Г. Фирсов):
1—4 — гидрогеологические комплексы (или ча¬
сти их разреза), находящиеся в многолетне-
мерзлом состоянии: 1 — первый, 2 — первый и
второй, 3 — первый—четвертый. 4 — первый—
пятый; 5 — граница Западно-Сибирской пли¬
ты; 6 — южная граница распространения мно¬
голетнемерзлых пород, залегающих с поверх¬
ности; 7 — южная граница распространения
глубокозалегающих многолетнемерзлых по¬
род; 8 — граница территорий, в пределах ко¬
торых в мерзлом состоянии находятся породы
разных гидрогеологических комплексов
лексов пород, их ярусное расположение с водоупорными горизонтами
в вертикальном разрезе, чрезвычайно пологое залегание слоев со сла¬
бым падением к центральным районам бассейна, а также широкое рас¬
пространение многолетнемерзлых образований, определяющих гидро¬
геологическую обстановку северной половины плиты.
В вертикальном разрезе Западно-Сибирского артезианского бассей¬
на выделяю^я пять гидрогеологических комплексов, слагающих два
гидрогеологических этажа. Верхний из них объединяет водоносные и
водоупорные верхнемеловые (начиная с Фуронских) — четвертичные, а
нижний — верхнемедовые — палеозойские 'отложения.
Первый гидрогеологический комплекс верхнего гидрогеологическо¬
го этажа сложен супесчано-песчаными и суглинисто-глинистыми отложе¬
ниями четвертичного, неогенового и олигоценового возраста. В гидро¬
динамическом отношении он представляет единую водонасыщенную тол¬
щу, грунтовые и межпластовые безнапорные и напорные воды которой
тесно гидравлически связаны между собой. Важнейшей особенностью
этого комплекса является то, что породы, его слагающие, неоднократно
подвергались процессам промерзания и оттаивания, а в настоящее
время в северной части Западно-Сибирской плиты находятся преиму¬
щественно в мерзлом состоянии (рис. 19).
Второй гидрогеологический комплекс сложен мощной толщей верх¬
немеловых, палеоценовых, эоценовых и верхнеолигоценовых отложений
преимущественно глинистого и кремнистого состава с подчиненными го¬
ризонтами и линзами песков, песчаников и трещиноватых кремнистых
пород. Относительно выдержанные водоносные горизонты, заключающие
безнапорные и преимущественно напорные воды, содержатся лишь в
Зауральской части, где развиты трещиноватые опоки и диатомиты. На
подавляющей же части территории эта толща безводна и служит регио¬
нальным водоупором, который разделяет разрез артезианского бассейна
на два гидрогеологических этажа.
Третий гидрогеологический комплекс сложен осадками сеноман¬
ского, альбского и аптского ярусов. Он отличается от выше- и нижеле¬
жащих комплексов заметным преобладанием песчаных отложений, наи¬
более выдержанными и мощными водоносными горизонтами с высокими
напорами вод, обусловливающими фонтанирование скважин и значи¬
тельные их дебиты.
Четвертый гидрогеологический комплекс представлен отложениями
баррем-готеривского и валанжинского возраста. Для комплекса харак¬
терно чередование водоносных толщ и горизонтов с водоупорными гли¬
нистыми слоями. Соотношение между песчаными и глинистыми порода¬
ми в различных районах неодинаково.
Пятый гидрогеологический комплекс объединяет осадки юрского
возраста, а также обводненные породы верхней части доюрского фун¬
дамента.
48
Подчеркнем, что породы всех гидрогеологических комплексов в се¬
верной половине Западно-Сибирского артезианского бассейна могут на¬
ходиться в многолетнемерзлом состоянии. Однако отложения третьего—
пятого комплексов являются мерзлыми лишь на относительно неболь¬
шой площади, непосредственно прилегающей к Уралу, и в Приенисей-
ской части региона. Многолетнемерзлые же породы первого и второго
гидрогеологических комплексов, наоборот, развиты чрезвычайно широко
(см. рис. 19).
Подземные воды верхнего гидрогеологического этажа дренируются
реками и разгружаются в них, подземный сток подчинен поверхност¬
ному. Основные гидрогеологические структуры этого этажа в усло¬
виях субгоризонтального залегания водовмещающих олигоцен-четвер-
тичных отложений выделяются в соответствии с главными речными бас¬
сейнами территории и именуются бассейнами стока подземных вод.
В области развития многолетнемерзлых пород насчитывается, по
Ю. К. Смоленцеву, шесть таких бассейнов: Прикарский, Нижнеобский,
Гыданский, Тазовский, Нижнеенисейский, Среднеобский. Все эти бас¬
сейны, включая и самый южный — Среднеобский, в той или иной сте¬
пени претерпели криогенные преобразования в процессе многолетнего
промерзания.
Самая северная часть Западно-Сибирской плиты, включающая по¬
луострова Ямал, Тазовский и Гыданский, к началу промерзания только
что вышла из-под уровня моря. Не пройдя инфильтрационного этапа
гидрогеологического цикла, слабоводопроницаемые, преимущественно
глинистые породы средне- и верхнечетвертичного возраста начали ак¬
тивно промерзать. Верхняя зона пресных подземных вод не успела сфор¬
мироваться, о чем свидетельствует засоленность грунтов до глубин
200 м и более вплоть до 69—68° с. ш. [57]. Гидрогеологические струк¬
туры крайнего севера Западной Сибири — Прикарский, Гыданский бас¬
сейны стока, северные половины Нижнеобского, Тазовского, Нижне¬
енисейского бассейнов представляют собой так называемые криобас¬
сейны [91], в которых вся потенциальная зона пресных вод подверглась
коренному криогенному преобразованию. В связи с этим в мерзлой
олигоцен-четвертичной толще этих бассейнов отсутствуют выдержан¬
ные горизонты пресных межпластовых вод. Здесь встречаются отдель¬
ные линзы и горизонты захороненных морских высокоминерализован¬
ных вод с отрицательной температурой — криопэги [39, 88, 97, 118].
Области питания, распространения, разгрузки пресных вод резко огра¬
ничены мощными толщами многолетнемерзлых пород и приурочены к
сквозным подрусловым и подозерным таликам, связанным с тектониче¬
скими нарушениями.
На остальной территории (южные половины Нижнеобского, Тазов¬
ского бассейнов, Среднеобский бассейн) к началу многолетнего про¬
мерзания в пределах олигоцен-четвертичного комплекса уже сформиро¬
валась зона свободного водообмена с пресными подземными водами.
В процессе промерзания эта зона подверглась только частичному крио¬
генному преобразованию, в целом сохранив свои основные гидрогеоло¬
гические черты. В вертикальном разрезе зоны выделяются: 1) верхняя
часть мощностью от 50 до 100 м, характеризующаяся интенсивным во¬
дообменом и развитием подземных вод, находящихся в сфере дрени¬
рующего влияния местной речной сети; 2) нижняя часть мощностью от
100 до 200 м, подчиненная региональному базису эрозии (р. Обь); в ее
пределах распространены напорные межпластовые пресные воды, не¬
посредственная связь которых с поверхностью земли осуществляется че¬
рез крупные речные долины. Области питания подземных вод в целом
совпадают с областями их распространения и приурочены к радиа-
ционно-инфильтрационным таликам на междуречьях, разгрузка же вод
идет в русла рек. Направление подземного стока совпадает с направ¬
лением поверхностного, на север к Карскому морю.
4 Зак. 514
49
Рис. 20. Схема распространения и мощ¬
ность подмерзлотных криопэгов (соста¬
вили В. Г. Кудряшов, В. Т. Трофимов,
В. В. Баулин):
1 — распространение подмерзлотных криопэ-
гов широкое, мощность преимущественно бо¬
лее 50 м (до 200 м, реже более); 2 —то же,
локальное, мощность менее 50 м; 3 — крицпэ-
ги практически отсутствуют; 4 — широкое рас¬
пространение криопэгов с неглубоким зале¬
ганием кровли в четвертичных отложениях;
5 — границы территорий с различной харак¬
теристикой распространения подмерзлотных
криопэгов; 6 — южная граница распростране¬
ния толщ глубокозалегающих (реликтовых)
многолетнемерзлых пород
В настоящее время мерзлые породы мощностью до 300—500 м, при¬
уроченные к разрезу первого гидрогеологического этажа, оказывают
существенное влияние на площади распространения водоносных гори¬
зонтов, области их питания и разгрузки. На севере территории (до ши¬
роты Полярного круга) интенсивность процессов промерзания в позд¬
нечетвертичное время была настолько ведика, что в мерзлом состоянии
сейчас находятся не только слабоводопрдницаемые, но и хорошо фильт¬
рующие отложения.**Южнее Полярного круга геокриологическая обста¬
новка смягчается. Анализ обширного фактического материала показы¬
вает, что в мерзлом состоянии оказываются преимущественно слабо-
фильтрующие суглинистые и безводные глинистые разности. В этих ус¬
ловиях литологические водоупоры часто совпадают с криогенными.
Соотношение мерзлых пород с подземными водами в пределах
Западно-Сибирского артезианского бассейна исключительно сложно.
Здесь в соответствии со схемой Н. И. Толстихина условно обособляются
надмерзлотные, межмерзлотные, подмерзлотные воды и подземные во¬
ды сквозных таликов. На севере криолитозоны, где многолетнемерз¬
лые породы имеют практически сплошное распространение, первые
представлены водами сезонноталого слоя и несквозных подрусловых и
подозерных таликсв, вторые — межмерзлотными криопэгами, а тре¬
тьи— подмерзлотными криопэгами значительной мощности (рис. 20).
Воды сквозных таликов установлены только под руслами крупных и
средних рек и под акваторией крупных озер.
В более южных районах, где развиты несплошные по разрезу и
площади толщи многолетнемерзлых пород, широко распространены
пресные надмерзлотные (в частности, несквозных таликов) и меж¬
мерзлотные воды. Минерализация и, главное, мощность подмерзлотных
засоленных вод здесь значительно ниже по сравнению с более северны¬
ми районами (см. рис. 20).
В южной части криолитозоны, где развиты лишь глубокозалегаю-
щие реликтовые мерзлые породы, все воды олигоцен-четвертичной тол¬
щи можно рассматривать как надмерзлотные. Однако здесь в кон¬
кретной обстановке, когда положение водоносных горизонтов по отно¬
шению к мерзлым толщам зачастую резко меняется в плане и в раз¬
резе, необходимо избегать формального подразделения подземных вод
на вышеупомянутые категории.
В заключение подчеркнем, что одной из основных причин суще¬
ствования в пределах Западно-Сибирской плиты мощного слоя «отор¬
ванных» от поверхности реликтовых многолетнемерзлых пород можно
считать наличие регионального водоупора (второго гидрогеологического
комплекса), препятствующего водообмену между верхним и нижним
гидрогеологическими этажами артезианского бассейна.
50
Современные тенденции .развития многолетнемерзлых толщ
Главная особенность современных тенденций развития многолетнемерз¬
лых толщ в пределах криолитозоны Западно-Сибирской плиты (их воз¬
никновение или исчезновение, изменение мощности и теплового поля
мерзлых грунтов в многолетнем цикле) — гетеродинамичность (рис. 21).
Она вызвана целым рядом обстоятельств, из которых главными явля¬
ются огромные пространственные размеры криолитозоны, большая мощ¬
ность и соответственно большая теплоемкость мерзлых толщ в северных
Рис. 21. Современные тенденции развития толщ многолетнемерзлых пород в пределах
Западно-Сибирской плиты:
£ — тенденции развития многолетнемерзлых толщ верхнего слоя (залегающих непосредственно
под слоем сезонного оттаивания): / — стабильное состояние толщ; 2—/ — промерзание (наращи¬
вание) толщи: 2 — интенсивное, 3 — активное, 4 — медленное; 5 — новообразование многолетнемерз¬
лых пород; 6 — протаивание многолетнемерзлых пород; 7—8 — тенденции развития многолетнемерз¬
лых толщ второго слоя (глубокозалегающих, реликтовых): 7 — стабильное состояние толщ в по¬
дошве, 8 — активная деградация в кровле и подошве толщ; 9—11 — характер распространения по
площади и строение по разрезу толщ многолетнемерзлых пород: 9 — преимущественно сплошные
7? пл2щади и РазРезУ толщи, 10 — преимущественно прерывистые по площади и разрезу толщи,
11 — область преимущественного распространения только глубокозалегающих, реликтовых много¬
летнемерзлых пород; 12 — палеокриогенная область — территории распространения полностью про¬
таявших реликтовых (плейстоценовых) многолетнемерзлых пород; 13 — изолинии максимальных глу-
оин (в м) залегания подошвы толщ многолетнемерзлых пород; 14 — граница Западно-Сибирской
плиты; 15 — граница территорий с различной тенденцией развития толщ многолетнемерзлых по¬
род; 16 — южная граница распространения многолетнемерзлых пород, залегающих непосредствен¬
но под слоем сезонного оттаивания; 17 — южная граница распространения реликтовых глубокоза¬
легающих многолетнемерзлых пород
4*
51
районах Западной Сибири, неодинаковые изменения ряда природных
факторов (климатических, геоботанических, гидрологических и др.),
определяющих динамику мерзлых толщ в разных частях региона.
Большая площадь и прежде всего значительная протяженность
криолитозоны с севера на юг определяют существенные различия сов¬
ременной геокриологической обстановки Западной Сибири, а вместе
с teM и различия в динамике развития геокриологической ситуации.
Вполне закономерно, что в многолетнем цикле низкотемпературные и
более мощные толщи мерзлых пород в северной части региона менее
подвержены резким изменениям, чем многолетнемерзлые толщи вблизи
южной границы криолитозоны. На севере, особенно в зоне сплошного
распространения многолетнемерзлых пород, толщам, развитым в пре¬
делах, наиболее древних элементов рельефа, присуще преимущественно
относительно стабильное состояние, а в пределах молодых элементов
рельефа (пойм, лайд, низких террас и на мелководье морей и губ)
в настоящее время происходит активное промерзание, приводящее либо
к новообразованию мерзлых толщ, либо к прогрессивному увеличению
их мощности.
В центральной и южной частях региона, в зоне прерывистого рас¬
пространения многолетнемерзлых толщ в настоящий момент процесс
протаивания „мерзлых толщ сверху чередуется по площади с процес¬
сами интенсивного промерзания. Причина, вызывающая оба эти про¬
цесса.— изменение теплообеспеченности ца поверхности, вызванное
сменой состава растительности, колебаниями обводненности, коротко-
периодными климатическими изменениями и т. д.
В районах, расположенных вблизи южной границы ореала много¬
летнемерзлых толщ, эти изменения особенно заметно сказываются на
динамике мерзлых пород, поскольку здесь распространены «вялые»
многолетнемерзлые и относительно холодные талые породы (те и другие
со среднегодовыми температурами, близкими к О °С). В этих районах
массивы мерзлых пород достаточно эфемерны, они сравнительно быстро
формируются и могут быстро исчезнуть. Известны даже прямые наблю¬
дения динамики мерзлых толщ в этих районах. А. И. Попов [89] отме¬
чал исчезновение описанных А. Ф. Миддендорфом мерзлых толщ в до¬
лине р. Турухан; сотрудники Тюменской экспедиции геологического фа¬
культета МГУ не обнаружили массивов многолетнемерзлых пород на
склоне высокой террасы р. Назым, встреченных ранее А. И. Поповым
[89]. Вместе с тем новообразование мерзлых пород часто встречается
даже в весьма южных районах: они зафиксированы на высокой пойме
р. Пелым [58], в долинах Вогулки, Ширты, Куновата, долины рек Сев.
Сосьвы и Тапсуя, в пределах Люлинворской возвышенности [100, 118]
и даже вблизи г. Красноярска у пос. Миндерма [40].
Севернее массивы многолетнемерзлых пород становятся более ус¬
тойчивыми к кратковременным климатическим изменениям за счет бо¬
лее низких температур. И даже в тех случаях, когда в результате крат¬
ковременного улучшения теплообеспеченности температуры пород не¬
сколько повышаются, они часто не переходят в область положитель¬
ных. В пределах же островов талых пород, расположенных на севере
зоны прерывистого распространения многолетнемерзлых пород, весьма
часто наблюдается новообразование мерзлых пород, нередко сопровож¬
дающееся возникновением бугров и площадей пучения. Особенно ха¬
рактерно новообразование многолетнемерзлых пород в этих районах
для участков высоких пойм, «хасыреев» и т. п., осушающихся из-под
уровня воды. Новообразование морфологически выраженных пучинных
форм в таких условиях удается проследить даже за несколько сезонов:
на пойме Енисея мерзлые бугры пучения возникли на месте спущенно¬
го озера за один-два сезона [68], наблюдалось современное зарожде¬
ние бугров и на пойме р. Лонгъюган и в «хасыреях» Надым-Полуйского
междуречья [38].
52
В зоне практически‘сплошного с поверхности развития многолет¬
немерзлых пород наблюдения за их динамикой часто ограничиваются
лишь фиксированием изменения среднегодовых температур в интерва¬
ле их отрицательных значений. Сопоставление повторных замеров тем¬
ператур в ряде районов полуостровов Ямал и Гыданский выявило на¬
личие их изменений за последние 10—15 лет, достигающих местами
1,5—2,0 °С. Во многих районах эти изменения положительные (напри¬
мер, в долинах рр. Танамы, Мессояхи, Сеяхи (Зеленой) и др.). При¬
знаком смягчения мерзлотной обстановки следует считать и появление
в последние годы высоких кустарников в поймах рек высоких широт,
особенно в Приенисейской части региона: оно сопровождается редук¬
цией микрорельефа пойм от плоско-полигонального и полигонально-ва-
ликового стадии роста ледяных жил к крупноблочному стадии их де¬
градации [32].
Свидетельства некоторого смягчения геокриологической обстановки
в этой части региона установлены и для более длительного периода.
Так, отмеченное во многих скважинах севера Западной Сибири дегра-
дационное температурное поле до глубин 50—60 м, вероятнее всего,
вызвано потеплением климата с начала до середины нынешнего столе¬
тия [16].
Схематично можно охарактеризовать и тенденцию развития ниж¬
ней границы мерзлых толщ в пределах южной половины криолитозоны.
Глубокозалегающие толщи мерзлых пород, располагающиеся под верх¬
ним слоем позднеголоценовых многолетнемерзлых образований и от¬
деленные от него талыми породами в несколько десятков, а иногда
и сотен метров, или залегающие непосредственно под талыми грунтами
такой мощности (на юге криолитозоны региона), являются реликтами
более суровой геокриологической ситуации более ранних этапов разви¬
тия региона (см. гл. I). В настоящее время этот тип многолетнемерз¬
лых пород находится в деградационном состоянии. Деградация более
активна в юго-западных районах с большим тепловым потоком из недр
Земли и умеренна на участках с меньшим его значением.
Изложенный материал свидетельствует о весьма сложном харак¬
тере современного развития криолитозоны. При этом, оценивая совре¬
менную тенденцию развития мерзлотной ситуации в целом или отдель¬
ного ее компонента, следует строго подходить к определению времен¬
ного интервала, для которого проводится такая оценка, и весьма диф¬
ференцированно рассматривать динамику криолитозоны в разных ее
частях. Особенно остро этот вопрос стоит при разработке как локаль¬
ных, так и региональных геокриологических прогнозов.
ГЛАВА III
ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАСПРОСТРАНЕНИЯ И СРЕДНЕГОДОВЫЕ
ТЕМПЕРАТУРЫ МНОГОЛЕТНЕ- И СЕЗОННОМЕРЗЛЫХ ПОРОД
Формирование температурного режима верхних горизонтов пород
Формирование мерзлых толщ и температурный режим их верхних го¬
ризонтов (10—15 м) определяются факторами, связанными с клима¬
тическими условиями и геолого-географической обстановкой региона.
К этим факторам относятся: рельеф, состав, влажность (льдистость) и
теплофизические свойства пород, температура воздуха, составляющие
внешнего тепло- и массообмена, осадки, характер снегонакопления, ко¬
лебания климата и растительные покровы, обводненность поверхности
и т. п.
С точки зрения теплофизики процессов промерзания — протаива-
ния температурный режим верхних горизонтов пород обусловлен теп¬
лообменом в приземном слое атмосферы и покровах, распространением
тепла в мерзлой и талой зонах, а также закономерностями движения
53
границы раздела этих зон. Результирующими характеристиками темпе¬
ратурного режима верхних горизонтов пород служат среднегодовая
температура на подошве сезонноталого и сезонномерзлого слоев и тем¬
пература на глубине нулевых годовых колебаний. Первая отражает
современный теплообмен верхних горизонтов пород с атмосферой, а
вторая помимо внешнего теплообмена связана с особенностями форми¬
рования мерзлых толщ на заключительной его стадии и зависит от раз¬
меров однородных природных комплексов. Анализ этих характеристик
позволяет раскрыть закономерности температурного режима верхних
горизонтов пород в зависимости от сочетания различных природных
факторов.
Основные параметры климата, от которых зависит температур¬
ный режим,— температура воздуха, соотношение составляющих тепло¬
вого баланса на поверхности, характер снегонакопления, а также ко¬
личество осадков за теплый период и ветровой режим. Прямой зависи¬
мости между среднегодовыми температурами пород и воздуха не су¬
ществует. Так, южная граница распространения многолетнемерзлых
пород на территории Западно-Сибирской плиты соответствует изотерме
—2,0 °С в юго-западной ее части и —3,0 °С — в юго-восточной. В зоне
тайги и лесотундре это различие при определенном сочетании природ¬
ных факторов увеличивается до 4—6 °С, а на севере, в зоне тундры,
наоборот, сокращается до 1—3 °С.
Процессы теплообмена в приземном слое атмосферы обусловлива¬
ют различие в температуре воздуха и днёвной поверхности. В результа¬
те температура дневной поверхности на* открытых участках всегда не¬
сколько выше температуры воздуха и только на затененных участках
она приближается к температуре воздуха. Это различие зависит от со¬
отношения составляющих теплового баланса поверхности (радиацион¬
ный баланс, турбулентный теплообмен, испарение и тепловой поток в
грунт) и для территории Западно-Сибирской плиты не превышает за
годовой период 0,3—0,6 °С, возрастая с севера на юг. Поэтому в есте¬
ственных условиях это различие не оказывает существенного влияния.
Только в результате определенных техногенных воздействий на окру¬
жающую среду при создании искусственных покрытий и осушении тер¬
ритории несоответствие в температуре приземного слоя воздуха и по¬
верхности может оказаться более значительным, что приведет к суще¬
ственному изменению температурного режима верхних горизонтов по¬
род.
Решающее воздействие на температурный режим пород в данном
регионе оказывает снежный покров. И то несоответствие, которое суще¬
ствует между среднегодовой температурой пород и воздуха, во многом
объясняется влиянием этого фактора.
Снежный покров в связи с незначительной его плотностью облада¬
ет хорошими теплоизоляционными свойствами. Коэффициент теплопро¬
водности его в зависимости от плотности и температурного режима со¬
ставляет 0,2—0,4 Вт/м-°С. Результирующей характеристикой теплоизо¬
ляционных свойств этого покрова может служить его термическое со¬
противление, равное мощности снега, деленной на его коэффициент те¬
плопроводности.
Закономерности в характере снегонакопления и плотности снежно¬
го покрова определяют и различия его теплоизоляционных свойств в
разных природных зонах Западной Сибири. На открытых участках тер¬
мическое сопротивление снежного покрова в большинстве случаев не
превышает 0,25—0,5 м2*°С/Вт, а на защищенных участках (в лесах)
его значение достигает 1,7—2,2 м2-°С/Вт. В связи с этим в подзоне се¬
верной тайги наиболее низкие среднегодовые температуры многолет¬
немерзлых пород отмечаются только на открытых участках (от —2,0
до —3,0 °С), а на залесенных участках с повышенным снегонакоплени¬
ем температура мерзлых толщ близка к 0 °С, и существование мерзлых
пород здесь часто возможно только при благоприятном сочетании дру-
54
Рис. 22. Зависимость поправки Л/ средне¬
годовой температуры пород от скрытой теп¬
лоты фазовых превращений (Q*).n=/?3+
+ 0,1 2*л+0,015 |2*з[
Рис. 23. Зависимость поправки Дt сред¬
негодовой температуры пород от летне-
Хм
го прогрева (2 + /) и отношения—> 1
гих природных факторов, определяющих тепловое состояние промер¬
зающих — протаивающих пород с поверхности.
Наибольший диапазон изменения термического сопротивления
снежного покрова характерен для территории лесотундры и северной
тайги, а к югу и особенно к северу он незначителен (за исключением
днищ мелких водотоков и оврагов с глубоким врезом). Это во многом
объясняет существенные изменения по площади среднегодовой темпе¬
ратуры пород в лесотундре и северной тайге и значительно меньшие
изменения ее в зоне тундры.
Другие климатические факторы косвенно влияют на формирование
температурного режима верхних горизонтов пород. Например, ветро¬
вой режим определяет метелевый перенос снега на территории и в то
же время сказывается на коэффициенте теплоотдачи с поверхности при
теплообмене в приземном слое атмосферы. Осадки в летний период
способствуют конвективному теплообмену при протаивании песчаных
пород, и за счет этого привнос тепла приводит к повышению среднего¬
довой температуры пород. На участках с моховым и дерновым покровом
дополнительное увлажнение снижает их теплоизоляционные свойства,
что также приводит к повышению среднегодовой температуры грунта
и способствует возникновению термокарста.
Литологический состав пород и их увлажненность
взаимосвязаны, поэтому их влияние на формирование температурного
режима пород целесообразнее обсудить совместно. Если рассматривать
влияние только фазовых превращений на формирование температур¬
ного режима пород, то оказывается, что в более увлажненных дисперс¬
ных породах (супесь, суглинок, торф) среднегодовая температура долж¬
на быть выше, чем в маловлажных песчаных и скальных грунтах. Это
различие зависит от термического сопротивления покрова в холодный
период (Да), суммы среднемесячных значений температуры теплого
(2*л) и холодного (2£3) периодов (рис. 22).
Однако с увеличением увлажненности протаивающих — промерза¬
ющих пород возрастает различие в коэффициентах теплопроводности
в талом и мерзлом состояниях (ХМДт>1) (рис. 23). Поэтому в дисперс¬
ных породах (супесь, суглинок, торф) среднегодовая температура дол¬
жна быть ниже, чем в грубозернистых (песок, гравий, галька), влаж-
55
ность которых редко превышает 5—
10%. Наличие конвективного тепло¬
обмена при протаивании песчаных по¬
род также приводит к повышению
среднегодовой температуры, чаще бо¬
лее существенному, чем понижение за
счет сокращения количества тепла при
фазовых превращениях. В связи с
этим суммарный эффект влияния со¬
става пород на формирование средне¬
годовой температуры в природной об¬
становке несколько скомпенсирован
взаимным влиянием этих разнонап¬
равленных факторов.
Значение «температурной сдвиж¬
ки» за счет неравенства коэффициен¬
тов теплопроводности пород в мерз¬
лом и талом состоянии увеличивается
в пределах Западной Сибири с севера
на юг (при А,мЛт=1,5) от —0,4 до
—2,0 °С в случае оголенной от расти¬
тельности поверхности. При наличии
мохового покрова значение сдвижки
на севере в зоне тундры и в лесотунд¬
ре изменяется от —0,1 до —0,2 °С и
только на юге ее значение достигает
—0,4 °С. Обычно для оголенной по¬
верхности значительное увлажнение пород сезоннопротаивающего слоя
возможно только на севере Западно-Сибирской плиты, а на юге ее в
реальных условиях влажность пород незначительна и соотношение ко¬
эффициентов теплопроводности в мерзлом и талом состоянии не превы¬
шает 1,1—1,2. Поэтому для оголенной поверхности наиболее вероятное
значение «температурной сдвижки» изменяется от —0,3 до —0,5 °С,
т. е. практически не отличается от диапазона ее изменения при наличии
мохового покрова.
Вопросы количественной оценки конвективной составляющей теп¬
лообмена при протаивании песчаных отложений в настоящее время
еще недостаточно разработаны. Наиболее простой способ учета кон¬
вективного теплообмена возможен при оценке эффективного значения
коэффициента теплопроводности талых пород за счет инфильтрации
атмосферных осадков и фильтрации грунтовых вод. В этом случае зна¬
чение температурной поправки при расчете среднегодовой температуры
песчаных пород, так же как и при расчете «температурной сдвижки»,
будет зависеть от соотношения ЯмДт и суммы градусомесяцев теплого
периода (рис. 24). Так, при А,мДт=0,75 повышение среднегодовой тем¬
пературы песчаных пород на севере территории в тундре составит
0,6 °С, в лесотундре—1,0 °С, а на юге территории—1,5 °С. В случае
уменьшения соотношения до 0,6 повышение среднегодовой температуры
в песчаных породах может достигнуть 1,5 °С в лесотундре, а на юге тер¬
ритории— 2,2 °С.
Таким образом, за счет состава пород изменение среднегодовой
температуры пород в тундре не превышает 0,4—0,6 °С, в лесотундре —
0,4—1,2 °С, а в зоне тайги на юге территории— 1,5—1,7 °С.
Растительные ассоциации оказывают на температурный
режим прямое и косвенное влияние. Прямое воздействие связано с
теплоизоляционными свойствами напочвенных покровов, таких, как
мох, лишайник, лесные подстилки и дерн, а косвенное — осуществляется
через затенение поверхности, снежный покров, увлажненность поверх¬
ности и пород протаивающего — промерзающего слоя.
56
At*\t
Рис. 24. Зависимость поправки А<
среднегодовой температуры грунта
от летнего прогрева (2-И) и отно¬
шения < j
Лт
Основная особенность моховых покровов — их значительные тепло¬
изоляционные свойства,1 которые неравноценны в периоды промерзания
и протаивания, что приводит к существенному понижению среднегодо¬
вой температуры пород на участках их развития. В результате ста¬
ционарных исследований установлено, что в лесотундре и северной
тайге термическое сопротивление сфагнового покрова мощностью 0,2 м
в теплый период составляет 0,86, а в зимний период его значение со¬
кращается до 0,52 м2*С/Вт. За счет таких свойств напочвенного по¬
крова среднегодовая температура пород понижается до 2—3 °С.
В тундре термическое сопротивление сфагнового мохового покрова мощ¬
ностью 0,1—0,15 м при промерзании — протаивании остается практиче¬
ски постоянным и в зависимости от степени увлажнения изменяется в
пределах 0,43—0,78 м2-°С/Вт. Это приводит к понижению среднегодовой
температуры пород в зависимости от климатических условий в преде¬
лах 0,5—1,5 °С.
Моховый покров мощностью 0,05—0,07 м, представленный зелены¬
ми мхами и лишайниками, также практически не изменяет теплоизоля¬
ционных свойств при протаивании и промерзании. Термическое сопро¬
тивление такого покрова для лесотундры и тайги составляет 0,43—0,52,
а для зоны тундры 0,26—0,34 м2-°С/Вт. Понижение среднегодовой тем¬
пературы пород при таких теплофизических параметрах покрова на
севере не превышает 0,2—0,3 °С, в лесотундре увеличивается до 0,5—
0,8 °С, а на юге составляет 1,0—1,2 °С.
Широкое распространение в зоне тундры, в лесотундре и частично
в северной тайге Западной Сибири имеет напочвенный покров, пред¬
ставленный ягелем. Мощность его, как правило, не превышает 0,03—
0,06 м. Обычно это сухой покров, тяготеющий к песчаным и супесча¬
ным почвам. Термическое сопротивление его достигает 0,26—
0,34 м2-°С/Вт и роль его в формировании температурного режима пород
крайне незначительна. Так, в лесотундре понижение среднегодовой тем¬
пературы грунта составляет 0,3—0,6 °С.
Косвенное влияние растительного покрова через снегонакопление,
затенение и увлажнение поверхности в сочетании с прямым его воздей¬
ствием на теплообмен в промерзающих — протаивающих породах зна¬
чительно увеличивает значимость этого природного фактора в форми¬
ровании многолетнемерзлых пород и их температурного режима. По¬
этому растительность для условий Западной Сибири служит хорошим
индикатором при картировании многолетнемерзлых пород, развитых
с поверхности.
В целом центр и север Западно-Сибирской плиты характеризуются
повышенной обводненностью: значительной заболоченностью, за-
озеренностью территории и преобладанием пониженных, плохо дрениро¬
ванных участков, для которых в зимний период характерен снежный
покров большей мощности. Развитие заозеренности приводит к про-
таиванию мерзлых пород с поверхности даже на севере тундры, в райо¬
нах с суровыми климатическими условиями. При этом мощность тали¬
ков под озерами зависит от их глубины, размеров, времени существо¬
вания и теплового режима мерзлых толщ.
Заболачивание территории не всегда приводит к образованию тер¬
мокарстовых озер и протаиванию мерзлых пород с поверхности. В боль¬
шинстве случаев при отсутствии зеркала воды происходят изменение
условий увлажнения на поверхности, образование понижений при час¬
тичном протаивании мерзлых пород и смене растительных ассоциаций.
Заболачивание, связанное с увлажнением напочвенных покровов, при¬
водит к снижению теплоизоляционных свойств этих покровов и как ре¬
зультат этого к повышению среднегодовой температуры пород. В зоне
тундры протаивание мерзлых толщ возможно только при образовании
зеркала воды.
В лесотундре на безлесных участках изменение теплоизоляционных
свойств мохового покрова приводит к увеличению мощности сезоннота¬
57
лого слоя, образованию небольших западин, в которых скапливается
снег. На таких участках среднегодовая температура пород в слое се¬
зонного протаивания может повышаться на 2—3° за счет уменьшения
термического сопротивления напочвенного растительного покрова и уве¬
личения мощности снежного покрова. Если распространение таких уча¬
стков на территории ограниченно и процент их незначителен по срав¬
нению с относительно дренированными территориями, то температура
мерзлых пород на глубине нулевых годовых колебаний практически не
изменяется. В случае если имеет место преобладание таких заболочен¬
ных участков над болйее сухими, относительно дренированными, наблю¬
дается повышение (не более 2 °С) температуры мерзлых пород и на
глубине нулевых годовых колебаний.
В зоне тайги, а также на залесенных участках в лесотундре влия¬
ние заболоченности еще более значительно, так как здесь увеличение
увлажненности покровов приводит к протаиванию мерзлых пород.
Температурный режим верхних горизонтов пород и значение тем¬
пературы на глубине нулевых годовых колебаний связаны не только
с современными («сегодняшними») условиями теплообмена на поверх¬
ности, но и с тепловым режимом всей мерзлой толщи, который опреде¬
ляется предшествующими особенностями ее развития. Поэтому в слу¬
чае нестационарности теплового состояния мерзлых толщ, когда про¬
цесс многолетнего промерзания не пришел в соответствие с современ¬
ным климатом, возможно несоответствие температуры пород в слое се¬
зонного протаивания и температуры на «глубине нулевых годовых ко¬
лебаний. <,
В зоне тундры* на молодых геоморфологических уровнях темпера¬
тура пород на глубине нулевых годовых колебаний, согласно расче¬
там, может быть на 1,3—2° выше, чем среднегодовая температура в
слое сезонного протаивания пород. На территории промерзающих хасы-
реев,. в термокарстовых понижениях это несоответствие может оказать¬
ся еще значительнее — до 3—4°. Здесь все зависит от продолжительно¬
сти повторного промерзания пород с поверхности и мощности вновь
сформировавшихся мерзлых толщ. При многолетнем протаивании на
участках развития термокарста понижение температуры пород в зоне
нулевых колебаний может оказаться на 2—3° ниже, чем среднегодовая
температура на поверхности.
В южной лесотундре на участках прерывистого по вертикали зале¬
гания мерзлых толщ мощность верхнего горизонта составляет 50—
100 м. Согласно расчетам, здесь температура мерзлых пород на глу¬
бине нулевых годовых колебаний будет на 1—1,5° выше, чем она долж¬
на была бы быть при достижении условия стационарности теплового
состояния мерзлых толщ. На участках современного новообразования
мерзлых толщ, например в хасыреях, разница в значениях среднегодо¬
вой температуры пород и температуры на глубине нулевых годовых
колебаний может составлять 1,5—2,0 °С. В зоне тайги это несоответст¬
вие наиболее вероятно только на участках современного новообразова¬
ния мерзлых толщ, которое связано с колебаниями климата и измене¬
нием гидрологических условий на поверхности.
Распространение и среднегодовая температура
многолетнемерзлых и талых пород
Распространение многолетнемерзлых и сезонномерзлых пород. В пре¬
делах Западно-Сибирской плиты широко развиты как многолетнемерз¬
лые, так и сезонномерзлые породы, Первые распространены и в аквато¬
рии Карского моря, и особенно широко в пределах континентальной
части региона — вплоть до Среднего Приобья, включая бассейн р. Кеть
на востоке. Сезонномерзлые породы отмечаются на еще большей пло¬
щади— от Северного полярного круга до южных границ плиты.
58
В пределах континентальной части Западно-Сибирской плиты мно¬
голетнемерзлые породы, залегающие непосредственно ниже слоя сезон¬
ного протаивания, занимают около 23 % ее территории. С учетом пло¬
щади распространения глубокозалегающих пород, развитых и в более
южной части плиты, эта площадь возрастает до 50 % *.
На самом севере региона многолетнемерзлые породы развиты вне
акваторий непосредственно с поверхности практически на всех элемен¬
тах рельефа. Даже отложения морских пляжей, мелководных озер,
бичевников и островов в долинах крупных рек, заливаемых в паводки,
находятся в многолетнемерзлом состоянии. Так, наблюдения, выпол¬
ненные на Ямале и Гыданском полуострове в районах, прилегающих
к устьевым частям рек Еркутаяха, Юрибей, Мордыяха, Харасавэй,
Яхадыяха, Сядоръяха, Монгочеяха, на островах Литке, Шараповы Кош¬
ки, Белый, показали, что песчаные и супесчаные морские отложения
пляжей Карского моря находятся в многолетнемерзлом состоянии с
глубины 0,5—1,5 м даже в конце августа — начале сентября, когда глу¬
бина сезонного протаивания достигает максимальных значений. Мерз¬
лые образования встречены также на песчаных пляжах Обской, Тазов-
ской, Гыданской и Енисейской губ в районе поселков Дровяная, Там-
бей, Сеяха, Яптиксале, Каменный, Новый Порт, Находка, Антипаюта,
Тадебеяха, Епоко, Сядайхарвута, Нумги, Ныда, Гыда, Караул, Поли-
карповское, а также на бичевниках и островах всех мелких и крупных
рек и пляжей озер полуостровов Ямал, Гыданский и Тазовский. В са¬
мых низовьях таких крупных рек, текущих с юга, как Обь, Енисей, Пур
и Таз, на заливных разнотравных лугах низкой поймы мерзлые поро¬
ды залегают непосредственно с поверхности [39, 88, 97, 100, 118].
Многолетнемерзлые толщи развиты и в пределах прибрежной мел¬
ководной части крупных акваторий. Например, в районе пос. Мыс Ка¬
менный они вскрыты скважинами в пределах Обской губы на расстоя¬
нии 50 м от берега, где кровля их была отмечена на глубинах от 3 до
6,5 м, а на расстоянии 100 м — около 10—12 м, причем глубина воды
в прилив в этих местах достигала 2 м. Наличие многолетнемерз¬
лых пород в прибрежной зоне Обской губы установлено и буровыми
скважинами ВСЕГЕИ в районе пос. Ныда, геофизическими исследова¬
ниями сотрудников ПНИИИСа и МГУ в прибрежной части Тазовской
и Гыданской губ. В прибрежной зоне Карского моря, за исключением
акватории Байдарацкой губы близ Ямала, на континентально-погру¬
женной части шельфа буровыми скважинами мерзлые породы пока не
встречены. Но, исходя из времени последней морской трансгрессии и
по расчетам теплового взаимодействия придонных слоев морской воды
с толщей мерзлых пород, последняя не успела деградировать’ полно¬
стью и, по мнению Н. Ф. Григорьева, могла сохраниться на расстоянии
не более 20—25 км от берега, а по Ф. Э. Арэ [5] — на расстоянии бо¬
лее 100 км, т. е. до изобаты 200 м.
Южнее Северного полярного круга расположена обширная терри¬
тория прерывистого по площади распространения многолетнемерзлых
пород, протягивающаяся с севера на юг почти на 600 км. Северная
часть ее, где многолетнемерзлые породы, развитые непосредственно под
слоем сезонного протаивания, занимают более 50 % площади, суще¬
ственно отличается от более южных районов, для которых характерно
менее широкое их распространение. Граница между этими частями тер¬
ритории проводится по линии пос. Саранпауль — пос. Новые Теги — ис¬
токи рек Полуя и Надыма — пос. Харампур — долина р. Часельки —
пос. Красноселькуп — гор. Туруханск — долина р. Курейки.
В северной части описываемой территории преобладают многолет¬
немерзлые породы. Талые грунты развиты здесь не только под аквато¬
риями озер и руслами рек (как и севернее Полярного круга), но и часто
* Укажем, что южная граница распространения глубокозалегающих многолетне¬
мерзлых пород делит территорию суши плиты практически на две равные части.
59
отмечаются в поймах крупных и средних рек, таких, как Обь, Полуй,
Ярудей, Ныда, Надым, Сандиба, Евояха, Хэяха, Пур, Бол. Тотыдэоттая-
ха, Таз, Варкасылька, Русская, Парусовая, Енисей, Курейка и др.
Обычно сезонномерзлые породы развиты в прирусловых залесенных
частях поймы этих рек, в то время как в их центральных и тыловых
частях, где на пойме развит мощный моховой покров и торфяники, мно¬
голетнемерзлые породы, залегающие с поверхности, занимают большие
площади. Под руслами большинства рек этой области, скорее всего,
существуют сравнительно узкие сквозные талики.
Довольно широкое развитие здесь имеют участки с несливающей-
ся мерзлотой, не связанные с отепляющим влиянием водного потока.
Небольшие их массивы отмечены на надпойменных террасах, сложенных
песками, по правому берегу Табьяха. В основном же они развиты в бо¬
лее южных районах — южнее линии озера Ворчато — г. Салехард — до¬
лина р. Ныда — долина р. Евояха и бол. Тотыдэоттаяха — верховья Ту-
рухана, причем число и площадь таких участков закономерно увеличи¬
ваются в направлении к Сибирским Увалам. Здесь несливающиеся мерз¬
лые толщи распространены на террасах крупных и средних рек, по¬
крытых березово-лиственничными и сосновыми лесами, на междуреч¬
ных пространствах, сложенных с поверхности песчаными, хорошо фильт¬
рующими цородами. По данным буровых работ экспедиции ВСЕГЕИ,
ВСЕГИНГЕО, Желдорпроекта, МГУ, ПНИИИСа, на таких участка*
мощность таликов составляет 4—15 м. На залесенных участках с не-
сливающейся мерзлотой, сложенных супесчаными породами, мерзлые
толщи залегают на глубинах 5—10 м, а на участках с суглинистыми
породами — на глубинах 4—8 м.
В более южных районах, вплоть до северных склонов Сибирских
Увалов, многолетнемерзлые породы, залегающие непосредственно ни¬
же слоя сезонного протаивания, приурочены к обширным безлесным или
слабооблесенным торфяникам, а также к большим по площади участкам
темнохвойных (лиственничных, еловых) лесов с мощным моховым по¬
кровом, произрастающих на суглинистых или глинистых почвах [39,
88, 97, 107, 118].
На водораздельных равнинах мерзлые толщи, залегающие с по¬
верхности, занимают значительные территории. Они наиболее широко
развиты на морских и озерно-аллювиальных равнинах Полуй-Надым-
ского, Надым-Пуровского, Пур-Тазовского и Таз-Енисейского междуре¬
чий. В пределах приподнятых, обычно расчлененных, дренированных и
залесенных междуречий, особенно в верховьях бассейна р. Таз, на
Таз-Енисейском и Казым-Полуйском междуречьях и в бассейне Север¬
ной Сосьвы, многолетнемерзлые породы встречаются значительно ре¬
же, что объясняется малой заторфованностью территории. Здесь их
развитие приурочено к лесам с мощным моховым покровом, встречаю¬
щимся в днищах и на пологих бортах оврагов, ручьев и ложбинообраз¬
ных понижений.
На дренированных участках, сложенных минеральными грунтами,
особенно песками и супесями, и покрытых густыми лесными массивами
с мохово-лишайниковым покровом, в верхней части разреза, как пра¬
вило, многолетнемерзлые породы отсутствуют. На таких участках их
кровля залегает на глубине до 20 м (несливающаяся мерзлота) либо
они отсутствуют совсем [39, 97].
В долинах рек этой части плиты многолетнемерзлые породы наи¬
более широко развиты на оторфованных грунтах и торфяниках первой
и третьей надпойменных террас. Они также часто встречаются в пой¬
мах рек с замшелыми темнохвойными лесами. На второй надпоймен¬
ной террасе, сложенной преимущественно песчаными породами, много¬
летнемерзлые породы, залегающие с поверхности, имеют меньшее по
сравнению с другими террасами площадное распространение.
В пределах центральной, наиболее возвышенной и менее заболо¬
ченной части Сибирских Увалов площадь развития многолетнемерзлых
60
пород резко уменьшается по сравнению с районами, прилегающими с
севера. Здесь они встречаются в наиболее густых темнохвойных лесах
и на песчаных раздувах на наиболее возвышенных и расчлененных
участках. Существование мерзлых пород на раздувах объясняется,
по-видимому, практически полным сдуванием снежного покрова зимой
с поверхности песчаного раздува и последующим выхолаживанием
грунтов.
К югу от широты Сибирских Увалов площади многолетнемерзлых
пород резко сокращаются, хотя торфяники в этой части области зани¬
мают значительно большие территории (Сургутское и Вахское Поле¬
сья). Мерзлые породы в пределах торфяных массивов приурочены к на¬
иболее дренированным, часто залесенным участкам. На западе (Севе-
ро-Сосьвинская область) и востоке (Елогуй-Дубчесская область) они
развиты, как правило, в краевых частях торфяных массивов, покрытых
березово-кедровым лесом. На участках, где торфяные массивы подсти¬
лаются супесчано-суглинистыми отложениями, их распространение хо¬
рошо выражено в рельефе в виде отдельных бугров или небольших
массивов пучения [58, 100]. Необходимо отметить, что в южных райо¬
нах этой территории наблюдаются участки с чередованием по площади
мерзлых островов (в поперечнике от нескольких до первых десятков мет¬
ров) с обширными заболоченными мочажинами, где развиты талые с
поверхности породы.
Характер распространения многолетнемерзлых пород в централь¬
ных частях района несколько отличен от вышеописанного. Если в пер¬
вом случае (западные и восточные районы) многолетнемерзлые породы
тяготеют к залесенным, краевым частям крупных торфяников, то в
Сургутском и Вахском Полесьях они чаще встречаются в центральных
частях обширных грядово-мочажинных и грядово-озерковых торфяни¬
ков. Подобный характер распространения мерзлых пород, с нашей точ¬
ки зрения, следует объяснять большей дифференцированностью микро¬
рельефа грядово-мочажинных болот в центральных частях, чем по их
периферии, более высоким положением средних частей в мезорельефе
массива и как следствие большей дренированностью верхних горизон¬
тов торфяника.
Многолетнемерзлые породы, развитые в темнохвойных замшелых
лесах, часто приурочены к долинам крупных рек, преимущественно к
тыловым частям их пойм и низких террас. Они описаны в долинах рек
Тапсуй, Сев и Мал. Сосьвы, Казыма, Ширты, Ратты, Елогуя, в верхо¬
вьях Таза и ряда других рек. Острова многолетнемерзлых пород под
темнохвойными лесами зафиксированы также и на водораздельных
равнинах, сложенных с поверхности супесчано-суглинистыми грунтами
в бассейнах Северной Сосьвы, Таза и Казым-Назымского междуречья
[58, 97, 100]. Несомненно, что они развиты в аналогичных условиях и
в других районах рассматриваемой территории. Их существование свя¬
зано прежде всего с охлаждающим влиянием темнохвойной древесной
растительности, наличием мощного (более 20 см) мохового покрова и
обязательным развитием с поверхности супесчано-суглинистых отложе¬
ний.
Наиболее южные острова многолетнемерзлых пород встречены в
бассейнах рек Салым, Балык и Юган. Так, скважинами на междуре¬
чье Бол. Балык—Бол. Юган мерзлые суглинки были встречены в ин¬
тервалах 2,3—9,5 и 1,6—6,05 м. Аналогичные породы были вскрыты
скважинами в бассейнах рек Мал. и Бол. Салым и Балык в интервале
0,8—10,6 м. Небольшие по площади острова и линзы многолетнемерз¬
лых пород встречены в этом районе также по трассе железной дороги
Тобольск—Сургут, по трассам местных автодорог. Местам их развития
в этом районе свойственно специфическое сочетание комплекса природ¬
ных факторов: развитие сильноувлажненных суглинистых отложений,
мощный (более 30 см) моховой покров, наличие темнохвойных лесов
с высокой степенью сомкнутости крон.
61
Южная граница распространения многолетнемерзлых пород, зале¬
гающих с поверхности, проходит, как показывают данные, полученные
сотрудниками МГУ, 2-го ГГУ, ПНИИИС и других организаций, прибли¬
зительно по линии верховья р. Пелым — верховья р. Тапсуй — долина
р. Висим — верхнее течение р. Мал. Сосьва — устье р. Назым — сред¬
нее течение р. Бол. Салым — устье р. Мал. Юган — Нижневартовск —
долина р. Вах — устье р. Дубчес. Эта граница проводится нами по
самым южным островам многолетнемерзлых пород, которые были встре¬
чены в процессе исследований в последние 10 лет.
Обширная по площади территория, расположенная южнее этой
границы, характеризуется как область сплошного развития сезонномерз¬
лых пород. Они широко развиты и в прилегающих с севера районах.
Данные о наличии многолетнемерзлых пород в верхних горизонтах ра¬
зреза в настоящий момент здесь отсутствуют*. Однако их возникнове¬
ние возможно не только при антропогенном воздействии на среду (пол¬
ное снятие снежного покрова или искусственное затенение территории),
но и при естественном нарушении сложившихся природных условий (в
районах, прилегающих к южной границе многолетнемерзлых пород).
Приведенные данные убедительно свидетельствуют, что в пределах
континентальной части Западно-Сибирской плиты естественно обосо¬
бляются три крупные субширотно ориентированные части, которые ко¬
ренным образом отличаются по характеру распространения и соотно¬
шения многолетнемерзлых и сезонномерзлых пород в верхней части
разреза. На севере региона расположена зона практически сплошного
распространения многолетнемерзлых пор>од, южнее — зона совместного
распространения многолетнемерзлых и сезонномерзлых пород, а юж¬
нее широтного течения Оби — зона сезонномерзлых пород. Именно они
обособляются в качестве мерзлотных зон большинством исследователей
[39, 73, 97, 100, 114].
Среднегодовые температуры многолетнемерзлых и талых пород.
В самой северной части Западно-Сибирской плиты, в зоне практически
сплошного распространения многолетнемерзлых пород, развиты низко¬
температурные мерзлые толщи. Наиболее низкие температуры** свой¬
ственны породам, развитым на самом севере полуостровов Ямал, Гыдан-
ский и островах Карского моря. Например, на острове Вилькицкого
мерзлые породы имеют, по данным В. А. Усова, температуру, близкую к
—9 °С. На острове Белый она в пределах первой морской террасы рав¬
на —9,5 °С, а на лайде —8,5 °С. На севере полуостровов Ямал и Гы-
данский (к северу от границы озера Нейто и верховьев р. Юрибей на
Гыдане) температура пород наиболее часто изменяется в интервале
от —6 до —9 °С и распределяется в пространстве следующим образом.
Наиболее низкие ее значения (от —7 до —9 °С) отмечаются на плос¬
ких поверхностях вне зависимости от высокого положения геоморфоло¬
гических уровней, литологического состава слагающих отложений и
различия растительных ассоциаций. В понижениях, полосах стока и до¬
линах мелких речек и ручьев она изменяется от —6 до —7 °С. Самые
высокие ее величины отмечены сотрудниками ПНИИИСа и геологиче¬
ского факультета МГУ в районе мыса Харасавэй, в устье рек Танама и
Енисей. Так, на западном побережье Ямала в районе мыса Харасавэй
наиболее высокие температуры (от —2,5 до —3,0 °С) наблюдаются в
узких долинах небольших рек и в глубоких оврагах, развитых на скло¬
нах террас и водоразделов. В силу большой ветровой затененности в
них зимой накапливаются значительные мощности снега, отепляющее
влияние которого приводит к развитию здесь высокого и густого кус¬
тарника и значительному повышению среднегодовых температур по
сравнению с таковыми в оголенных бесснежных возвышенностях
(—7...—9 °С).
* Необходимо отметить, что в северной части этой территории развиты глубоко-
залегающие многолетнемерзлые толщи. Их характеристика приведена в гл. V.
** Характеризуются температуры на глубине их нулевых годовых колебаний.
62
В более южных районах вплоть до широты пос. Мыс. Каменный
температуры пород изменяются в основном от —5 до —7 °С. Такое их
повышение обусловлено возрастанием теплообеспеченности территории,
увеличением мощности растительного покрова, появлением во многих
районах (Центральный Ямал, южные склоны Гыданской гряды) кустар¬
никовой растительности высотой до 0,5—0,7 м, что в свою очередь спо¬
собствует накоплению снега большой мощности, особенно в поймах
рек. В силу этого среднегодовые температуры аллювиальных пород в
поймах рек Юрибей, Мордыяха, Сеяха, Сабяха, Тотаяха, Антипаюта,
Танама и др. обычно на 1,5—2 °С (а в долинах узких ручьев и более)
выше, чем на прилегающих участках морских равнин. Такие же (или
близкие к ним) температуры свойственны породам, залегающим в дни¬
щах озерных котловин, а также в плоскодонных хасыреях. Наиболее
низкие ее значения (—6...—7 °С, а местами и ниже) в этой части регио¬
на характерны для пород морских равнин и террас, на поверхности ко¬
торых развит невысокий мохово-лишайниковый покров, практически не
препятствующий сдуванию снега.
В южных районах зоны практически сплошного распространения
многолетнемерзлых пород, отвечающих подзоне кустарничковой тундры
и северной лесотундры, температуры пород значительно выше. Наибо¬
лее высокие ее величины, как и в более северных районах, сформиро¬
вались в поймах рек, в полосах стока и на лайдах Байдарацкой, Обской
и Тазовской губ. На большей части территории они изменяются от —2
до —4 °С, хотя на севере и опускаются местами до —5 °С. Так, наибо¬
лее высокие температуры (от —1,5 до —2 °С) отмечаются в песчаных
грунтах в поймах рек Щучья, Ядаяходяха, Хадуттэ, Мессояха и Бол.
Хета, где развит мощный кустарничковый покров и даже лиственнич¬
ные редколесья. В южных районах Гыданского полуострова в поймах
рек Мессояха, Бол. Хета, Пур, Таз и Енисей установлены многолетне¬
мерзлые породы с температурой выше —1 °С, а в поймах р. Таз, Пур
и Хадуттэ обнаружены небольшие участки несливающихся мерзлых
толщ, приуроченные к участкам с высоким ивняком.
Среднегодовые температуры отложений, слагающих водораздельные
равнины, морские и речные террасы в этой части зоны, зависят не
столько от преобладающих высотных отметок поверхности, сколько от
степени ее расчлененности. Самые низкие ее значения (около —7 °С)
отмечены на расчлененных возвышенных участках средне- и верхнечет¬
вертичных морских равнин к северо-западу и западу от системы озер
Яррото, в пределах южной части возвышенности Хой и на севере Хет-
ской возвышенности. На этих участках, обычно сложенных с поверх¬
ности минеральными грунтами с очень маломощным мохово-лишайни¬
ковым покровом, температура на 1 —1,5 °С ниже, чем на прилегающих
плоских нерасчлененных территориях, что связано с интенсивным сно¬
сом снега с положительных форм мезорельефа. На юге полуостровов
Ямал, Тазовский и Гыданский в местах развития торфяных массивов
она часто на 1 —1,5 °С выше, чем на соседних участках, сложенных с
поверхности минеральными грунтами [44].
В самых южных районах зоны практически сплошного распростра¬
нения многолетнемерзлых пород среднегодовые их температуры повы¬
шаются и обычно изменяются от —3 до —5 °С. На участках, покрытых
кустарником, они повышаются до —1...—2,5 °С. Кроме того, достаточно
высокие температуры (—1...—2 °С) многолетнемерзлых пород наблю¬
даются в долинах ручьев, в оврагах, в полосах стока, под редкостойными
лиственничными лесами, которые, вообще говоря, занимают в преде¬
лах описываемой территории очень небольшие площади.
К югу от Северного полярного круга, в северной половине области
совместного распространения многолетнемерзлых и сезонномерзлых по¬
род среднегодовые температуры отложений в целом значительно выше,
а картина пространственного изменения существенно более пестрая,
чем на севере Западно-Сибирской плиты, что соответствует более слож¬
63
ной структуре ландшафтов этой территории (см. гл. II). Здесь наряду
с мерзлыми породами, имеющими температуру (—3...—4 °С), развиты
и талые с температурой до 1—2 °С.
В северной части этой огромной зоны на большей части мерзлых
участков пойм температура не опускается ниже —2 °С и чаще всего
составляет —0,5...— 1 °С; исключения составляют развитые на поймах
выпуклобугристые торфяные массивы, где под отдельными наиболее вы¬
сокими буграми она достигает —2...—3 °С (например, район пос. Крас-
носелькуп). В этой зоне в отличие от вышеописанной (более северной)
более ярко прослеживается зависимость температуры грунтов от их ли¬
тологического состава. Так, на торфяниках ее значение, как правило,
на 1—1,5 °С ниже, чем у супесчано-суглинистых отложений, и на 3—
4 °С ниже, чем на поверхностях, сложенных хорошо фильтрующими
песками.
В пределах морских, ледниковых и озерно-аллювиальных равнин и
надпойменных террас северной части зоны широко развиты многолет¬
немерзлые породы с температурой от —4 до —0,2 °С. Наиболее низ¬
котемпературные грунты формируются на севере в пределах обширных
безлесных торфяников, в районах распространения минеральных грун¬
тов, покрытых невысокой кустарниково-лишайниково-моховой расти¬
тельностью, а также в пределах бугров пучения. На остальной терри¬
тории в этой части зоны преобладают многолетнемерзлые породы с
температурой от —1,5 до —2,5 °С. Температуры —0,5...—1,5 °С (ино¬
гда выше) наблюдаются в понижениях рельефа, в полосах стока, а в
районах, расположенных южнее линии* р. Ярудей — р. Варкасылькы,
они становятся преобладающими в пределах всех типов местности
вплоть до широты Сибирских Увалов.
В пределах рассматриваемой части зоны широко распространены,
как отмечалось выше, несливающиеся мерзлые толщи. В самых север¬
ных районах они развиты в основном в пределах пойм и надпойменных
террас, сложенных песками. Температура талых пород на таких участ¬
ках, как правило, близка к 0 °С. Более высоких значений (0,2—0,5 °С)
она достигает при глубоком (более 10 м) залегании мерзлых толщ.
Талые породы развиты здесь очень широко. Под руслами большин¬
ства рек и озерами обычно развиты сквозные талики. Наиболее высо¬
кие температуры талых пород были отмечены на аллювиальных тер¬
расах Надыма, Пура, Таза и их притоков в среднем течении: на пер¬
вой и второй надпойменных террасах, сложенных мелкими и средними
песками, она достигает 1—2 °С.
К югу от 64° с. ш. (широты Сибирских Увалов) и до южной гра¬
ницы распространения многолетнемерзлых пород, залегающих не¬
посредственно под слоем сезонного протаивания, среднегодовые темпе¬
ратуры грунтов изменяются от —1 до 4-3 °С. Наиболее пестрая карти¬
на их пространственной изменчивости наблюдается в долинах рек на
севере описываемой территории (долины рек Тапсуй, Северная Сосьва,
Казым, Елогуй, верховья рек Пур, Таз). Здесь наряду с довольно высо¬
кими температурами пород (2—3 °С), характерными для дренирован¬
ных, прибровочных участков надпойменных террас, сложенных преи¬
мущественно песчано-супесчаными отложениями, с гарями или сосно¬
выми лесами, часто встречаются участки с многолетнемерзлыми поро¬
дами, где температура опускается до —1 °С.
На западе и в центральных районах (бассейны рек Сев. Сосьва,
Казым, Пур) наибольшее развитие многолетнемерзлые породы полу¬
чили на поверхности первой и второй надпойменных террас, что связано
с широким распространением здесь относительно дренированных коч¬
коватых торфяных массивов и лесов с преобладанием темнохвойных
пород. Температура многолстнемерзлых пород здесь составляет в ос¬
новном 0, 0...—0,4 °С; более низкие значения (—0,7...—0,9 °С) встреча¬
ются на высоких безлесных буграх пучения в пределах торфяных мас¬
сивов. В пределах пойм отрицательные температуры пород (обычно они
64
не опускаются ниже —0,2 °С) зафиксированы на небольших по пло¬
щади участках, сложенных с поверхности торфом или суглинистыми
отложениями с мощным моховым покровом.
Среднегодовые температуры мерзлых пород на водораздельных про¬
странствах (Люлинворское поднятие, Сибирские Увалы) чаще всего
выше —0,5 °С. Такие участки обычно сложены супесчано-суглинистыми
отложениями. В центральных частях Сибирских Увалов А. В. Груздо-
вым на обширном песчаном раздуве была отмечена температура
—0,2 °С.
На востоке территории (в долинах рек Таз, Елогуй и Вах) отрица¬
тельные температуры наиболее часто отмечаются на низких террасах
и поймах рек. При этом многолетнемерзлые породы с температурами
—0,2...—0,6 °С встречаются не только в краевых частях торфяных мас¬
сивов, как на западе зоны, но и на достаточно густозалесенных участ¬
ках пойм, сложенных песчаными грунтами. Формирование их в столь,
казалось бы, неблагоприятных условиях объясняется наличием в поймах
рек густых лесов (елово-кедровых, пихтово-елово-кедровых) с высо¬
кой сомкнутостью крон, что в значительной степени уменьшает мощ¬
ность снежного покрова и затеняет поверхность в теплое время года.
Кроме того, следует иметь в виду «стекание» холодного воздуха в зим¬
ний период в глубоковрезанные речные долины в условиях значительно
расчлененного рельефа Верхнетазовской и смежных с ней возвышен¬
ностей.
Среднегодовые температуры талых и немерзлых пород рассматри¬
ваемой зоны изменяются от 0 до 3,5 °С. На севере описываемой терри¬
тории основной фон температур таких горных пород характеризуется
величинами, близкими к 0°, редко они поднимаются выше 0,5—1,0°. Та¬
кие же температуры характерны для многих участков Сибирских Ува¬
лов, Люлинворской и Ширтинской возвышенностей. Они, в частности,
отмечены и для участков, покрытых довольно густыми березово-еловы¬
ми и елово-березово-кедровыми лесами и сложенных с поверхности су¬
песчано-суглинистыми отложениями. Наиболее высокие ее значения, до¬
стигающие величины 2,0—2,5 °С, встречаются здесь на песчаных гря¬
дах Сибирских Увалов, на высоких террасах под сосновыми борами, на
косах и на заливных лугах низких пойм.
В самых южных районах зоны прерывистого распространения мно¬
голетнемерзлых пород (район широтного течения р. Оби) среднегодо¬
вые температуры талых и немерзлых пород выше и колеблются от 0 до
3—4 °С. В пределах обширных слабозалесенных торфяных массивов
Сургутского Полесья среднегодовые температуры пород составляют
1,5—2,0 °С. Максимальные температуры (до 3—4 °С) приурочены к
сильнообводненным участкам торфяных массивов [89] и к узким крае¬
вым частям залесенных, хорошо дренированных речных террас, сло¬
женных песчаными отложениями. Такие же температуры свойственны
песчано-супесчаным породам в пределах обширных гарей и вырубок на
Люлинворском поднятии и Белогорском материке. Еще более высокая
температура пород (до 4,5 °С) отмечена на заливных лугах поймы ре¬
ки Оби недалеко от устья реки Иртыш. На востоке территории в доли¬
нах рек Вах и Дубчес наиболее высокие температуры (3,0—3,5 °С), как
и на западе территории, свойственны наиболее дренированным участ¬
кам, сложенным песчаными отложениями. Следует указать, что в пой¬
мах рек температуры пород здесь часто на 1—2 °С ниже, чем на терра¬
сах и междуречных равнинах. Это объясняется, скорее всего, наличием
в поймах рек данного района густых темнохвойных лесов.
Наиболее низкие температуры 0,1—0,5 °С формируются на сугли¬
нистых грунтах под густыми березово-елово-кедровыми и елово-кедро¬
выми лесами. Так, на левобережье р. Оби (широтное течение) в наибо¬
лее густых темнохвойных лесах (сомкнутость крон 0,8—0,9), растущих
на суглинистых породах, они опускаются до 0 °С, а на отдельных не¬
5 Зак. 514 65
больших участках даже формируются многолетнемерзлые породы с тем¬
пературой —0,1 °С. Отрицательные температуры пород здесь встреча¬
ются крайне редко и формируются при наиболее благоприятном для их:
возникновения сочетании природных компонентов: суглинистый состав
сильно увлажненных пород, наличие слоя торфа мощностью более 30 см
или мощного мохового покрова, развитие темнохвойных лесов с высокой
\0,8—0,9) сомкнутостью крон. Последние исследования Е. Б. Белопу-
ховой доказывают возможность существования таких участков (с тем¬
пературами —0,1...—0,2 °С) на довольно обширных пространствах За¬
падной Сибири до 60° с. ш.
В южной половине Западно-Сибирской плиты, где развиты сезон¬
номерзлые породы, среднегодовые температуры отложений более высо¬
ки и в целом закономерно возрастают на юг до 5,5—6,0 °С, местами
даже несколько выше. До границы г. Тюмень — г. Омск — г. Новоси¬
бирск наиболее широко встречаются породы с температурой, не пре¬
вышающей 4 °С. На плоских безлесных равнинах степей ее значения
составляют 4—6 °С.
Районирование территории Западно-Сибирской плиты по распро¬
странению и среднегодовым температурам многолетнемерзлых и талых
пород*. При районировании территории Западно-Сибирской плиты, рас¬
сматриваемой в качестве единого региона, выделялись геокриологиче¬
ские провинции, зоны, подзоны и области. Провинции обособлялись по
характеру современных условий существования (нахождения) и разви¬
тия многолетнемерзлых и талых толгц, зоны — на основе учета обще¬
региональных закономерностей распространения многолетнемерзлых
пород, подзоны — по преобладающему значению среднегодовых темпе¬
ратур пород, области — по внутриподзональным особенностям распро¬
странения многолетнемерзлых, талых и немерзлых пород. На схеме
районирования (рис. 25) на основе указанных признаков обособлены
2 геокриологические провинции, 4 зоны, 9 подзон и 60 областей. Все
таксоны обособлены как региональные (индивидуальные) территори¬
альные единицы.
В качестве мерзлотных провинций обособлены Континентальная
и Субмаринная провинции. Для первой из них характерно существова¬
ние и дальнейшее развитие многолетнемерзлых и сезонномерзлых по¬
род и их среднегодовых температур в субаэральных условиях суши, для
второй — в субаквальных условиях акватории моря и губ. Граница меж¬
ду ними проведена непосредственно по береговой линии Карского моря,
Обской, Тазовской, Гыданской, Юрацкой губ и Енисейского залива.
Континентальная провинция, занимающая основную часть Запад¬
но-Сибирской плиты и простирающаяся с севера на юг более чем на
2 тыс. км, подразделена на три зоны: Заполярную, Северную и Южную.
Для первой из них характерно практически сплошное распространение
многолетнемерзлых пород. Отличительной чертой Северной зоны явля¬
ется совместное распространение многолетнемерзлых и сезонномерзлых
пород. Южная зона характеризуется развитием сезонномерзлых пород.
Граница между двумя первыми зонами проведена по появлению круп¬
ных массивов талых пород вне узких прирусловых частей пойм рек.
Северная граница Южной зоны проходит по современным предельно
южным островам многолетнемерзлых пород верхнего слоя, существу¬
ющих в естественных природных условиях.
Разделение зон на подзоны выполнено, как указывалось выше, на
основе учета развития пород с определенными среднегодовыми темпе¬
ратурами. В соответствии с этим признаком Заполярная зона подразде¬
лена на две подзоны: Лескинско-Антипаютинскую и Харасавэй-Ново-
* Такое сочетание главных признаков районирования потребовало учета лишь за¬
кономерностей площадного распространения многолетнемерзлых пород, залегающих
непосредственно под слоем сезонноталых, и несливающейся мерзлоты. Особенности
развития глубокозалегающих мерзлых толщ не учитывались.
66
50е 60е 70е 80е
Рис. 25. Схема регионального районирования Западно-Сибирской плиты по расЛростра-
нению и среднегодовым температурам многолетнемерзлых и талых пород (составили
В. Т. Трофимов, П. И. Кашперкж, Н. Г. Фирсов):
7 4 границы: 1 — провинций, 2— зон, 3 — подзон, 4 — областей; 5—индекс областей (первая
буква соответствует названию провинции, вторая — зоны, третья — подзоны, цифрой обозначен
порядковый номер области в пределах каждой подзоны; список областей см. ниже); 6—7 — под¬
зоны Заполярной (3) зоны: 6 — Лескинско-Антипаютинская (ЗЛ), 7 — Харасавэй-Новоуренгойская
(ЗХ); 8—10 — подзоны Северной (С) зоны: 8 — Игарка-Харампуровская (СИ), 9 — Туруханско-Нум-
тинская (СТ); 10 — Березовско-Угутская (СБ); 11—13 — подзоны Южной (Ю) зоны: 11 — Советско-
Усть-Тымская (ЮС), 12 — Урай-Новосибирская (ЮУ), 13 — Ишим-Семипалатинская (ЮИ); 14 —
Карско-Обская (ШК) подзона Шельфовой зоны (Ш).
Области Континентальной провинции. Лескинско-Антипаютинская подзона:
КЗЛ1 — Северо-Ямальская, КЗЛ2 — Северо-Гыданская, КЗЛЗ — Таймырская. Харасавэй-Новоурен¬
гойская подзона: КЗХ1 — Западно-Ямальская, КЗХ2 — Южно-Ямальская, КЗХЗ — Тазовская, КЗХ4 —
Усть-Пуровско-Тазовская, КЗХ5 — Пур-Тазовская, северная, КЗХ6 — Южногыданекая, КЗХ7 — Усть-
Енисейская. Игарка-Харампуровская подзона: КСИ1 — Зауральская, КСИ2 — Усть-Обская, КСИЗ—
Обь-Надымская, КСИ4 — Надымская, КСИ5 — Надым-Пуровская, КСИ6 — Пуровская, КСИ7 — Пур-
Тазовская, КСИ8 — Среднетазовская, КСИ9— Таз-Енисейская, КСИ10 — Нижнеенисейская северная.
Туруханско-Нумтинская подзона: КСТ1 — Хулга-Обская, КСТ2 — Нижнеобская северная, КСТЗ —
Куноват-Казымская, КСТ4 — Сибирско-Увальская, КСТ5 — Верхнетазовская, КСТ6 — Ширтинско-Ху-
досейская, КСТ7 — Нижнеенисейская южная. Березовско-Угутская подзона: КСБ1 — Северо-Сось-
винская, КСБ2 — Нижнеобская южная, КСБЗ — Белогорская, КСБ4 — Вах-Обская, КСБ5 — Средне¬
обская северная, КСБ6 — Салым-Юганская, КСБ7 — Аган-Коликъеганская, КСБ8 — Елогуй-Дубче-
ская, КСБ9 — Среднеенисейская северная. Советско-Усть-Тымская подзона: КЮС1 — Верхнекондин-
^кая, КЮС2 — Усть-Иртышская, КЮСЗ — Иртыш-Обская северная, КЮС4 — Среднеобская южная,
КЮС5 — Вах-Кетская, КЮС6 — Среднеенисейская. Урай-Новосибирская подзона: КЮУ1—Тавда-
Кондинская, КЮУ2 — Иртышская северная, КЮУЗ — Демянка-Васюганская, КЮУ4 — Обская,
КЮУ5 — Чулым-Кетская, КЮУ6—Енисейская южная, КЮУ7 — Тобол-Иртышская северная. Ишим-
Семипалатинская подзона: КЮИ1 — Исетьская, КЮИ2 — Тобольская, КЮИЗ — Тобол-Иртышская
?°*ная, КЮИ4 — Иртышская южная, КЮИ5 — Иртыш-Обская южная, КЮИ6 — Верхнеобская,
КЮИ7 — Чумышская.
Области Субмаринной провинции. Карско-Обская подзона: МШК1 — Приямаль-
ская, МШК2 — Пригыданская, МШКЗ — Обско-Тазовская, МШК4 — Енисейская
5*
g> Таблица 3
Соотношение таксономических единиц регионального (1) и типологического (2) районирования Западно-Сибирской плиты
Провинция
Зона
Подзона
о Cii
0.0
С С
Я X
О, Я
ч
a s>
ч
о
О.
о
в
в
<
Практически сплошно¬
го развития низкотемпе¬
ратурный (преимущест¬
венно ниже —7 °С) мно¬
голетнемерзлых пород
о
«а
о
X
X
в
о
о.
>>
в
я
X
Практически сплошно¬
го развития среднетемпе¬
ратурных (—3 ... —7 °С)
многолетнемерзлых по¬
род
Область
Северо-Ямальская
Северо-Гыданская, Тай¬
мырская
Со сквозными таликами под акваториями крупных
озер и с широким развитием неглубокозалегающих от¬
рицательно-температурных немерзлых пород
Со сквозными, таликами под акваториями крупных
озер и с участками отрицательно-температурных немерз¬
лых пород непосредственно в прибрежных районах
Западно-Ямальская
Южно-Ямальская, Тазов-
ская, Пур-Тазовская се¬
верная, Южно-Гыдан-
ская
Устьпуровско-Тазовская,
Усть-Енисейская
Массивноостровного раз¬
вития высокотемператур¬
ных (преимущественно
—1 ... —3 °С) многолет¬
немерзлых пород
Зауральская
Обь-Надымская, Пур-Та¬
зовская, Надым-Пуров-
ская, Таз-Енисейская
Со сквозными таликами под акваториями крупных
озер и под руслами в устьевых частях рек и широким
развитием неглубокозалегающих отрицательно-темпера¬
турных немерзлых пород
Со сквозными таликами под акваториями крупных озер
и под руслами в устьевых частях рек
Со сквозными таликами под акваториями озер и рус¬
лами рек
С относительно небольшими участками сезонномерзлых
пород
С крупными массивами сезонномерзлых и неглубокоза¬
легающих многолетнемерзлых пород
Усть-Обская, Надымская,
Пуровская, Среднета-
С крупными массивами сезонномерзлых и обширными
участками чередования мерзлых и талых пород на ми-
Совместного развития многолетне-
as
U
о
О
Игар
зовская, Нижнеенисей¬
ская северная
неральных грунтах
0?
СО
Островного развития вы¬
сокотемпературных (пре¬
имущественно до 0...
—1 °С) многолетнемерз-
Хулга-Обская,
Куноват-Казымская,
Ширтинско-Худосейская
С многолетнемерзлыми породами, приуроченными пре¬
имущественно к торфяным массивам и нередко с об¬
ширными участками частого по площади чередования
мерзлых и талых пород на минеральных грунтах
о
к
as
н
S
>»
ЛЫА ЙОриД
Нижнеобская северная,
Нижнеенисейская южная
С многолетнемерзлыми породами, приуроченными к тор¬
фяным массивам
К
6
as
о
к
та
X
>.
Сибирско-Увальская
С небольшими участками многолетнемерзлых пород на
торфяных массивах надпойменных террас и относитель¬
но широким развитием мерзлоты в поймах рек
о.
>>
Н
Верхнетазовская
С небольшими участками многолетнемерзлых пород в
пределах останцов надпойменных террас и темнохвой¬
ных лесов пойм
Редкоостровного разви¬
тия высокотемператур¬
ных (температура близ¬
ка к 0 °С) многолетне¬
мерзлых пород
Северо-Сосьвинская, Ело-
гуй-Дубчесская
С участками многолетнемерзлых пород в долинах рек
или в краевых частях торфяных массивов
0ч
сз
и:
о
Нижнеобская южная,
Среднеобская северная,
Среднеенисейская север¬
ная
С участками многолетнемерзлых пород, приуроченных
преимущественно к густозалесенным днищам ложбины
и склонам глубоких оврагов
н
>*
и
>>
6
«
и
03
Белогорская, Аган-Ко-
ликъеганская
С участками многолетнемерзлых пород, развитых в пре¬
делах обширных торфяников и приуроченных к наибо¬
лее возвышенным, дренированным их частям
го
о
О*
й>
из
Вах-Обская
С единичными небольшими по площади и мощности
участками многолетнемерзлых пород
Салым-Юганская
С отдельными мелкими островками многолетнемерзлых
пород, приуроченных к темнохвоиным лесам на сугли¬
нистых грунтах и верховьях мелких рек, реже на меж¬
дуречьях
сг>
«о
Продолжение табл. 3
Провинция
Зона
°о~
О Он СО
я о о
5S с 5
S ^ х
Н ч »
s П Л
и о. к
w JS Ч
ао «
х о»
о х 2
ь-. о
о я®
я 4) >»
н <-> О
о
<usx
U
си
о а
X g
о
о S
U н
Подзона
Сезонномерзлых низко¬
температурных (преиму¬
щественно 1—3 °С) по¬
род с возможным обра¬
зованием многолетне¬
мерзлых пород при ес¬
тественном изменении
природной обстановки
Сезонномерзлых сред¬
нетемпературных (пре¬
имущественно 3—5 °С)
пород с возможным об¬
разованием многолетне-
мерзлых пород лишь при
антропогенном воздейст¬
вии на среду
Область
Верхнекондинекая
С ограниченными участками низкотемпературных (1—
О °С) пород в пределах глубоких замшелых логов и
ложбин
Уеть-Иртышская, Сред¬
необская южная, Сред¬
неенисейская, Иртыш-Об-
ская северная, Вах-Кет-
ская
Тавда-Кондинская, Де-
мянка-Васюганская
Чулым-Кетская, Тобол-
Иртышская северная "
С широким развитием участков с повышенной (близ¬
кой к 3 °С) температурой пород в пределах заливных
пойм и надпойменных террас
Преимущественного распространения пород со среднего¬
довой температурой около 3 °С
Иртышская северная, Об¬
ская, Енисейская север¬
ная
К
сз
Сезонномерзлых
высо-
Исетьская, Тобол-Ир-
CJ
котемпературных
(тем-
тышская южная, Иртыш-
S
пература достигает 6—
Обская южная, Чумыш-
сз
со
7 °С) пород
ская
S
<и
и
Тобольская, Иртышская
к
К
южная, Верхнеобская
в
S
Широкого развития пород с повышенными среднегодо¬
выми температурами (выше 4 °С) на заливных лугах
и дренированных надпойменных террасах
Преимущественного распространения пород со среднего¬
довыми температурами 4—5 °С в северных районах и
6—7 °С — в южных
Широкого развития пород со среднегодовыми темпе¬
ратурами 5 °С и выше на заливных лугах и дрениро¬
ванных надпойменных террасах
СС о
S ►«
<и S
о. к
О О)
х О
з
2 ч
£ °
s с.
о
5 Ccj
3 х°
5 3 е?
5 I I.
§-1
ч
ч S
Ч *-
2 «
х о
i|
СЗ С
Н 5д
О
О
н о
О г;
о 5: о
g-ад н
5 5 gu
га ¥ Ч о
и
СС 55 S н
5 о ч °
« g-_ .я
а н5о о
>» га a Q-
s 2*°
— О) и П
3 с о ®
2 s о. о.
(У 0J
С н vo с
Щ
о К
ю S
о S
5 я • ; о
£ и • 2- s
■а 2"
га о
й и я х в
•о о я 3 н
я я
IS.
о о
с
о
к „
* а
о Ч
ч о
о е-
оа 5 ч
ч £> о
0 >. У
J'Jro
Э
>> си S
1 §_
S.gy
я 5°
Я (N
га о I
О. Ч
2 о
S о.
о) о
KBMogo-OModB>i
tfodon xHifBi и xHired3W3H
xiqHdXiBd3UW3x-OH4L',3XB'nndio
‘XHifEdawauxairojoHw
KHH3HBdxooduoBd олонхээиаоз
квяофч1/эгх]
хкиашгзА хннч1гвамвдХз а я
tfodon XHifBi и xMiredswsH «
‘XHIf£d3W3HX3IfOJOHW s
KHxaaeBd олонюэияоэ *
' 1 с
BBHHHdBwgX^)
уренгойскую*. Границы между подзо¬
нами проведены по термоизоплете
—7 °С.
В пределах Северной зоны выде¬
лены Игарка-Харампуровская, Туру-
ханско-Нумтинская и Березовско-
Угутская подзоны. Граница между
двумя первыми проводится по термо¬
изоплете среднегодовых температур
грунтов —1 °С. При таком положении
границы в пределах Туруханско-Нум-
тинской подзоны широко развиты
крупные массивы, в пределах которых
многолетнемерзлые породы занимают
менее 50 % площади; в более северной
подзоне такие массивы развиты огра¬
ниченно. С юга Туруханско-Нумгин-
ская подзона ограничена термоизопле-
той среднегодовых температур грун¬
тов —0,5 °С. Площадь развития мас¬
сивов многолетнемерзлых пород со¬
кращается здесь до 20 %.
Южная зона включает три подзо¬
ны: Советско-Устьтымскую, Урай-Но-
восибирскую и Ишим-Семипалатин-
скую. В пределах первой преимущест¬
венное развитие имеют грунты с тем¬
пературой ниже 3 °С; для территории
второй подзоны характерны грунты с
температурой до 5 °С, а для треть¬
ей — с более высокой среднегодовой
температурой.
Закономерности распространения
многолетнемерзлых и сезонномерзлых
пород и их среднегодовые температу¬
ры в пределах каждой подзоны выдер¬
жаны в главных своих чертах. Это, во-
первых, однотипность характера рас¬
пространения многолетнемерзлых и
сезонномерзлых пород, обусловленная
конкретными соотношениями площа¬
дей мерзлых и талых пород, и особен¬
ности (специфика) их распределения
в верхней части разреза мерзлых
толщ; во-вторых, близость среднегодо¬
вых температур пород, относительно
узкий диапазон их изменения. Однако
на этом фоне отчетливо проявляется
внутризональная изменчивость ука¬
занных параметров при переходе от
одного района подзоны к другому. Эти
изменения, обусловленные особенно¬
стями геологического строения, релье¬
фа, залесенности, заболоченности
местности и другими причинами, поз¬
волили в пределах подзон Заполярной,
* Названия подзон даются по наимено¬
ванию населенных пунктов, занимающих край¬
нее северное и южное положения в подзоне.
71
Северной и Южной зон Континентальной провинции обособить 56 об¬
ластей.
В пределах Субмаринной провинции по тем же признакам, что и
для Континентальной провинции, выделена Шельфовая зона, включаю¬
щая одну Карско-Обскую подзону. Подзона подразделена на четыре
области (см. рис. 25).
На основе данной схемы была разработана схема типологического
районирования Западно-Сибирской плиты по указанным выше призна¬
кам (табл. 3). Составленная схема районирования отражает важней¬
шие особенности современной геокриологической ситуации, свойствен¬
ной самой верхней части разреза мерзлой толщи. Она совершенно не
учитывает криолитологические особенности многолетнемерзлых пород,
мощность и вертикальное строение мерзлых толщ. И это не случайно.
Районирование территории по признакам этих групп должно быть от¬
ражено на специальных схемах.
Талики и закономерности их формирования
По основным источникам тепла (энергия Солнца, теплопотоки из недр
Земли и экзотермические реакции), формирующим геотермические ано¬
малии, выделяются три генетических класса таликов: радиогенные, вул¬
каногенные и хемогенные. Однако наиболее широко распространены
гидрогеотермические аномалии, так как подземные воды, пронизываю¬
щие толщу мерзлых пород как «кровеносные сосуды» (по М. И. Сумги-
ну),— один из наиболее активных источников тепла, обеспечивающий
формирование таликов гидрогенного класса. Прерывистость мерзлых
толщ в пределах Западно-Сибирской плиты определяется условиями
формирования таликов гидрогенного и радиогенного классов, поскольку
талики хемогснного и вулканогенного класса в регионе отсутствуют.
3/
Рис. 26. Схема оптимальных условий формирования сквозных таликов различных ге¬
нетических классов и видов на территории Западно-Сибирской плиты:
/ — песчаные отложения; 2 — глинистые отложения; 3 — торф; 4 — снег; 5 — речная или озерная
вода; 6—7 — тепло, приносимое к поверхности дождевыми водами (5) в солнечной радиацией (7);
S — направление конвективного переноса тепла подземными водами; 9 — направление кондуктив-
ного переноса тепла; 10 — граница мерзлой толщи. Название таликов: I — инфильтрационные, II —
иисоляционно-радиогенные, III — изоляционно-радиогенные, IV—подозерные кондуктивные, V —
подозерные конвективные, VI — подрусловые конвективные, VII — подрусловые кондуктивные
72
Рис. 27. Схема распростра¬
нения сквозных таликов
различных генетических
классов и видов и их пло¬
щадь (в южной половине —
по отношению к мерзлым
породам верхнего слоя):
/ — менее 5%, только IV; 2 —
5—25%, IV Н I; 3 — 25—50 %,
III, I и IV; 4 — 50—75 %, III,
I и IV; 5 — 75—95 %, III, II, I,
IV; 5 — 95—100 % (за предела¬
ми границы верхнего слоя мерз¬
лых пород 100%), III, II, I,
IV; 7—100 %, VI, VII, II, III,
I и IV; 8 — граница смыкания
(в разрезе) криогенных толщ
позднеголоценового и плейсто¬
ценового возраста; 9 — граница
регионов с различной площадью
сквозных таликов; 10 — совре¬
менная южная граница много¬
летнемерзлых пород верхнего
слоя. Римскими цифрами обоз¬
начены талики (см. рис. 26);
последовательность расположе¬
ния их номеров соответствует
убыванию площади их распро¬
странения
Талики гидрогенного класса формируются за счет тепла, ак¬
кумулированного поверхностными или подземными водами. Согласно
классификации С. М. Фотиева [108], учитывающей водно-тепловое и
воднохимическое взаимодействие подземных вод и мерзлых пород, в За¬
падной Сибири ведущая роль принадлежит водно-тепловым таликам
двух видов: водопоглощающим атмосферно-инфильтрационным таликам
и водовмещающим таликам под озерными котловинами (в дальнейшем
инфильтрационные и подозерные талики соответственно). Широко рас¬
пространены водопроводящие (подрусловые) водно-тепловые талики.
Остальные виды таликов занимают существенно меньшую площадь.
Водопроводящие (подрусловые) водно-тепловые талики, приуро¬
ченные к руслам (реже к поймам) таких крупных рек, как Обь, Надым,
Пур, Таз, Енисей и их наиболее крупных притоков, а также низовьям
рек Щучья, Юрибей, Мордыяха (и им подобных), обычно сквозные.
В зависимости от состава пород и гидродинамической обстановки тепло,
аккумулированное речными водами, передается породам путем кондук-
тивного или конвективного переноса (рис. 26, рис. 27),
73
Водопроводящие водно-химические талики формируются в низовьях
долин средних и малых рек на полуостровах Ямал и Гыданский, под¬
русловые воды которых гидравлически связаны с морем. Талики обыч¬
но несквозные, их мощность мала по сравнению с мощностью мерзлой
толщи.
Инфильтрационные талики формируются за счет тепла, приносимо¬
го в массив пород инфильтрующими дождевыми водами. Возможность
их формирования определяется следующими факторами: 1) обилием
дождевых вод и относительно высокой их температурой; 2) песчаным
составом отложений в пределах широких платообразных междуречных
равнин и террас. Расчеты, проведенные по формуле А. Б. Чижова и
основанные на многолетних данных 40 метеостанций, показали, что се¬
верная граница области возможного формирования сквозных инфильт-
рационных таликов в оптимальных для инфильтрации дождевых вод
условиях в пределах плиты ориентировочно проходит по 66° с. ш. В пре¬
делах северной лесотундры и тундры количество тепла, приносимого
дождевыми водами, явно недостаточно для сохранения пород от мно¬
голетнего промерзания. В этих зонах многолетнемерзлая толща имеет,
как показано выше, сплошное распространение.
Несмотря на равнинность территории и достаточно широкое рас¬
пространение по площади песчаных отложений, инфильтрация дождевых
вод в глубь массива ограниченна или полностью отсутствует на огром¬
ных площадях даже в южных провинциях региона. Причины этого —
слабая дренировйнность междуречий (максимальные превышения водо¬
разделов над урезами рек и озер по элементарным бассейнам менее
10 м) и широкое развитие торфяников мощностью до 2—5 м и более.
Оптимальные условия формирования инфильтрационных таликов име¬
ют место лишь в пределах сравнительно узких придолинных полос, где
относительные высоты достигают 25—50 м, реже более.
Подозерные талики формируются в озерных котловинах за счет
тепла, аккумулированного озерными водами. Благодаря различию усло¬
вий поглощения солнечной радиации температура донных отложений
озер и температура пород на берегах озера могут отличаться на 10°
и более. Этим и объясняется наиболее значительная тепловая устойчи¬
вость подозерных таликов и возможность сохранения их от промерза¬
ния даже в самой суровой геокриологической обстановке.
Развитие подозерных таликов отчетливо подчиняется закону широт¬
ной зональности [106]. В пределах каждой зоны ведущими факторами
их формирования являются размеры в плане, глубина и возраст озера,
а также температура донных отложений, второстепенными — состав
донных отложений, геоморфологическое положение озера.
Талики радиогенного класса формируются за счет энергии сол¬
нечной радиации, величина которой увеличивается в южном направле¬
нии от 60 до 100 ккал/см2 в год. На формирование температуры пород,
как известно, расходуется всего 2—3 % этой величины. Эта часть неве¬
лика по абсолютному значению, но разновелика для разных территорий
и, что самое главное, четко изменяется по закону широтной зонально¬
сти. По условиям формирования предлагается различать два вида ра¬
диогенных таликов: инсоляционные и изоляционные.
Инсоляционно-радиогснные сквозные талики (см. рис. 26, 27) фор¬
мируются на участках с естественной высотой снежного покрова, где
отсутствует метелевый перенос. Область их возможного формирования
на юге региона ограничивается северными склонами Сибирских Ува¬
лов. Изоляционно-радиогенные сквозные и несквозные талики формиру¬
ются в понижениях, где высота снежного покрова превышает критиче¬
ское значение благодаря интенсивному метелевому переносу. Граница
области их возможного формирования в пределах Пур-Енисейского ме¬
ждуречья приближается к 60° с. ш. Широкое развитие изоляционно¬
радиогенных таликов — характерная особенность региона.
74
Необходимо подчеркнуть, что к северу от Северного полярного кру¬
га радиогенные талики только несквозные. Их мощность даже при
слое снега до 1 м несоизмеримо мала по сравнению с мощностью мно¬
голетнемерзлой толщи. В тепловом отношении радиогенные талики и
здесь, и в более южных районах крайне неустойчивы. Площадь их чут¬
ко реагирует на незначительные изменения высоты снежного покрова
и количества солнечной радиации, поступающей к поверхности.
В любом районе Западно-Сибирской плиты современное соотно¬
шение площадей, занятых мерзлыми породами и сквозными и несквоз¬
ными таликами,— результат неоднородности условий развития про¬
цесса многолетнего промерзания и протаивания в голоцене. Зональные
и региональные условия формирования радиогенных и гидрогенных
таликов неоднократно и существенно изменялись, определяя простран¬
ственную и временную неоднородность характера распространения мно¬
голетнемерзлых толщ.
В заполярных районах условия для формирования сквозных тали¬
ков крайне неблагоприятны из-за низкой (от —3 до —8 °С) темпера¬
туры пород и значительной (300—500 м) мощности многолетнемерзлой
толщи, непрерывно существующей десятки и сотни тысяч лет. Сквозных
инфильтрационных и радиогенных таликов здесь нет (см. рис. 27), а
мощность несквозных подрусловых таликов определяется водностью ре¬
ки, особенно в зимний период. Сквозные талики сохранялись только
под наиболее крупными и глубокими озерами. Этим и объясняется
крайне незначительная прерывистость мерзлой толщи на огромной
территории севера Западной Сибири.
К югу от границы смыкания позднеголоценовых и более древних
многолетнемерзлых толщ условия формирования и существования
сквозных (по отношению к верхнему слою мерзлых пород) таликов
иные. Во-первых, на большей части территории высокотемпературная
(от 0 до —2 °С), маломощная (от 0 до 100 м) толща мерзлых пород
позднеголоценового возраста отделена от нижележащей слоем протаяв¬
ших пород, мощность которого увеличивается в южном направлении
от 0 до 200 м [15]. Во-вторых, здесь ярко выраженные широтно-зональ¬
ные условия многолетнего промерзания пород осложняются мощным
влиянием азональных факторов (состав пород, заозеренность терри¬
тории, площадь и мощность торфяников, условия метелевого переноса
снега и т. д.). Вследствие этого многолетнее промерзание протаявших
в оптимуме пород в позднем голоцене происходило не повсеместно.
В сравнительно несуровой климатической обстановке многолетнему
промерзанию не подверглись: 1) инфильтрационные талики на песча¬
ных, хорошо дренированных массивах, не перекрытых слоем торфа;
2) изоляционно-радиогенные талики в понижениях, где высота снеж¬
ного покрова превышает критическое значение для суглинков, глин и
торфяников; 3) инсоляционно-радиогенные талики на участках, где
естественная высота снежного покрова предохраняет суглинистые, гли¬
нистые и торфяные отложения от многолетнего промерзания; 4) под¬
озерные талики под термокарстовыми озерами голоценового возраста
(в северных провинциях), а также раннеголоценового и современного
возраста (в южных провинциях); 5) талики как под руслами и пой¬
мами транзитных рек (Обь, Полуй, Надым, Пур, Таз, Енисей), так и
под руслами их наиболее крупных притоков.
Зональные и региональные особенности формирования таликов раз¬
личных генетических классов отражены на рис. 27. На схеме отчетливо
обособились три широтные зоны: зона практически сплошного распро¬
странения мерзлой толщи — сквозные талики практически отсутствуют;
зона, где площадь таликов меньше площади, занимаемой мерзлыми
образованиями, и зона, в пределах которой площадь таликов больше
площади мерзлой толщи.
75
Сезонное оттаивание и промерзание пород
Типы сезонного промерзания и оттаивания горных пород. Для террито¬
рии Западной Сибири характерно большое число типов сезонного про¬
мерзания и оттаивания пород. Это обусловлено различным сочетанием
природных факторов, положенных в основу принятой классификацион¬
ной схемы типов сезонного промерзания и оттаивания, предложенной
В. А. Кудрявцевым.
Среднегодовая температура пород, являющаяся пер¬
вым классификационным признаком, существенно сказывается на ус¬
тойчивости и глубинах сезонного промерзания и оттаивания: понижение
температур многолетнемерзлых пород приводит к уменьшению слоя се¬
зонного оттаивания, а понижение температур талых пород—к возрас¬
танию мощности слоя сезонного промерзания. Например, по расчетам
И. С. Лурье, в пределах самых северных районов плиты (Ямал, Гы-
данский и Тазовский полуострова) понижение среднегодовой темпера¬
туры пород на 1° при амплитуде температур на их поверхности около
13 °С сокращает глубину сезонного протаивания в сильноувлажнен-
ных (20—40 % ) пылеватых песках на 0,1—0,15 м, в суглинках с влаж¬
ностью 35—50 %—не менее чем на 0,1 м. Аналогичные данные полу¬
чены для низовий Енисея Л. С. Гарагулей [7].
Среднегодовые температуры пород в пределах Западно-Сибирской
плиты изменяются от —10 °С на Крайнем Севере до +6 °С на юге. На
большей части территории Ямала, Гыданского и севере Тазовского по¬
луостровов температура пород в основном ниже —5 °С. Им соответст¬
вует устойчивый тип сезонного протаивания. В более южных районах
Ямала, Гыданского и на большей части Тазовского полуострова, в се¬
верных районах Надым-Пуровского, Пур-Тазовского и Таз-Енисейско-
го междуречий, где температуры мерзлых пород изменяются в основном
от —2 до —5 °С, развит длительно устойчивый тип сезонного оттаива¬
ния. В пределах пойм, температура пород которых существенно выше,
распространен полупереходный и переходный тип сезонного оттаивания.
В более южных районах, простирающихся вплоть до Среднего При-
обья, наблюдается очень пестрая картина пространственного распреде¬
ления различных типов сезонного промерзания и оттаивания пород.
В северной части этой территории (до Сибирских Увалов) преобладают
переходный (температура 0—1 °С) и полупереходный (температура
от —1 до —2 °С) типы сезонного оттаивания. На значительных пло¬
щадях развиты переходный (0—1 °С), в меньшей степени полупереход¬
ный (1—2 °С) и как исключение (в долинах рек Надым, Полуй) встре¬
чается длительно устойчивый (2—5 °С) тип сезонного промерзания.
Южнее Сибирских Увалов, наоборот, преобладают названные типы про¬
мерзания, а переходный тип сезонного оттаивания играет уже подчи¬
ненную роль.
Южнее широтного течения реки Оби, в районах, охватывающих
среднюю и южную тайгу, наиболее широко развит длительно устойчи¬
вый тип сезонного промерзания, хотя на севере территории еще доволь¬
но часто встречается полупереходный тип.
Таким образом, с севера на юг происходит закономерная смена
типов сезонного оттаивания от устойчивых до полупереходных и пере¬
ходных. С широты Северного полярного круга наблюдается последова¬
тельная смена переходных, полупереходных и длительно устойчивых ти¬
пов сезонного промерзания. Наибольшее развитие получили переходные
и полупереходные типы сезонного промерзания и оттаивания пород
(рис. 28)*.
* При показе на рис. 28 и 29 того или иного параметра, определяющего глубину
сезонного промерзания и оттаивания пород, использован принцип преимущественности:
в пределах выделенных на схемах контуров указанные значения данного параметра
превалируют над другими.
76
50е 60е 70° 30е 90е
Рис. 28. Типы сезонного промерзания и оттаивания грунтов по среднегодовым темпе¬
ратурам пород и амплитудам температур на поверхности грунтового массива (соста¬
вили П. И. Кашперюк, В. Т. Трофимов, Н. Г. Фирсов):
1—3— типы по среднегодовым температурам пород в области распространения сезонноталых по¬
род: 1 — устойчивый (температуры от —5 до —10 °С), 2— длительно устойчивый (от —2 до
—5 °С), 3 — полупереходный (от —1 до —2 °С); 4—7 — то же, в области совместного распростра¬
нения сезонноталых и сезонномерзлых пород: 4—полупереходный (от —1 до —2 °С) с разными
участками переходного (от 1 до О °С), 5— переходный (от 0 до —1 °С и от 1 до О °С) с преоб¬
ладанием сезонного оттаивания, 6 — переходный (от 1 до О °С и от 0 до —1 °С) с преобладанием
сезонного промерзания, 7 — полупереходный (от 2 до —1 °С) с редкими участками переходного
(от 0 до —1 °С); 8—10 — то же, в области распространения сезонномерзлых пород: 8 — полупере¬
ходный (от 2 до 1 °С), 9 — длительно устойчивый (температура от 5 до 2 °С), 10 — устойчивый
(от 10 до 5 °С); 11—15 — типы сезонного промерзания и оттаивания по амплитудам на поверх¬
ности грунтового массива: 11 — умеренно континентальный (амплитуда от 10 до 13,5 °С) с участ¬
ками умеренно морского (от 7,5 до 10 °С), 12 — преимущественно умеренно континентальный (от
10 до 13,5 °С), 13 — умеренно континентальный (от 10 до 13,5 °С) и континентальный (амплитуда
от 13,5 до 17 °С), 14 — преимущественно континентальный (от 13,5 до 17 °С), 15 — преимуществен¬
но повышенно-континентальный (от 17 до 21 °С); 16 — границы типов сезонного промерзания и от¬
таивания пород
Амплитуды температур на поверхности пород определяют степень
континентальности условий. Чем они выше, тем больше мощность слоя
сезонного протаивания и промерзания. Исследования, выполненные
Л. С. Гарагулей, Г. И. Гордеевой, К. А. Кондратьевой, А. В. Груздовым,
Л. Н. Крицук, И. С. Лурье и другими исследователями, свидетельст¬
вуют, что амплитуда температур на поверхности грунтов в пределах
77
Западной Сибири изменяется от 10—11 до 21—22 °С. На подавляю¬
щей части территории Западно-Сибирской плиты они составляют 12—
17 °С и, следовательно, согласно классификации В. А. Кудрявцева, в
этих районах развиты умеренно континентальный и континентальный
типы сезонного протаивания и промерзания. Первый из них наиболее
широко представлен на западе (Зауралье) и северо-востоке (Таз-Ени-
'сейское междуречье) территории, что связано со значительной залесен-
ностью и повышенной мощностью снежного покрова в этих районах.
Кроме того, этот тип широко распространен в южных районах (Иртыш-
Обское и Обь-Енисейское междуречье), что обусловлено их высокой
залесенностью. Континентальный тип сезонного оттаивания и промер¬
зания наиболее широко представлен на севере и в центральных частях
территории, причем чаще всего он отмечается в пределах заболоченных
участков и торфяников со сплошным покровом сфагновых, гипновых и
политрихтовых мхов.
Максимальные величины амплитуд температур на поверхности по¬
род (17—21 °С), образующие повышенно-континентальный тип сезон¬
ного оттаивания, отмечаются на севере плиты в пределах Юрибей-
ской и Гыданской гряд. Повышенно-континентальный тип сезонного
промерзания довольно часто встречается в пределах Сибирских Ува¬
лов. Согласно исследованиям А. В. Груздова [44], на обширных песча¬
ных раздувах, совершенно лишенных растительного покрова и разви¬
тых в пределах Надым-Пур-Таз-Енисейского междуречья и Сибирских
Увалов, часто встречается резко континентальный тип сезонного оттаи¬
вания и промерзайия.
Минимальные величины амплитуд температур на поверхности по¬
род (10—13 °С) отмечаются на севере плиты, в районах, непосредствен¬
но прилегающих к Карскому морю, особенно на западе Ямала, и в пой¬
мах рек с густой кустарничковой растительностью. Здесь преобладают
умеренно континентальные типы оттаивания и отмечаются их умерен¬
но морские типы. Умеренно морские типы сезонного промерзания до¬
вольно часто встречаются на юге территории на участках развития
густых замшелых массивов темнохвойной тайги.
Следует подчеркнуть, что распределение типов сезонного промерза¬
ния и оттаивания по амплитуде температур на поверхности грунтов
на территории Западно-Сибирской плиты не имеет выраженной широт¬
ной или меридиональной закономерности (см. рис. 28).
Литологический состав и естественная влаж¬
ность пород слоя сезонного оттаивания и промерзания как факто¬
ры, определяющие типы и глубины сезонного промерзания и оттаива¬
ния, целесообразно рассматривать совместно. Увеличение дисперсно¬
сти и влажности сказывается однозначно: оно приводит к уменьшению
глубины сезонного промерзания* и оттаивания. Минимальные глубины
сезонного промерзания и оттаивания отмечаются в сильноувлажненных
(сильнольдистых) суглинках и глинах, максимальные — в маловлажных
песках.
Состав пород слоя сезонного промерзания и оттаивания в условиях
Западной Сибири весьма разнообразен — они чаще всего представлены
песками мелкими и пылеватыми, изредка средней крупности, супесями,
суглинками и торфами. Влажность пород также неодинакова. В зависи¬
мости от ее величины выделяются три типа сезонного промерзания и
оттаивания пород (по характеру их водонасыщенности): глубокое се¬
зонное промерзание или оттаивание — при естественной влажности,
меньше одной трети полной влагоемкости (для глинистых набухающих
грунтов — полной влажности пород при данной их пористости), сред-
* Это положение справедливо, когда уровень грунтовых вод находится ниже по¬
дошвы слоя сезонного промерзания.
78
Рис. 29. Типы сезонного промерзания и оттаивания грунтов по составу и влажности
пород (составили П. И. Кашперюк, В. Т. Трофимов, Н. Г. Фирсов):
1 — преимущественно песчаный; 2 — преимущественно глинистый; 3 — преимущественно торфяной;
4 — преимущественно мелкий; 5 — мелкий и средний; 6 — преимущественно средний. 7 — средний
и глубокий; 8 — преимущественно глубокий; 9 — граница типов сезонного промерзания и оттаи¬
вания пород
нее — при влажности от 1/3 до 2/3 полной влагоемкости и мелкое —
при большей естественной влажности.
На большей части севера и центра Западно-Сибирской плиты сте¬
пень водонасыщенности пород в самой верхней части разреза в пред¬
зимний период близка к полной. В этих районах преобладает мелкий
тип сезонного протаивания и промерзания. Средний и глубокий типы
оттаивания (промерзания) отмечаются преимущественно на узких, ли¬
нейно ориентированных приречных хорошо дренированных участках и
песчаных раздувах, причем глубокое промерзание характерно главным
образом для песков. Средний и глубокий типы сезонного промерзания
широко развиты в южной части региона (рис. 29).
Глубины сезонного промерзания и оттаивания пород. В самых се¬
верных районах Западно-Сибирской плиты глубина протаивания пород
практически повсеместно не превышает 1,5 м. В южном направлении
79
Таблица 4
Глубина сезонного оттаивания, м
Типы сезонного оттаивания
по темпера¬
турам
%
по амплитудам
Пески
Супеси
Суглинки
Торф
»К
Умеренно морской
0,4—0,9
0,4—0,8
0,3—0,7
0,2—0,4
m
X
X
Умеренно конти¬
нентальный
0,5—1,0
0,4—0,9
0,3—0,8
0,2—0,5
ȣ
О
Континентальный
0,6—1,4
0,5—1,2
0,4—1,0
0,3—0,5
н
о
>а
Повышенно-кон¬
тинентальный
0,8—1,8
0,7—1,3
0,6—1,2
° 2
Л «
Умеренно конти¬
нентальный
0,6—1,3
0,6—1,2
0,5-1,1
0,3—0,5
5 5
Континентальный
0,8—1,6
0,7—1,4
0,7—1,2
о
со
о
С5
к о
ч f-
Повышенно-кон¬
тинентальный
До 2,0
1,0—1,6
0,8—1,3
а*
^Умеренно конти¬
нентальный
1,0—1,6
0,9—1,5
0,8—1,4
0,5—0,7
!= я
Континентальный
1,2—2,0
1,0—1,6
1,0—1,5
0,5—0,8
J §
С х
Повышенно-кон¬
тинентальный
До 2,3
До 1,8
До 1,6
•X
3
Умеренно морской
_
0,8—1,1
0,6—0,7
X
о
Умеренно конти¬
нентальный
1,4—2,3
1,2—2,0
0,9—1,5
0,7—0,8
й>
Континентальный
1,5—2,5
1,5—2,2
1,0—1,8
О
00
о
СО
си
С
Повышенно-кон¬
тинентальный
До 3,0
До 2,5
она закономерно возрастает и достигает на широте Сибирских Увалов
2,5—3,0 м (табл. 4)*. Глубина оттаивания песчаных грунтов изменя¬
ется от 0,6 до 3,0 м. Минимальные ее значения приурочены к северным
районам Ямала и Гыданского полуострова, где развиты низкотемпера¬
турные сильнольдистые породы, покрытые мохово-лишайниковым по¬
кровом. Максимальные глубины оттаивания во всех районах формиру¬
ются в маловлажных (5—15 % ) песках, развитых на относительно дре¬
нированных участках, покрытых маломощным лишайниковым покровом
или вообще лишенных растительного покрова (песчаные раздувы, би-
чевники в поймах рек, пляжи на лайдах).
В суглинистых породах глубины сезонного протаивания повсемест¬
но существенно меньше по сравнению с песчаными. Максимальные их
глубины фиксируются на участках, лишенных растительного покрова, а
минимальные — в сильнольдистых породах на заболоченных террито¬
риях и в густых замшелых лесах.
На торфяниках глубина сезонного оттаивания в зависимости от со¬
четания природных факторов изменяется от 0,3 до 0,9 м. На севере
территории она не превышает 0,4—0,5 м, а в таежной зоне на отдель¬
ных буграх пучения может достигать 0,8—0,9 м.
* Приведенные в таблице пределы изменения глубин сезонного оттаивания полу¬
чены расчетным путем для всего реально возможного диапазона изменения влажно¬
сти каждого типа пород, их среднегодовой температуры и амплитуд температур на.
поверхности пород.
80
Таблица 5
Глубины сезонного промерзания, м
Типы сезонного промерзания
по темпера¬
турам
по амплитулам
Пески
Супеси
Суглинки
Торф
>5
а
X
Умеренно морской
1,6—2,0
1,4—1,8
1,1—1,6
0,5—0,9
о
X
О)
Умеренно конти¬
нентальный
1,8—2,5
1,5—2,0
1,2—2,0
0,5—1,0
а.
а>
С
Континентальный
2,0—2,0
1,6—2,5
1,4—2,3
0,7—1,2
<ь
Умеренно морской
1,4—1,8
1,2—1,8
1,0—1,5
0,4—0,7
2J »я
Умеренно конти¬
нентальный
1,5—2,0
1,4—2,0
1,3—1,8
0,4—0,8
о!
с 3
Континентальный
1,7—2,5
1,5—2,3
1,3—2,0
0,6—1,0
о *5
Умеренно морской
1,0—1,5
0,9—1,6
0,8—1,5
0,3—0,6
w Я
A S
ч 2
Умеренно конти¬
нентальный
1,3—1,8
1,0—1,7
1,0—1,7
0,4—0,8
н »я
Континентальный
1,7—2,2
1,4—2,0
1,2—1,9
О
сл
1
о
'со
4 о
Повышенно-кон¬
тинентальный
2,0—3,0
Глубина сезонного промерзания в пределах Западной Сибири также-
изменяется в очень широких пределах. На севере территории, в местах
развития толщ несливающихся многолетнемерзлых пород в пределах
лесотундры, на участках, покрытых редколесьями или редкостойными
лесами, а в поймах рек высокими кустарниками (ольха, ива), где скап¬
ливаются значительные мощности снега, глубина сезонного промерза¬
ния составляет 0,7—1,2 м в суглинках и 0,9—1,5 м в песках. На при¬
русловых песчаных косах глубина промерзания составляет 1,5—2,5 м.
В более южных районах наибольшая глубина промерзания отме¬
чается в песках, причем при влажности 5—10 % на обнаженных участ¬
ках (песчаные раздувы) она достигает 2,5—3,0 м. При большей влаж¬
ности в зависимости от характера растительного и, естественно, снеж¬
ного покрова глубина промерзания изменяется от 0,7 до 2 м (табл. 5).
Суглинки на залесенных территориях в большинстве этих'районов
промерзают не глубже 1,0—1,2 м, а на безлесных пространствах до
1,6—1,8 м. Торф промерзает в основном на глубину 0,5—0,9 м. Однако
на хорошо дренированных элементах микрорельефа торфяников глу¬
бина промерзания может достигать 1,0—1,2 м, особенно в малоснежные
холодные зимы. На многих заносимых снегом участках болот среди
лесов в некоторые зимы водонасыщенный торф совершенно не промер¬
зает.
В южной половине таежной зоны, где преобладают умеренно кон¬
тинентальный и континентальный типы, амплитуда колебаний глубин
сезонного промерзания приблизитнльно та же [40, 97, 110, 114]. Однако
здесь более широко (в основном вдоль бровок террас и междуречных
равнин, особенно близ берегов рек) развиты глубокопромерзающие (до
2,0—2,5 м) маловлажные супеси и суглинки. Такие же глубины широ¬
ко распространены и на юге плиты (рис. 30).
Таким образом, для территории Западно-Сибирской плиты харак¬
терно развитие достаточно большого количества типов сезонного про¬
мерзания и протаивания пород. В соответствии с этим глубины сезон¬
ного протаивания и промерзания грунтов и их устойчивость во времени
изменяются в очень широком диапазоне.
6 Зак. 514
81
60е 70 80е 90*
Рис. 30. Глубины сезонного промерзания и оттаивания пород (составили П. И. Каш-
перюк, В. Т. Трофимов, Н. Г. Фирсов):
1 — граница территорий с различными глубинами промерзания и оттаивания пород в естествен¬
ных условиях; 2—7 — максимальные фактически наблюдаемые глубины сезонного промерзания в
естественных условиях преимущественно: 2 — от 0,8 до 1,2 м; 3 — от 1,2 до 1,6 м; 4— от 1,6 до
2 м; 5 — от 2 до 2,5 м; 6 — от 2,5 до 3 м; 7 — более 3 м; 8—12—максимальные фактически на¬
блюдаемые глубины сезонного оттаивания в естественных условиях преимущественно: 8 — менее
0,4 м; 9 — от 0,4 до 0,8 м; 10 — от 0,8 до 1,2 м; 11 —от 1,2 до 1,6 м; 12 — от 1,6 до 2 м; 13—17 —
максимальные фактически наблюдаемые глубины сезонного промерзания и оттаивания на тер¬
риториях совместного развития талых и мерзлых пород преимущественно: 13 от 0,4 до 0,8 м от¬
таивание и от 0,8 до 1,2 м промерзание; 14 — от 0,4 до 0,8 м оттаивание и промерзание; 15 — от
1,6 до 2 м оттаивание и 2—2,5 м промерзание; 16 — от 2 до 2,5 м оттаивание и промерзание; 17 —
от 2,5 до 3 м оттаивание и промерзание
ГЛАВА IV
СОСТАВ И КРИОГЕННОЕ СТРОЕНИЕ МНОГОЛЕТНЕМЕРЗЛЫХ ПОРОД
Зависимость формирования состава, криогенного строения
и льдистости пород от основных факторов природной среды
Формирование верхних слоев осадочного чехла Западно-Сибирской пли¬
ты происходило в условиях преимущественно сурового климата при боль¬
шой роли криогенных процессов. Последние оказали существенное
82
влияние на состав, строение и свойства отложений разного возраста
и генезиса и особенно четвертичных осадков. Криолитологические за¬
кономерности определялись условиями осадконакопления, охлаждения
(промерзания) дисперсных пород и последующим изменением их строе¬
ния и свойств в процессе динамики температуры в грунтах под влия¬
нием общеклиматических, региональных и локальных факторов.
Процессы формирования состава, криогенного строения и свойств
пород изменялись в зависимости от конкретной геолого-географической
обстановки, в которой они протекали. Некоторые из этих процессов
прямо зависели от фациальной обстановки осадконакопления; для дру¬
гих такая зависимость проявилась косвенно, через литологические и
геохимические особенности, начальное увлажнение и режим промерза¬
ния пород. Во времени и пространстве эти различия оказались настоль¬
ко существенными, что привели к образованию двух своеобразных есте¬
ственноисторических генетических типов мерзлых пород — сингенетиче¬
ского и эпигенетического, коренным образом различающихся по особен¬
ностям промерзания и криогенному строению отложений. Основой для
разделения мерзлых толщ на указанные типы служит парагенетическая
связь между особенностями криогенного строения пород и условиями их
образования. Степень льдонасыщенности пород, многообразие типов
подземного льда в них и закономерности их пространственного распре¬
деления в син- и эпигенетических толщах существенно неодинаковы и
обусловлены как условиями промерзания пород, так и их составом, сте¬
пенью литификации и водонасыщенностью к началу промерзания [57,
62, 63].
Строение и льдонасыщенность дисперсных мерзлых пород опреде¬
лились следующими основными и наиболее изученными условиями:
1) изменчивостью гранулометрического состава отложений по разрезу,
создавшей предпосылки для равномерного или неравномерного распре¬
деления влажности, а следовательно, и однородного или сложного
криогенного строения мерзлой толщи; 2) наличием водоносных горизон¬
тов (линз) с подвижными в разной мере подземными водами, оказав¬
шими решающее влияние на формирование криогенного строения мерз¬
лой толщи и макроструктурных ледяных образований типа линз и пла¬
стовых залежей; 3) формированием вторичных ледяных образований
типа линз и пластовых залежей; 3) формированием вторичных ледяных
образований (повторно-жильных льдов), повышающих общую льди-
стость мерзлых толщ. Дифференциация льда в дисперсных, породах,
морфология и размеры включений льда и ориентировка элементов их
структуры и определяют неоднородность строения мерзлой толщи.
Основные и наиболее важные факторы льдовыделения — это сте¬
пень дисперсности и увлажненности промерзающих пород, поскольку
изменение других факторов природной среды (климатические измене¬
ния, неотектонические движения и т. п.) тем или иным путем действуют
на дисперсность и водонасыщенность отложений. Экспериментально до¬
казано, что наибольшее шлировое льдовыделение присуще породам,
дисперсность которых соответствует размерам пылеватых частиц от
0,05 до 0,005 мм. Преобладание в породе пылеватых частиц обеспечи¬
вает наиболее благоприятные условия миграции влаги к фронту про¬
мерзания. Увеличение дисперсности частиц (от 0,005 до 0,002 мм и ме¬
нее) приводит к уменьшению потока миграционной влаги, так как в
этих фракциях возрастает роль прочносвязанной воды, не участвующей
в процессе миграционного влагонакопления и льдовыделения. При рав¬
ных гидротермических условиях интенсивность льдовыделения в глини¬
стых породах возрастает, по данным В. О. Орлова, в следующей после¬
довательности: глины монтмориллонитовые — супеси — суглинки — пы¬
леватые грунты — глины каолиновые. В песчаных и крупнообломочных
грунтах, содержащих лишь фракции крупнее 0,1 мм, миграция влаги
при промерзании практически отсутствует, и шлировое льдовыделение
не отмечается.
6*
83
Существенное влияние на льдообразование в дисперсных породах
•оказывает их заторфованность, столь характерная четвертичным отло¬
жениям Западной Сибири. Влияние торфяных включений проявляется
через их воздействие на скорость промерзания и через увеличение со¬
держания слабосвязанной воды в породе. Льдообразование в торфе
выражено слабее, чем в глинистых грунтах, в связи с менее благопри-
ятйыми условиями миграции воды в фронту промерзания в нем, а также
в связи с особенностями самих торфяных частиц — при росте кристаллов
льда они практически не выталкиваются. Поэтому, несмотря на общее
большое содержание льда в торфе и заторфованной породе, перераспре¬
деление в них влаги при промерзании незначительно.
Криогенное строение и льдистость пород существенным образом
зависят от их влагосодержания в момент промерзания, в основном от
общего количества воды в них, возможности ее подтока извне за счет
миграции (в том числе ндпорной), капиллярного поднятия, неравномер¬
ности распределения влаги за счет сложения пород и их состава, со¬
стояния воды при ее взаимодействии с минеральным скелетом (коли¬
чество незамерзшей воды). Экспериментально доказано, что для гли¬
нистых пород критерием шлирового льдовыделения считается началь¬
ная влажность, соответствующая влажности нижнего предела пластич¬
ности. Если влажность больше предела пластичности для данной по¬
роды, шлиры льда при ее промерзании образуются; если она меньше
этой величины, шлирового льдовыделения не происходит. Наиболее ин¬
тенсивное льдовыделение при промерзании отмечается в случае, когда
запасы слабосвязанной воды в породе могут пополняться свободной во¬
дой при подтоке последней к фронту промерзания из водоносного гори¬
зонта. В таких случаях концентрация сегрегационного льда в промер¬
зающей породе может достигать более половины ее объема, при бла¬
гоприятных условиях могут образоваться слои чистого льда.
Строение и льдонасыщенность мерзлых осадочных пород во мно¬
гом определили условия их промерзания, способ формирования мерзлых
толщ. Эпигенетические мерзлые толщи формировались после формиро¬
вания пород; разрыв во времени между окончанием осадконакопления
и началом их промерзания составлял в условиях Западно-Сибирской
плиты от сотен лет до сотен тысяч лет и более. К моменту промерзания
большая часть осадков прошла стадии диагенеза, а во многих случаях
и раннего катагенеза (уплотнения и обезвоживания); их промерзание
сопровождалось слабым льдовыделением и незначительным изменением
структуры и текстуры. Криогенный процесс в этом случае выступал в
качестве дополнительного диагенетического процесса.
Однако среди эпигенетических мерзлых толщ известны породы, ко¬
торые формировались при промерзании нелитифицированных осадков,
характеризовавшихся большой пористостью и водонасыщением и не
прошедших стадии диагенетических преобразований. Процесс промер¬
зания в таком случае выступал в роли важнейшего процесса диагенеза,
ведущего процесса литификации. К таким образованиям относятся осад¬
ки прибрежных лагун, подозерных таликов, которые в районах с низко¬
температурными мерзлыми толщами промерзали сверху, сбоков и снизу
в результате обмеления лагун, озер при заполнении их осадками или
при быстром их осушении. В своеобразных условиях, отличных от суб-
аэральных, идет и многолетнее промерзание илистых засоленных осад¬
ков в прибрежной зоне северных морей. Промерзание текучих или
скрытотекучих осадков в этих условиях сопровождается формированием
мерзлой льдонасыщенной породы с атакситовой или сетчатой криотек¬
стурой. Движение влаги при эпигенетическом промерзании осадков в
таких случаях ограничивалось замкнутым объемом водонасыщенных
грунтов; частицы грунта при обильном льдовыделении сближались и
уплотнялись в агрегаты, т. е. криогенный процесс ускорял литогенез
пород.
84
Формирование сингенетических мерзлых толщ в процессе осадко-
накопления в пределах маломощного сезонноталого слоя предопреде¬
лило их отличительные особенности: равномерное или ритмичное рас¬
пределение высокой льдистости, своеобразный комплекс криогенных
текстур и крупные скопления повторно-жильного льда. В таких усло¬
виях, когда грунтовые, теплофизические и влажностные условия прак¬
тически не изменялись длительное время, сформировались горизонты
мерзлой толщи с одинаковым или близким криогенным строением.
Из-за незначительного разрыва во времени между накоплением осад¬
ков и началом их промерзания и отсутствия естественного дренажа в
условиях морских лайд и высокой поймы рек гидратированные осадки
подвергаются уплотнению за счет обезвоживания при миграции влаги
и давлении растущих кристаллов льда. Своеобразие механизма форми¬
рования сингенетических мерзлых толщ привело к тому, что в них
практически не выделяются отдельности породы, которые не содержали
бы ледяных включений и в которых влажность грунта не превышала
бы влажность предела его текучести.
Решающим региональным фактором, определяющим пространствен¬
ную дифференциацию состава и строения мерзлых толщ, является тек¬
тоническое развитие территории в новейший этап. Различная интенсив¬
ность и направленность неотектонических движений обусловили про¬
странственную изменчивость состава и мощности плейстоценовых осад¬
ков, а также условий их промерзания. Это предопределило существо¬
вание сводового и впадинного видов мерзлых толщ в Западной Сибири,
различающихся строением и льдистостью пород, а также комплексом
криогенных образований (табл. 6).
В разрезах мерзлых толщ сводового типа регистрируются даже не¬
значительные колебания уровня моря; седпментационные циклы поляр¬
ных трансгрессий проявились в литологическом многообразии осадков
(фациально невыдержанные слоистые толщи песков, глинистых осадков
с прослоями и линзами галечников). Регрессивным этапам полярного
бассейна в разрезах сводового типа соответствуют пески. Для плейсто¬
ценовых осадков сводового вида характерны размывы и перерывы в
осадконакоплении, а также быстрая фациальная изменчивость литоло¬
гического состава. Как крайний случай следует рассматривать разрез
тех положительных тектонических структур, которые с поверхности сло¬
жены палеогеновыми и меловыми породами и на протяжении большей
части четвертичного периода были относительно стабильными.
Впадинный вид мерзлой толщи присущ отрицательным новейшим
структурам мезозой-кайнозойского чехла. Разрезу толщи рассматривае¬
мого типа свойственна монотонность и глинистый состав плейстоцено¬
вых отложений, а в южных районах — большая мощность торфа. Даже
значительные колебания уровня моря, которые в сводовом виде разреза
фиксируются резкой сменой литофаций и размывами, во впадинном
виде — в составе отложений резко не проявляются. Только самая верх¬
няя часть разреза местами представлена песками. При эпигенетическом
промерзании таких отложений после выхода из-под уровня моря отме¬
чается закономерное по разрезу убывание льдистости с глубиной. По¬
вышенная льдистость свойственна самому верхнему горизонту пород,
измеряемому первыми метрами. Ниже она постепенно сокращается до
значений влажности на границе раскатывания.
При сингенетическом промерзании осадков во впадинах в суб-
аэральных условиях (периодически затопляемые поймы рек, дельты,
приморские лайды) сформировались сингенетические льдистые мерзлые
толщи, максимальная мощность которых в условиях Западной Сибири
измеряется 10—20 м. Сингенетическое промерзание накапливающихся
осадков сопровождалось развитием повторно-жильных образований.
Решающее значение в формировании криогенного строения мор¬
ских пород имели физико-химические связи воды с грунтами и свой-
85
go Таблица 6
Характерные особенности строения верхнего 20-метрового горизонта мерзлых толщ Западно-Сибирской плиты
в зависимости от направленности тектонических процессов в четвертичное время
Вид
мерз¬
лых
толщ
Основные
процессы
Возраст, генезис
[и состав пород
Тип мерзлых
толщ
Льдистость пород (Лв), %
Макроструктурные
образования
Специфические
криогенные формы
рельефа
Основные районы
распространения
Преимущест-
Меловые и палеогеновые
Эпигенетиче-
Равномерное распреде-
Эпигенетические
Гигантские гид-
Юг и запад Та-
эХ
3
о
о
венно денуда¬
ционный в ус¬
ловиях устой¬
чивого подня¬
тия
морские песчано-глини¬
стые породы; четвертич¬
ные отложения отсутст¬
вуют или представлены
песками небольшой мощ¬
ности
ские
ление Л в в породах по
разрезу; чрезвычайно
высокая (Лв>40%!) в
нерасчлененных или сла-
борасчлененных частях
структур и малая (Лв^
^ 10—20 %) в перифери¬
ческих расчлененных ча¬
стях структур
ледяные и грун¬
товые жилы не¬
больших размеров
ролакколиты и
бугры пучения,
линейно ориенти¬
рованные гряды;
массивы крупно¬
бугристых тор¬
фяников, глубо¬
кие озерные кот¬
ловины
зовского полу¬
острова, верховья
рек Полуй, Яру-
дей, Куноват,
возвышенность
«Оленьи Рога»
о
ш
о
Денудацион-
Четвертичные отложе-
Эпи- и синге-
Незакономерное чере-
Пластовые зале-
Бугры пучения,
Северная часть
но-аккумуля-
тивный в ус¬
ловиях под¬
нятия мень¬
шей интенсив¬
ности
ния морские, ледниково¬
морские, аллювиальные
и озерно-аллювиальные,
пестрого литологическо¬
го состава и сокращен¬
ной мощности
нетические
дование в разрезе и по
простиранию льдистых и
слабольдистых горизон¬
тов пород; льдистые го¬
ризонты могут распола¬
гаться как в верхней ча¬
сти разреза, так и на
глубинах более 100 м
жи льда; преи¬
мущественно в
верхней 50-мет¬
ровой части мерз¬
лой толщи; эпи-
и сингенетиче¬
ские ледяные и
грунтовые жилы
полигональный
рельеф (включая
крупнообломоч-
"ный), глубокие
термокарстовые
озера
Тазовского и юж¬
ная часть полу¬
островов Ямал и
Гыданский, Пур-
Надымское меж¬
дуречье, Сибир¬
ские Увалы и др.
Аккумулятив-
Четвертичные отложе-
Эпи- и синге-
Максимальная мощ-
Повторно-жиль-
Крупнобугристые
Надымская впа-
ный в услови¬
ях опускания,
ния морского, ледниково¬
морского, аллювиально-
нетические
ность сингенетического
горизонта пород (до
ные сингенетиче¬
ские льды боль-
торфяники, бугры
пучения, полиго-
дина, центральная
и северная часть
2
в том числе от-
озерного и аллювиально-
20 м), высокая льдис-
шой мощности в
нальный рельеф,
полуострова
X
X
X
»=с
я
в
Ш
носительного
го генезиса большой
мощности, в основном
глинистого состава
тость (Лв>40%) синге¬
нетического горизонта и
верхней части разреза
эпигенетической мерз¬
лой толщи, ниже — тол¬
ща пород с массивной
криотекстурой
районах севернее
68 °С, пластовые
льды на разной
глубине
термокарстовые
озера
Ямал, север Гы-
данского полу¬
острова и др.
<угва грунтовых вод, обусловленные их минерализацией. Благодаря из¬
менчивости этих условий создается неоднородная обстановка охлаж¬
дения пород, разнообразие их состояний и вытекающие из этого раз¬
личия в свойствах пород. Значительная засоленность песчано-глинистых
пород в Заполярных районах территории способствовала более равно¬
мерному распределению ледяных включений по глубине в верхнем го¬
ризонте мерзлой толщи. Это обусловлено насыщением засоленных гли¬
нистых пород ионом натрия. Такие грунты связывают большое коли¬
чество воды, и миграция влаги при промерзании пород подавлена.
В связи с этим здесь менее распространены сегрегационные льды, а
преобладают процессы отжатия воды и образования криогенных тек¬
стур инъекционного происхождения.
Дисперсные породы при определенной концентрации поровых рас¬
творов не содержат льда, хотя их отрицательная температура довольно
низкая. В пределах Западной Сибири подобные толщи охлажденных
пород имеют широкое распространение и довольно большую мощность
(до 200 м), особенно в приенисейской части Гыданского полуострова
и вдоль западного побережья Ямала.
Сингенетические мерзлые породы
Сингенетические мерзлые породы очень широко распространены се¬
вернее Северного полярного круга, где даже в периоды общепланетар¬
ных потеплений в плейстоцене и голоцене сохранялись многолетиемерз-
лые толщи. Южнее, на самом севере зоны прерывистого распростране¬
ния многолетнемерзлых пород доголоценовые сингенетические их раз¬
новидности отмечаются локально, в пределах торфяников, где они не
протаивали в голоценовый оптимум. Более широко распространены в
этой зоне (в частности, к северу от 64° с. ш.) сингенетические поздне-
голоденовые аллювиальные отложения пойм и одновозрастные им мас¬
сивы торфяных образований.
Морфология сингенетических мерзлых отложений имеет ряд общих
черт. Пр ежде Есего это достаточно равномерное и ритмичное распреде¬
ление высокой льдистости по разрезу, слоистые и линзовидные, реже
сетчатые равномерные тонко- и микрошлировые криогенные текстуры
и крупные скопления повторно-жильного льда. Сингенетические мерз¬
лые породы характеризуются и сходной литологией: это чаще всего пы¬
леватые пески, супеси и суглинки, в разной степени оторфованные,
т. е. разновидности пород, которые накапливаются в фациальных усло¬
виях, способствующих многолетнему промерзанию формирующихся
осадков (на поймах рек и лайдах, в прибрежной зоне озер).
Необходимо подчеркнуть, что определение принадлежности мерз¬
лых толщ к сингенетическому типу по криотекстурному методу часто
весьма затруднительно, поскольку шлировые криотекстуры свойствен¬
ны лишь глинистым породам, а пескам свойственны массивные тексту¬
ры. Между тем, пески часто накапливаются в прибрежных частях во¬
доемов, на стадии их обмеления, т. е. тогда, когда доминирует процесс
формирования сингенетических мерзлых толщ.
Наряду с определенной общностью морфологии сингенетические
мерзлые породы различного возраста и генезиса характеризуются свои¬
ми специфическими отличиями, зависящими от зонально-климатиче¬
ской и фациальной обстановки периода их накопления и промерзания.
Поэтому рассмотрим особенности криогенного строения и льдистости
различных стратиграфо-генетических комплексов сингенетически про¬
мерзших отложений (от более древних к молодым).
Наиболее древними из сохранившихся сингенетических мерзлых по¬
род являются отложения регрессивной пачки салехардской (сан-
87
чуговской) свиты среднего плейстоцена*, впервые уста¬
новленные Е. М. Катасоновым (1965) в низовьях Енисея и подтверж¬
денные региональными инженерно-геологическими работами. Они пред¬
ставлены 5—6-метровой толщей песков или оторфованными суглинками
и супесями с прослоями песка. Криогенная текстура пород микро- и тон-
кошлировая в связных грунтах и массивная с отдельными шлирами в
песках. Установление сингенетического типа таких пород облегчают на¬
ходки в них погребенных пластовых залежей льда. Сингенетические мер¬
злые среднечетвертичные породы в разрезах, не содержащих пласты
льда, идентифицируются менее уверенно.
В мерзлых толщах, слагающих более низкую казанцевскую
прибрежно-морскую равнину, сингенетические мерзлые по¬
роды мощностью до 10—15 м изучены более обстоятельно. Они приуро¬
чены к плоским участкам равнины, а также залегают в цоколе более
молодых террас.
По составу и текстурным особенностям сингенетически мерзлые по¬
роды казанцевской свиты неоднородны, отличаются быстрой фациаль¬
ной сменой. Они сложены пылеватыми и мелкими песками с прослоями
суглинков и супесей, содержат значительное количество рассеянной
органики (до 5—15%), прослои и линзы аллохтонного торфа. Основ¬
ным типом текстурообразующего льда в песках служит лед-цемент,
хотя отмечаются горизонты оторфованных песков с тонкошлировыми
слоистыми криотекстурами. Их суммарная влажность изменяется в диа¬
пазоне 20—55 %, объемная льдистость — от 30 до 60 %.
Глинистые сингенетические породы казанцевской свиты представ¬
лены суглинками и супесями, содержащими растительные остатки, про¬
слои и линзы торфа, обломки древесины, и имеют мощность от 2 до
15 м. Объемная льдистость суглинков и супесей высокая (до 60—80 %),
по разрезу изменяется незначительно. Криогенная текстура толстошли-
ровая, частослоистая, слабовогнутая; средняя толщина шлиров льда
5—7 см, минимальная 1—2 см, максимальная 10—13 см. Шлиры льда
часто чередуются в разрезе через 0,5—1 см; максимальная толщина ми¬
неральных прослоев достигает 10 см, в них тонкие шлиры льда обра¬
зуют микросетчатую криотекстуру.
Подобные суглинки и оторфованные пески с жилами льда вскры¬
ваются в цоколе III—II надпойменных террас р. Юрибей (Ямал) и
р. Гыда (Гыданский полуостров) на глубинах от 7 до 15 м. Их мощ¬
ность составляет не более 10—12 м; контакт с покрывающими породами
неровный, размытый, верхняя часть сингенетических жил в этих поро¬
дах всегда оплавлена. Это обстоятельство указывает, во-первых, на не¬
прерывное сингенетическое формирование мерзлых отложений террас
(начиная с русловой фации), во-вторых, на низкие температуры под¬
стилающих (подрусловых) пород в период формирования толщи ал¬
лювия.
Высокая льдистость этих толщ подчеркивается развитием в них по¬
вторно-жильных льдов, залегающих на глубине до 2,5—15 м от поверх¬
ности. Особенно широко повторно-жильные льды распространены в цен¬
тральных и северных районах Ямала и на севере Гыданского полу¬
острова, где их высота достигает 8—12 м [100].
Сингенетические мерзлые породы в пределах геоморфологических
уровней позднечетвертичного и голоценового возраста распространены
шире. Они встречаются во всех генетических типах отложений. В райо¬
нах, испытавших малоинтенсивные опускания в позднем плейстоцене,
или там, где опускания не компенсировались накоплением осадков,
мощность сингенетической мерзлой пачки этого возраста редко превы¬
шает 5—7 м. Сингенетические мерзлые толщи мощностью до 20—15 м
* При описании среднеплейстоценовых, а в дальнейшем и отложений казанцев¬
ской свиты достоверная геохронологическах привязка затруднена и дается по косвен¬
ным признакам.
88
(редко 20 м) приурочены в основном к районам лагунно-морской и
аллювиально-озерной аккумуляции в период формирования III и II
террас.
Верхнеплейстоценовые — голоценовые лагунно¬
морские осадки, слагающие разрезы III—I террас, сходны по со¬
ставу, представлены супесчано-песчаными и суглинистыми разностями.
Среди песков преобладают мелкие и пылеватые разности, содержащие
значительное количество органики. Для верхней части их разреза ха¬
рактерна редкослоистая микрошлировая криогенная текстура. Объем¬
ное содержание сегрегационного и жильного льда здесь достигает 40—
50%.
Разрезы или горизонты террас, представленные мелкими и пыле¬
ватыми песками, характеризуются массивной текстурой. Объемная
льдистость этих пород обычно составляет 35—45 %, местами она может
повышаться до 50—60 %; при оттаивании она переходит в водонасы¬
щенное состояние.
В разрезах террас, которые сложены глинистыми грунтами, наибо¬
лее высокая льдистость пород (до 50—70 %) отмечается в верхнем го¬
ризонте— в интервале 0,6—4 м; ниже льдонасыщенность уменьшается
(рис. 31). Большой разброс значений влажности верхнего горизонта
обусловливает отсутствие выраженного пика значений влажности; влаж¬
ность глинистых пород нижнего горизонта имеет выраженный пик в ин¬
тервале значений 30—45 %. Для верхнего горизонта свойственны тонко-
шлировые слоистые и слоисто-сетчатые текстуры, которые, как и рас¬
пределение льдистости по глубине и особенности повторно-жильных
льдов, свидетельствуют о сингенетическом типе промерзания. В нижнем
горизонте пород преобладают крупносетчатые и блоковые текстуры, в
которых с глубиной отмечается увеличение размеров сторон ледяной
решетки. Свойственные нижнему горизонту закономерности криогенного
строения могут рассматриваться как свидетельство эпигенетического
типа промерзания пород.
Верхнеплейстоценовые — голоценовые морские
осадки, слагающие аккумулятивную часть разреза III—I террас, раз¬
виты по западному и северному побережьям Ямала и на севере Гы-
данского полуострова. В суглинках и глинах, залегающих в верхней
3—6-метровой части разреза и характеризующихся высокой суммарной
льдистостью (до 50—60 %), отмечаются слоистые криогенные текстуры,
в которых толщина шлиров льда и минеральных прослоев соизмеримы
(от 0,1 до 1 см), а в разрезах северного Ямала — слоисто-сетчатые и
сетчатые криотекстуры (толщина шлиров льда 0,3—0,6 см, поперечник
грунтовых ячеек 4—6 см). Ниже ледяные шлиры разреживаются, их
толщина увеличивается, а объемная льдистость несколько уменьшается.
Верхнеплейстоценовые — голоценовые аллювиаль¬
ные и озерно-аллювиальные отложения, развитые менее
широко, характеризуются литологическим однообразием, что обуслови¬
ло близость их криогенного строения и льдонасыщенности, и развитием
в них сложных повторно-жильных образований сингенетического типа
(табл. 7).
Верхнеплейстоценовые — голоценовые делюви-
ально-солифлюкционные отложения представлены суглин¬
ками и глинами с примесью растительных остатков, линз торфа. Они
характеризуются высокой льдистостью, в распределении которой по пло¬
щади и разрезу закономерностей не наблюдается; она может с глубиной
уменьшаться и расти, оставаясь всегда высокой (рис. 32). Показатель
консистенции грунтов для всех опробованных интервалов больше еди¬
ницы, при оттаивании они переходят в текучее состояние
Среди криогенных текстур в отложениях этого генезиса домини¬
руют косо-, вертикально- и горизонтально-слоистые, сетчато-слоистые;
часто шлиры одного направления срезают серию шлиров более пологих.
89
Рис. 31. Распределение значений сум¬
марной влажности Wc глинистых пород
III лагунно-морской террасы:
1 — сингенетический горизонт в интервале 0,5—
4,0 м; 2— эпигенетическая мерзлая толща в
интервале 4—10 м; п — число определений
Рис. 32. Распределение значений суммар¬
ной влажности делювиально-солифлюкци-
онных отложений:
1 — Нейтинское поднятие; 2 — Бованенковское
поднятие
Верхнеплейстоценовые — голоценовые озерные от¬
ложения, промерзавшие сингенетически, распространены чрезвычайно
широко. В составе озерных осадков доминируют суглинки и супеси;
глины и пески встречаются редко. Все литологические разновидности
пород этого комплекса классифицируются как сильнольдистые (табл. 8).
Голоценовые болотные отложения венчают разрез раз¬
личных геоморфологических уровней и представлены слаборазложив-
шимся, часто минерализованным торфом. 'Степень разложения низин¬
ных торфов Ямала и Гыданского полуострова составляет 17—25 %, а
их зольность закономерно убывает с севера на юг. Мощность и пло¬
щадь торфяных залежей возрастают при движении в южном направле¬
нии, предельные и средние значения мощности сингенетически промерз¬
шего торфа составляют: для валиково-полигональных торфяников 0,5—
Таблица 7
Характеристики сингенетически промерзших отложений надпойменных террас
Строение
аллювия
террас
III терраса
Верхний
горизонт
(поймен¬
ная фа¬
ция)
Мелкие, тонкие пески с
линзами торфа. Криотек¬
стура тонкошлировая го¬
ризонтально- и кососло¬
истая; льдистость (Лв)
50—60 % при степени
заторфованности 30—
40 %. Редко переслаи¬
вающиеся суглинки, су¬
песи и пески с линзовид¬
ной или слоистой токко-
шлировой криотекстурой;
Лв=30—60 %
Нижний
горизонт
(русло¬
вая фа¬
ция)
Однородные мелкие пес¬
ки с гравием и галькой
в основании. Криотек¬
стура массивная; ТРС«
«Го (где W0 — полная
влагоемкость)
II терраса
I терраса
Тонкие, мелкие пылева¬
тые пески и супеси с рас¬
тительными остатками.
Криотекстура тонкошли¬
ровая, горизонтально¬
слоистая, реже толсто-
шлировая горизонтально-
слоистая, чередующаяся
с микрошлировой линзо¬
видной, Лв=30—50 %.
Редко суглинки со слож¬
ной криотекстурой (го¬
ризонтальные шлиры
льда толщиной 3—10 см
разделены льдистым
грунтом с тонкошлиро-
вой мелкосетчатой тек¬
стурой), Лв=40—60 %
Тонкие, мелкие пылева¬
тые пески и супеси с
растительными остатка¬
ми. Криотекстура тонко¬
шлировая горизонтально-
и косослоистая, линзо¬
видная; Л в=30—40 %.
Редко переслаивание су¬
глинка, супеси и отор-
фованного песка. Крио¬
текстура тонкошлировая
линзовидная, горизон¬
тально-слоистая и сетча¬
то-слоистая; Лв=30—
80%
Однородные мелкие пес¬
ки с включениями галь¬
ки и гравия. Криотексту¬
ра массивная; \Рс«Го
Мелкие пески массивной
криотекстуры; ГС«Г0.
Редко средние и крупные
пески с горизонтами гра-
вийно-галечникового ма¬
териала (юг Ямала, Та-
зовский полуостров)
90
Таблица 8
Характеристика сингенетически промерзших озерных отложений
Состав отложений
Мощность»
м
Характерные криотекстуры
Льдистость,
%
Суммарная
влажность, %
Суглинки и глины отор-
фованные
2—7
Тонко- и толстошлиро¬
вые сетчато-слоистые,
атакситовые
35—80
50—500
Переслаивание оторфо-
ванной супеси и слабо
разложившегося торфа
3—5
Толстошлировая слоис¬
тая и атакситовая у тор¬
фа, сетчатослоистая и
атакситовая у супеси
60-75
75—115
(у супеси)
Пылеватые оторфован-
ные мелкие и тонкие
пески
3-4
Микро- и тонкошлировые
частослоистые, редко
толстошлировые
40—60
60—215
5,1 (1,3 м), плоскополигональных — 0,5—3,0 (1,4 м) и бугристо-поли¬
гональных— 0,5—6,5 (1,9 м). Для слаборазложившихся торфов харак¬
терны микрошлировые, порфировидные и массивные криотекстуры.
С увеличением степени разложения и зольности торфов криогенные тек¬
стуры переходят в тонко- и толстошлировые линзовидные, слоистые и
сетчатые. В придонных частях разреза в хорошо разложившемся золь¬
ном торфе встречается атакситовая текстура. Объемная льдистость тор¬
фов высокая (до 80—90 %), причем льдистость за счет льда-цемента
в них достигает 50 % общей льдистости [67].
Позднеголоценовые сингенетические мерзлые ал¬
лювиальные отложения занимают большие площади. В толще
аллювия наиболее льдонасыщены суглинки фации внутренней, плохо
дренируемой поймы. На Ямале и Гыданском полуострове (севернее
70° с. ш.) в суглинистых грунтах типична сложная криогенная текстура:
слои (пояски) льда толщиной до 10—12 см, содержащие до 30 % частиц
грунта, разделяются грунтовыми прослоями разной толщины с мелко¬
сетчатой тонкошлировой текстурой. Четкой границы между слоями
льда и льдистого грунта не существует; шлировая льдистость отложе¬
ний с таким строением достигает 50—60 %• По результатам опробова¬
ния на Ямале наибольшая льдистость суглинистых отложений наблю¬
дается в верхнем горизонте (рис. 33).
На севере Тазовского полуострова, в районе пос. Новый Порт на
Ямале и долине р. Большая Хета в суглинистых отложениях отмечается
ритмичное чередование льдистых и малольдистых горизонтов. Льдистым
горизонтам (ритмам) отложений присущи микро- и тонкошлировые
слоисто-сетчатая или линзовидно-слоистая и атакситовая текстуры,
малольдистым — массивная или редкая линзовидная текстура. Толщина
льдистых горизонтов от 2—4 до 10—15 см, малольдистых 1—4 см. Об¬
щая льдистость слоя глинистых отложений, мощность которого дости¬
гает 3—6 м, высокая; среднеарифметическая величина суммарной влаж¬
ности пород изменяется в диапазоне от 40 до 120 % в зависимости от
Рис. 33. Распределение значений сум¬
марной влажности супесчано-суглини¬
стых отложений пойм рек Ямала:
1 — интервал глубин 0,5—4 м; 2 — интер¬
вал глубин 4—10 м
91
соотношения в разрезе мощностей льдистых и малольдистых горизонтов:
пород.
В низовьях Оби, Надыма, Ныды пойменные суглинистые осадки ха¬
рактеризуются микрошлировыми частослоистыми и слоисто-сетчатыми
текстурами. Шлировая льдистость пород в верхней 3—5-метровой части
разреза составляет 30—40%, а местами увеличивается до 50—60 %.
В разрезах суглинистых отложений мелководных соров на этих широ¬
та* формируются массивная и порфировидная криотекстуры. В более
южных районах (долины рек Пур-Пе и Пяку-Пур и др.) на высокой
пойме в основании сезонноталого слоя залегает льдистый горизонт су¬
песей и суглинков мощностью 0,5—1 м (льдистость равна 30—40 %).
В его разрезе слои грунта массивной криотекстуры чередуются со слоя¬
ми грунта микрошлировой мелкосетчатой криотекстуры. Такие льдистые
горизонты на пойме формируются в замшелых лесах, где глубина се¬
зонного оттаивания не превышает 0,8—1,2 м и среднегодовая темпера¬
тура пород не выше —2 °С.
В заторфованных песках пойменной фации можно наблюдать це¬
лый комплекс текстур — массивную, линзовидную, горизонтально-, косо-
и волнистослоистую. Наиболее широко распространены разрезы с тон-
кошлировой среднеслоистой криогенной текстурой, в которых шлировая
льдистость пород составляет 20—40%, а мощность льдистого горизон¬
та 2—5 м.
Среди отложений современной поймы наименее льдистыми являют¬
ся однородные пески русловой фации с массивной криогенной тексту¬
рой. Их объемная льдистость обычно не превышает 30—35 %.
Закономерности-промерзания современных морских отло¬
жений и их криогенное строение наименее изучены. Во внешней фа¬
циальной зоне моря осадки находятся в охлажденном состоянии; ледя¬
ные включения формируются локально, образуя отдельные кристаллы
или гнезда при распреснении засоленных охлажденных осадков. Осадки
отлагаются в среде, имеющей отрицательную температуру, большую
влажность, потенциально приспособленной к формированию льда. Про¬
цессы, способствующие уменьшению солености в морских осадках и
локальному льдообразованию в них, можно разбить на три группы:
1) перемешивание морских вод, при котором более пресные воды по¬
ступают в придонные низкотемпературные слои; 2) инфильтрация прес¬
ных вод в толщу несцементированных охлажденных морских илов;
3) локальное уменьшение солености в ходе диагенетических процессов:
в толще морских осадков.
Для фациальной зоны подводных валов и ложбин характерно фор¬
мирование лагун, заполненных глинистыми отложениями и окруженных,
участками, сложенными более грубозернистым материалом. В мелких
лагунах современные осадки промерзают в субаквальных условиях и
прежде чем стать твердомерзлыми, претерпевают диагенетические изме¬
нения. Для мерзлых осадков характерны ломаные, прерывистые, утон¬
чающиеся и разветвляющиеся на концах шлиры, в которых зерна' льда
непрочно связаны друг с другом и часто покрыты налетом солей. Они
залегают косо и наклонно. По наблюдениям В. А. Усова, в современ¬
ных лагунных отложениях о. Вилькицкий лед образует овальные гнезда
диаметром до 10—15 см, объем которых составляет 40—70 % всей по¬
роды. Криогенная текстура такой породы близка к атакситовой, а ее
образование обусловлено инъекционными процессами, причем источни¬
ком воды могли быть водонасыщенные глинистые илы. Для мерзлых
песчано-алевритовых отложений подводных валов, баров, кос харак¬
терны массивная и трещинная криотекстуры.
Отложения зоны пляжа в зависимости от условий осадконакопле-
ния различаются по составу и криогенному строению. Тонким пескам и-
супесям, слагающим незатопляемые участки пляжа (марши), свой¬
ственна массивная текстура; участками они содержат гнезда льда;,
объемная льдистость этих отложений не превышает 45%. Супесчано-
92
суглинистым отложениям приливной зоны на лайдовых берегах при¬
сущи тонкошлировые слоистая и сетчато-слоистая криогенные текстуры.
Их суммарная льдистость составляет 50—70 %, шлировая — 30—35 %.
Мощность мерзлых отложений, формирующихся на островах Карского»
моря и вдоль побережья Ямала по сингенетическому типу, составляет
не более 3—5 м. Под ними залегают охлажденные пески и глины, на¬
сыщенные сильноминерализованными (до 110 г/л) хлоридно-натриевы-
ми водами или поровыми растворами.
Таким образом, сингенетическое накопление мерзлых толщ на по¬
бережье Карского моря идет преимущественно в субаэральных усло¬
виях в узкой зоне, когда промерзают отложения фации незатопляемой
части пляжа и приливной зоны. В субаквальных условиях формирова¬
ние сингенетических горизонтов возможно лишь в узкой полосе, на
кромке формирующегося припайного льда. Наиболее благоприятными
участками побережий для накопления мощных сингенетических толщ
являются дельты крупных рек. В трансгрессивные этапы формируются
дельты заполнения, когда соленые морские воды проникают далеко»
вверх по течению реки (сейчас на западном Ямале на 50—70 км). Под-
пруженные реки образуют широкие поймы. В этих условиях сингене¬
тические толщи получают широкое развитие именно в зоне подпружи-
вания рек. При стабильном соотношении скорости повышения уровня
моря и осадконакопления могут формироваться толщи ваттовых, лай¬
довых, эстуарно-аллювиальных осадков повышенной мощности до 20—
40 м, которым будут соответствовать крупные ледяные жилы [48].
Из анализа изложенного материала вытекает, что мерзлые поро¬
ды, сформировавшиеся по сингенетическому типу, встречаются в самой
верхней части разреза мерзлой толщи в пределах всех геоморфологи¬
ческих уровней. Широкое распространение мерзлых пород сингенетиче¬
ского типа, слагающих верхнюю 3—20-метровую часть разреза мерз¬
лой толщи, а также присутствие в них повторно-жильного комплекса
предопределили высокую льдонасыщенность пород и как следствие
большие потенциальные осадки при оттаивании. По степени льдонасы-
щенности мерзлые породы сингенетического типа вне зависимости от
их генетической принадлежности располагаются по убывающему ряду:
прибрежно-морские, склоновые, озерно-болотные и пойменные заторфо-
ванные суглинки, глины и торф (шлировая льдистость 40—60 %, реже-
до 80%); прибрежно-морские, лагунно-морские, озерные и аллювиаль¬
ные оторфованные супеси и пески (шлировая льдистость 20—40 %);
прибрежно-морские, лагунно-морские, озерные, аллювиальные однород¬
ные пески массивной криогенной текстуры (объемная льдистость 30—
40 %, иногда до 50 %) •
Высокая льдистость сингенетических мерзлых толщ обусловлена ц
широким развитием в них сингенетических повторно-жильных образо¬
ваний. Они залегают под сезонноталым слоем или перекрыты 2—10-ме¬
тровой пачкой отложений. В отдельных районах Ямала и Гыданского
полуострова, в низовьях Енисея отмечаются разрезы плейстоценовых
отложений с двумя ярусами мощных повторно-жильных образований
[39, 33]. Верхний ярус этих образований мощностью 5—7 м приурочен
к аллювию террас, нижний — вскрывается на глубине 10—15 м в ре¬
грессивной пачке песков и супесей или в заторфованных лагунно-мор¬
ских суглинках. Высота жил нижнего яруса достигает 8—10 м.
Вертикальная протяженность повторно-жильных сингенетических
образований связана с возрастом вмещающих отложений и их соста¬
вом. Наиболее часто (35 % случаев) встречаются повторно-жильные
образования, мощность которых составляет 6—9 м; в 30 % случаев она
составляет 3—6 м, в 16%—9—12 м, и только в 2% — более 12 м
(рис. 34). Крупные повторно-жильные льды сосредоточены в глинистых
оторфованных грунтах I—III террас и казанцевской равнины; в совре¬
менных пойменных, лайдовых и болотных осадках мощность повторно¬
жильных образований в 90 % случаев составляет 2—4 м. В глинистых
93
Рис. 34. Частота встречаемости мощно¬
сти сингенетических повторно-жильных
образований по 173 разрезам в верхне-
плейстоценовых — голоценовых отло¬
жениях суммарно (а) и в отдельных
стратиграфических горизонтах (б)
Рис. 35. Распределение макрольдисто-
сти в верхнем 10-метровом горизонте
глинистых (1) и супесчано-песчаных и
песчаных (2) отложений по основным
геоморфологическим уровням (цифры
на кривых — число районов наблюде¬
ний)
породах на всех верхнеплейстоценовых геоморфологических уровнях
макрольдистость * горизонта сингенетической мерзлой толщи нередко
достигает 20—25 %; ее величина в современных отложениях поймы рек
и морской лайды в целом существенно меньше — 6—7 % (рис. 35), хотя
в устьях рек Ямала она местами резко возрастает и составляет 20—
25 % [100]. В песчаных и супесчано-песчаных разрезах всех уровней ве¬
личина макрольдистости отложений не превышает 5—6 %.
В распределении плейстоценовых—раннеголоценовых повторно¬
жильных образований в Западной Сибири существует четкая законо¬
мерность. Во-первых, они распространены главным образом на террито¬
рии центральных и северных частей Ямала и Гыданского полуострова, а
также на севере Тазовского полуострова. Во-вторых, на севере Ямала
и Гыданского полуострова особенно широко развиты верхнеплейстоце¬
новые прибрежно-морские и лагунно-морские органо-минеральные отло¬
жения, накопление которых сопровождалось промерзанием и форми¬
рованием самых мощных жил льда.
* Макрольдистость — льдистость массивов мерзлых пород за счет повторно-жиль¬
ных образований рассчитывалась по формуле Б. И. Втюрина с поправками, характе¬
ризующими их региональные особенности. При вычислении макрольдистости верхнего
10-метрового горизонта мерзлой толщи с учетом льдогрунтовых и смешанных ледяных
и льдогрунтовых жил вводятся соответственно дополнительные коэффициенты 0,5 и
0,75, приблизительно характеризующие количество грунта в теле жилы.
94
Позднеголоценовьге сингенетические повторно-жильные образова¬
ния связаны с отложениями рек, озер, морской лайды, а также с бо¬
лотными осадками. Высокая концентрация и наиболее интенсивный рост
этих образований отмечается на участках современной аккумуляции в
заполярных районах низменности. В минеральных грунтах высокой
поймы современный рост сингенетических повторно-жильных образова¬
ний устанавливается севернее широты Нового Порта (п-ов Ямал) и
среднего течения р. Пойлово-Яха (Тазовский полуостров). В отложе¬
ниях зоны пляжа на Ямале, Гыданском полуострове и в низовьях
Енисея залегают погребенные и развивающиеся повторно-жильные
льды. Морозобойное растрескивание отложений здесь начинается с мо¬
мента смерзания припайного льда с грунтом, однако какой-либо зако¬
номерности в расположении трещин не наблюдается. Эксперименталь¬
ные исследования, проведенные В. А. Усовым, показали возможность
субаквального растрескивания донных отложений, но в этих условиях
повторно-жильные образования не могут получать большого развития,
так как сезонное оттаивание и формирование каждый год нового ледя¬
ного покрова не способствует растрескиванию донных грунтов в одном
месте.
В торфяниках сингенетические повторно-жильные льды распростра¬
нены значительно южнее Северного полярного круга. Наблюдения
В. В. Баулина, Г. И. Дубикова и Ю. К. Васильчука показали, что на
юге Ямала (рек Юрибей, Щучья) и Гыданского полуострова (р. Мес-
сояха) в пределах торфяных массивов сингенетический рост жил льда
продолжался непрерывно на протяжении всего голоцена, включая и пе¬
риод «оптимума».
Существенно меньшая роль в строении сингенетических мерзлых
толщ принадлежит пластовым залежам льда. Имеются указания на за¬
лежи захороненного льда в аллювии второй террасы в низовьях р. Мес-
сояха, где пласты льда рассечены сингенетическими ледяными жилами
мощностью 6—8 м [48]. Отмечаются единичные песчаные разрезы пер¬
вой террасы, поймы и лайды северного Ямала и Тазовского полуостро¬
ва, в которых также обнаружены погребенные льды.
Эпигенетические мерзлые породы
Мерзлые толщи этого типа распространены широко и имеют большую
мощность. Они развиты на всех плейстоценовых и голоценовых, геомор¬
фологических уровнях в южных и центральных районах области рас¬
пространения криогенных образований (от южной границы до 67° с. ш.).
В более северных районах эпигенетические мерзлые толщи залегают
непосредственно на поверхности в целом ряде районов салехардской и
казанцевской морских равнин Ямала и Гыданского полуострова; на
остальной их территории они подстилают сингенетические мерзлые
толщи.
В течение плейстоцена и голоцена эпигенетически промерзали раз¬
личные по возрасту и генезису породы. По периферии плиты в много¬
летнемерзлом состоянии находится толща пород, включающая мело¬
вые и юрские отложения. На остальной ее территории эпигенетическая
мерзлая толща сложена палеоценовыми, эоценовыми, олигоценовыми и
четвертичными породами. Из них важное инженерно-геологическое зна¬
чение имеют четвертичные отложения, представленные песчаными и
глинистыми морскими, озерными, озерно-аллювиальными, аллювиаль¬
ными, ледниковыми, водно-ледниковыми и озерно-болотными образова¬
ниями.
Эпигенетические мерзлые породы характеризуются различным со¬
держанием льда-цемента и ледяных включений в виде шлиров и макро-
структурных образований. В одних разрезах льдистость пород законо-
95
Таблица 9
Влажность и льдистость эпигенетических мерзлых песчаных пород
(до глубины 10 м)
Геомор фологический
уровень
Пределы изменения
среднеарифметической
величины
Число
Преобладающие
значения влажности
Влажность, %
Льдистость, %
определений
и встречаемость
(в скобках), н
Салехардская морская
равнина
16—22
Менее 40
983
16—22 (более 60)
Казанцевская озерно¬
аллювиальная и при¬
брежно-морская равнина
III надпойменная терра¬
са
20—27
35—40
413
23—30 (более 55)
18—19
30—35
575
15—20 (более 65)
I надпойменная терра¬
са
"17—21
30—35
307
15—22 (более 75)
Высокая и низкая пой¬
ма рек
17—19'
30—35
498
15—20 (более 80)
мерно сокращается с глубиной, а в других — отмечается сложная кар¬
тина ее изменения по разрезу.
К моменту эпигенетического промерзания породы, разные по воз¬
расту, генезису и составу, находились на разных стадиях диагенеза и
катагенеза и поэтому процесс промерзания оказал на них разное влия¬
ние. Степень диагенеза промерзавших пород определялась, в свою оче¬
редь, продолжительностью времени их талого состояния и характером
происшедших в породах физико-химических процессов. Промерзание не¬
обводненных крупнодисперсных пород не вызвало существенных изме¬
нений их строения. Установить продолжительность времени их талого
состояния перед промерзанием по криотекстурным признакам и строе¬
нию пород не представляется возможным. Для глинистых пород такое
деление реально, так как фактор времени в этом случае играет суще¬
ственную роль в их литификации, что проявляется в характере распре¬
деления, количестве ледяных включений и их типах.
В разрезах эпигенетических мерзлых песчаных пород, слагаю¬
щих надпойменные и лагунно-морские террасы и водораздельные рав¬
нины различного генезиса, в основном присутствует лед-цемент. Льди¬
стость этих пород характеризуется устойчивыми средними значениями,
обусловленными однородностью состава, и чаще всего не превышает
35—40 % (табл. 9). Распределение в них льдистости (влажности) со¬
гласуется с нормальным законом распределения, что косвенно указы¬
вает на однородность этого показателя [41]. Установлено, что льди¬
стость (влажность) однородных песков, слагающих высокие геоморфо¬
логические уровни, незначительно увеличивается с глубиной (рис. 36).
Это связано с наибольшей дренированностью участков высоких поверх¬
ностей, сложенных песками к моменту их промерзания. Поэтому самые
верхние слои песков в момент промерзания были маловлажными, а с
глубиной содержание воды увеличилось. Существенны различия преоб¬
ладающих значений влажности песков, слагающих салехардскую (16—
22 %) и казанцевскую (23—30 %) равнины (см. табл. 3, рис. 36), кото¬
рые объясняются более однородным составом песчаных грунтов сале¬
хардской равнины.
Изменение по разрезу влажности мерзлых песчаных грунтов, сла¬
гающих высокую пойму и надпойменные террасы, имеют иной и одно¬
типный характер: наблюдается практически неизменное значение сред¬
ней арифметической величины влажности по глубине (рис. 37), причем
повторяемость значений влажности 15—20 % составляет 65—90 % всех
определений для верхнего 10-метрового слоя песков.
•96
Рис. 36. Изменение среднеарифметической
величины суммарной влажности (VPC) мерз¬
лых песчаных пород по глубине (а) и
встречаемость индивидуальных значений их
влажности (б):
/ — салехардская свита; 2 — казанцевская свита;
3 — верхнечетвертичные водно-ледниковые отло¬
жения
Рис. 37. Изменение среднеарифметической
величины суммарной влажности песчаных
пород по глубине (а) и встречаемость ин¬
дивидуальных значений их влажности (б);
/ — высокая пойма; 2 — I надпойменная терраса;
^ — III надпойменная терраса
Высокой льдистостью, базально-массивной и микрошлировой крио¬
текстурами характеризуются горизонты песков, водоносные до промер¬
зания. Когда промерзание таких песков сопровождалось образованием
напора в подземных водах, формировались горизонты льдистых песков,
содержащих шлиры разных размеров и морфологии, слои и лакколи¬
ты льда. Так, на Большехетской структуре скважина 34 экспедиции
НИИГА вскрыла пласт льда толщиной 15,5 м на глубине 92 м, кото¬
рый сверху покрыт льдистыми глинами, а подстилается 20-метровым
слоем льдистых песков и алевритов, содержащих многочисленные тон¬
кие шлиры. В среднем течении р. Юрибей (Ямал) под 8-метровой тол¬
щей аллювия III террасы в казанцевских песках вскрываются сильно
льдонасыщенные прослои мощностью 0,5—0,8 м, заключенные между
крупными линзами инъекционного льда. Криогенная текстура песков
косо- и вертикально-слоистая. Ее возникновение было возможно в усло¬
виях высокого гидродинамического напора, когда в формировании тек¬
стуры песков принимал участие инъекционный лед.
Установленные закономерности изменчивости влажности (льдисто-
сти) и строения мерзлых песков различных стратиграфо-генетических
комплексов выдержаны в региональном плане, так как определяются
общим составом пород, сходными условиями промерзания и степенью
обводненности пород. Разновозрастные песчаные отложения одинако¬
вого или близкого состава, сформировавшиеся в разных физико-геогра¬
фических и тектонических условиях, но промерзавшие эпигенетически,
обнаруживают сходство или незначительное различие изменчивости
влажности как в аллювиальных, так и в морских отложениях. Это сход¬
ство и различие изменчивости влажности песчаных грунтов прослежи¬
вается на больших площадях в разных геокриологических зонах.
Строение и свойства эпигенетически мерзлых глинистых пород ха¬
рактеризуются большим разнообразием и сложностью. По характеру
распределения льдистости и криогенных текстур выделяются три основ¬
ных вида разрезов эпигенетических мерзлых толщ [38, 57, 86, 100].
Первый вид разрезов характеризуется убыванием льдистости с глу¬
биной. Он пользуется, как показывают данные А. И. Попова [89],
Г. И. Дубикова и М. М. Корейши, Г. И. Дубикова [39, 57], В. Т. Тро¬
фимова и др. [94, 95], М. И. Горальчук [41], наибольшим распростра¬
нением. Он типичен для однородных глинистых толщ морских и гля-
7 Ззк. 514 97
Рис. 38. Изменение среднеарифметической величины суммарной влажности эпигенети¬
ческих мерзлых глинистых пород верхнего горизонта:
а — салехардская свита; б — казанцевская свита; в — III надпойменная терраса; г — суглинки I
(.2') и II (2") надпойменных террас; д — высокая пойма рек.
/ — глины; 2 —суглинки; 3 — супеси
циально-морских отложений салехардской свиты, в разрезе которых
водоносные в прошлом горизонты залегали на большой глубине и не
оказали влияния на криогенное строение промерзавшей верхней тол¬
щи. Реже этот вид разрезов отмечается в верхнечетвертичных морских
отложениях казанцевской свиты и III—I морских террас и еще реже —
в толще верхнечетвертичных аллювиальных, озерно-аллювиальных и
лагунно-морских отложений.
Этому виду разрезов свойственно прстепенное уменьшение льдисто-
сти, разреживание ледяных шлиров и увеличение их толщины с глу¬
биной (рис. 38). Такое распределение льда прослеживается до глубин
10—15 м, иногда до 20—30 м. Верхняя часть разреза отличается мак¬
симальным содержанием шлиров льда (льдистость 40—50 %, редко
больше), суммарная влажность пород близка к влажности верхнего
предела пластичности или превышает его, а влажность минеральных
отдельностей близка к влажности нижнего предела пластичности (в бо¬
лее глубоких горизонтах — к максимальной молекулярной влагоемко-
сти). В верхнем горизонте таких разрезов формируются в основном
горизонтальные шлиры льда, которые часто соединяются наклонными
и вертикальными шлирами, образуя сетчато-слоистую текстуру. Толщи¬
на ледяных шлиров изменяется от 0,2 до 3 см, а интервал между ними
обычно не превышает 2—4 см.
Мощность льдистой верхней части таких разрезов тесно связана
с природной зональностью, а внутри зон — с определенными типами
ландшафта. В тундровой и лесотундровой зонах мощность льдонасы¬
щенной части изменяется в основном от 2 до 5 м (рис. 39,1). Для этих
зон, характеризующихся низкими средними годовыми температурами
пород (до —7 ... —9 °С) и их засолением, типично более равномерное
распределение ледяных включений по глубине в связи с насыщением
пород ионами натрия. Такие грунты связывают большое количество
воды в диффузионном слое ионов, и миграция влаги при их промерза¬
нии подавляется. Поэтому здесь менее распространены сегрегационные
льды, а преобладают процессы отжатия воды и образования текстур
инъекционного типа и залежей льдов инъекционного происхождения.
В северо-таежной подзоне (Полуйско-Надымский, Пур-Надымский и
другие районы) глинистые породы не засолены, здесь процесс сегрега-
Рис. 39. Встречаемость значений мощно¬
сти горизонта льдистых глинистых по¬
род в разрезах мерзлых толщ первого
вида в тундровой и лесотундровой зо¬
нах (/ — по 284 скважинам) и в северо¬
таежной подзоне (2 — по 372 скважи¬
нам)
98
ционного льдообразования шел активно, мощность льдистого горизонта
увеличивается и изменяется в более широких пределах — от 4 до 16 м,
в среднем составляя 12 м (см. рис. 39,2).
Проявляется зависимость льдистости и криогенного строения су¬
глинистых пород от типа ландшафтов. Вариации суммарной влажности
грунтов между типами ландшафтов салехардской равнины Надым-Пу-
ровского междуречья составляют 35 % при общей изменчивости для
всего комплекса отложений меньше 20% [41]. На тундровых участках
с низкими температурами пород мощность льдистого горизонта мини¬
мальная, на залесенных с более высокими температурами пород — ма¬
ксимальная. Из этого следует, что с продвижением на север мощность
л выраженность в разрезе льдонасыщенного горизонта пород уменьша¬
ется, и в тундровой зоне они практически не зависят от типов ланд¬
шафтов.
Степень увлажненности (льдистости) глинистых отложений верх¬
него 3—4-метрового горизонта независимо от их возраста, условий на¬
копления и степени диагенеза примерно одинакова и изменяется в диа¬
пазоне 40—60 %; при оттаивании грунта они приобретают текучую и
скрытотекучую консистенцию. Суммарная влажность глинистых грун¬
тов салехардской и казанцевской свиты в интервале 3—10 м суще¬
ственно различается: в разрезе первой свиты грунты при оттаивании
приобретают тугопластичную, полутвердую и в редких случаях твердую
консистенцию, второй — текучепластичную или текучую консистенцию.
Ниже, примерно до глубины 20 м, число шлиров льда сокращается,
толщина их увеличивается до 3—5 см, реже до 10 см; расстояние между
ними увеличивается до 15—20 см. Льдистость пород уменьшается и со¬
ставляет в среднем 15—20%. Криогенная текстура обычно толстошли-
ровая сетчатая и сетчато-слоистая.
В нижних горизонтах глинистых разрезов (на глубине 20—50 м)
условия для льдовыделения при промерзании были менее благоприятны.
В результате диагенеза и уплотнения пород количество свободной и
рыхлосвязанной воды в них уменьшалось, сокращались температурные
градиенты и повышалась температура пород, позволяющая связанной
воде находиться в жидком состоянии. В результате таких изменений
сформировались редкие шлиры льда, создающие неполносетчатую и не¬
полнослоистую криогенные текстуры в плотных суглинистых породах
салехардской свиты и горизонтальную и сетчатую текстуры в казанцев-
ских суглинках и глинах. Толщина ледяных шлиров не превышает 4 см,
очень редко достигает 15 см. Льдистость породы сокращается до 5—
10%.
Иссушенность отдельностей и прослоек грунта и их низкая влаж¬
ность указывают на то, что породы к началу промерзания были доста¬
точно уплотнены и дегидратированы. Эпигенетический характер про¬
мерзания пород, вытекающий из палеогеографической обстановки, под¬
тверждается особенностями криогенного строения толщи: уменьшением
льдистости отдельных горизонтов, наличием крупносетчатых текстур,
формирование которых возможно только при эпигенетическом промер¬
зании.
В Западной Сибири выявлены большие предельные глубины сегре¬
гационного льдовыделения при промерзании однородных глинистых по¬
род; на полуострове Ямал на глубине 50—100 м глинистым породам
присущи массивная и тонкошлировая слоисто-сетчатая текстуры. Ледя¬
ные шлиры приурочены к трещинам напластования: льдистость породы
5—10%, суммарная влажность 22—30 %. С увеличением глубины до
150—170 м в глинистых породах криогенная текстура крупносетчатая
тонкошлировая, льдистость породы очень мала.
Второй вид разрезов эпигенетически мерзлой толщи глинистого
состава характеризуется равномерно или неравномерно высокой льди-
стостью пород по всей 10—30-метровой толще, горизонтально-слоистой
и сетчатой криогенной текстурами. В верхней части разрезов шлиры
7* 99
льда тонкие (1—2 см) и частые, а в нижней — более толстые (до 3—
4 см и более) и разреженные. Этот вид разрезов характерен для высо¬
кодисперсных пород, в толще которых или непосредственно под ними
до промерзания существовали песчаные водоносные горизонты с безна¬
порными или слабонапорными водами. В процессе промерзания эти
воды мигрировали к фронту льдовыделения и резко увеличивали льди¬
стость глинистых пород. При наличии в разрезе нескольких водоносных
горизонтов общая льдистость толщи возрастала в зависимости от глу¬
бины залегания водоносных горизонтов. Повышенная льдонасыщенность
в таких разрезах фиксируется на разных глубинах как непосредственно
в приповерхностной части массивов, так и на глубинах 50—130 м.
Эпигенетические мерзлые толщи подобного типа развиты широко.
Благоприятные условия для формирования криогенного строения этого
вида существовали в пределах речных террас, где отложения промер¬
зали эпигенетически после климатического оптимума. В результате в
верхнем горизонте пойменного аллювия происходило интенсивное льдо-
выделение вследствие подтягивания воды из песчаного водоносного го¬
ризонта. Разрезы этого типа характерны и для средне- и верхнечетвер¬
тичных морских и лагунно-морских отложений.
Общее для разрезов второго вида — это высокая льдистость (до
50—60 %) пород; суммарная их влажность обычно выше влажности
верхнего предела пластичности. Шлиры льда с глубиной обычно не
разреживаются. Льдистость и характер криогенной текстуры суглини¬
стой толщи определяются положением водоносных слоев в разрезе, во-
дообильностью напором в них и толщиной перекрывающих тонкодис¬
персных пород. При большой мощности последних в них могут форми¬
роваться один или два горизонта повышенной льдистости.
В слое глинистых пород, залегающем непосредственно над песча¬
ным (водоносным в прошлом) горизонтом, льдистость пород сокраща¬
ется; криогенная текстура пород здесь массивная или редкослоистая.
Процесс миграции влаги и льдовыделение сопровождалось обезвожи¬
ванием пород и их уплотнением в этом слое, мощность которого по
265 разрезам изменяется от 0,5 до 3 м, причем повторяемость значе¬
ний 0,5—1,2 м составляет около 50 % всех определений. Колебания тол¬
щины слабольдистого горизонта глинистых пород в кровле песчаного
горизонта объясняются различиями в высоте капиллярного поднятия
воды в них.
Третий вид разрезов характеризуется увеличением льдистости от¬
ложений в верхней части толщ с глубиной. Он сформировался в ре¬
зультате напорной миграции вод и внедрения напорных подземных в
промерзавшие супесчано-суглинистые и глинистые отложения, что при¬
вело к образованию в толще пластовых льдов разного размера. На
огромных территориях морские и гляциально-морские глины и суглинки
подстилаются или расслаиваются крупными залежами льда мощностью
до 10—40 м, протяженностью в сотни метров, иногда 1—3 км. Форми¬
рование залежей льда в процессе промерзания глинистых пород, содер¬
жащих водоносные линзы, коренным образом изменяло криогенное
строение и распределение льдистости в кроющих их глинистых породах.
Высокая криогенная трещиновидность пород в кровле залежей льда,
толстошлировая, сетчатая и реже атакситовая криогенные текстуры —
все это отличает разрезы с пластовыми льдами.
Распределение льдистости и криогенных текстур в таких глини¬
стых разрезах не всегда одинаково и зависит от глубины залегания ле¬
дяного пласта (мощности перекрывающей толщи глинистых пород) и
его размеров. Если пласт льда перекрывается глинистой толщей мощ¬
ностью 20—30 м и больше, то распределение льдистости и криогенных
текстур по глубине имеет следующий вид. В верхней части разреза глин
(до 4—8 м) льдистость с глубиной возрастает и достигает 40—50 %.
В средней части разреза (до 10—15, иногда 20 м) она сокращается
вдвое, а по мере приближения к ледяному пласту снова увеличивается
100
Рис. 40. Типичные разрезы эпигенетических мерзлых толщ третьего вида, включающих
пластовые залежи льда:
а —III морская терраса на Бованенковском поднятии; б — салехардская равнина в районе
оз. Нейто; в — салехардская равнина на Большехетском поднятии; / — глина; 2 — суглинок; 3 —
алевриты; 4 — песок; 5 — песчаник; 6 — гравийно-галечный материал; 7 — пластовый лед; 8 — шли¬
ры льда; 9 — фауна моллюсков; 10 — растительные остатки
до 60—80 % (рис. 40). Соответственно в верхней части разреза крио¬
генная текстура пород слоистая и сетчато-слоистая, в средней — сетча¬
тая и в нижней — сетчатая и атакситовая. Результаты гранулометриче¬
ского, минералогического и химического изучения грунтов показали,
что повышение льдистости в низах разрезов не связано с изменением
их состава. Ледяные пласты перекрываются однородными засоленными
гидрослюдисто-монтмориллонитовыми ленточноподобными глинами.
Сравнение составов верхней «малольдистой» и нижней льдонасы¬
щенной части разрезов мерзлой толщи указывает на однородность грун¬
тов, тогда как содержание льда в нижней части разрезов увеличивается
вдвое и льдистый грунт переходит в пласт льда. Значит, увеличение
льдистости в низинах разреза не связано с изменением состава грунтов.
Образование льдонасыщенных глин и пласта льда может быть обуслов¬
лено или дифференцированной кристаллизацией при промерзании водо¬
насыщенных глин, или поступлением воды снизу из водоносного гори¬
зонта.
При сравнении таких разрезов выяснилась зависимость мощности
льдонасыщенных пород кровли от размеров залежей льда, т. е. от мощ¬
ности водоносного слоя пород и их водообильности: чем больше тол¬
щина ледяного пласта, тем больше мощность слоя льдонасыщенных
пород (при одинаковой мощности глинистой толщи над пластом льда).
При интерпретации условий формирования подобных разрезов су¬
щественное значение имеет криогенное строение и степень льдонасы-
Щенности пород, подстилающих и расслаивающих залежи подземного
льда. Им свойственны: а) массивно-базальная и сетчато-слоистая ми-
крошлировые криогенные текстуры; б) высокая льдистость (влажность
10L
Таблица 10
Физические и механические характеристики глин, перекрывающих пласт льда,
залегающий на глубине 24,5—40 м (северный берег оз. Нейто)
Глубина
залегания
глин, м
Влажность
минеральных
отдельностей,
%
Плотность
скелета
грунта,
г/см3
Показатель
консистенции
(при оттаи¬
вании)
Содержа¬
ние
фракции
0,005 мм,
К
Засолен¬
ность, >4
Предел
прочности,
МПа
1
12,0
29,0
1,53
0,20
47,5
0,92
0,78
15,0
26,4
1,57
0,05
40,8
0,64
0,72
17,0
28,9
1,62
0,12
62,3
0,36
0,78
24,0
29,3
1,63
0,22
88,4
о.п
0,20
равна величине полной влагоемкости или превышает ее). Изменчивость
влажности песчаных пород, подстилающих пластовые льды, значитель¬
на: величина среднеарифметической влажности по 93 определениям
изменяется в диапазоне 23—70 %, причем выделяются два пика наи¬
большей повторяемости ее значений. Первый пик значений влажности
от 23 до 30 % составляет около 35 % всех определений и соответствует
пескам массивно-базальной криогенной текстуры; второй пик приводит¬
ся на значение влажности от 40 до 60 % и составляет основную часть
(около 60 °J0) всех определений, соответствуя пескам со шлировыми
криогенными текстурами. Эти особенности криогенного строения пес¬
чаных пород указывают на их промерзание в условиях обводнения и
высокого гидродинамического напора. t
Льдистые глины, покрывающие пласты льда, характеризуются рез¬
ко отличными показателями: и в мерзлом состоянии, и при оттаивании
они имеют высокую степень уплотнения и невысокую влажность от¬
дельностей (блоков). Предел прочности глин в оттаявшем состоянии
при одноосном сжатии резко возрастает в небольшом диапазоне глу¬
бин— от 0,72—0,78 МПа на глубинах 12—17 м до 2,02 МПа в слое,
контактирующем на глубине 24,5 м с пластом льда (табл. 10). Конси¬
стенция глин в этом же направлении от полутвердой переходит в твер¬
дую. Влажность отдельностей глин соответствует или незначительно
(на 9—12 %) превышает влажность глин на границе раскатывания.
Мощность льдистого горизонта глинистых пород в кровле ледяных пла¬
стов достигает 10—15 м, но наиболее частое их значение 2—3 м (25 %
всех определений).
Высокая льдистость характерна для эпигенетически промерзших
торфяных грунтов в пределах бугристых торфяников, которые между
65—68° с. ш. в Западной Сибири занимают до 70—80 % площади мно¬
гих природных микрорайонов [38]. В зависимости от состава подсти¬
лающих пород среди них выделяются два морфологических вида: вы¬
пукло-бугристый (торф мощностью 0,5—10 м подстилается глинистыми
грунтами) и пологобугристый (торф мощностью 0,5—5,5 м подстилает¬
ся песками). По составу на севере и юго-западе региона преобладают
низинные типы торфа, в центральных и южных районах — переходные и
верховые. Степень разложения торфов 25—30 %, их зольность 7—12%
[67]. Криогенное строение торфяных грунтов определяется в основном
степенью разложения и зольностью торфов. Для слаборазложившихся
торфов типичны массивные и порфировидные криотекстуры; с увеличе¬
нием степени разложения и зольности торфа криотекстуры переходят
в тонкошлировые линзовидные и линзовидно-слоистые. Линзы льда тол¬
щиной до 0,5—1,5 м больше встречаются на контакте минеральный
грунт — торф. Существенного различия в льдистости торфов не обнару¬
живается, хотя по убыванию средних значений влажности намечается
ряд: отдельные бугры пучения — выпуклобугристые торфяники — поло¬
гобугристые торфяники.
В строении эпигенетических мерзлых толщ существенное значение
имеют повторно-жильные льды. Наиболее широко они представ¬
102
лены в северных и центральных районах Ямала и Гыданского полу¬
острова в основном в супесчано-суглинистых отложениях салехардской
и казанцевской свит и в голоценовых торфяниках. На территории юж¬
ного Ямала и Гыданского полуостровов на Тазовском полуострове и в
приполярных районах Обско-Енисейского междуречья повторно-жиль¬
ные льды связаны с недренированными массивами голоценовых торфя¬
ников.
Развивающиеся (растущие) эпигенетические повторно-жильные
льды в северных районах низменности отмечаются повсеместно. Их
формирование обусловлено сильным зимним охлаждением верхнего го¬
ризонта мерзлых грунтов и большими напряжениями в них, достигаю¬
щими максимальных значений в январе и феврале. В глинистых грун¬
тах льды этого типа наблюдаются на севере и в центре Ямала и Гыдан¬
ского полуострова, а также на севере Тазовского полуострова. В попе¬
речном сечении высота жил составляет 2,5—5 м (ширина поверху 0,5—
1,5 м). Величины объемной макрольдистости верхнего 10-метрового
слоя глинистых пород на салехардской, казанцевской равнинах и треть¬
ей террасе составляют 3,5—6,5 %.
В южных районах Ямала, Тазовского полуострова и Таз-Енисей-
ского междуречья (к югу от 68° с. ш.) эпигенетические жилы льда
растут в торфяных отложениях. Южная граница криогенного растрески¬
вания торфа, сопровождающегося ростом льда, проходит у Северного
полярного круга [42, 113]. Размеры жил здесь близкие: высота от 2 до
4 м, ширина поверху 0,1—1,5 м, размер полигонов от 7—10 до 20—30 м.
Величины объемной макрольдистости верхнего 10-метрового слоя пород
за счет этих жил изменяются от 1,5 до 3 %, максимальные величины
достигают на отдельных участках 8—10 %.
Неразвивающиеся (нерастущие) эпигенетические жилы льда встре¬
чаются в террасовых песчаных и супесчано-суглинистых породах на
Ямале, Гыданском полуострове и в северной части Тазовского полу¬
острова. Они залегают ниже подошвы сезонноталого слоя на глубинах
до 3—4 м. Высота жил не превышает 3—4 м, ширина поверху 0,5—
1 м, льдистость массива за счет этих льдов увеличивается на 3—5 %.
Южнее Полярного круга такие эпигенетические жилы льда при¬
урочены исключительно к торфяникам и имеют небольшие размеры.
Они залегают на 0,5—1,2 м ниже подошвы слоя сезонного оттаивания
грунтов; ширина их поверху 0,5—1,5 м, высота около 2 м. Пересекаясь,
жилы образуют слабовыраженные полигоны-блоки со сторонами 25t—
30 м. Южная граница распространения неразвивающихся ледяных жил
устанавливается по широте г. Надым — пос. Красноселькуп. Количе¬
ственная роль этих льдов в общей льдистости пород верхнего горизонта
незначительна и не превышает 1—2 %.
Пластовые залежи подземного льда
Специфику мерзлых горных пород определяют широко распространен¬
ные крупные скопления подземного льда в виде пластов, лакколитов,
штоков и линз. Они являются постоянными факторами рельефообразо-
вания и развития геологических процессов на протяжении всей истории
субаэрального развития севера региона. Основная масса ледяных зале¬
жей приурочена к плейстоценовым породам морского, прибрежно-мор¬
ского и ледниково-морского генезиса, реже — к аллювиальным, скло¬
новым, озерно-болотным осадкам. Льды встречаются в отложениях всех
стратиграфических горизонтов плейстоцена, накопление которых проис¬
ходило и в относительно более теплых климатических условиях и в бо¬
лее суровом климате. Это, очевидно, следствие незначительного криоли¬
тологического эффекта климатических осцилляций в плейстоцене для
северных побережий Западной Сибири.
Пластовые залежи льда вскрываются на отметках от +75 до
—150 м и относятся к различным по генезису образованиям. Само по-
103
Рис. 41. Классификация пластовых залежеобразующих льдов (по Ю. К. Васильчуку
й В. Т. Трофимову)
нятие «пластовый лед» в значительной мере собирательно, поскольку
оно не отражает не только генетическую сторону явления, но и многие
морфологические особенности ледяных тел. В современном понимании
пластовые льды — это образования разного генезиса в мерзлой толще,
которые часто имеют большие размеры, не проявляются в рельефе и за¬
легают согласно или несогласно с вмещающими породами на разной
глубине. О различном происхождении этих льдов свидетельствуют мно¬
гообразие утроения самих пластов, текстуры и структуры льда, различ¬
ный характер взаимоотношения с вмещающими породами и широкий
генетический спектр отложений, в которых встречены залежи, большой
диапазон колебаний состава (ионного состава, состава спорово-пыльце¬
вых остатков, изотопного состава, микрофаунистической характеристики
и т. п.) залежей. Анализ этих данных позволяет уже сейчас составить
достаточно разветвленную систематику залежеобразующих ледяных тел
пластового типа, встреченных в морских, аллювиальных, болотных, лед¬
никовых и других по генезису отложениях севера региона (рис. 41).
Разделение их на подтипы проведено по основному криогенетическому
признаку на автохтонные, присущие в основном эпигенетическим мерз¬
лым толщам и реже отмечаемые в сингенетических горизонтах, и ал¬
лохтонные, встречающиеся, как правило, в сингенетических толщах.
Пластовые залежи льда образуют самые крупные скопления в мерз¬
лой толще водораздельных пространств и в разрезах верхнеплейстоце¬
новых морских террас Ямала и Гыданского полуострова и свойственны
районам мощного плейстоценового осадконакопления (табл. 11). При
Таблица 11
Параметры отдельных пластовых залежей льда на Ямале
Местонахождение
площадки
Г дубина
залегания
кровли
льда, м
Мощность
льда, м
Площадь,
занятая
льдом,
тыс. м3
Объем залежей
льда, тыс. м3
Нейтинское газовое мес¬
торождение. Северный
берег оз. Нейто. Мор¬
ская равнина с абс. отм.
30—40 м
15—20
18—20
40,9
736—818
Нейтинское газовое мес¬
торождение. Западный
■берег оз. Нейто. Мор¬
ская равнина с абс. отм.
50—60 м
5—20
5—20
20 200
101 000—404 000
Бованенковское газо¬
вое месторождение. Мор¬
ская терраса с абс. отм.
30—40 м. Правый берег
р. Сеяха
1—15
5—18
4 380
21 900—78 560
104
мощности от первых метров до 30—40 м эти льды в рельефе не выра¬
жены и протягиваются на десятки, сотни, а иногда первые тысячи ме¬
тров (рис. 42). Большинство залежей льда сосредоточено в верхнем
50-метровом горизонте мерзлой толщи, хотя они отмечаются и на глу¬
бинах до 100—200 м (рис. 43). Льды приурочены в основном к кон¬
такту глинистых и песчаных пород или к месту их фациального заме¬
щения и залегают согласно или с угловым несогласием с вмещающими
породами. В большинстве случаев пласты льда покрываются глинисты¬
ми (83 % разрезов) и подстилаются песчаными (63 % разрезов) отло¬
жениями. Присутствие песчаных льдонасыщенных отложений в осно-*
вании залежей льда во многих районах позволяет высказать очевидное
предположение, что эти отложения к моменту промерзания служили
резервуаром подземных вод и источником для интенсивного льдовыде-
ления и роста ледяных пластов при промерзании пород. Простые за¬
лежи в плане имеют линзовидную форму, их верхний и нижний контак¬
ты ровные, четкие. Большинство залежей залегает согласно с вмещаю¬
щими породами и представлены пластами, линзами льда. Форма слож¬
ных залежей разнообразна: горизонтально-слоистые пласты и линзы
со складками, лакколиты или штоки льда, деформирующие покрываю¬
щие породы. Текстура залежей слоистая, массивная. Ориентировка
слоев разная, иногда они пересекаются. В сложнопостроенных залежах
льда горизонтально-слоистые участки переходят в антиклинальные
складки, видимые поперечные размеры которых не превышают 30—50 M;
и во много раз меньше горизонтально-слоистой части залежи, деформи¬
ровавшейся в складки на отдельных участках. Такие деформации изна¬
чально горизонтальных, залегавших согласно с вмещающими породами,,
пластов льда связываются с большим давлением, возникающим в про¬
мерзающей водонасыщенной (или водоносной) толще на последних
этапах промерзания. Силы, необходимые для образования 20—30-метро¬
вого пласта льда (от 0,6 до 2,2 МПа), могут служить для ориентиро¬
вочной оценки величины давлений в промерзающей водоносной си¬
стеме.
Возникновение складок (лакколитов) в протяженных пластах льда
возможно также вследствие инверсии плотностей: породы с большей
плотностью — внизу, меньшей (лед)—вверху. Такое перераспределение
(перетекание) льда в пластовой залежи под давлением могло произой¬
ти при двух условиях: если пластовые залежи существуют длительное
время, а их кровля изначально находилась на разной глубине, что пред¬
определило неравномерное сопротивление выпучиванию («вытеканию»)
льда.
Лед сложных залежей имеет общие черты строения [8, 57, 71, 82].
Ему присуща слоистая текстура, хотя встречаются и карманы массив¬
ного льда. Слоистость обусловлена неравномерным распределением во-
льду минеральных примесей или включений газа, либо тех и других.
Толщина однородных слоев льда изменяется от нескольких миллиме¬
тров до десятков сантиметров, редко до 1—2 м. Отмечается слоистость
двух порядков: в крупных слоях прослеживаются более тонкие слои,
но в обоих случаях слоистость вызвана неравномерным распределением
примесей. Слоистость ледяной залежи всегда соответствует элементам
залегания покрывающих пород и является руководящим генетическим
признаком этих льдов. Состав грунтовых примесей во льду в виде взве¬
си и отдельностей соответствует составу вмещающих пород, а спорово¬
пыльцевые спектры из льда аналогичны по составу таковым из вме¬
щающих пород [8].
Пластовые льды автохтонного типа формировались в процессе про¬
мерзания водонасыщенных грунтов. Наиболее крупные автохтонные за¬
лежи формируются при эпигенетическом способе формирования мерз¬
лых толщ, поскольку в процессе эпикриолитогенеза могут промерзать
одновременно большие объемы водонасыщенных грунтов. Из них при
всестороннем промерзании начинает отжиматься влага, что чаще всего
а
А'Ом-м
1 — песок; 2 — супесь; 3 — суглинок; 4 — торф; 5 — пластовый лед; 6 — сильнольдистые породы
(Лв>0,4); 7 — фауна морских моллюсков; 8 — граница пород различной льдистости; 9 — границы:
а — геологические, 6 — пластовых залежей льда, установленные бурением и электроразведкой, в —
установленные электроразведкой
Глубина залевютщ кровли ледяного пласта,м
2D 40 ВО 80 100 120 140 160 180
Рис. 43. Литологический состав пород, покрывающих и подстилающих пластовые за¬
лежи льда, глубины залегания и мощность льдов по 265 разрезам мерзлых пород (по
Г. И. Дубикову):
/ — песок; 2 — глина, суглинок; 3 — разрезы мерзлых толщ, в которых подошва пластов льда не
вскрыта; 4 — то же, подошва пласта льда вскрыта
Таблица 12
Результаты статистической обработки данных по химическому составу
пластовых льдов
Характеристика льда
Число
опре¬
деле¬
ний
Суммарная
минерализа¬
ция, мг/л
С1~, мг/л
Na+/Ca2+>
мг/л
Э Mg^/Э сг
Крупнокристаллический,
без минеральных приме-
11
49,5—9,0*
18,2—2,0
3,9—0,35
1,43—0,20
30
10
2,2
0,65
сей, с большим числом
пузырьков газа
Стекловидный крупно¬
кристаллический, с при-
28
189,4—21,6
29,8—4,3
38,0—0,60
2,0—0,10
56
10
4,9
0,61
месью до 5 % частиц
песка и глины и редки¬
ми пузырьками газа
Черного цвета с большим
(30—50 %) количеством
13
1187,1—38,0
648,9—5,0
18,6—1,7
3,0—0,10
140
77
7,7
0,71
минеральных примесей
(ледогрунт)
* В числителе — пределы значений, в знаменателе — средние значения.
в условиях замедленного промерзания ведет к формированию пласта
сегрегационного вида. При более быстром промерзании возможно фор¬
мирование льдов инъекционного типа. В условиях переменной скорости
промерзания процессы сегрегации могут сменяться инъекциями масс
воды и в таких случаях создаются условия для формирования льдов
инъекционно-сегрегационного вида. Механизм формирования пластовых
залежей этих трех видов рассмотрен в работах Г. И. Дубикова,
М. М. Корейши, А. Н. Хименкова [69], Ю. Б. Баду, В. Т. Трофимова,
Ю. К. Васильчука [8], Г. И. Дубикова [54, 55, 56].
Автохтонные льды пресные и ультрапресные, их состав в основном
гидрокарбонатно-натриевый (табл. 12). Однако в этих льдах встречает¬
ся хлоридно-натриевое и сульфатно-хлоридно-кальциевое [56], а иногда
и гидрокарбонатно-хлоридно-аммониевое засоление [57]. В пределах
единого пласта минерализации льда существенно изменяется по раз¬
резу. Верхние слои льда менее минерализованы и формировались в
условиях медленной кристаллизации воды; повышенная засоленность
льда у контакта с подстилающими породами указывает на его образо¬
вание из более минерализованной воды. Минерализация, содержания
иона С1~ и отношение Na+/Ca2+, закономерно возрастает от чистого
льда к ледогрунту в связи с увеличением примесей засоленных глини¬
стых пород. В этом же направлении отношение 3Mg2+/3Cl~ (3 — экви¬
валент) сокращается, а преобладающий гидрокарбонатно-хлоридно-на-
триевый тип воды сменяется хлоридно-натриевым или хлоридно-гидро-
карбонатно-натриевым. По абсолютному большинству разрезов пласто¬
вых льдов содержание ионов значительно преобладает над содержанием
ионов Са2+ и Mg2+ (до 90% суммы катионов); особенно велика эта
разница в залежах ледогрунта. Содержание хлор-иона испытывает
резкие колебания (20—80 % суммы анионов) в зависимости от количе¬
ства примесей во льду. Отношение 3Mg2+/3Cl_ у всех залежей льда
характерно для вод морского типа. Соотношение составляющих в соле¬
вом составе льдов пластовых залежей можно представить следующим
образом: HC03~>C1“>S042_ (65% случаев) и Na+>Ca2+>Mg2+ (81 %
случаев). Та же зависимость присуща водам морского типа.
Сравнение результатов химического исследования текстурообразую¬
щих и пластовых льдов и поровых растворов пород в контактном гори-
107
Таблица 13
Характеристика перовых растворов вмещающих мерзлых глин,
текстурообразующих и пластовых льдов
Химические
компоненты
Поровые
растворы глин
Текстуро¬
образующий
лед
Лед без
минеральных
примесей,
с большим
числом
пузырьков
газа
Лед с при¬
месью грунта
до 5%
и редкими
пузырьками
газа
Ледогрунт
(лед с содер¬
жанием
грунта
до 30—50 %)
“Суммарная ми¬
нерализация, мг/л
1063—25 236*
9,5—459,6
9,0—49,5
21.6—189,4
38,0—1187,0
8890 (30)
92,0 (15)
30,0 (11)
56,0 (28)
140,0 (13)
Na+/Ca2+
0,45—117,0
1,2—23,3
0,35—3,9
0,60—38,0
1,7—18,6
24,5 (30)
6,5 (15)
2,2 (11)
4,9(28)
7,7 (13)
3Mg2+/3Cl-
0,03—5,3
0,13—3,0
0,36—1,43
0,16—1.70
0,1—1,4
0,58 (29)
0,51 (15)
0,65 (8)
0,60 (23)
0,45 (9)
Cl-/Mg2+
0,1— 0,6
0,05—0,5
0,12—0,37
0,02—0,50
0,08—0,55
0,55 (30)
0,25 (15)
0,18 (11)
0,22 (28)
0,25 (13)
Преобладающий
-солевой составу
ci-»hco3-»
»so42-
Na+>Ca2+>
>Mg2+
ci->
>нсо3->
>so42-
Na+>
>Са2+>
>Mg2+
нсо3->а-
>Mg2+
или
£1->НС03-
, >Mg2+
->S042- и
->S042- и
Na+>Ca2+>
Ма+>Са2+>
* Здесь и в других таблицах в числителе — пределы значений, в знаменателе — средние
значения, в скобках — число определений.
зонте «глина — пластовый лед» свидетельствует об однотипном хлорид-
но-натриевом и гидрокарбонатно-хлоридно-натриевом составе поровых
растворов, пластовых и текстурообразующих льдов и сходной минера¬
лизации пластовых и текстурообразующих льдов (табл. 13). Близки и
отношения 3Mg2+/3Cl- в поровых растворах глин, текстурообразующих
и пластовых льдов, а также Cl~/Mg и Na+/Ca2+ в текстурообразующих
и пластовых льдах. Это подтверждает существование гидрохимической
взаимосвязи текстурообразующих и пластовых льдов с поровыми рас¬
творами, заключенными в мерзлых глинах. Тесная гидрогеохимическая
взаимосвязь поровых вод пород с подземными льдами свидетельствует
также об их парагенезисе и указывает на образование текстурообра¬
зующих и пластовых льдов за счет воды, содержащейся в промерзав¬
ших осадках. Подземный лед в таком случае должен рассматриваться
как элемент диагенетического преобразования водонасыщенных мор¬
ских осадков в процессе их криогенной дифференциации на минераль¬
ные агрегаты, текстурообразующий, цементационный и пластовый льды.
Значительно варьирует и изотопно-кислородная характеристика
пластовых залежей льда. Общий диапазон изменчивости во льду со¬
ставляет более 30%. Результаты изучения изотопного состава льдов
вынесены на рис. 44, где линия АВ представляет собой расчетную пря¬
мую Крейга для атмосферных осадков (6П = 86018 + 10 %). Положение
экспериментальных точек, их концентрация около прямой Крейга ука¬
зывает на формирование пластовых залежей льда при замерзании под¬
земных вод атмосферного питания. Однако отклонение эксперименталь¬
ных точек вправо от расчетной прямой, наиболее явно выраженное для
образцов льда с западного Ямала (точки 3, 4, 10), указывает на засо¬
ление грунтовых вод к моменту их замерзания.
Анализ спорово-пыльцевых спектров в автохтонных ледяных зале¬
жах выявил довольно широкий диапазон изменчивости их состава: со¬
держание пыльцы древесных пород составило 30—63 % общего числа
зерен, спор —не более 20 % [22]. Особенно значительны колебания со-
108
Рис. 44. Изотопный состав пластовых
льдов (по Л. Н. Крицук, Г. И. Ду-
бикову и В. А. Полякову):
АБ — расчетная кривая Крейга для атмо¬
сферных осадков. Точки 2—10 — образцы
лластового льда из различных районов
Ямала; точка 11—образец современного
морского льда из Байдарацкой губы; точ¬
ка 12 — текстурообразующий лед в гли¬
нах Ямала; точка 13—повторно-жильный
лед в устье р. Сеяха (на Обской губе);
точки 14 и 15 — наледь подземных вод
(Полярного Урала)
держания пыльцы карликовой березки (от полного ее отсутствия до
40 % общего количества зерен), тогда как в отложениях, вмещающих
льды, ее содержание довольно однородно и составляет 11 —18 %. Столь
существенные отличия, скорее всего, вызваны привносом воды снизу из
глубоких горизонтов, обогащенных пыльцой карликовой березки. По
мнению некоторых исследователей [4], пластовые льды сформировались
при первичном промерзании подземных вод первого водоносного ком¬
плекса: подозерных и подрусловых таликов, межмерзлотных вод, имев¬
ших атмосферное питание и приуроченных к мезозой-кайнозойским на¬
рушениям платформенного чехла.
Основным отличием состава вмещающих автохтонные залежи льда
пород на севере Ямала и Гыданского полуострова является их засоле¬
ние: содержание сухого остатка в водных вытяжках колеблется от 0,1
до 2,5%. В тех районах, где пласты приурочены к песчано-глинистым
толщам морского генезиса, минерализация поровых растворов нередко
достигает 20—25 г/л [54, 55, 56], тип засоления пород хлоридно-маг-
ниевый или хлоридно-натриевый, т. е. отвечает рассолам морского типа.
В этих отложениях присутствует обильная микрофауна [22, 47, 46],
раковины брахиопод [4], прибрежно-морские остракоды и диатомеи [55].
Залежи пластовых льдов аллохтонного подтипа, погребенные в от¬
ложениях разного генезиса, описаны в работах [78, 48, 93, 94, 95]. За¬
хоронение залежей льда связывается с различными причинами; оно
происходило в процессе синкриолитогенеза. Обнаружение аллохтонных
залежей льда в породах различных горизонтов плейстоцена и голоцена
однозначно указывает, что в данном месте после захоронения пласта
многолетнемерзлые породы никогда не оттаивали.
Разделение погребенных донных, припайных и плавучих льдов за¬
труднено. Можно лишь быть уверенным, что под отложениями в кону¬
сах выносов оврагов чаще всего встречаются погребенные припайные
льды, подобные описанным в толще высокой поймы р. Танама
Ю. Б. Баду, В. Т. Трофимовым и Ю. К. Васильчуком [8]. И. Д. Дани¬
ловым [48] описаны пластовые льды в песчаной толще высокой терра¬
сы в долине р. Мессояха. Совместное залегание здесь аллохтонных пла¬
стов, пронизанных сингенетическими повторно-жильными льдами, не
оставляет сомнений в очередности их формирования. С консервацией
льдов в прибрежно-морских условиях, скорее всего, связаны пластовые
залежи на северо-востоке Гыданского полуострова, описанные
Ю. Б. Баду [7] и В. И. Соломатиным [93]. При этом интерпретация
Ю. Б. Баду этих пластов как остатков захороненных айсбергов пред¬
ставляется более убедительной, нежели трактовка их В. И. Соломати¬
ным как остатков глетчерных льдов в ледниковой толще. В пользу
первого вывода свидетельствуют встреченные во вмещающих отложе¬
ниях морская макро- и микрофауна, преобладание в их химическом со¬
ставе хлоридов натрия и т. д. Некоторые исследователи пришли к вы-
109
Рис. 45. Принципиальная схема соотноше¬
ния сингенетических повторно-жильных и
погребенных пластовых льдов [103]:
а — в случае захоронения пластовых льдов лед¬
никового генезиса в изначально мерзлой морене,
образовавшейся позднее и перекрывающей сфор¬
мировавшиеся ранее отложения с сингенетиче¬
скими повторно-жильными льдами; б — в случае
захоронения пластовых льдов ледникового илут
иного генезиса в морских (лагунно-морских, ал¬
лювиальных. озерных) отложениях, в которых
сформировались и сингенетические повторно-жильные льды. /—изначально мерзлая морена; 2 —
осадки субаквального генезиса; 3 —вторичные деформации слоистости в верхней части субак-
вальных отложений; 4 — пластовые льды; 5 — сингенетические повторно-жильные льды
воду о принадлежности пластовых льдов севера Западной Сибири к
остаткам позднеплейстоценовых ледников в изначально мерзлых море¬
нах [6, 43, 93, 94]. К выводу о ледниковом генезисе залежи «Ледяная
гора» на Енисее пришли Н. Ф. Григорьев и Е. Г. Карпов [66].
Отрицать вероятность глетчерной природы ряда пластов льда труд¬
но, но это лишь первая половина вопроса о криогенетической принад¬
лежности залежи. Вторая заключается в выяснении геологической об¬
становки времени захоронения пласта. И непонятно, почему перекры¬
вающие пласты льда отложения с ненарушенными раковинами моллю¬
сков и фораминифер, с повышенной хлоридно-натриевой засоленностью,
горизонтальным (часто согласным поверхности льда) напластованием,
нередко с сингенетическими повторно-жильными льдами ряд авторов
относят без каких-либо доказательств к, ледниковым. При этом игно¬
рируются данные о возможности иного способа захоронения пластовых
льдов.
Ранее указывалось [103], что соотношение между телом древнего
сингенетического повторно-жильного льда и позднее погребенным льдом,
оставшимся от позднезырянского покровного ледника, должно быть та¬
ким: жилы, в разной степени деформированные, находятся внизу, пла¬
сты в перекрывающей жилу морене — вверху (рис. 45,а). Между тем в
литературе для региона описаны только иные соотношения (рис. 45,6).
И. Д. Данилов [48] приводит данные о том, что погребенный в аллю¬
виальных (лагунных) отложениях пласт льда в долине р. Мессояхи
пронизан мощными сингенетическими жилами, которые в перигляци-
альных условиях возникнуть не могли. Напомним, что Ф. А. Каплян-
ская и В. Д. Тарноградский относят к глетчерным и пластовый лед в
низовьях Енисея в районе Селякина мыса, а там пласт также пронизан
достаточно мощными недеформированными сингенетическими жилами,
на что ранее В. И. Соломатин, изучавший разрез в этом районе, ссы¬
лается как на признак погребения льда в сингенетически промерзших
осадках аллювиального или прибрежно-морского генезиса. Это являет¬
ся одним из важнейших доказательств отсутствия позднеплейстоцено¬
вого (сартанского) оледенения в этих районах.
Разнообразие выделенных разновидностей пластовых льдов — это
закономерный вывод, основанный на сложности их габитуса и состава
в разрезах северных равнин Евразии. Только гипотезой внутригрунто-
вого происхождения залежей льда невозможно объяснить все морфо¬
логические особенности пластовых льдов и все вариации соотношения
их вещественного состава с составом вмещающих пород, а версия об
их повсеместном реликтовом погребенном послеледниковом происхож¬
дении противоречит огромному количеству материалов, доказывающих
водный генезис вмещающих пород плейстоценового возраста. Однако
для окончательного решения вопроса о генезисе пластовых льдов во
всех случаях еще недостаточно разработан аналитический аппарат; в
последние годы вместо конкретизации ряда признаков, свидетельствую¬
щих о принадлежности той или иной залежи к определенному виду,
наблюдается некоторая их конвергенция, и факты о свойствах и составе
льда и пород, ранее считавшиеся бесспорными для идентификации за¬
лежей, оказываются присущими разнообразным по генезису пластам.
110
Криолитологическое районирование территории
Западно-Сибирская плита в криолитологическом отношении рассматри¬
вается в качестве региона. Криолитологические провинции как наиболее
крупные его таксоны обособлены по характеру современных условий
существования (нахождения) и развития многолетнемерзлых толщ раз¬
личных криогенетических типов. Зоны в их пределах выделены на осно¬
ве учета закономерностей широтного распределения криогенетических
типов многолетнемерзлых толщ различного строения, подзоны — по ха¬
рактеру (прерывистости — сплошности по площади) распространения
многолетнемерзлых пород этих криогенетических типов; области — по
внутриподзольным закономерностям распределения толщ пород с раз¬
личными криолитологическими особенностями [102].
На схеме индивидуального (регионального) криолитологического
районирования (рис. 46) обособлены 2 криолитологические провинции,
3 зоны, 5 подзон и 57 областей. В качестве криолитологических провин¬
ций выделены Континентальная и Субмаринная. Для первой из них при¬
суще нахождение и развитие многолетнемерзлых пород различных крио¬
генетических типов преимущественно в субаэральных условиях суши,
для второй — в субаквальных условиях под акваториями моря и губ.
Граница между провинциями проведена непосредственно по береговой
линии Карского моря, Обской, Тазовской, Байдарацкой, Гыданской,
Юрацкой губ и Енисейского залива.
Континентальная криолитологическая провинция, занимающая
основную часть Западно-Сибирской плиты и простирающаяся с севера
на юг более чем на 1300 км, подразделена на три региональные зоны:
Заполярную, Приполярную и Северную. Граница между двумя первыми
зонами проведена по появлению крупных массивов вторично эпигене¬
тически промерзших пород (после оттаивания во время голоценового
«оптимума»). Граница между второй и третьей зонами проходит по са¬
мым южным сохранившимся от протаивания в период голоценового
«оптимума» массивам сингенетических доголоценовых пород под тор¬
фяниками.
Разделение зон на подзоны выполнено, как указывалось выше, с
учетом характера площадного распространения многолетнемерзлых по¬
род определенных криогенетических типов. В соответствии с этим при¬
знаком в Заполярной зоне обособляется лишь одна подзона: Ямало-
Гыданская. В ее пределах многолетнемерзлые породы характеризуются
практически сплошным распространением. В пределах Приполярной
зоны выделены две подзоны: Ныдинско-Тазовская и Салехард-Ицаркин-
ская. Граница между ними проведена по появлению крупных массивов
талых пород вне узких прирусловых пойм рек. Северная зона включает
две подзоны. Первая из них — Мужинско-Туруханская, вторая, располо¬
женная южнее, — Березовско-Нижневартовская. Граница между ними
проведена по появлению крупных массивов, в пределах которых много¬
летнемерзлые породы занимают менее 50 % площади.
В целом характер распространения криогенетических типов пород
в пределах каждой подзоны выдержан в главных своих чертах. Однако
их криолитологические особенности изменяются по территории. Анализ
данных по распределению льдистости и особенностям криогенного сло¬
жения позволил обособить в пределах вышеназванных подзон Конти¬
нентальной провинции 57 индивидуальных (региональных) областей
(см. рис. 46).
Заполярная зона в типологическом плане является зоной совмест¬
ного широкого развития криогенетически неоднородных толщ, сложен¬
ных син- и эпигенетически промерзшими породами, в пределах терри¬
торий всех типов; Приполярная зона — зоной совместного широкого
развития преимущественно эпигенетических толщ минеральных пород и
генетически неоднородных толщ под торфяниками в пределах террито¬
рий стабильного положения поверхности грунтовых толщ минеральных
111
Рис. 46. Схема индивидуального (регионального) криолитологического районирования
Западно-Сибирской плиты (в пределах Континентальной провинции):
1—5 — границы: / -Западно-Сибирской плиты, 2 — Континентальной криолитологической провинции,
3— криолитологических зон, 4 — криолитологических подзон, 5— криолитологических областей;
6'— индекс криолитологических областей (первая буква соответствует зоне, вторая — подзоне;
цифрой обозначен порядковый номер области в пределах каждой подзоны; список областей см.
ниже); 7 —Заполярная (3) зона; 8 — Приполярная (П) зона: а — Ныдинско-Тазовская (ПН) и
6 — Салехардско-Игаркинская (ПС) подзоны; 9 — Северная (С) зона: а — Мужинско-Туруханская
(СМ) и б — Березовско-Нижневартовская (СБ) подзоны.
Заполярная зона. Ямало-Гыданская подзона: ЗЯ1 — Северо-Ямальская, ЗЯ2 — Цент¬
ральноямальская, ЗЯЗ — Восточно-Ямальская, ЗЯ4 — Юрибейско-Байдарацкая, ЗЯ5 — Заполярно-
Уральская, ЗЯ6 — Яротинская, ЗЯ7 — Северо-Гыданская, ЗЯ8 — Западно-Гыданская, ЗЯ9 — Цент-
ральногыданская, ЗЯЮ — Устьенисейско-Танамская, ЗЯП — Танамская, ЗЯ12 — Хетско-Устьенисей-
ская, ЗЯ13 — Антипаютинская, ЗЯ14 — Мессояхинская, ЗЯ15—Восточно-Тазовская, ЗЯ16 — Централь-
нотазовская, ЗЯ17 — Западно-Тазовская. Приполярная зона. Ныдинско-Тазовская под¬
зона: ПН1 — Лаборовская, ПН2 — Южно-Ямальская, ПНЗ — Хадытинская, ПН4 — Усть-Пуров-
ская, ПН5 — Устьпуровско-Тазовская, ПН6 — Усть-Тазовская, ПН7 — Хэяхинская, ПН8 — Хантайско-
Соленинская. Салехардско-Игаркинская подзона: ПС1 — Усть-Обская, ПС2 —
Ныдинская, ПСЗ — Евояхинская, ПС4 — Пур-Тазовская (северная), ПС5 — Нижнетазовская, ПС6 —
Советская, ПС7 — Игаркинская. Северная зона. Мужинско-Туруханская подзона:
СМ1 — Зауральская, СМ2 — Нижнеобская (северная), СМ3 — Обь-Надымская, СМ4 — Надымская,
СМ5 — Надым-Пуровская, СМ6 — Пуровская, СМ7 — Пур-Тазовская (южная), СМ8 — Нижнетазов¬
ская (южная), СМ9 — Худосейская, СМ10—Курейкинско-Туруханская. Березовско-Нижне¬
вартовская подзона: СБ1 — Хулга-Обская, СБ2 — Нижнеобская, СБЗ — Куноват-Казым-
ская, СБ4 — Сибирско-Увальская, СБ5 — Верхнетазовская, СБ6 — Ширтинско-Енисейская, СБ7 —
Среднеенисейская (северная), СБ8 — Северо-Сосьвинская, СБ9 — Белогорская, СБ10 — Среднеобская,
СБИ — Салым-Юганская, СБ12 — Среднеобско-Вахская, СБ13 — Аган-Коликъеганская, СБ14 — Ело-
гуй-Дубчесская, СБ15 — Среднеенисейская (южная)
пород в пределах территорий преобладания аккумуляции отложений;
Северная зона соответствует типологической зоне преимущественного
развития эпигенетических толщ минеральных пород в пределах терри¬
торий стабильного положения поверхности грунтовых толщ или преоб¬
ладания их денудации и генетически неоднородных толщ минеральных
пород в пределах территорий преобладания аккумуляции отложений.
При подразделении зон на подзоны использовался, как показано
выше, признак, характеризующий особенности распространения по пло¬
щади многолетнемерзлых пород определенных криогенетических типов.
В соответствии с этим в пределах первой из зон выделена одна подзо¬
на — подзона практически сплошного распространения многолетнемерз¬
лых пород вышеназванных криогенетических типов, в пределах второй
зоны — две подзоны, подзона сплошного распространения многолетне-
112
Таблицам
Соотношение таксонов четвертого уровня — областей индивидуального
(регионального) и типологического криолитологического районирования
Западно-Сибирской плиты
Виды
обла-
стей
Типы областей
1
2
3
4
5
6
7
8
а
ЗЯ1;
ЗЯ7;
ЗЯЮ;
ПН5
ПН7
—
ЗЯЗ;
ЗЯ4;
ЗЯ13
—
—
—
—
б
ЗЯ2;
ЗЯ5;
ЗЯ12;
3 Я15;
ПН2;
ПН6;
ПС1;
ПС6
ПН8
ПН4;
ПС2;
ПС4
ЗЯ6;
ЗЯ8;
ЗЯ14
ЗЯ9;
ЗЯП;
ЗЯ 16;
ПН1
ПСЗ;
ПС5;
ПС7
ЗЯ17
ПНЗ
В
СМ2;
СМ3;
СМ9;
СМ 10;
СБ6;
СБ11;
СБИ
СМ1;
СБ1;
СБЗ;
СБ10;
СБ13;
СБ15
СМ6;
СБ2;
СМ8
СМ4;
СБ4;
СБ5;
СБ7;
СБ8;
СБ9
СМ5;
СМ7:
СБ12
Примечание. Цифровую и буквенную индексацию см. в тексте и на рис. 46.
мерзлых пород (ей отвечает Ныдинско-Тазовская подзона схемы инди¬
видуального районирования) и подзона массивно-островного распро¬
странения многолетнемерзлых пород (ей соответствует Салехард-Игар-
кинская региональная подзона). Третья зона также подразделяется на
две подзоны: подзону массивно-островного распространения многолет¬
немерзлых пород, присущих этой зоне криогенетических типов, распо¬
ложенной на севере зоны и территориально совпадающей с Мужинско-
Туруханской подзоной, и подзону островного и редкоостровного распро¬
странения многолетнемерзлых пород, которой на схеме регионального
районирования отвечает Березово-Нижневартовская подзона.
Региональные области сгруппированы в восемь типов (табл. 14).
Они обособлены по преимущественному распространению грунтовых
толщ: 1 — сильнольдистых суглинистых со слоистыми и сетчатыми
криотекстурами; 2 — среднельдистых суглинистых со слоистыми и мас¬
сивными криотекстурами; 3 — сильнольдистых торфяно-суглинистых с
сетчатыми и слоистыми криотекстурами; 4 — сильнольдистых песчаных
с массивными и слоистыми криотекстурами; 5 — среднельдистых песча¬
ных с массивными криотекстурами; 6 — сильнольдистых торфяно-песча¬
ных со слоистыми и массивными криотекстурами; 7 — среднельдистых
торфяно-песчаных с массивными криотекстурами; 8 — слабо- и средне¬
льдистых песчаных и суглинистых с массивными и слоистыми криоген¬
ными текстурами.
Учет только этих признаков оказался недостаточным. При таком
делении типологически подобными оказались области с существенно
различными содержаниями макротекстурообразующих льдов, залегаю¬
щих в верхней части мерзлой толщи. Поэтому в качестве дополнитель¬
ного критерия для обособления видов областей (табл. 14) был исполь¬
зован признак наличия или отсутствия в верхней части разреза толщ
разных типов областей макротекстурообразующих льдов — льдов по¬
8 Зак. 514 ИЗ
вторно-жильных, развитие которых существенно сказывается на инже¬
нерно-геологической обстановке. В соответствии с этим признаком каж¬
дый вышеназванный тип областей может быть подразделен на три
вида: а — с преобладающей макрольдистостью более 5%; б — от 0 до
5 % ив — равной 0.
Подчеркнем, что использование такого подхода достаточно эффек¬
тивно применительно к территории двух северных зон. Здесь в итоге
обособились области со специфическим криолитологическим обликом.
Однако в третьей зоне, занимающей южную половину криолитозоны,
применение указанного признака для выделения видов областей мало¬
эффективно, поскольку здесь повсеместно повторно-жильные льды прак¬
тически отсутствуют. В связи с этим при дальнейших работах для этой
территории необходим выбор иного признака для обособления видов
областей.
ГЛАВА V
МОЩНОСТЬ И ВЕРТИКАЛЬНОЕ СТРОЕНИЕ
МНОГОЛЕТНЕМЕРЗЛЫХ ТОЛЩ
Факторы, определяющие мощность и вертикальное строение
многолетнемерзлых толщ
Формирование многолетнемерзлых пород (ММП), как уже отмечалось,
представляет собой теплофизический процесс, протекающий в геологи¬
ческой среде и сопровождающийся физико-химическими и механиче¬
скими процессами преобразования горных пород. Образование мерз¬
лых толщ начинается при определенном уровне теплообмена, который
складывается из суточных, годовых и многолетних балансов прихода
и расхода тепла на земной поверхности. Промерзание пород происходит
в конкретных геолого-географических условиях, определяющих свое¬
образие мерзлых толщ, сложную картину их распространения и строе¬
ния по вертикали.
Все факторы, характеризующие процесс формирования мерзлых по¬
род, можно разделить на три группы: экзогенные, определяющие верх¬
ние граничные условия (радиационно-тепловой обмен и температурный
режим на поверхности земли); эндогенные, определяющие нижние гра¬
ничные условия (кондуктивный и конвективный потоки тепла из зем¬
ных недр, суммарно выражаемые геотермическим градиентом); состав,
строение и свойства пород, определяющие процессы кондуктивного и
конвективного теплообмена в них.
Экзогенные факторы могут быть охарактеризованы колебаниями
основных показателей климата (составляющих радиационно-теплового
баланса, температуры и влажности воздуха, атмосферных осадков
и др.), строением, мощностью и свойствами растительного, водного,
снежного и ледникового покровов. Ритмы их колебаний обусловлены
астрофизическими причинами и среди них выделяются периоды продол¬
жительностью 40 800, 20 400, 3400, 1700, 1133, 567 и 283 года. Все изме¬
нения климата, условий теплообмена на земной поверхности приводят
к изменению ее температурного режима. Среднегодовая температура
поверхности и на глубине «нулевой» амплитуды годовых колебаний
температуры в горных породах отличаются большой динамикой, обус¬
ловленной в том числе и короткопериодными колебаниями климата (на
мощность мерзлых пород они оказывают влияние только вблизи юж¬
ной границы криолитозоны), и случайными изменениями погоды или
ландшафтных условий (например, под влиянием пожара). Скорость
изменения среднегодовой температуры пород не сопоставима с измене¬
ниями мощности мерзлых пород. Последняя характеризуется макси¬
мальной инерционностью. На ее изменения, а следовательно, и сопут¬
ствующие изменения состава и строения мерзлых толщ горных пород
114
в Западной Сибири основное влияние оказали длиннопериодные коле¬
бания климата, ледниковые и водные покровы (среди них особое место
занимают морские трансгрессии). Именно эти факторы определили
изменения значений и знак среднемноголетней температуры, сохраняв¬
шийся на протяжении длительных отрезков времени в четвертичный
период, при которых либо достигалость относительное равновесие ме¬
жду теплообменом на поверхности и глубиной многолетнего промерза¬
ния (или многолетнего оттаивания) пород, либо происходили значи¬
тельные изменения мощности мерзлых пород в неустановившемся ре¬
жиме.
Пространственная изменчивость мощности и строения мерзлых
толщ помимо широтной климатической и геоботанической зональности
обусловлена геолого-геоморфологическим строением, возрастом и глу¬
биной залегания фундамента, характером локальных структур осадоч¬
ного чехла, составом различных типов четвертичных отложений и под¬
земными водами. Следует отметить, что важным фактором простран¬
ственной и временной изменчивости мерзлых толщ в Западной Сиби¬
ри являются неотектонические процессы (эндогенный фактор). Взаи¬
модействие, взаимообусловленность природных факторов (например,
колебаний климата и оледенений, неотектоники и трансгрессий и ре¬
грессий моря и т. п.), их естественная динамика на протяжении четвер¬
тичного периода определили современный облик мерзлых толщ, их
мощность и строение. С целью установления закономерностей распро¬
странения различных типов мерзлых толщ остановимся кратко на ха¬
рактеристике основных факторов и условий.
Колебания климата. Начало четвертичного периода ознаме¬
новалось коренными изменениями климата Западной Сибири: вымира¬
ют и сокращаются ареалы термофильных флор и распространяются хо¬
лодолюбивые растительные ассоциации, резко понижаются среднегодо¬
вые температуры воздуха, которые, судя по анализу палеотемператур-
ной кривой Эмилиани, к началу плейстоцена были на 2—3 °С ниже сов¬
ременных. Образовавшийся ледяной покров Полярного бассейна и по¬
нижение уровня этого бассейна способствовали увеличению континен-
тальности климата и уменьшению количества осадков в летний и зим¬
ний периоды, что благоприятствовало многолетнему промерзанию пород.
В течение раннего плейстоцена в Западной Сибири продолжали
существовать суровые климатические условия. Среднегодовая темпе¬
ратура воздуха продолжала понижаться и, по всей видимости, в мак¬
симальную фазу похолодания была на 4—6 °С ниже современной. Не¬
которое потепление климата (до уровня современных значений сред¬
негодовой температуры воздуха) в первой половине среднего плейсто¬
цена сменилось похолоданием (на 5—6 °С) во второй половине. Рас¬
тительные зоны Западной Сибири в то время были сдвинуты к югу на
4—5°, тундровая растительность занимала территории, ныне распо¬
ложенные в зоне северотаежных и среднетаежных лесов.
Зырянская ледниковая эпоха включает ранне- и позднезырянское
(сартанское) ледниковья и каргинское межледниковье. Первое отли¬
чалось весьма суровыми климатическими условиями. Вне грани ледни¬
ковых покровов и перегляциальных зон среднегодовая температура воз¬
духа была на 4—5° ниже современной, а в перегляциальной зоне
могла быть ниже и на 10 °С [11]. Каргинское межледниковье характе¬
ризуется несколькими фазами потеплений и похолоданий, хотя в сред¬
нем климат был близок к современному. В эпоху сартанского оледенения
16—22 тыс. лет назад (позднезырянское, по С. А. Архипову и др. [83])
существовали очень суровые климатические условия. В максимальную
фазу оледенения среднегодовая температура, вероятно, была на 6—7°
ниже современной. В сочетании с большой континентальностью эти из¬
менения способствовали многолетнему промерзанию отложений. По мне¬
нию А. А. Величко, южная граница многолетнемерзлых пород была
где-то у северных пределов Средней Азии.
8*
115
В голоцене все исследователи выделяют оптимальную фазу потеп¬
ления (климатический оптимум) и ранне- и позднеголоценовые фазы с
более прохладным климатом. По данным Н. В. Сакса [92], смещение
леса к северу достигало 600 км. Исследуя торфяники, Н. Я. Кац при¬
шел к выводу, что во время климатического оптимума температура
вегетационного периода (среднелетняя температура) в Западной Си¬
бири была на 4 °С выше современной. В историческое время, с начала
XVI в. и до первой половины XIX в., в Западной Сибири была зафикси¬
рована последняя значительная волна похолодания.
Таким образом, краткий анализ колебаний климата в плейстоцене
и голоцене свидетельствует о том, что, за исключением периода клима¬
тического оптимума, на территории Западной Сибири существовали су¬
ровые условия, характеризуемые значениями среднемноголетних тем¬
ператур воздуха, либо близкими к современным (для циклов «потепле¬
ния»), либо на 4—6 °С ниже (для циклов «похолодания»). Это обстоя¬
тельство наряду с влиянием трансгрессий и регрессий моря и ледников
определило формирование и изменения мощности толщ мерзлых пород.
Водные бассейны. Колебания моря в Западной Сибири в оп¬
ределенные отрезки времени достигали 150 м и приводили то к затоп¬
лению, то к осушению обширных пространств. Так как температура
придонных слоев воды была обычно положительная (только в районах
с температур-рй воздуха ниже —4...—5 °С она могла понижаться до
значений —1,8...—2 °С — температуры замерзания воды нормальной
солености), под дном морского бассейна при длительном его существо¬
вании мерзлые породы оттаивали на большую глубину (50—100 м)
сверху, а на юге и на значительную мощность (десятки метров) снизу.
Последующая регрессия снова приводила к промерзанию пород. Оба
процесса (трансгрессия и регрессия) вызвали переформирование мерз¬
лых толщ; изменился их состав (дисперсность и засоленность пород),
криогенное строение, льдистость и мощность. На севере сформирова¬
лись в верхней части разреза мерзлой толщи сингенетические морские
отложения.
Водные покровы озер и рек, так же как и морей, обладают значи¬
тельными запасами тепла и служат теплоизолятором с постоянно вы¬
сокой температурой (чаще всего положительной) на границе вода—
донные осадки. За счет этого при определенных условиях формируют¬
ся подрусловые и подозерные талики. Их размеры и мощность опре¬
деляются мерзлотными условиями прилегающей территории, площадью,
глубиной, возрастом водоемов, составом и теплофизическими свойства¬
ми отложений. Распространение и мощность субаквальных таликов в
целом зональны. В направлении с севера на юг происходит увеличение
размеров и мощности таликов под водоемами сопоставимых размеров
и глубин. Так, в тундровой зоне сквозные талики образуются под во¬
доемами размером более 600 м и глубиной более 1,1 м; в лесотундро¬
вой— соответственно более 200 м и более 0,8 м; в северотаежной —
соответственно 50 и 0,3 м (при расчетах среднегодовая температура
донных отложений принималась равной +4 °С). Время, необходимое
для формирования сквозных таликов, оценивается ориентировочно в
1000—4000 лет.
Сквозные талики, несомненно, существуют под такими озерами,
как Нейто и Яррото на Ямале, Хасейнто на Гыданском полуострове,
Советское в северо-восточной части Западно-Сибирской плиты. Эти
озера имеют несколько километров в поперечнике, их глубина в не¬
которых местах превышает 10 м, а возраст составляет несколько десят¬
ков тысяч лет. Под большинством небольших термокарстовых озер,
время существования которых исчисляется даже несколькими тысячами
лет, могут существовать несквозные талики.
Под руслами крупных рек (Обь, Енисей, нижнее течение рек Пур,
Таз, Надым) существуют сквозные талики. В верховьях крупных и
под руслом средних рек практически на всем их протяжении возмож-
116
но существование несквозных подрусловых таликов. Их мощность опре¬
деляется составом пород, возрастом, шириной и глубиной водотока.
Значительное влияние на тепловой режим подстилающих пород
оказывают покровные ледники. В настоящее время большинство
исследователей считают, что покровные оледенения на территории За¬
падно-Сибирской плиты повторялись неоднократно. Их следы находят
по специфическим особенностям мезорельефа территории, литологиче¬
ским и структурным особенностям четвертичных отложений.
Известно, что температурный режим горных пород под ледником
определяется помимо климатических условий параметрами ледника,
его размером, мощностью, балансом массы. Кроме того, над большими
по площади ледниками формируется особый, суровый климат с низ¬
кими среднегодовыми температурами воздуха.
Учитывая размеры плейстоценовых ледников Западной Сибири,
можно полагать, что температура воздуха над ними также была весьма
низкой. Отрицательные значения температуры у подошвы ледника мо¬
гут формироваться при его толщине, меньшей критической. Эта тол¬
щина зависит от физических свойств льда, среднегодовой температуры
поверхности ледника, интенсивности аккумуляции и абляции, потока
геотермического тепла. При мощности ледника больше критической
температура у ложа ледника равна температуре плавления льда при
данном давлении. Учитывая распределение теплового потока на терри¬
тории Западно-Сибирской плиты, можно полагать, что критическая
толщина четвертичных ледников в Приуральской части составляла
примерно 500—1000 м (при теплопотоке из недр 0,125—0,19 Вт/м2), что
соответствует возможной фактической мощности ледника. В этом слу¬
чае температура у ложа ледников в этой части региона была близка
к температуре плавления льда и составляла —0,5—1,0 °С, а мощность
многолетнемерзлых пород под ними при таких температурах должна
быть незначительной.
Для Приенисейской части Западной Сибири, где теплопоток из
недр значительно ниже (0,042—0,06 Вт/м2), критическая толщина лед¬
ника возрастает до 3500—4000 м, что значительно больше возможной
фактической мощности четвертичных ледников. Проведенный расчет
возможных температур ложа таких ледников показал, что в зависимо¬
сти от потока геотермического тепла, скорости аккумуляции и мощности
ледника температура пород на его подошве может изменяться от —6
до —20 °С. При таких температурах максимальная мощность ММП под
ледником при условии стационарного температурного поля может до¬
стигать 1200 м.
Последнее оледенение, следы которого известны на территории
Западной Сибири, имеет позднеплейстоценовый возраст. Поскольку под
ледником в Приенисейской части Западной Сибири могла быть весьма
большая мощность ММП, можно предполагать, что именно его влия¬
нием обусловливаются аномально большие мощности мерзлых пород—
до 550 м, наблюдающиеся на Сузунской и Озерной разведочных пло¬
щадках.
С геоморфологическим строением территории Запад¬
ной Сибири связано закономерное изменение мощности: оно увеличи¬
вается от молодых элементов рельефа к древним. Для анализа влияния
геоморфологического строения на мощность ММП необходимо все гео¬
морфологические уровни разделить на две группы: сформировавшиеся
до начала многолетнего промерзания и после начала промерзания.
В пределах уровней первой группы мощность мерзлых пород либо на¬
ходится в равновесном состоянии по отношению к современному темпе¬
ратурному режиму на поверхности, либо она превышает значения рав¬
новесной мощности. В пределах уровней второй группы многолетнее
промерзание пород все еще продолжается. Эта закономерность иссле¬
довалась с помощью математического моделирования [16] и была
подтверждена натурными наблюдениями.
117
Эндогенные факторы, формирующие нижнее граничные ус¬
ловия развития мерзлых пород, суммарно проявляются через величи¬
ну теплового потока к подошве ММП. (Сведения о плотности теплового
потока из недр земли на территории Западной Сибири единичны). При
большой мощности и сравнительно однородном составе мезозой-кайно-
зойского чехла плиты изменение теплового потока по площади проис¬
ходит пропорционально изменению геотермического градиента. Поэто¬
му для анализа воздействия эндогенных факторов на мощность мерз¬
лых толщ можно оперировать величиной геотермического градиента,
сведений о распределении которого значительно больше, чем о тепло¬
вом потоке. Величина геотермического градиента на территории За¬
падно-Сибирской плиты изменяется от 1,7 до 6,6 °С/100 м. Около 70 %
территории, занятой ММП, характеризуется градиентами 3,0—
4,0 °С/100 м. В западной части плиты значения градиента повышен¬
ные— до 4,5—6,0 °С/100 м, а в восточной части, наоборот, невысокие —
до 2,0—2,5 °С/100 м. Такие закономерности регионального распределе¬
ния геотермического градиента и соответственно теплового потока из
недр земли обусловлены возрастом и глубиной залегания фундамента
плиты, ее структурным планом, наличием или отсутствием подземных
вод и рядом других причин.
В областях разновозрастного кристаллического фундамента в со¬
ответствии с 'изменениями теплового потока будет изменяться и мощ¬
ность многолетнемерзлых толщ. Так, в Приенисейской части, где воз¬
раст пород фундамента плиты байкальский и раннесалаирский, подош¬
ва мерзлых толщ находится на глубине *450—500 м. В Приуральской
части Западно-Сибирской плиты на той же широте глубина погружения
подошвы ММП не превышает 300 м. Возраст складчатости здесь гер-
цинский и позднегерцинский.
Глубина погружения фундамента оказывает влияние на мощность
ММП вследствие того, что кристаллические породы фундамента, име¬
ющие большую теплопроводность по сравнению с осадочными толща¬
ми, на одной и той же глубине от поверхности всегда имеют более
высокую температуру, чем осадочные горные породы. Например, в до¬
лине р. Оби к югу от г. Салехарда глубина залегания кровли фунда¬
мента увеличивается примерно с 500 до 1000 м (район пос. Березово)
и в том же направлении возрастает глубина залегания подошвы мерз¬
лых толщ от 100 до 300 м. Отмеченная зависимость сохраняется и для
других участков, расположенных в сходных тектонических и геоморфо¬
логических условиях. При глубинах залегания фундамента около 3 км
мощности мерзлых толщ достигают максимальной величины, характер¬
ной для раннего региона, и дальнейшее погружение фундамента не
приводит к их возрастанию.
Значительные изменения величин теплового потока наблюдаются
над локальными структурами различного знака вследствие тепловой
анизотропии пород. Над сводами антиклинальных структур обычно на¬
блюдаются повышенные, а над синклинальными структурами — пони¬
женные значения плотности теплового потока, что приводит соответст¬
венно либо к уменьшению, либо к увеличению мощности ММП.
Проведенные расчеты показывают, что для типичных сводовых
антиклинальных структур севера Западно-Сибирской плиты плотность
теплового потока в их своде может быть в 4—5 раз больше, чем за
пределами структуры. За счет этого в Приенисейской части региона на
Каллогской и Кыксинской структурах мощность мерзлых пород на
200 м меньше, чем на окружающей территории. В центральной части
плиты типична в этом отношении Уренгойская структура. Мощность
мерзлых пород на крыльях и за пределами структуры составляет 380—
400 м, в то время как над сводом локальных поднятий, осложняющих
структуру, она менее 300 м.
В пределах антиклинальных газо- и нефтеносных структур, как
показали термометрические наблюдения, во многих случаях температу¬
118
ра газоносных слоев в верхней части залежи ниже температуры горных
пород на той же глубине за ее пределами. (Причины этого явления
пока окончательно неясны.) Величина указанной температурной ано¬
малии достигает 3—6 °С. В зависимости от величины геотермического
градиента подобное понижение температуры над газовой залежью мо¬
жет привести к увеличению мощности мерзлых пород на 100—250 м.
Среди крупных структур, где наблюдаются аномальные мощности мерз¬
лых толщ над газовой залежью, такие, как Медвежье, Заполярная,
Юбилейная, Русская. Увеличение мощности мерзлых пород над их
сводами составляет соответственно 130—140, 100—230, 220—230 и 80—
100 м по сравнению с окружающими пространствами.
Необходимо отметить, что снижение температур нефте- и газовме¬
щающих пород и соответственно снижение величины теплового потока
из недр земли в настоящее время происходит под влиянием антропо¬
генных причин — вследствие закачки воды в продуктивные пласты для
поддержания внутрипластового давления. Известно, что вода для этого
забирается из вышележащих горизонтов, а в ряде случаев — из по¬
верхностных источников. Разница температур закачиваемой воды и
продуктивного пласта достигает 6—25 °С, объем воды — десятки тысяч
кубометров на одной эксплуатируемой структуре. В результате темпе¬
ратура продуктивного пласта снижается на 4—6 °С и более. Подобное
явление отмечено на целом ряде месторождений Западной Сибири.
В том случае если они расположены в области развития мерзлых по¬
род, можно ожидать увеличения их мощности в ближайшем будущем.
Значительное влияние на величину теплового потока и на мощ¬
ность мерзлых толщ оказывают восходящие потоки подзем¬
ных вод, приуроченные к зонам разгрузок подземных вод. Отепляю¬
щее влияние подземных вод в данных местах будет определяться ко¬
эффициентом фильтрации водоносного пласта, его мощностью и водо-
обильностью. Величина теплопотока за счет действия подземных вод
может составить 0,2 -10~4—0,15 Вт/м2, т. е. в некоторых случаях более
чем в 50 раз превышать кондуктивный тепловой поток из земных недр.
Однако подобное отепляющее влияние подмерзлотных напорных вод
обычно проявляется лишь локально в зонах разгрузки подземных вод.
Влияние состава пород на мощность мерзлых толщ опреде¬
ляется теплопроводностью пород, их теплоемкостью и теплотой фазовых
переходов.
Максимальные мощности ММП и наиболее южные участки их
распространения приурочены к выходам на поверхность или к неглу¬
бокому залеганию глинистых пород. На Келлогской площади кровля
реликтового мерзлого слоя лежит на глубинах 80—140 м на участках
близкого к дневной поверхности залегания глин и опускается до глуби¬
ны 220 м на участках их отсутствия. В западной части равнины релик¬
товый мерзлый слой приурочен к районам распространения глинистых
осадков.
При анализе влияния состава пород на мощность ММП необходи¬
мо учитывать выделение тепла в процессе уплотнения и других диаге-
нетических преобразований глинистых осадков. По данным П. Ф. Шве¬
цова, плотность теплового потока, формирующегося в результате диа-
генетических процессов, может увеличиваться в 1,5—2 раза.
Существенно влияет на мощность ММП засоленность промерзаю¬
щих пород. Все пункты, где были обнаружены засоленные грунты и со¬
леные подземные воды, приурочены к районам, которые неоднократно
затапливались водами Арктического бассейна. Засоление пород, сла¬
гающих промерзавшую толщу, приводит к резкому сокращению мощ¬
ности ММП. Так, в районе Мыса Каменный под мерзлой толщей мощ¬
ностью 132 м скважиной вскрыты минерализованные воды с отрица¬
тельной температурой. Соленые воды с отрицательной температурой за¬
легают под мерзлой толщей на поймах рек, впадающих в Байдарацкую
119
губу. Минерализация вод достигает 100 г/л и более. Мощность мерзлой
толщи на побережье составляет всего 3—5 м и увеличивается вверх по
реке до 30 м. Возможно, что засоленные породы слагают и центральные
части п-ова Ямал. Косвенно об этом свидетельствуют сравнительно
небольшие мощности мерзлых толщ (меньше расчетных на 100—200 м).
Типы вертикального строения многолетнемерзлых толщ
и закономерности их распространения
Вертикальное строение толщ ММП существенно неодинаково в раз¬
личных районах Западно-Сибирской плиты. Еще в шестидесятых годах
был выделен ряд их типов и видов [39]. Такое разнообразие облика
мерзлых толщ по разрезу обусловлено историей формирования ММП
и современными условиями тепло- и влагообеспеченности территории.
Накопленный материал свидетельствует о том, что в пределах За¬
падно-Сибирской плиты обособляются два регионально развитых типа
толщ ММП (рис. 47). Первый из них объединяет разрезы, в которых
кровля ММП залегает непосредственно под сезонноталыми образования¬
ми. Для второго типа характерна принципиально иная картина — кров¬
ля ММП погружена на разную глубину и не сливается с подошвой
сезонномерзлрго слоя.
Первый тип вертикального строения многолетнемерзлых толщ вклю¬
чает два вида. Для одного из них (1а на рис. 47) характерно сплошное
(монолитное) строение мерзлой толщи, Цричем мощность ММП может
быть различной. Такие разрезы распространены в районах, где разви¬
тие мерзлых толщ имело преимущественно однонаправленный прогрес¬
сивный характер. Они также характерны для районов, в пределах кото¬
рых ММП, протаявшие частично (первый случай) или полностью (вто¬
рой случай) в голоценовый оптимум, в позднеголоценовое время вновь
промерзли (в первом случае встречаемся с мощной толщей мерзлых по¬
род, поскольку позднеголоценовые и более древние ММП сомкнулись,
во втором — с маломощной, но монолитной толщей).
Второй вид первого типа — прерывистые по разрезу толщи (16 на
рис. 47). Наиболее широко развиты двухслойные толщи ММП, мерз¬
лые образования верхнего слоя прослеживаются до глубин от первых
десятков до 100 м (редко более), затем до глубин 100—200 м залегают
талые породы, которые сменяются многолетнемерзлыми образо¬
ваниями реликтового слоя. Меж¬
мерзлотный слой талых пород в
таких разрезах является релик¬
том мощных талых толщ, сфор¬
мировавшихся в этих районах в
результате глубокого протаива-
ния в период голоценового опти¬
мума, которые промерзли при по¬
холодании климата в позднем го¬
лоцене только частично (верхний
слой мерзлых образований). Вто¬
рой подвид — многослойные тол¬
щи— развит локально и сформи¬
ровался в поймах долин крупных
и средних рек вследствие блуж¬
дания их русел.
Второй тип вертикального
Рис. 47. Типы (I, II) И виды (а, б) верти- строения мерзлых толщ также
кального строения толщ многолетнемерз- включает два вида. Первый из
лых пород: них — «несливающиеся» мерзлые
1 — сезонноталые или сезонномерзлые породы; ТОЛЩИ КРОВЛЯ ММП в разрезе
2 — многолетнемерзлые породы; 3 — талые и не- r J г
мерзлые породы которых опущена на глубину ОТ
120
3 до 20 м (сама толща.ММП может иметь монолитное или прерывистое
строение; см. Па на рис. 47). Наличие талых пород в верхней части раз¬
реза объясняется неглубоким протаиванием ММП вследствие смягчения
климатических условий с периодом не более 300 лет [45]. Второй вид
этого типа — глубокозалегающие ММП (Нб на рис. 47). В разрезе этих
толщ под слоем талых пород, сформировавшихся в основном в «опти¬
мальное» время голоцена, на глубинах от 100 до 450 м залегают релик¬
товые ММП.
Пространственное распределение описанных типов и видов верти¬
кального строения мерзлых толщ характеризуется следующими особен¬
ностями. В северной части Западно-Сибирской плиты наиболее широкое
распространение имеют мерзлые толщи монолитные, залегающие не¬
посредственно ниже слоя сезонного протаивания и имеющие непрерыв¬
ный разрез по вертикали. В заполярной ее части эти мерзлые толщи
развиты практически повсеместно. Исключения составляют русла рек
и акватории озер, где кровля ММП погружена на глубину от 3 до
100 м. Под всеми крупными и глубокими озерами, такими, как Нейто,
Ямбуто, Яррото на Ямале и Гыданском полуострове, существуют сквоз¬
ные талики.
Следует особо отметить, что в пределах различных по возрасту
морских террас и равнин Ямала и севера Гыданского полуострова сре¬
ди толщ высокоомных ММП зафиксированы слои с низкими удельными
электрическими сопротивлениями (от 5 до 30 Ом-м) [88, 100]. По
своим сопротивлениям эти слои интерпретируются как немерзлые, насы¬
щенные солеными водами с отрицательной температурой. Кровля и
подошва толщ с низкоомными электрическими сопротивлениями при¬
урочены к интервалам глубин от 2 до 100 м и более.
Прослои талых пород в многолетнемерзлой толще установлены бу¬
ровыми работами лишь в южных районах п-ова Ямал. Скважинами бу¬
рового профиля Щучье—Селета, расположенными в поймах верховьев
рек Тарседеяха и Танловаяха, встречены талые породы в интервалах
50—123 и 50—125 м соответственно. На более древних элементах ре¬
льефа они не встречены.
Монолитные по разрезу мощные толщи ММП широко распростра¬
нены и в районах, расположенных южнее Полярного круга. Здесь они
распространены в основном на территории междуречных равнин, на
большей части третьих лагунно-морских и надпойменных террас и при¬
урочены главным образом к районам обширных торфяных массивов.
Такие толщи прослеживаются до широты 65° параллели на западе и
66° на востоке Западной Сибири. В центральной ее части, в пределах
междуречья Полуй—Надым—Пур—Таз, они опускаются еще южнее —
до широты 64°.
Двухслойные мерзлые толщи, в разрезах которых кровля ММП за¬
легает непосредственно под сезонноталым слоем, развиты от широты
Северного полярного круга до южной границы распространения мерз¬
лых пород верхнего слоя [11, 39, 97, 114]. В приполярных районах этой
огромной территории такие толщи широко распространены в основном
в долинах крупных рек, преимущественно в пределах молодых геомор¬
фологических уровней. Реже они отмечаются на междуречных равни¬
нах, где приурочены к залесенным, в различной степени дренирован¬
ным участкам. В более южных районах площади последних резко воз¬
растают. Мощность ММП верхнего слоя обычно не превышает здесь
50—80 м. Во многих районах она составляет 10—30 м. Мощность меж¬
мерзлотного талого слоя изменяется от южных районов криолитозоны
Западно-Сибирской плиты, где она обычно достигает 100 м и более, к
северным, в пределах которых ее значения постепенно снижаются вплоть
до полного выклинивания.
Площадь, занятая двухслойными мерзлыми толщами, в южном на¬
правлении уменьшается, так как резко сокращаются площади распро¬
121
странения ММП в верхней части разреза. В соответствии с этим здесь
развиты как двухслойные мерзлые толщи, мощность верхнего слоя
мерзлоты в разрезе которых составляет в основном 10—50 м, так и.глу-
бокозалегающие многолетнемерзлые толщи, кровля которых фикси¬
руется на глубинах от 50 до 150 м.
В районах, расположенных к югу от широты Полярного круга
вплоть до Сибирских увалов, широко распространены несливающиеся
мерзлые толщи. В самой северной части этой территории, а нередко
на небольших площадях и севернее Полярного круга, они развиты в
основном на участках-различных геоморфологических уровней, сложен¬
ных песками, а в более южных — и на площадях распространения гли¬
нистых грунтов [45, 97]. Они встречены в долинах рек Ныда, Нераяха,
Евояха и южнее в долинах рек Надым, Пур, Таз, Сыня, Полуй, Сев.
Сосьва, Казым и других, а также на целом ряде участков на междуреч¬
ных пространствах. Глубина залегания кровли мерзлых пород на этих
участках изменяется в .зависимости от характера поверхностных усло¬
вий, состава и влажности верхних горизонтов отложений от 3 до 20 м.
На глинистых грунтах мощнбсть талого слоя составляет обычно 4—12,
а на песчаных 8—15 м и более. Талые породы минимальной мощности
(менее 10 м) характерны для самых северных районов; в более южных
частях территории кровля ММП опускается на глубину ниже 10 м да¬
же на участках, сложенных глинистыми грунтами.
Мощность мерзлых пород в разрезах несливающихся толщ или
верхнего слоя на участках с двухслойным строением в северных райо¬
нах обычно превышает 50 м. В центральной и южной части указанной
территории под таликами мощностью 15—20 м залегают 30—50-метро¬
вые мерзлые толщи.
В пределах самых южных районов криолитозоны развиты лишь
глубокозалегающие толщи ММП, перекрытые талыми породами раз¬
личной мощности. В центральных районах юга криолитозоны глубокоза¬
легающие мерзлые толщи прослежены электроразведочными и буровы¬
ми работами в бассейнах рек Салым, Балык и Большой Юган. Кровля
этих толщ залегает обычно на глубине 120—150 м. В юго-восточной
части региона глубокозалегающие мерзлые толщи близ южной грани¬
цы их распространения выявлены буровыми работами Томской комп¬
лексной экспедиции в бассейне р. Кеть [112]. Мерзлые толщи вскрыты
здесь в пойме р. Кеть (пос. Урлюково) и ее правого притока р. Березо¬
вой. Они прослежены также на первых террасах этих рек и третьей
террасе р. Кеть, а также на водораздельной озерно-аллювиальной рав¬
нине. Глубина залегания кровли мерзлой толщи изменяется здесь в ши¬
роких пределах — от 170 до 294 м.
Следует подчеркнуть, что глубокозалегающие толщи ММП близ
южной границы их развития имеют достаточно сложное строение. Они
нередко вмещают прослои и линзы талых пород мощностью до не¬
скольких десятков метров [112]. Установлено, что нижняя часть раз¬
реза мерзлой толщи более монолитна в отличие от вышележащей части
разреза, часто разобщенной таликами различной мощности.
Закономерности пространственного положения нижней границы
многолетнемерзлых толщ
На севере Западно-Сибирской плиты, на огромных просторах полуост¬
ровов Ямал, Тазовский и Гыданский распространены, как показано вы¬
ше, главным образом сплошные по разрезу и площади достаточно мощ¬
ные мерзлые толщи. В большинстве районов глубина залегания их по¬
дошвы и соответственно мощность изменяются от 150 до 350 м, дости¬
гая больших величин (450—500 м и более) в основном в восточных
районах региона (рис. 48). Общий характер территориального распреде-
122
Интервалы глубин залегания подошвы многолетнемерзлых пород преимущественно: 1 — менее
150 м; 2 — от 100 до 300 м; 3 — от 300 до 450 м; 4 — более 450 м; 5 — районы со сниженными зна¬
чениями глубин залегания подошвы многолетнемерзлых толщ (до 100 м и менее); 6 — толщи талых
и немерзлых пород; 7 — границы территорий с различным интервалом глубин залегания подошвы
многолетнемерзлых толщ
ления мощностей многолетнемерзлых толщ здесь обусловлен особен¬
ностями геологического развития территории в средне-, верхнечетвер¬
тичное время и в голоцене, когда в условиях сурового климата сформи¬
ровался комплекс морских, лагунно-морских, озерных и аллювиальных
разновозрастных террас и равнин. Именно возраст и генезис геомор¬
фологических уровней определили время (длительность) и условия про¬
мерзания пород на их территории. В связи с этим в пределах севера
региона прослеживается зависимость мощности ММП от возраста и ге¬
незиса геоморфологических уровней, в пределах которых эти породы
сформировались; подошва мерзлых толщ здесь в целом опускается
сравнительно более глубоко в пределах наиболее древних морских
равнин, сложенных отложениями салехардской и казанцевской свит,
наименьшие значения глубин залегания этого элемента мерзлой толщи
обычно характерны для пойм и лайд (табл. 15).
Во многих районах нижняя граница мерзлых толщ даже в преде¬
лах одного геоморфологического уровня может иметь тенденцию к по¬
гружению в направлении от прибровочных участков к его тыловым час¬
тям. Такое распределение мощности многолетнемерзлых толщ объяс¬
няется несколькими причинами. Во-первых, в пределах тыловых участ¬
ков морских, лагунно-морских и озерных террас развиты более мелко¬
водные фации отложений, промерзание которых во многих районах про¬
исходило сингенетическим путем и начиналось значительно раньше,
123
Таблица 15
Мощности (в м) многолетнемерзлых пород на морских
и лагунно-морских террасах и равнинах разного возраста в северных районах
Западно-Сибирской плиты [100]
Ямал
Тазовский полуостров
•Гыданский полуостров
(западные районы)
Геоморфологический
уровень
Число точек
наблюдений
Предел изме¬
нения мощ¬
ностей
Средняя мощ¬
ность
Число точек
наблюдений
Предел изме¬
нения мощ¬
ностей
Средняя мощ¬
ность
Число точек
наблюдений
Предел изме¬
нения мощ¬
ностей
Средняя мощ¬
ность
Салехардская
69
150—450
330
12
250—420
320
9
140—350
310
Казанцевская
равнина
99
50—400
265
15
240—450
310
7
95—245
215
Третьи террасы
48
25^-400
250
18
225—350
280
30
55—300
170
Вторые террасы
29
40-400
230
9
160—245
250
—
—
—
Первые террасы
14
65—400
185
9
120—190
200
7
48—280
165
Лайды
35
2—275
65
11
80—170
125
20
7—260
85
Примечания. 1. В графе «Число точек наблюдения* суммарно указано число точек
ВЭЗ и скважин, в которых определена мощность ММП. 2. На п-ове Ямал максимальные мощно¬
сти в 400 м принимались в расчетах для ВЭЗ, по которому глубина подошвы мерзлой толщи не
могла быть установлена точно [88].
чем промерзание более глубоководных отложений. Во-вторых, такое
распределение мощности обусловлено унаследованностью мощности от
более древнего геоморфологического уровня. Так, в прибрежных райо¬
нах (ныне тыловые части геоморфологических уровней) на каждом
этапе развития любого водного бассейна, особенно морского, широко
протекали процессы абразии, в результате которых определенные уча¬
стки более древних геоморфологических уровней разрушались, а затем
перекрывались маломощным слоем более молодых отложений. В про¬
цессе последующего развития нового геоморфологического уровня имен¬
но здесь сформировались наиболее мощные мерзлые толщи.
Следует также подчеркнуть одну важную особенность распределе¬
ния мощности толщ ММП в пределах пойм современных речных до¬
лин. Электрические зондирования, проведенные в разное время в до¬
линах рек полуостровов Ямал, Гыданский, Тазовский, а также данные
бурения указывают на закономерное изменение положения подошвы
мерзлых толщ в пределах пойм от верховьев рек вниз по течению и от
центральных, прирусловых участков в сторону тыловой части пойм.
По продольному профилю речных долин мощность мерзлых толщ умень¬
шается от верховьев к нижнему течению. В верхнем течении, где ши¬
рина пойм и мощность водного потока реки малы, гипсометрическое
положение подошвы многолетнемерзлой толщи в пределах пойм и при¬
легающих морских равнин имеет близкие значения. В среднем и тем
более нижнем течении почти всех средних и крупных рек мощности мно¬
голетнемерзлых толщ в центральной части пойм имеют более низкие
значения, чем на прилегающих равнинах и террасах. В широких поймах
мощность многолетнемерзлых толщ увеличивается от центральных при¬
русловых участков, где отепляющее влияние водного потока постоянно
и значительно, к тыловым частям пойм, где мощность толщ ММП ха¬
рактеризуется значениями, близкими к мощностям мерзлых толщ на
прилегающих геоморфологических уровнях [88, 100].
Наряду с такими общими закономерностями в распределении мощ¬
ностей толщ ММП в пределах этой обширной территории для каждого
из полуостровов установлены и индивидуальные особенности. Так, на
п-ове Ямал глубина залегания подошвы и мощность толщ ММП увели¬
чивается от периферийных его районов, занятых молодыми голоцено-
124
Таблица 16
Мощности многолетнемерзлых пород в пределах одновозрастных террас Ямала,
сложенных отложениями морского (1, западная часть острова)
и лагунно-морского (2, восточные районы) генезиса
Г еоморфологпческие
условия
Мощности, м
Число ВЭЗ
минимальные
максимальные
^средние (среднеариф¬
метическое значение)
1
о
1
2
1
2
1
2
Третья терраса
25 (?)
155
400*
400*
245
255
20
26
Вторая терраса
40 (?),
150
400*
400*
210
240
12
17
Первая терраса
65
150
165
400*
125
215
5
8
Лайда
2,0
45
140
275
35
135
25
11
* Максимальные мощности в 400 м принимались в статистических расчетах для ВЭЗ, по
которым глубина залегания подошвы мерзлой толщи не могла быть установлена точно. Это обус¬
ловлено эффектами экранирования и обтекания тока из-за наличия горизонтальных неоднород¬
ностей в мерзлой толще.
выми и верхнечетвертичными морскими и лагунно-морскими террасами,
к центральной, наиболее возвышенной части полуострова, занятой бо¬
лее древними верхне- и среднечетвертичными равнинами. Минимальные
мощности мерзлых толщ на п-ове Ямал зафиксированы на территории
морских лайд, речных и озерных пойм и отдельных участков первой
морской и лагунно-морской террасы. Глубина залегания подошвы толщ
многолетнемерзлых пород изменяется здесь в широких пределах: от 3—
5 до 50—100 м (реже более), причем наименьшие значения мощности,
обычно не превышающие 50 м, типичны для приустьевых участков круп¬
ных и средних рек на северных и западных окраинах полуострова, низ¬
ких островов (кошек) и периферийных частей крупных островов Кар¬
ского моря, занятых современными морскими лайдами.
Следует подчеркнуть, что картина распределения мощностей на
севере и западе Ямала в пределах морских террас и лайд существен¬
но отличается от восточных районов полуострова, где развиты преиму¬
щественно отложения лагунно-морского генезиса, слагающие лайды и
верхнечетвертичные террасы. Мощность мерзлых толщ на территории
последних в целом для каждого геоморфологического уровня выше по
сравнению с одновозрастными морскими террасами северных ц запад¬
ных его районов (табл. 16). Сравнительно меньшие значения мощностей
мерзлой толщи, отмеченные для районов, сложенных морскими обра¬
зованиями, обусловлены как засоленностью морских отложений, так и
неодинаковыми современными ландшафтными и мерзлотными условия¬
ми восточных и западных районов полуострова. Для западных терри¬
торий, сложенных морскими отложениями, типичны более высокие в
целом значения среднегодовых температур по сравнению с восточными
районами, сложенными лагунно-морскими отложениями.
На большей части территории Ямала в пределах казанцевской рав¬
нины, второй и третьей морских террас, первой — третьей лагунно-мор¬
ских и надпойменных террас и многих районов лайды Обской губы, а
также на поймах большинства рек в их верхнем течении и в тыловых
их частях мощность мерзлых толщ изменяется от 150 до 300 м (в боль¬
шинстве случаев она составляет 200—280 м). О таком характере мощ¬
ностей мерзлых толщ свидетельствуют данные электроразведочных ра¬
бот методом ВЭЗ, а также буровых и каротажных исследований на
территории Малыгинской структуры, на Харасавэйском, Нейтинском,
Арктическом, Средне-Ямальском, Новопортовском газовых месторож¬
дениях, а на юге Ямала по буровому профилю Щучье—Салета. По¬
дошва толщ ММП опускается на максимальные глубины на террито-
125
рии наиболее возвышенной осевой части полуострова, занятой' верхне-
и среднечетвертичными морскими равнинами. Мощность мерзлых толщ
здесь во многих районах несколько превышает 300 м. Однако во многих
местах, в частности в крупных озерных котловинах, зафиксированы и
меньшие их значения.
На Гыданском полуострове распределение мощностей толщ ММП
на его обширных северных, северо-западных и юго-западных террито-
рйях, занятых морскими и лагунно-морскими верхнечетвертичными и
голоценовыми террасами и лайдами, подчиняются отмеченной законо¬
мерности. Общий фон мощности для этих территорий формируют мерз¬
лые толщи с глубиной залегания подошвы 200—260 м. Минимальные
мощности отмечены в пределах лайд и в поймах рек и озер (от 20—40
до 70—100 м и более). Для центральных и восточных районов Гыдан-
ского полуострова, занятых в основном верхне- и среднечетвертичными
морскими равнинами, обычно возвышенными и в значительной степени
расчлененными, характерны большие мощности мерзлых толщ. Их зна¬
чения изменяются здесь в достаточно широких пределах: от 300—400
до 450—500 м и даже более. Мерзлые толщи с глубиной залегания
подошвы от 300 до 400 м имеют преимущественное развитие и могут
считаться характерными для этих территорий. Однако в восточных
районах полуострова на территории Пеляткинского, Сузунского, Соле-
нинского, Мессояхского газовых месторождений буровыми работами
выявлены толщи ММП мощностью до 450 м и более. На полуострове
Дорофеевский и на правобережье Енисея в пределах Муксунихской
и Суходудинской структур буровыми ра/ботами и каротажными иссле¬
дованиями отмечены мерзлые толщи с глубиной залегания подошвы
480—500 м. В верховьях р. Бол. Хета (Сузунская площадь) подошва
мерзлой толщи опускается до глубин 520—550 м. Большинство райо¬
нов с такими мощными мерзлыми толщами в восточной части полуост¬
рова приурочено в основном к площадям верхнечетвертичных возвы¬
шенных, расчлененных ледниковых равнин, где ледниковые отложения
залегают главным образом на среднечетвертичных отложениях мор¬
ского и ледниково-морского генезиса. Существование таких мощных
мерзлых толщ А. Л. Чеховский [111] связывает с охлаждающим влия¬
нием зырянского ледника.
Следует подчеркнуть, что толщи ММП с мощностью, превышаю¬
щей 450 м, отмечены лишь на отдельных, локально обособленных уча¬
стках. Мерзлые толщи на смежных участках имеют меньшую мощность,
соответствующую общему фону мощности толщ для территории дан¬
ного геоморфологического элемента (см. рис. 48). Под поймами и пер¬
вой и второй террасами наиболее крупных рек в этих районах подошва
ММП поднимается (по отношению к максимально глубокому положе¬
нию в пределах прилегаюих водораздельных участков) на величину
до 150—200 м.
Более глубокое залегание подошвы многолетнемерзлых толщ обус¬
ловлено и особенностями теплового режима осадочного чехла крайних
восточных заполярных территорий Западно-Сибирской плиты. Так,
общий фон теплового режима определяют наиболее характерные для
всего севера плиты значения геотермического градиента 3,0—3,5 °С/
100 м. Аномалии характерны лишь для юго-западных и восточных
районов этой части региона: в юго-западной части, главным образом в
пределах территории Ямала, величина геотермического градиента в
толще осадочного чехла увеличивается и изменяется в пределах от
3,5 до 4,5 °С/100 м, а на востоке, наоборот, она снижается до 2,5—
2,0 °С/100 м. Это обстоятельство отразилось на положении подошвы
мерзлых толщ на этих территориях (ее более глубокое залегание на
востоке плиты).
На Тазовском полуострове положения подошвы мощности толщ
ММП в целом близки к этим показателям на Ямале и в соответствии
с геоморфологическим строением увеличиваются от самых северных и
126
восточных его районов .к западным и южным. На первых, вторых и от¬
дельных участках третьих лагунно-морских террас, развитых преиму¬
щественно в северных и восточных районах полуострова, мощность мно¬
голетнемерзлых толщ обычно не превышает 300 м. Преобладающие
значения мощностей для этих территорий изменяются в пределах от
170 до 280 м. Большие мощности характерны для казанцевской и осо¬
бенно салехардской равнин (см. табл. 15), занимающих центральные,
западные и южные районы полуострова. На территории Ямбургской
площади подошва мерзлых толщ прослеживается на глубинах от 200
до 400 м, местами даже несколько глубже. На территории Песцового
и Северо-Уренгойского месторождений распространены преимуществен¬
но мощные мерзлые толщи, подошва которых опускается обычно на
глубину более 300 м, составляя в основном 340—380 м. В отдельных же
местах мощность мерзлой толщи превышает 400 м, достигая 410—
440 м (по отдельным скважинам Ямбургского, Медвежьего и Северо-
Уренгойского газовых месторождений).
В пределах широтно ориентированной полосы, простирающейся
от Северного полярного круга до Сибирских увалов и характеризую¬
щейся распространением многолетнемерзлых толщ как монолитного,
так и двухслойного строения по разрезу, положения их нижней грани¬
цы и мощности также неодинаковы в разных ее районах (см. рис. 48).
В западной части этой территории подошва мерзлых толщ залегает на
глубинах 200—300 м. В частности, скважинами бурового профиля Му-
жи-Тильтим она прослежена на глубинах 215—260 м (по данным стан¬
дартного электрокаротажа), причем толщи ММП здесь имеют моно¬
литное строение. На междуречьях Питляра, Собтыегана, Полуя, На¬
дымской Оби мерзлые толщи имеют мощности, близкие к 200 м, а их
подошва нередко погружается на глубину до 300 м. На больших площа¬
дях они здесь имеют сплошной (монолитный) разрез. Такие же мощ¬
ные монолитные толщи ММП прослежены буровыми работами на Ям-
совейской площади (Надым-Пуровское междуречье), на территории
Медвежьей площади (Ярудей-Надымское междуречье) и на водораз¬
дельных участках юга Уренгойской газоносной площади. Значения мощ¬
ности здесь достигают 310—380 м. В более восточных районах (Пур-
Тазовское междуречье) наибольшие глубины залегания подошвы мерз¬
лых толщ изменяются в тех же пределах и лишь на Таз-Енисейском
междуречье достигают 400 м и несколько более.
Необходимо отметить, что численные значения глубины залегания
подошвы ММП и их мощности в пределах описываемой территории сов¬
падают, как это было практически повсеместно на Крайнем Севере
региона, только для участков монолитного строения мерзлых то’лщ. На
участках прерывистого их строения величина мощности меньше значе¬
ния глубины залегания подошвы ММП. Эта разница закономерно воз¬
растает с севера на юг, поскольку именно в этом направлении увели¬
чивается мощность межмерзлотного талика. Такая же картина харак¬
терна и для районов, где ММП реликтового слоя залегают непосред¬
ственно под слоем талых.
В более южных районах Западной Сибири, вплоть до Среднего При-
обья, положение подошвы толщ ММП и их мощности также неодина¬
ковы. Наименьшие глубины залегания нижней границы ММП—100—
150 м характерны для крайней юго-западной части этой территории (см.
рис. 48). Однако в ряде районов Зауральско-Обской области они со¬
ставляют величины, близкие 200 м. В центральной части (Обь-Казым-
Лямин-Тромъеган-Сабунское междуречье) подошва реликтовых толщ
многолетнемерзлых пород залегает преимущественно на глубинах до
300 м. Однако в целом ряде она прослежена на более низких отметках.
Так, скважинами буровых профилей по рекам Аган и Тромъеган наи¬
более глубокое положение нижней границы мерзлых толщ вскрыто на
глубинах, несколько превышающих 300 м. В восточных районах рас¬
сматриваемой части региона подошва мерзлых толщ также залегает в
127
основном на такой же или чаще на большей глубине. Скважинами Ту-
руханского профиля, Кыксинской и Келлогской площадей, профилей
по рекам Елогуй и Сым подошва мерзлых толщ установлена на глуби¬
нах от 300 до 400 м и более, а на некоторых участках она опускается,
как можно судить по данным стандартного электрокаротажа, до 450—
500 м.
Эти данные свидетельствуют, что подошва толщ ММП в пределах
рассматриваемой части Западно-Сибирской плиты закономерно погру¬
жается в направлении с юго-запада на северо-восток и восток. Такая
картина в известной степени обусловлена неодинаковым характером
теплового режима мезозой-кайнозойского осадочного чехла. Ведь ве¬
личина геотермического градиента в Приуральских районах составляет
3,5—4,5 (и даже 5—6 °С/100 м в юго-западной части этой территории
криолитозоны), в центральной части его значения понижаются до 3,0—
3,5 °С/100 м, а в Приенисейской части — до 2,0—2,5 °С/100 м.
Изменение мощности реликтового (глубокозалегающего) слоя под¬
чиняется здесь также определенной закономерности. В юго-западных
районах его мощность не превышает 100 м и в большинстве случаев
составляет порядка 30—70 м. В восточных и северо-восточных районах
значения мощности реликтового слоя ММП достигают 200 м, а иногда
и более. В целом мощность реликтового слоя возрастает с юго-запада
на север и северо-восток от 50 до 200 м.
Нижняя' граница ММП верхнего слоя в пределах этой территории
закономерно погружается на север. Глубина залегания подошвы мерз¬
лых толщ на юге изменяется от первых метров до 10—30 м. На широте
Сибирских увалов Она составляет 30—50 м и более, а севернее подошва
опускается до глубины 100 м, где на многих участках смыкается с
кровлей реликтовых (доголоценовых) мерзлых толщ. Мощность меж¬
мерзлотного талого слоя изменяется от южных районов, где она обыч¬
но достигает 100 м и более, в направлении на север, где ее значения сни¬
жаются до 20—50 м или он полностью выклинивается.
В самых южных районах криолитозоны Западно-Сибирской плиты
распространены, как было показано выше, только глубокозалегающие
мерзлые толщи. На западе региона самым южным пунктом, где они
встречены, является пос. Полуночное. Величина теплового потока здесь
небольшая, о чем свидетельствует геотермический градиент менее
3 °С/100 м. Вероятно, в силу этого вдоль Уральского хребта сохра¬
нился «язык» реликтовых мерзлых пород, который проникает к югу
в Зауралье по крайней мере до 61° с. ш., восточнее граница реликтовых
ММП отклоняется к северу, огибая район Шаимских месторождений,
где отмечается зона повышенного теплопотока (градиент до 5 °С/100 м
и более), что способствовало полному оттаиванию мерзлых пород. Да¬
лее граница распространения реликтовых мерзлых пород резко откло¬
няется к югу и достигает более южных районов в центральной части
региона. Здесь условия для сохранения пород в мерзлом состоянии по
сравнению с западными и прилегающими восточными районами более
благоприятные (геотермический градиент менее 4 °С/100 м).
Восточнее в связи с увеличением теплового потока из земных недр
(градиент температуры повышается до 4—5 °С/100 м) граница рас¬
пространения мерзлых пород отклоняется несколько к северу, а затем
резко поворачивает на правобережье р. Оби на юг и идет в восток-юго-
восточном направлении к долине р. Енисей. Между Обью и Енисеем рас¬
положен самый южный район, где вскрыты мерзлые толщи (профиль
буровых скважин по р. Орловка, а также скважины по левому берегу
р. Кеть [ 112]).
В пределах левобережья Иртыша глубина залегания подошвы ре¬
ликтового слоя ММП на всех геоморфологических уровнях не превы¬
шает 150 м (см. рис. 48), а его мощность существенно менее 100 м.
В центральных районах (Иртыш-Обское междуречье) нижняя граница
мерзлой толщи в пределах междуречных озерно-аллювиальных равнин
128
опускается до глубин 200—300 м, а в отдельных пунктах даже и ниже
(например, до 305—350 м у Еутских изб). Мощность мерзлых толщ
здесь редко превышает 100 м.
В восточной части, в пределах Обь-Енисейского междуречья глу¬
бина залегания подошвы мерзлых толщ возрастает и обычно превышает
300 м в пределах среднечетвертичных и более древних водораздельных
равнин. Даже в самых южных районах этой территории подошва релик¬
товых ММП фиксируется до глубин 400 м и более. Максимальная глу¬
бина ее залегания (443 м) вскрыта в этой части плиты скважиной,
пробуренной в верховьях р. Орловки на водораздельной равнине, где
установлен и максимально мощный (до 163 м) разрез мерзлой толщи
в этой части региона.
В северной части этого междуречья в бассейне р. Сым подошва
многолетнемерзлых пород также залегает преимущественно глубже
300 м. В пределах Сымской разведочной площади установлены участки,
в пределах которых нижняя граница мерзлой толщи опущена ниже
400 м. Мощность же глубокозалегающих многолетнемерзлых пород в
основном превышает 200 м.
Таким образом, на всех широтах криолитозоны Западно-Сибирской
плиты отчетливо выражено закономерное увеличение глубины залега¬
ния подошвы многолетнемерзлых толщ и их мощности от западных,
Зауральских районов к восточным, Приенисейским. Наибольший гра¬
диент такого изменения наблюдается при движении от крайне юго-за¬
падной части криолитозоны (Северо-Сосьвинско-Кондинско-Обское ме¬
ждуречье) к северо-восточной части плиты (Большехетско-Танамско-
Енисейское междуречье).
Температуры многолетнемерзлых пород ниже слоя
годовых колебаний
Несмотря на большое число глубоких скважин, пробуренных на севе¬
ре Западной Сибири, температурный режим мерзлых толщ ниже слоя
годовых колебаний температуры охарактеризован неравномерно. Наи¬
более полно и достоверно исследован район г. Салехарда, где проведе¬
ны многолетние периодические измерения температуры в специально
оборудованных скважинах. В последние 15 лет выполнены значитель¬
ные по объему геотермические наблюдения в отдельных геологоразве¬
дочных и эксплуатационных скважинах и получены близкие к истинным
значения температуры пород. Такие наблюдения проводились на* Мес-
сояхской, Варьеганской, Вэнгапуровской, Тазовской, Русской, Урен¬
гойской, Медвежьей, Аганской, Верхне-Пурпейской, Надымской, Вос-
точно-Таркосалинской, Юбилейной, Соленинской, Песцовой, Губкинской,
Комсомольской, Заполярной и некоторых других структурах.
Анализ материалов температурных наблюдений, проведенных в глу¬
боких скважинах, расположенных в различных районах криолитозоны
Западно-Сибирской плиты, свидетельствует, что температура ММП
ниже слоя годовых ее колебаний изменяется в широких пределах — от
10 до 0 °С. Все разнообразие распределения температур в этом интер¬
вале глубин можно объединить в четыре типа. Для первого из них ха¬
рактерно нормальное повышение температуры мерзлых пород с глу¬
биной, для второго — температурное поле мерзлых пород практически
безградиентно; для третьего — отмечаются интервалы мерзлых пород
с отрицательным температурным градиентом; четвертый тип характе¬
ризует температурное поле реликтовых мерзлых толщ — оно безгради¬
ентно, по абсолютной величине близко к 0 °С.
Необходимо подчеркнуть, что температура мерзлой толщи на ее
подошве также неодинакова. Она равна 0 °С в южных районах крио¬
литозоны, где мерзлые толщи подстилаются талыми породами, содер¬
жащими пресные подземные воды. В северной ее части, расположенной
9 Зак. 514 129
а & в <?
-6 -If -Z О г 0°С -3 -2 -if Q 1 2 3 -3 -2 -1 0 -3 -2 -1 0 1 2 3°С:
Рис. 49. Характер распределения температур многолетнемерзлых пород по разрезу
толщи:
а — первый тип: / — скв. 14 Тазовской площади, 2— скв. 2 Заполярной площади, 3 — скв. 109 Мес-
сояхской площади, 4— скв. 10 Соленинской площади (3 и 4 — по Балобаеву и др., 1983); б — вто¬
рой тип: / — скв. 7 Губкинской площади, 2 — скв. 22 Уренгойской площади, 3 — скв. 2 Песцовой
площади; в — третий тип скв. К1 Мыс Каменный; г — четвертый тип: / — скв. 157 в районе г. Са¬
лехарда, 2 — скв. 11 там же, 3 — скв. 139 Вэнгапуровской площади (по [9])
выше Северного полярного круга, температура мерзлых пород на их
подошве отрицательная; здесь мерзльщ породы подстилаются достаточ¬
но мощной толщей отрицательно-температурных отложений, насыщен¬
ных криопэгами (см. рис. 20). В пределах широкой полосы, протяги¬
вающейся от Полярного круга до Сибирских увалов, отмечаются и пер¬
вый, и второй варианты температуры мерзлых пород у подошвы их
толщ.
Первый из вышеназванных типов изменения температуры ММП
ниже слоя годовых ее колебаний характерен для северных районов,
расположенных за Полярным кругом. Он может встречаться и на без¬
лесных участках в более южной части криолитозоны. Температура по¬
род на таких участках повышается с глубины 10—15 м (глубина нуле¬
вых годовых амплитуд) до подошвы мерзлой толщи (рис. 49). Геотер¬
мический градиент в мерзлой толще изменяется от 1,0 до 1,5 °С/100 м.
На молодых морфологических уровнях, где продолжается процесс мно¬
голетнего промерзания, величина геотермического градиента может
быть значительно больше (2—3,5 °С/100 м).
Участки со вторым типом распределения температуры наиболее ти¬
пичны для районов, прилегающих с севера к Полярному кругу, но мо¬
гут быть встречены практически повсеместно. Температура пород в
мерзлой толще распределяется практически безградиентно, ее абсолют¬
ные значения близки к 0 °С или несколько ниже (см. рис. 49). В скв. 7
Губкинской площади мощность мерзлой толщи с безградиентным рас¬
пределением температуры составляет 120 м, в скв. 22 Уренгойской пло¬
щади— 400 м. В талой зоне температура горных пород повышается
примерно с одинаковыми геотермическими градиентами во всех сква¬
жинах (2,5—3,5 °С/100 м). Безградиентные температурные кривые ха¬
рактерны для участков, где по каким-либо причинам происходит повы¬
шение среднегодовых значений температуры поверхности (климатиче¬
ские изменения, динамика растительности), не приводящие к протаива-
нию мерзлой толщи. Температура пород сравнительно быстро повы¬
шается до значений, при которых начинаются фазовые переходы воды,
и благодаря явлению «нулевой завесы» может оставаться на этом уров¬
не достаточно долго, если величина теплового импульса на поверхно¬
сти недостаточна для многолетнего промерзания.
Третий тип распределения температуры представляет особый ин¬
терес, поскольку позволяет наглядно видеть, а в некоторых случаях ко¬
130
личественно оценить влияние различных колебаний климата, динамики
растительности, техногенных нарушений на температурный режим
мерзлой толщи. Так, понижение температуры мерзлой толщи с —0,8 °С
на глубине 10 м до —2,35 °С на глубине 60 м в районе г. Салехард
(см. рис. 49), вероятнее всего,— результат влияния потепления климата
с конца прошлого столетия. Очевидно, в заполярных районах Западно-
Сибирской плиты, где не происходило протаивания мерзлых толщ в
климатический оптимум, подобные зоны мерзлых пород с отрицатель¬
ным геотермическим градиентом можно встретить на различных глу¬
бинах. Они будут характеризовать различные эпохи потепления, не фик¬
сирующиеся другими методами.
Четвертый тип распределения температуры характерен для уча¬
стков двухслойного строения мерзлых толщ по разрезу и для участков,
где сохранились только реликтовые мерзлые толщи. На участках двух¬
слойного строения мерзлой толщи температура в верхнем слое мерзлых
пород изменяется от отрицательной (не ниже —2 °С на глубине нуле¬
вых годовых амплитуд) до нулевой с положительным геотермическим
градиентом; в межмерзлотном талике положительная температура близ¬
ка к 0 °С и распределяется практически безградиентно. Такая сложная
температурная кривая отражает воздействие на мерзлую толщу разно-
периодных колебаний климата. Расчеты и моделирование процесса
промерзания показывают, что оттаивание пород до глубины 70—100 м
и более нужно связывать с потеплением в период климатического опти¬
мума. Такие кривые встречаются в основном в районах, расположенных
к югу от Северного полярного круга.
На участках, где сохранился только реликтовый мерзлый слой, гео¬
термический градиент изменяется по разрезу два раза (см. рис. 49).
В талых породах до кровли реликтовой мерзлой толщи, как правило,
наблюдается отрицательный градиент, температура плавно понижается
до 0 °С. В реликтовом мерзлом слое температура близка к нулевой и
не опускается ниже —0,4 °С. Например, в скважинах 137 и 139 Вэнга-
пуровского месторождения температура в талом слое понижается от 2
до 0 °С с геотермическим градиентом 1,3 °С/100 м; в интервале мерз¬
лых пород отрицательные значения температуры составляют 0,2 °С;
ниже мерзлой зоны температура повышается с геотермическим гради¬
ентом 2,5 °С/100 м. В скважинах Верхне-Пурпейской и Надымской пло¬
щадей геотермический градиент в надмерзлотном талом слое состав¬
ляет соответственно 1,1 и 1,6 °С/100 м; в интервалах глубин соответ¬
ственно 150—250 и 140—220 м встречены реликтовые мерзлые породы с
температурой —0,15 °С; в талой подстилаемой зоне геотермический гра¬
диент равен 3 °С/100 м.
Описанные типы распределения температуры горных пород ниже
слоя годовых колебаний наиболее типичны для территории Западно-
Сибирской плиты. Однако они отражают лишь главные особенности
распределения температуры в мерзлых толщах, являющейся результа¬
том суммарного воздействия зональных и региональных факторов. Так,
в поймах рек в результате миграции русел могут существовать много¬
слойные по разрезу мерзлые толщи, в которых распределение темпера¬
туры более сложно по сравнению с рассмотренными выше типами.
Усложнение хода кривой температур мерзлых толщ по разрезу может
•быть обусловлено техногенными воздействиями, интенсивность которых
прогрессивно возрастает.
Районирование территории плиты по характеру
вертикального строения и мощности толщ многолетнемерзлых пород
Описанные выше закономерности пространственного распределения толщ
ММП различного строения и мощности были использованы при со¬
ставлении схемы районирования Западно-Сибирской плиты, которая
9* 131
рассматривается в качестве единого региона. В пределах его конти¬
нентальной части выделены таксоны еще трех уровней — зоны, области
и районы. При их обособлении использованы следующие классифика¬
ционные признаки. Зоны выделялись по регионально выдержанным осо¬
бенностям вертикального строения толщ ММП, области — по преобла¬
дающей глубине залегания подошвы мерзлых толщ, районы — по пре¬
обладающей мощности мерзлых пород, залегающих в северной и цент¬
ральной частях криолитозоны непосредственно с дневной поверхности,
а в южной ее части перекрытых слоем талых пород.
Такой подход позволил выделить в пределах континентальной ча¬
сти региона три зоны: Северную, Центральную и Южную (рис. 50).
Первая из них в типологическом плане — это зона преимущественно
сплошного (монолитного) по разрезу строения толщ ММП, вторая —
зона прерывистого (в основном двухслойного) строения толщ ММП
и третья — зона глубокозалегающих (реликтовых) толщ ММП. Эти
таксоны, как показана выше, предопределены историей развития мерз¬
лых толщ и выделяются при геокриолитологическом районировании За¬
падной Сибири практически всеми исследователями [15, 39].
Территории зон на схеме районирования подразделены на области.
Они обособлялись, как отмечено выше, на основе учета особенностей
глубины залегания подошвы ММП — наиболее консервативного эле¬
мента мерзлой толщи, параметры которого изменяются во времени
очень медленно. На территории первой из вышеназванных зон по глу¬
бине залегания подошвы толщ ММП выделены три типа областей:
1) преимущественно менее 300 м; 2) Э00—450 м; 3) более 450 м. Пер¬
вый из них занимает периферийные части полуострова Ямал, Гыдан-
ский и Тазовский, второй тип развит очень широко, а третий — лишь по
правобережью р. Енисей.
В региональном плане к первому типу областей относятся Ямаль¬
ская периферийная, Северо-Гыданская, Устьенисейско-Танамская и Та-
зовско-Гыданская области. Второй тип областей представляют Цент¬
ральноямальская, Щучьинско-Юрибейская, Танамско-Болыпехетская,
Пур-Тазовская и Тазовская региональные области. Третьему типу со¬
ответствует лишь Западно-Таймырская область (см. рис. 50).
В пределах Центральной и Южной зон также выделено по три ти¬
пологических области. Глубина залегания нижней границы толщ ММП
в пределах первых не превышает 150 м; для областей второго и тре¬
тьего типа она составляет соответственно преимущественно 150—300 и
300—450 м. На схеме регионального районирования этим типам облас¬
тей в пределах Центральной зоны отвечают Северо-Сосьвинская, За-
уральско-Обско-Пуровская и Пур-Таз-Енисейская области, а в преде¬
лах Южной зоны — Кондинско-Обская, Иртыш-Обь-Вахская и Кеть-
Енисейская области соответственно.
На следующем этапе районирования при выделении районов ис¬
пользован признак, характеризующий преобладающую мощность ММП
в различных частях области. При этом в пределах зоны преимущест¬
венно сплошного (монолитного) строения и зоны прерывистого (двух¬
слойного) строения толщ ММП учитывалась мощность толщи мерзлых
пород, залегающих непосредственно под слоем сезонного протаивания.
В Южной зоне при выделении районов использовалась характеристика
мощности реликтовых ММП.
В пределах областей Северной зоны в качестве районов обособля¬
лись территории с мощностью ММП преимущественно менее 300 м,
преимущественно от 300 до 450 м и преимущественно более 450 м.
Поскольку в пределах всей зоны положение подошвы ММП определя¬
ется мощностью мерзлой толщи (вся эта толща является преимуще¬
ственно сплошной по разрезу), здесь границы типов областей совпада¬
ют с границами типов районов. Учет же региональных особенностей
распределения мощностей ММП привел к необходимости выделения
132
Рис. 50. Схема районирования континентальной части Западной Сибири по характеру
вертикального строения и мощности толщ многолетнемерзлых пород (составили
В. Г. Кудряшов и В. Т. Трофимов):
1—граница Западно-Сибирской плиты; 2 — границы зон; 3 — границы областей; 4 —границы райо¬
нов; 5—14 — области Северной зоны: 5 — Ямальская периферийная, 6 — Центральноямальская, 7 —
Щучьинско-Юрибейская, 8 — Северо-Гыданская, 9 — Центральногыданско-Большехетская, 10 — За¬
падно-Таймырская, 11 — Устьенисейско-Танамская, 12 — Тазовско-Южногыданская, 13 — Пур-Тазов-
ская, 14 — Тазовская; 15—17 — области Центральной зоны: 15 — Северососьвинская (юго-западная),
16 — Зауральско-Обско-Пуровская, 17 — Пур-Таз-Енисейская (северо-восточная); 18—20 — области
Южной зоны: 18 — Кондинско-Обская, 19 — Иртыш-Обь-Вахская, 20 — Кеть-Енисейская; 21 — индекс
района (буква соответствует зоне, цифра снизу — области, цифра вверху — номеру района данной
области).
Список районов: Северная зона. Ямальская периферийная область: 1 — Западно-
Ямальский, 2 — Восточно-Ямальский. Центральноямальская область: 1 — Цент¬
ральноямальский. Щучьинско-Юрибейская область: 1 — Щучьинско-Юрибейский.
Северо-Гыданская область: 1 — Северо-Гыданский. Центральногыданско-
Болыпехетская область: 1 — Центральногыданский, 2 — Танамско-Хетский. Запад¬
нотаймырская область: 1 — Западно-Таймырский. Устьенисейско-Танамская область: 1 —
Устьенисейско-Танамский. Тазовско-Южногыданская область: 1 — Северо-Тазов-
ский, 2 — Устьпуровско-Тазовский, 3 — Антипаюта-Мессояхинский. Пур-Тазовская область:
1 — Пур-Тазовский (заполярный). Тазовская область: 1 — Западно-Тазовский. Центральная
зона. Северо-Сосьвинская область: 1 — Северо-Сосьвинский. Зауральско-Об¬
ско-Пуровская область: 1 — Собь-Войкарский, 2 — Мужи-Устьобский, 3 — Хулга-Обско-
Полуйский, 4 — Куноватский 5 — Надымский, б — Ярудей-Надымскнй, 7 — Хетско-Ярудейский, 8 — На-
дым-Пуровский, 9 — Верхнепуровский, 10 — Надым-Пякупуровский, 11 — Сибирско-Увальский, 12 —
Приобско-Вахский. Пур-Таз-Енисейская область: 1 — Ныдинский, 2 — Среднепуров-
ский, 3 — Пур-Тазовский южный, 4 — Пур-Тазовский северный, 5 — Тазовский, б — Худосейский, 7 — Ма¬
ковский, 8 — Игаркинский, 9 — Ширтинско-Енисейский, 10 — Верхнетазовско-Енисейский. Южная зона.
Кондинско-Обская область: 1 — Кондинско-Обский. Иртыш-Обь-Вахская
область: 1 — Иртыш-Обь-Вахский, 2 — Вах-Кетский. Кеть-Енисейская область:
1 — Сым-Кетский, 2— Сымский
14 районов (см. рис. 50). Их типологическое содержание отражено
в табл. 17*.
В Центральной зоне в пределах каждой области выделено от од¬
ного до пяти типов районов. Мощность мерзлых толщ, залегающих не-
* Относительно небольшое число типов районов привело к тому, что некоторые
рядом расположенные районы (например, Западно-Ямальский и Восточно-Ямальский,
Антипаюта-Мессояхинский и Устьпуровско-Тазовский) оказались одинаковыми в типо¬
логическом плане. При более детальном расчленении ММП по их мощности с увели¬
чением числа выделяемых типов районов они будут отнесены к различным типам.
133
Таблица 17
Типизация индивидуальных районов по характеру строения и мощности толщи
многолетнемерзлых пород
Зона
Районы индивидуальные (региональные)
Тип районов по
преобладающей
мощности толщ
Северная
Западно-Ямальский, Восточноямальский, Северо-
Гыданский, Устьенисейско-Танамский, Северо-Та-
зовский, Устьпуровско-Тазовский, Антипаюта-Мес-
сояхинский
Менее 300 м
Центральноямальский, Щучьинско-Юрибейский,
Центральногыданский, Танамско-Хетский, Пур-
Тазовский (Заполярный), Западно-Тазовский
От 300 до 450 м
Западно-Таймырский
Более 450 м
Центральная
Северо-Сосьвинский, Верхнепуровский, Приобско-
Вахский, Тазовский, Верхнетазовско-Енисейский
Менее 10 м
Хулга-Обско-Полуйский, Ярудей-Надымский, Си-
бирско-Увальский, Среднепуровский, Ширтинско-
Енисейский
От 10 до 50 м
Мужи-Усть-Обский, Куноватский, Хетско-Ярудей-
ский, Надым-Пякупуровский, Пур-Тазовский (юж¬
ный), Худосейский
От 50 до 150 м
Собь-Войкарский, Надымский, Надым-Пуровский,
Ныдинский, Пур-Тазовский (северный), Маков¬
ский
От 150 до 300 м
Игаркинский
От 300 до 450 м
Южная
Кондинско-Обский, Иртыш-Обь-Вахский
Менее 100 м
Вах-Кетский, Сым-Кетский
От 100 до 200 м
Сымский
Более 200 м
посредственно ниже слоя сезонного протаивания, в пределах первого
из них преимущественно ниже 10 м. В последующих по порядку (вто¬
рой—пятый) типах районов она изменяется преимущественно от 10
до 50 м, преимущественно от 50 до 150 м, преимущественно от 150 до
300 м и преимущественно от 300 до 450 м. В пределах Северо-Сосьвин-
ской области, расположенной в юго-западной части рассматриваемой
зоны, выделен только один первый тип района. Для Зауральско-Обско-
Пуровской области характерны первые четыре типа районов. В регио¬
нальном плане в первой из названных областей выделен один район,
второй—12 и третьей—10 районов (см. рис. 50). Их соотношение с
выделенными типами показано в табл. 17.
В самой западной — Кондинско-Обской области Южной зоны вы¬
делен только один район с аналогичным региональным названием, в
пределах которого мощность мерзлых толщ составляет преимуществен¬
но менее 100 м. Центральная по долготному положению Иртыш-Обь-
134
Вахская область подразделена на два района: Иртыш-Обь-Вахский с
мощностью мерзлых пород преимущественно менее 100 м и Вах-Кет-
ский с мощностью мерзлых пород преимущественно 100—200 м. Восточ¬
ная по положению область (Кеть-Енисейская) также включает два
района: Сым-Кетский с преобладающей мощностью мерзлых пород
100—200 м и Сымский с мощностью таких пород более 200 м.
ГЛАВА VI
ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАСПРОСТРАНЕНИЯ КРИОГЕННЫХ
ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ПРОЦЕССОВ И ЯВЛЕНИИ
Условия развития и распространение криогенных
геологических процессов и явлений
В районах криолитозоны Западной Сибири развит широкий спектр
криогенных геологических процессов и явлений, характерных для рав¬
нинных природно-территориальных комплексов, сложенных мерзлыми,
промерзающими или оттаивающими песчано-глинистыми и торфяными
отложениями. Наиболее интенсивно криогенные геологические процессы
протекают в верхних (10—20 м) слоях пород. Среди процессов наибо¬
лее распространенными (ведущими) являются следующие: а) процессы,
связанные с оттаиванием пород, в том числе вызываемые оттаивани¬
ем— термокарст, солифлюкция — и сопровождаемые оттаиванием —
термоэрозия, термоабразия, эоловая дифляция; б) процессы, связанные
с промерзанием пород, в том числе вызываемые промерзанием,— ново¬
образование многолетнемерзлых пород, криогенное пучение, криогенное
растрескивание и рост полигонально-жильных льдов, наледеобразова-
ние — и сопровождаемые промерзанием — заболачивание, аккумуляция
эоловых отложений. Кроме перечисленных на территории протекают и
другие процессы — осыпи, обвалы, аккумуляция аллювиальных, озер¬
ных и морских отложений. Сведения о них в настоящий раздел не
включены ввиду либо их незначительной изученности, либо малой рас¬
пространенности.
Криогенные геологические процессы на территории криолитозоны
Западной Сибири развиваются в определенных сочетаниях друг с дру¬
гом, т. е. наблюдается их парагенезис. Последний зависит от условий
конкретного природно-территориального комплекса — геосистемы, ко¬
торой он принадлежит. Поэтому границы распространения типов каж¬
дого отдельного процесса и сочетаний процессов совпадают с границами
природно-территориальных комплексов. •
Ниже приводится описание условий развития и распространения
перечисленных ведущих криогенных процессов.
Термокарст. На севере Западно-Сибирской плиты термокарст —
один из основных криогенных процессов, выражающийся в образовании
провальных форм рельефа при вытаивании внутригрунтового (сегрега¬
ционного и залежеобразующего) льда под влиянием изменения условий
теплообмена на поверхности. Последнее происходит вследствие естест¬
венного саморазвития рельефа: образования отрицательных микро¬
форм рельефа с повышенным снегонакоплением, смены растительных
ассоциаций, пучения и (или) накопления торфяников на окружающей
территории и др.
Образуемые термокарстом формы рельефа распространены повсе¬
местно. Классификация термокарстовых образований Западной Сиби¬
ри, проведенная с учетом современных морфологических особенностей
термокарстовых форм и типов вытаивающего льда, предопределяющего
развитие процесса, приведена на рис. 51. Собственно термокарстовые
формы представлены различными морфологическими видами. Широко
развитые термокарстовые озера, диаметр которых колеблется от пер¬
вых десятков метров до первых километров, а глубина — от 1 до 15 м.
135
Рис. 51. Классификация термокарстовых образований, развитых на севере Западно-Си¬
бирской плиты (составили И. И. Шаманова и Ю. Т. Уваркин)
Хасыреи — дренированные озерные котловины — развиты столь же ши¬
роко. Их размеры, форма и глубина аналогичны существующим обвод¬
ненным котловинам. Днища плоские, заболоченные, иногда с откры¬
тыми зеркалами воды. Характерны бугры и площади пучения (новооб¬
разования многолетнемерзлых пород).
Плоскозападинные образования — сухие или заболоченные запади¬
ны, блюдца диаметром от 3 до 50—70 м, глубиной от 0,2 до 1,0 м. Днище
плоское, форма их в плане круглая, реже — овальная.
Полигонально-ячеистые образования — сухие или слабо заболочен¬
ные западины в центре полигонов. Диаметр их от 3 до 15 м, глубина
0,2—0,5 м, форма округлая.
Весьма многообразны формы остаточно-полигональных образова¬
ний. Плоскополигональные их формы — система заболоченных межпо¬
лигональных понижений шириной от 1—2 до 30 м, глубиной 0,5—1,5 м.
Борта понижений пологие, днища плоские. Западинно-бугристые обра¬
зования представляют собой систему бугров и понижений, расположен¬
ных в правильном (шахматном) порядке. Высота бугров 1—5 м, диа¬
метр 5—20 м, ширина понижений 1—20 м. Блочные образования — это
система блоков размером до сотен метров, высотой до 3 м и пониже¬
ний шириной до 50 м, образующих в плане полигональную сеть.
Скрытополигональные образования — обширные плоскодонные за¬
болоченные понижения шириной от 30 до 100 м и более, глубиной до
1 м. Борта пологие, форма в плане неправильная («фестончатая»). За¬
ключительная стадия развития плоскополигонального рельефа.
Полигонально-западинные образования обычно представлены су¬
хими или обводненными западинами и воронками на месте сочленения
повторно-жильных льдов. Ширина 1—10 м, глубина до 3 м, форма —
от круглой до сильно вытянутой.
Провально-котловинные образования имеют диаметр от десятков
метров до первых километров и глубину от 3 до 30 м.
Термокарстово-эрозионные формы также развиты широко и разви¬
ваются по разным типам подземных льдов (см. рис. 51). Полигонально¬
долинные образования — это долины и русла небольших ручьев, часто
меняющих направление под прямым углом (по полигональным трещи¬
нам). Русла узкие (0,5—2,0 м), глубина ручьев 1—2 м, берега крутые,
часто отвесные.
136
Рис. 52. Схема распространения термо¬
карстовых образований Западно-Сибир¬
ской плиты (составила И. И. Шамано¬
ва):
I — территория наиболее активного развития
современного термокарста: 2— термокарст по
пластовым льдам; 3 — границы зон (I — пре¬
имущественно позднеголоценового термокарста
в минеральных грунтах, II — современного и
позднеголоценового термокарста, III — средне-
и позднеголоценового (реликтового) термо¬
карста преимущественно в торфяниках); 4 —
границы подзон развития термокарста (II А —
преимущественно в минеральных грунтах,
II Б — в торфяниках и минеральных грунтах,
II В — в торфяниках); 5 — южная граница
развития современного термокарста по пов¬
торно-жильным льдам; 6—12 — виды термо¬
карстовых образований; б — озера, 7 — хасы-
реи, 8 — плоские западины, 9 — остаточно-по¬
лигональные, 10 — провально-котловинные,
И — овражные, 12 — ложбинные
\шл
о |7
~тг-
с .
ъ аШ
I.V.V/I2L
® и
/о О/
Л
1—Ид|
~ 1Й
J V-; * лу
СоТ. .. .T?fv
• • lW
1—ы
v 1 ю
•л: * * ^j()\ \
f. / \
1—As\
u Iff
JUL .ЗбО
1 о Itfl
* 112
* ш
Полигонально-сетчатые образования представляют собой систему
заболоченных, четко выраженных понижений (глубина от 0,6 до 2 м,
ширина 1—3 м) и полигонов, в плане образующих правильную сеть.
Развиты на поверхностях, имеющих уклон.
Полигонально-овражные образования — овраги на участках рас¬
пространения повторно-жильных льдов. Глубина от 2 до Юм, ширина
от 3 до 50 м, длина — до сотен метров. Устье оврагов открывается
обычно в долины водотоков или глубокие озерные котловины. Днища
сухие или заболоченные.
Полигонально-ложбинные образования — обычно это ложбины, про¬
тягивающиеся на сотни метров по периферии торфяников. Ширина от
10 до 100 м, глубина не превышает 1,5 м; днища сильно заболочены.
Преобладание тех или иных морфогенетических разновидностей
термокарстовых форм, тенденция их развития, мощность приуроченных
к ним таликов подчиняются определенным зональным закономерностям.
В соответствии с этим территория региона по условиям развития тер¬
мокарста подразделяется на три зоны (рис. 52).— Южную (южнее
0Г30' с. ш.), Центральную (от 61°30' до 71°30' с. ш.), в которой выде¬
ляются три подзоны, и Северную (севернее 71о30' с. ш.). Выделенные
зоны и подзоны связаны с геокриологической зональностью Западно-
Сибирской плиты, так как развитие средне-позднеголоценового й сов¬
ременного термокарста* определяется зональными теплофизическими
факторами (уровнем инсоляции, распределением снежного покрова
и пр.).
Северная зона — эта зона преимущественно позднеголоценовых
термокарстовых образований в минеральных грунтах. Ее территории
свойственно сплошное распространение ММП. Верхние сингенетические
горизонты мерзлых толщ характеризуются высокой сегрегационной и
льдоцементной льдонасыщенностью и содержат мощные мономинераль-
ные залежи льда (повторно-жильного, инъекционного, инъекционно-сег¬
регационного). Потенциальная осадка пород при оттаивании верхней
Ю-метровой части — более 5 м, на участках развития пластовых льдов
возможны катастрофические тепловые осадки. Существующие условия
теплообмена на дневной поверхности (малая инсоляция; низкие средне¬
годовые температуры воздуха (—10... —12 °С); незначительная мощ¬
ность снежного покрова, не превышающая, как правило, 0,4 м), а так¬
же низкие среднегодовые температуры мерзлых пород (до —9°) небла¬
гоприятны для развития современного термокарста. Основные морфоге¬
* К современным термокарстовым образованиям отнесены развивающиеся фор
мы, возраст которых от нескольких лет до нескольких десятилетий.
137
нетические разновидности термокарстовых форм, распространенных в
этой зоне,— озера и хасыреи — это преимущественно позднеголоцено¬
вые образования, сформировавшие во время исторических потеплений
климата.
Из современных форм наблюдается лишь ограниченное проявление
термокарста гидротермического типа и термоабразионное разрушение
> берегов термокарстовых озер. Наиболее типичными современными тер¬
мокарстовыми формами, образовавшимися в результате увеличения
глубины сезонного , протаивания (при отрицательной среднегодовой
температуре грунтов), являются плоскозападинные, полигонально-яче¬
истые, полигонально-западинные. Из категории термокарстово-эрозион-
ных образований в Северной зоне распространены преимущественно по¬
лигонально-овражные формы, современные и позднеголоценовые. Тали¬
ки под просадочными образованиями отсутствуют, лишь под крупными
озерами (диаметром свыше 1 км) возможны сквозные талики, а под
озерами диаметром от 0,1 до 1,0 км в зависимости от глубины и воз¬
раста озера распространены несквозные талики мощностью от 30 до
100 м и более. В пределах обширных мелководий (глубина до 1 м)
отмечается слой сезонного протаивания мощностью от 0,5 до 2 м и бо¬
лее.
Центральная зона — зона развития современных и позднего¬
лоценовый термокарстовых образований. Она подразделяется на три
подзоны (см. рис. 52).
Северная подзона характеризуется распространением современных
и позднеголоценовых термокарстовых* образований преимущественно в
минеральных грунтах. Многолетнемерзлые породы в этой подзоне име¬
ют практически сплошное распространение и характеризуются высо¬
кой льдистостью, особенно в северной части, где очень широко развиты
сингенетические мерзлые толщи. Максимальная тепловая осадка* син¬
генетических сильнольдистых морских суглинков за счет мезотекстуро-
образующих льдов может достигать 2,5—3,5 м; при вытаивании повтор¬
но-жильных льдов мощностью 9—11 м величина осадки возрастает до
7—8 м; при наличии залегающих близ поверхности пластовых льдов
могут развиваться катастрофические тепловые осадки. В южной части
подзоны, на участках распространения малольдистых эпигенетических
мерзлых толщ тепловая осадка, как правило, не превышает 1 м.
Теплофизические предпосылки для развития современного термо¬
карста в целом несколько благоприятнее, чем в северной зоне. Однако
проявляется он весьма ограниченно: в основном это термокарст гидро¬
термического типа и термоабразионное разрушение берегов озерных
котловин. Преимущественное распространение на территории данной
подзоны имеют позднеголоценовые термокарстовые образования. Наи¬
более типичны следующие морфогенетические разновидности термокар¬
стовых форм: озера, хасыреи, плоскозападинные формы, полигонально¬
овражные, провально-котловинные и полигонально-ложбинные (в юж¬
ной части подзоны).
Основные особенности залегания кровли ММП под термокарсто¬
выми формами таковы. В пределах небольших озерных водоемов (диа¬
метром менее 0,1 км) в северной части подзоны талики (в том числе
и несквозные) отсутствуют, в южной — мощность таликовых зон от 3
до 80 м. Под более крупными озерами (диаметром до 1 км) мощность
таликов возрастает до 100 м и более, под озерными котловинами диа¬
метром свыше 1 км сформировались преимущественно сквозные та¬
лики. В границах хасыреев в зависимости от их размеров и возраста
мощность таликов от нескольких метров до 100 м и более; в северной
части подзоны возможно отсутствие таликов. Для хасыреев характерно
новообразование ММП мощностью от 3 до 50 м и более. Под плоско-
* Здесь и далее тепловая осадка, выраженная в метрах, дается при условии от¬
таивания верхней 10-метровой толщи пород.
238
западинными термокарстовыми формами и провально-котловинными
западинами талики отсутствуют. Под полигонально-овражными и поли¬
гонально-ложбинными термокарстовыми формами возможны талики
мощностью 8—15 м и более, а также новообразования мерзлых толщ
мощностью до 10—20 м.
Потенциальная возможность развития современного термокарста
в пределах северной подзоны уменьшается с юга на север, что связано
с ухудшением теплофизических условий для развития термокарста.
Центральная подзона — это площадь развития современных и позд¬
неголоценовых термокарстовых образований в торфяниках и минераль¬
ных грунтах. Она характеризуется прерывистым распространением преи¬
мущественно эпигенетических. ММП. Их толщи по сравнению с разви¬
тыми в северных районах сингенетическими породами содержат мень¬
шее количество сегрегационного льда и льда-цемента, а также моно-
минеральных залежей льда. Однако величины потенциальной тепловой
осадки грунтов верхней части разреза мощностью 10 м довольно зна¬
чительны— до 2—4 м, поскольку верхняя часть разреза мерзлых толщ
(до глубин 2—4 м) сложена в большинстве случаев сильнольдистым
торфом, подстилающимся суглинисто-глинистыми породами. На участ¬
ках распространения повторно-жильных льдов (в северной части подзо¬
ны) величина суммарной потенциальной осадки верхней 10-метровой
части разреза составляет более 4 м. Потенциальная тепловая осадка
при протаивании суглинисто-глинистых пород, не перекрытых торфом,
а также песчано-супесчаных пород, перекрытых маломощным (1—2 м)
слоем торфа, составляет 0,3—1,0 м [85, 98] .
Теплофизические предпосылки для проявления термокарста в дан¬
ной подзоне благоприятны: относительно высокий уровень инсоляции,
значительная мощность снежного покрова, сравнительно высокая (—2...
—7 °С) температура воздуха. Многолетнемерзлые породы этой под¬
зоны характеризуются высокой среднегодовой температурой (в основ¬
ном от 0 до —4 °С), они динамичны, естественные или техногенные
изменения условий теплообмена на поверхности вызывают увеличение
глубины сезонного протаивания, преобразование его в многолетнее и
развитие термокарста.
Сочетание широкого распространения неглубоко залегающих льдис¬
тых пород, содержащих (в северной части подзоны) мономинераль-
ные залежи льда, и благоприятных условий теплообмена почвы с атмос¬
ферой определило интенсивное развитие современного термокарста ин-
соляционного и гидротермического типов [116]. Данная подзона (осо¬
бенно ее северная часть) характеризуется наибольшим морфогенетиче¬
ским разнообразием термокарстовых форм, как современных, так и
позднеголоценовых, связанных с вытаиванием сегрегационных, пов¬
торно-жильных и сегрегационно-инъекционных льдов. Из категории соб¬
ственно термокарстовых образований здесь распространены следующие
виды: котловинные (озера, хасыреи), плоскозападинные, остаточно-по¬
лигональные, скрытополигональные, полигонально-западинные, про¬
вально-котловинные; из категории термокарстово-эрозионных образо¬
ваний — полигонально-сетчатые, полигонально-ложбинные и овражные
(развитые лишь в северной части подзоны).
Талики, сопутствующие указанным термокарстовым образованиям,
имеют следующие особенности. Озерные котловины диаметром свыше
0,1 км характеризуются сквозными таликами. Мощность подозерных та¬
ликов небольших озер (диаметром до 0,1 км) колеблется от 3 до 80 м.
В пределах хасыреев глубина залегания кровли ММП варьирует в ши¬
роких пределах — от нескольких метров до 100 м и более; под наибо¬
лее крупными древними (позднеголоценовыми) хасыреями возможны
сквозные талики. При наличии благоприятных условий (небольшая
мощность снежного покрова, суглинисто-глинистый состав поверхност¬
ных отложений и пр.) в хасыреях развивается процесс новообразования
мерзлых пород, мощность которых от 3—5 до 50 м. Плоскозападинные
139
термокарстовые образования характеризуются таликами мощностью от
1—2 до 20 м и более. Под остаточно-полигональными образованиями
(плоскополигональными и блочными) сформировались талики мощно¬
стью до 10—30 м и более; западинно-бугристые формы характеризу¬
ются, как правило, сквозными таликами. Глубина залегания кровли
ММП под провально-котловинными западинами не превышает в боль¬
шинстве случаев 5 м. Под полигонально-ложбинными и овражными тер¬
мокарстовыми образованиями мощность таликов составляет 5—20 м
и более; возможны новообразования мерзлых толщ мощностью до
10—20 м.
Потенциальная возможность проявления современного термокарста
в пределах центральной подзоны уменьшается с севера на юг, что
объясняется значительным сокращением в этом направлении площадей,
занятых ММП.
Южная подзона выделяется как территория развития современных
и позднеголоценовых термокарстовых образований в торфяниках. В ее
пределах ММП имеют остррвное распространение и приурочены исклю¬
чительно к массивам торфяников. Верхним горизонтом этих эпигене¬
тических мерзлых толщ свойственна значительная величина потен¬
циальной осадки при оттаивании — до 2—4 м. Это обусловлено высо¬
кой льдистостью торфа, слагающего верхнюю часть разреза (до глуби¬
ны 3—4 м'.и более), и подстилающих его супесчаных и суглинисто-гли¬
нистых отложений. Мономинеральные залежи льда нехарактерны.
Процесс современного многолетнего протаивания мерзлых толщ,
имеющих высокую температуру (от 0 До —1,0 °С) и вследствие этого
обладающих большой динамичностью, развивается в этой зоне доста¬
точно интенсивно. Этот процесс резко активизируется при техноген¬
ных нарушениях поверхностных условий. Развитие современного тер¬
мокарста проявляется в прогрессирующем многолетнем протаивании
грунтов под обводненными и необводненными понижениями, а также в
термоабразионной переработке берегов водоемов. Современные и позд¬
неголоценовые термокарстовые формы различаются не только морфо¬
логически, но и по направлению протекающих в них в настоящее время
криогенных процессов: в современных образованиях происходит мно¬
голетнее протаивание грунтов, в древних — многолетнее промерзание.
Наиболее ярко современный термокарст выражен на северном скло¬
не Сибирских Увалов, где преобладающее распространение имеют пес¬
ки и наблюдается повышенная мощность снежного покрова. На водо¬
раздельной части Сибирских Увалов этот процесс не проявляется столь
определенно. Это связано с наличием здесь сильнольдистых суглинис¬
тых отложений, залегающих под слоем торфа и затрудняющих процесс
многолетнего протаивания грунтов вследствие больших затрат тепла
на фазовые переходы при протаивании. На южном склоне Сибирских
Увалов определенные признаки деградации ММП отсутствуют; по-ви-
димому, у южной границы распространения мерзлых пород в Запад¬
ной Сибири могут существовать лишь те массивы мерзлых толщ, кото¬
рые в силу их термоинерционных свойств не реагируют на короткопе¬
риодные колебания температуры воздуха и изменения теплопотока к
подошве мерзлых толщ. Результаты расчетов, позволивших оценить
влияние короткопериодных колебаний климата на современную дина¬
мику мерзлых толщ данного региона, свидетельствуют об их относи¬
тельной стабильности при естественных поверхностных и грунтовых ус¬
ловиях. Их многолетнее протаивание в настоящее время может начать¬
ся лишь при искусственном нарушении теплообмена.
Термокарстовые образования данной подзоны весьма однообраз¬
ны, поскольку они связаны в основном с вытаиванием резко преобла¬
дающих здесь сегрегационных льдов, в меньшей степени — инъекцион¬
но-сегрегационных. Наиболее распространены следующие виды термо¬
карстовых образований: озера, хасыреи, плоскозападинные формы, ос¬
таточно-полигональные, провально-котловинные. Большей части этих
НО
образований свойственны сквозные талики, лишь под небольшими плос-
козападинными формами кровля ММП залегает на глубине от 1—2
до 10—20 м и более, под провально-котловинными западинами — 5 м
и более.
Южная зона представляет собой зону средне- и позднеголоце¬
новых (реликтовых) термокарстовых образований преимущественно в
торфяниках. Просадочные формы рельефа представлены здесь реликто¬
выми образованиями — озерными котловинами и обширными заболо¬
ченными депрессиями. Существование крупных озер свидетельствует о
большой льдонасыщенности горизонтов верхнеплейстоценовых мерзлых
толщ. По-видимому, эти горизонты содержали значительное количество
повторно-жильных льдов, поскольку вытаивание лишь сегрегационных
льдов, содержащихся в песках, широко распространенных в данной зо¬
не, не могло бы привести к столь значительным по площади и глубине
тепловым осадкам грунтов.
Таким образом, в пределах Западно-Сибирской плиты в направ¬
лении с севера на юг прослеживается улучшение теплофизических усло¬
вий развития современного термокарста. В том же направлении умень¬
шается льдосодержание в ММП (в основном за счет мономинеральных
залежей льда). Наибольшее разнообразие современных и позднеголо¬
ценовых морфогенетических видов термокарстовых образований наблю¬
дается в центральной подзоне центральной зоны, где сочетаются благо¬
приятные теплофизические условия развития термокарста и высокая
льдонасыщенность верхних горизонтов ММП.
Отмеченные зональные особенности развития термокарста ослож¬
няются рядом региональных факторов, в числе которых необходимо от¬
метить геоморфологическое строение и неотектонику. Так, в пределах
каждой зоны наблюдается закономерное изменение условий распро¬
странения, морфологических особенностей и интенсивности развития
термокарстовых образований на различных геоморфологических уров¬
нях, что связано с возрастом последних, историей их развития, геоло¬
гическим строением и дренированностью. Число морфогенетических раз¬
новидностей и возраст просадочных форм рельефа в целом увеличи¬
ваются от низких геоморфологических уровней к более высоким, дости¬
гая максимума в границах слабодренированной поверхности озерно-ал¬
лювиальной равнины (III терраса). В пределах более высоких уровней
(IV—V террасы) развитие термокарста заметно уменьшается вследст¬
вие их большей расчлененности. С влиянием дренированности поверхно¬
сти связана четкая закономерность; значительное уменьшение распро¬
странения термокарстовых форм при приближении к долинам крупных
водотоков.
Солифлюкция. Течение оттаивающих пород на склонах на севере
Западно-Сибирской плиты развито достаточно широко. Солифлюкция
происходит в основном в супесчано-суглинистых образованиях в усло¬
виях их избыточного увлажнения, которое связано с широким разви¬
тием неглубоко залегающих надмерзлотных вод в пределах сезоннота¬
лого слоя. Наиболее благоприятно солифлюкция развивается на склонах
крутизной 5—20° при мощности талого слоя 0,4—1,0 м. По скорости
протекания процесса солифлюкцию можно разделить на два типа: быст¬
рую и медленную; в соответствии с этим различаются и образуемые ею
формы микрорельефа.
Большинство факторов, влияющих на сезонное промерзание и про-
таивание и избыточное переувлажнение верхнего слоя горных пород,
таких, как распределение и мощность снежного покрова, раститель¬
ность, мощность сезонноталого слоя, подчиняются природной зонально¬
сти. Например, увеличение мощности сезонноталого слоя при движении
с севера на юг и смена тундровой растительности на таежную неблаго¬
приятно сказываются на развитие солифлюкции и приводят к значи¬
тельному уменьшению удельного веса ее в ряду склоновых процессов
в южных частях криолитозоны Западной Сибири.
141
Рис. 53. Схема распространения солит
флюкдии на севере Западно-Сибирской?
плиты:
1—5 — области: 1 — значительного проявления
быстрой солифлюкции (оплывины, ложбины)
в местах развития термоэрозии на склонах
крутизной более 15—20е; 2 — значительного
проявления медленной солифлюкции (соли-
флюкционные террасы, потоки, валы, гряды,
покровы) на склонах крутизной 3—40J; 3 —
умеренного проявления медленной солифлюк¬
ции (солифлюкционные террасы, валы, гряды,
покровы) на склонах крутизной 5—20°; 4 —
незначительного проявления медленной соли¬
флюкции (солифлюкционные террасы, покро¬
вы) на склонах крутизной 5— 20ь; 5 — редкого
проявления медленной солифлюкции (мелкие
солифлюкционные террасы) на склонах кру¬
тизной 5—20°; 6 — границы областей; 7 — юж¬
ная граница распространения многолетнемерз¬
лых пород верхнего слоя
Анализ региональных закономерностей позволяет провести райони¬
рование территории по характеру развития солифлюкционных процес¬
сов, различающихся по скорости и степени проявления. Для медленной
солифлюкции выделяются области значительного, умеренного, незначи¬
тельного и редкого проявления, для быстрой — область значительного*
проявления (рис. 53).
Область значительного развития медленной солифлюкции приуро¬
чена к подзоне средней тундры и тундровым районам Зауралья. Тече¬
ние грунта на склонах образует характерные формы микрорельефа, та¬
кие, как террасы, потоки, валы, гряды, покровы. Солифлюкционные язы¬
ки и террасы имеют ширину в несколько метров или первые десятки
метров, а высота фронтального уступа не превышает 2 м. В долинах
ручьев и малых рек района встречаются солифлюкционные языки, име¬
ющие длину до 100 м при ширине 25—30 м, а высоту фронтального
уступа порядка 1—1,5 м. Солифлюкционные подвижки наблюдаются
весной и осенью, в период дождей.
Область умеренного проявления медленной солифлюкции включает
подзоны северной и южной тундры, лесотундры и севера северной тай¬
ги (см. рис. 53). Уменьшение проявления солифлюкционных процессов
в северотундровых районах объясняется сокращением мощности се¬
зонного протаивания. Солифлюкционные формы микрорельефа пред¬
ставлены мелкими террасками, покровами, иногда образующими в ниж¬
них частях склонов уступы и валы.
Природные условия лесотундры и особенно севера тайги в целом
менее благоприятны для развития солифлюкционных процессов, чем в;
более северных районах, что объясняется большей закрытостью терри¬
тории растительностью и довольно большим протаиванием пород сезон¬
ноталого слоя (до 1,5—2,5 м) на минеральных грунтах, способствую¬
щим перераспределению влажности в пределах сезонноталого слоя без
существенного переувлажнения грунтов. Тем не менее солифлюкция в-
этих районах имеет достаточно широкое распространение, чему способ¬
ствует практически повсеместное развитие маломощных покровных об¬
разований супесчано-суглинистого состава, обладающих тиксотропны¬
ми свойствами в переувлажненном состоянии, развитых почти на всех
элементах рельефа. На севере Пур-Тазовского междуречья в отдельных
долинах небольших ручьев наблюдается асимметрия склонов, обуслов¬
ленная солифлюкционными процессами. Склоны южной экспозиции по¬
логие, у подножия склона выражены уступы высотой 1—1,5 м. Склоны
северной экспозиции более крутые.
В области умеренного проявления медленной солифлюкции наибо¬
лее активные движения отмечаются весной, в начале сезонного протаи¬
вания, когда мощность протаявшего слоя грунта находится в пределах
1 м, а грунты переувлажнены как за счет протаивания ледяных вклю¬
142
чений в горных породах* так и за счет увлажнения талыми водами. В пе¬
риод дождей активизация движения солифлюкционных отложений ве¬
роятна на участках неглубокого протаивания, приуроченных к склонам
северной экспозиции, т. к. неглубокое протаивание при одних и тех же
дождевых осадках приводит к большему переувлажнению пород.
Область незначительного проявления медленной солифлюкции сов¬
падает с подзоной северной тайги (см. рис. 53). Широкое распростране¬
ние лесов на водоразделах и значительные глубины сезонного протаива¬
ния препятствуют широкому развитию солифлюкции. Течение пород
происходит, как правило, на безлесных склонах крутизной 5—20°, сло¬
женных глинистыми отложениями, и образует солифлюкционные покро¬
вы, иногда — небольшие по размерам террасы в нижних частях скло¬
нов. Развито оплывание пятен-медальонов.
Область редкого проявления медленной солифлюкции приурочена
к подзоне средней тайги (см. рис. 53). В этих районах солифлюкция
практически не развивается. Лишь на безлесых участках, где на
склонах северной экспозиции крутизной 5—20°, сложенных мерзлыми
глинистыми породами, можно ожидать развитие солифлюкции, кото¬
рая образует небольшие формы микрорельефа, в основном в виде со¬
лифлюкционных террасок в нижних частях склонов.
Конкретных данных о скорости медленных солифлюкционных дви¬
жений для районов Западной Сибири очень мало. Так, имеются дан¬
ные по измерениям скорости медленной солифлюкции в районе г. Са¬
лехарда в отложениях, представленных пылеватым легким суглинком.
Скорость смещения верхнего слоя пород на склоне составила, по дан¬
ным Т. Н. Каплиной, 2,3 см/год.
В пределах Западной Сибири область значительного проявления
быстрой солифлюкции (см. рис. 53) совпадает с подзонами северной и
средней тундры. Быстрая солифлюкция приурочена к склонам крутиз¬
ной более 15—20°, сложенных сильнольдистыми супесчано-суглинисты¬
ми породами. Особой интенсивностью протекания быстрой солифлюк¬
ции отличаются участки с близким залеганием к поверхности залежей
подземного льда или развитием в верхних горизонтах сильнольдистых
дисперсных грунтов, в частности участки термоденудационных уступов
и цирков. Быстрая солифлюкция формирует натеки, преимущественно
в форме языков, занимающих самые пониженные участки склонов.
Своеобразным проявлением быстрой солифлюкции являются так
называемые оползни-оплывины [94, 97, 118]. Они имеют широкое рас¬
пространение на склонах в пределах IV и V морской равнин, сложен¬
ных глинистыми породами, на западе п-ова Ямал и на расчлененной
поверхности V морской равнины, также сложенной глинистыми порода¬
ми, на Гыданском полуострове. Тело оползня-оплывины сложено поро¬
дами сезонноталого слоя мощностью 0,8—1,0 м, сместившимися вниз
по склону. На полуострове Гыданский в верховьях р. Тадибеяха раз¬
меры сместившихся блоков достигают в длину 150—200 м при ширине
50—100 м.
Быстрая солифлюкция на термоэрозионных участках происходит
в течение всего теплого периода года, сплывание происходит как непре¬
рывно с небольшой скоростью, так и периодически по мере накопле¬
ния водонасыщенного материала. Смещение оползней скольжения про¬
исходит в конце теплого периода, когда протаивание достигает прак¬
тически максимальных величин после сильных дождей. Скорости дви¬
жения оплывин изменяются от первых десятков метров в сутки до не¬
скольких метров в минуту.
Термоэрозия. В регионе наиболее активна термоэрозия, связанная с
деятельностью временных водотоков. Она выражается в образовании
промоин, эрозионных врезов, оврагов и балок на различных геоморфо¬
логических уровнях. Однако проявление овражной эрозии в естествен¬
ных условиях в регионе крайне неравномерно.
143
По данным Б. Ф. Косова и Г. С. Константиновой, зоны лесотундры
и тайги — практически безовражные территории с густотой овражной
сети до 0,01 км/км2 и плотностью не более двух оврагов на площади
100 км2. Причем овраги встречаются в основном по берегам крупных
рек, а водораздельные пространства являются практически безовражны-
ми. Наиболее заовраженной является северная часть Западной Сибири,
совпадающая с зоной тундры. Здесь овраги распространены не только
вдоль крупных и средних рек, но и по берегам озер, мелких рек и на
водоразделах.
В северных районах Западной Сибири ряд условий способствует
развитию овражной эрозии. Хотя количество осадков в теплый период
(160—350 мм) здесь меньше, чем в южных районах, но выпадают они
в течение 3,5—4 мес., что вместе с наличием близко залегающего мерз¬
лого водоупора обеспечивает интенсивный поверхностный сток. Ливне¬
вые дожди редки и роль их в развитии оврагов невелика, однако за¬
тяжные дожди средней интенсивности могут иметь существенное зна¬
чение в эрозионных процессах.
Существует мнение, что весенние талые воды не участвуют в про¬
цессе образования оврагов на севере Западной Сибири. Однако, по
данным стационарных режимных наблюдений в районе г. Лабытнанги,
проведенных В. К. Данько, весенние талые воды обеспечивают не ме¬
нее 75 % годового прироста оврагов.
Активности оврагообразования в тундровой зоне Западной Сибири
способствует также малая мощность и разреженность растительных по¬
кровов. На склонах и выпуклых водоразделах часто встречаются пятна-
медальоны, песчаные раздувы, лишенные растительности. Растительный
покров нарушается также в результате криогенного растрескивания,
термокарста, солифлюкции и других склоновых процессов. Именно на
участках с нарушенным растительным покровом обычно зарождаются
овраги. Благодаря наличию многолетнемерзлых пород, способствую¬
щих высокому поверхностному стоку, оврагообразование на севере За¬
падной Сибири может происходить достаточно интенсивно даже при
сравнительно небольших площадях водосбора. Здесь, особенно в пре¬
делах современных поднятий, широко распространены мелкие и пыле¬
ватые пески, обладающие при прочих равных условиях наименьшей
сопротивляемостью размыву. Интенсивность размыва песков на 1—2 по¬
рядка выше, чем суглинков. По данным натурных экспериментальных
исследований, выполненных В. К. Данько, оттаивающие грунты размы¬
ваются в 10—15 раз интенсивнее немерзлых. Интенсивность размыва
оттаивающих грунтов возрастает с увеличением их влажности. Пр ичем
глинистые грунты со слоистой и сетчатой криогенными текстурами раз¬
мываются интенсивнее, чем с массивной. Таким образом, геокриологи¬
ческие факторы наиболее благоприятны для оврагообразования в се¬
верных и центральных частях полуостровов Ямал и Гыданский, где
широко распространены сингенетические многолетнемерзлые породы, и
в центральной части Тазовского полуострова, где верхние части разре¬
зов эпигенетических многолетнемерзлых пород часто отличаются высо¬
кой льдистостью.
На севере Западной Сибири термоэрозия развивается во взаимо¬
действии с другими физико-геологическими процессами, которые акти¬
визируют или тормозят развитие оврагов, определяют их морфологиче¬
ские особенности. Так, криогенное растрескивание грунтов способст¬
вует овражной эрозии. На участках с повторно-жильными льдами тер¬
моэрозия может сопровождаться термокарстом, что приводит к форми¬
рованию характерного эрозионно-полигонального рельефа, представля¬
ющего систему преимущественно прямоугольных полигонов размером
15x20, 20X30 м, разделенных межполигональными понижениями, име¬
ющими глубину 0,6—2,0 и ширину 1,0—3,0 м.
Эоловые процессы могут способствовать развитию эрозионных про¬
цессов. В результате дефляции нарушается растительный покров на
144
склонах и в прибровочных частях водоразделов, образуются линейные
формы выдувания, по которым за счет концентрации поверхностного
стока зарождаются и развиваются эрозионные формы, представленные
промоинами, канавами и небольшими оврагами. Длина их обычно ко¬
леблется от нескольких метров до нескольких десятков метров, редко
достигая 150—200 м, ширина изменяется от 0,5 до 20 м, глубина —
от 0,2 до 6 м, поперечный профиль этих эрозионных образований обыч¬
но V-образный, крутизна склонов достигает 30—40°. Дефляция может
также способствовать прекращению эрозии в результате заполнения
небольших эрозионных форм эоловыми песками.
Большое значение для развития овражной эрозии имеют боковая
эрозия рек и термоабразия по берегам моря, губ и озер. На подмы¬
ваемых берегах моря, губ, озер и рек постоянно существуют условия
для зарождения и активного развития оврагов. За счет подмыва бере¬
га и, следовательно, смещения базиса эрозии в сторону водораздела
происходит постоянная активизация эрозии оврага, на таких участках
нередко имеются висячие устья. Длина оврагов здесь достигает 100 м,
реже — 300 м, глубина вреза — 50 м, ширина поверху — 50 м и более.
Поперечный профиль их в нижней и средней частях обычно V-образный^
продольный уклон тальвега значительный.
Важнейшая роль в оврагообразовании принадлежит склоновым
процессам (солифлюкции, сплывам, осыпям, обвалам и т. п.). В цент¬
ральных частях Тазовского полуострова расширение оврагов за счет
склоновых процессов может достигать 6 м в год и более.
Пространственная локализация и интенсивность оврагообразова-
ния на севере Западной Сибири находится в тесной зависимости от тек¬
тонических особенностей территории. Подавляющее большинство ак¬
тивных оврагов приурочено к положительным тектоническим структу¬
рам второго порядка, испытывающим новейшие поднятия (Ямбургско-
му, Геофизическому, Гыданскому куполовидным поднятиям, Арктиче¬
скому валу и др.). Такая локализация обусловлена значительной густо¬
той гидрографической сети (местных базисов эрозии), достаточно боль¬
шими относительными превышениями, преобладанием слабо устойчи¬
вых к размыву пылеватых и мелкозернистых песчаных грунтов.
Купольные части поднятий обычно резко отличаются по густоте
овражно-балочной сети от окружающей территории. Так, в западной
(купольной) части Ямбургского поднятия густота овражно-балочной се¬
ти в среднем составляет 1,0—1,2 км/км2, достигая на отдельных участ¬
ках 2,5 км/км2. В периферийных же и сниженных частях поднятия гус¬
тота овражно-балочной сети не превышает 0,1—0,3 км/км2. Эта осо¬
бенность распределения овражно-балочной сети столь закономерна, что
может служить одним из дешифровочных признаков при ландшафтной
индикации унаследованных положительных структур II—III порядков.
Скорость роста термоэрозионных оврагов в начальной стадии со¬
ставляет в длину 5—20 м в год, в ширину поверху 2—6 м в год, причем
наибольшая часть годового прироста приходится на весенний период
снеготаяния. Общая продолжительность роста до затухания, выполажи-
вания и зарастания склонов составляют: длина — от 0,3 до 1 км и бо¬
лее, глубина — от 20 до 30 м, ширина поверху — 30—50 м.
В результате термоэрозии формируется овражно-балочная сеть,
которая в зависимости от рассмотренных выше факторов и стадий раз¬
вития распределена на севере Западной Сибири крайне неравномерно
и имеет в разных районах свои морфологические особенности. Состав¬
ленная Б. Ф, Косовым и Г. С. Константиновой в 1973 г. карта овраж-
ности севера Западной Сибири (рис. 54) дает общее представление о
заовраженности этой территории. По берегам Карского моря, Обской
и Тазовской губ, крупных рек, таких, как Обь, Пур, Таз и другие, ши¬
роко распространены преимущественно короткие овраги в разных ста¬
диях развития. На обширных междуречных пространствах густая ов¬
ражно-балочная сеть приурочена преимущественно к положительным
10 Зак. 514 145
тектоническим структурам. Наи¬
более широко овражная эрозия
развита в западной и централь¬
ной частях Тазовского полуостро¬
ва, в центральных и северных
районах полуостровов Ямал и
Гыданский [88, 99, 118].
Термоабразия. Значительная
протяженность береговой линии
Карского моря и Обской губы,
большое число озер на террито¬
рии криолитозоны Западной Си¬
бири служат предпосылкой ши¬
рокого развития в регионе термо¬
абразии — комплексного теплово¬
го и механического процесса, ко¬
торый вызывается волновым воз¬
действием на берега, сложенные
ММП. Термоабразия тем интен¬
сивнее, чем больше льдонасы-
щенность мерзлой породы. Наи¬
более интенсивно она протекает
на берегах, сложенных ледовым
комплексом, или породами, вмещающими .повторно-жильные и пласто¬
вые льды. I
Сведения о скорости термоабразии берегов на севере Западной Си¬
бири немногочисленны. Непосредственные наблюдения за разрушением
4-километрового участка западного берега Ямала проводились в райо¬
не полярной станции Марре-Сале. По данным этих наблюдений [117],
скорость термоабразии составляет в среднем 2 м/год. Это совпадает с
данными по скорости разрушения берегов в Карском море [96]. Ши¬
роко известные данные (Кальянов) по скорости разрушения мыса Лес-
кина (150—200 м/год) рассматриваются в настоящее время как сильно
преувеличенные [5, 117].
По наблюдениям за разрушением берегов термокарстовых озер в
лесотундровой зоне [117], а также по положению береговой линии в
разные годы путем сравнения аэрофотоснимков разных лет для северо¬
таежной зоны средняя скорость отступания берегов небольших в пла¬
не озер (сотни метров в поперечнике) не превышает 10—20 см/год.
При этом скорость разрушения отдельных мысов может достигать 1 —
2 м/год. Скорость разрушения берегов больших озер (десятки километ¬
ров в поперечнике) в среднем составляет 1—2 м/год. В местах выхода
пластовых льдов она возрастает до 7—10 м/год.
Эоловая дефляция. Эоловые процессы развиты в естественных ус¬
ловиях довольно широко и играют существенную роль в формировании
рельефа и инженерно-геологических условий криолитозоны Западно-
Сибирской плиты [65, 97, 118]. Особенно возросло их значение в пос¬
леднее десятилетие в связи с хозяйственным освоением региона. Вы¬
деляются древние (плейстоценовые) и современные эоловые формы.
Древние дефляционные образования на севере Западной Сибири,
по мнению А. А. Земцова [64], встречаются крайне редко. Они пред¬
ставлены замкнутыми котловинами до 0,5 км в поперечнике при глу¬
бине 3—5 м, по бортам которых располагаются небольшие холмы и
дугообразные валы, поросшие лесом. Котловины нередко заполняются
водой, и образовавшиеся озера изменяют их первоначальный облик.
Современные эоловые процессы наиболее интенсивно протекают в
северной части региона; к югу их интенсивность значительно уменьша¬
ется, что связано с уменьшением повторяемости сильных ветров и сме¬
ной тундровой растительности на лесную. Развитию эоловых процессов
способствует широкое распространение мелких и пылеватых песков.
146
Рис. 54. Схематическая карта овражности
севера Западно-Сибирской плиты (по
Б. Ф. Косову и Г. С. Константиновой).
Площади: 1 — безовражные, 2 — очень слабоов¬
ражные, 3—слабоовражные, 4 — среднезаовраж-
ные, 5 — сильно заовражные
В долинах большинства крупных и средних рек эоловые процессы
проявляются на незадернованных или слабо задернованных поймах, бе¬
реговых отмелях и косах. Дефляционные формы представлены котло¬
винами, воронками и рытвинами выдувания, поперечные размеры кото¬
рых обычно не превышают несколько метров, реже десятков метров, а
глубина менее 1 м, что объясняется близким залеганием уровня грун¬
товых вод.
На побережьях Обской и Тазовской губ эоловые процессы развива¬
ются так же, как в долинах рек, но с большей активностью, что объ¬
ясняется более сильными ветрами в этих районах. Нередко дефляция,
начавшись на береговых отмелях и пляжах, разрушает береговой уступ
и продолжается в пределах I террасы, образуя значительные площади
выдувания.
В пределах междуречных равнин и на террасах эоловые процессы
на всех геоморфологических уровнях развиваются на участках, сложен¬
ных песчаными грунтами, преимущественно мелкими и пылеватыми. Для
этих участков характерна хорошая дренированность и слабая задерно-
ванность. Такие условия типичны для тектонических поднятий, в пре¬
делах которых эоловые процессы развиваются наиболее активно. Сов¬
ременные эоловые процессы широко распространены в Надым-Пуров-
ском, Пур-Тазовском междуречьях, полуостровах Ямал, Тазовский и
Гыданский.
Развитию эоловой дефляции способствует нарушение растительного
и напочвенного покровов и увеличение дренированности территории. По¬
этому часто она парагенетически связана с криогенным растрескивани¬
ем, термоэрозией, оползнями, обвалами.
По данным режимных наблюдений, в районе Ямбурга интенсив¬
ность дефляции с горизонтальной площадки достигает в среднем за
год 5 мм/мес, что составляет 600 м3 с 1 га в год. На площадках, где
за счет выдувания мелких частиц произошло накопление более крупно¬
го материала, интенсивность дефляции составляла лишь 1—2 мм/мес.
В береговых уступах дефляция может происходить в течение всего года,
а интенсивность ее колеблется от 5 до 20 мм/мес.
В результате дефляции образуются воронки, котловины и площад¬
ки выдувания, которые на первых стадиях имеют неправильную фор¬
му, но по мере развития приобретают округлые, овальные или петле¬
видные очертания. Дефляционные котловины обычно имеют диаметр
5—20 м, реже — до 100 м и глубину до 1—1,5 м, реже до 3 м, хотя в
некоторых случаях достигают более значительных размеров. Площади
выдувания, имеющие в поперечнике до нескольких сотен метров и глу¬
бину обычно не более 1 м, являются характерными формами эЪлового
рельефа. В ходе дефляции слоистых неоднородных по плотности пес¬
ков на крупных незадернованных склонах оврагов и террас образуются
характерные ребристые остаточные формы.
В целом интенсивность эоловой дефляции в регионе выше на бо¬
лее высоких геоморфологических уровнях и в более высоких широтах.
Новообразование многолетнемерзлых пород. Современное форми¬
рование ММП происходит вследствие изменения условий теплообмена
литосферы с атмосферой при близких к нулю среднегодовых темпера¬
турах грунтов. Изменение это может быть как периодическим, так и
однонаправленным. Короткопериодные колебания климата приводят к
изменению среднегодовых и среднемесячных температур воздуха, ко¬
личества атмосферных осадков, мощности снежного покрова и т. д., ко¬
торые могут достигать значительной величины. В результате этого глу¬
бина сезонного промерзания периодически превышает глубину сезон¬
ного оттаивания, а на участках с немерзлыми породами периодически
формируются перелетки и маломощные линзы мерзлых пород.
В случае однонаправленного изменения условий теплообмена гор¬
ных пород с атмосферой (за счет систематического уменьшения тепло-
прихода в грунт либо увеличения расходной части теплового балан-
10* 147
Таблица l8
Типы и характеристика новообразований многолетнемерзлых пород На севере Западно-Сибирской плиты (составила Л. Н. Крицук)
Типы новообразований^
многолетнемерзлых
пород
Процессы,
вызывающие
формирование
новообразований
Характеристика
типов местности
Состав пород,
их влажность к весу
влажной навески,
%
Мощность
сезонноталого
слоя, м
Криогенная
текстура
Мощность новообра¬
зованных мерзлых
пород, м*
Районы формиро¬
вания
I. Периодические
(неустойчивые)
Короткопериод¬
ные колебания
климата
Придолинные
участки IV и
V морских равнин
с лишайниковы¬
ми редколесья¬
ми и рединами
Суглинки, супе¬
си, 15—20; су¬
глинки, супеси,
10—15
1,0—2,0
Г
Массивная, пор¬
фировидная
3,7
2,0—7,5 (23)
4, Э
2,9—9,0
Северная тайга
Южная лесо¬
тундра
И. Постоянные
(устойчивые)
Формирование
на поверхности
теплоизолирую¬
щего слоя из
сфагновых мхов
Слабо дрениро¬
ванные водораз¬
дельные участки,
крупнокочкова¬
тые, с угнетенны¬
ми сфагновыми
редколесьями, ре¬
динами и от¬
дельными де¬
ревьями
Торф, 70—80;
пески, 20—25;
супеси, 20—30;
пески заторфо-
ванные, 30
0,0—0,3
В торфе и су¬
глинках — линзо¬
видная, микро-
и тонкошлировая;
в песках — пор¬
фировидная,
массивная
0,9—4,5 (40)
2,8
1,1-6,5 (10>
Северная тайга
Южная лесо¬
тундра
Участки плоской
и гривистой пой¬
мы крупных и
средних рек со
сфагновыми ле¬
сами и редко¬
лесьями
Супеси, 30—40;
пески, 20—25
0,0—0,3
В супесях — тон¬
кошлировая;
линзовидная; в
песках — массив¬
ная, порфировид¬
ная
2,9
1,0—9,7 (23>
Северная тайга
1
1 1 1
Затенение по¬
верхности в сом¬
кнутых поимен¬
ных лесах
Участки плоской
и гривистой пой¬
мы с сомкнутыми
смешанными тра¬
вяно-моховыми
лесами (СК** —
0,5)
Пески, 15—20;
линзы торфа,
60—80
0,0—2,5
В песках — мас¬
сивная; в тор¬
фе — линзовид¬
ная; среднешли-
ровая
5,9
2,4—8,6 (13)
2,0—8,0
Северная тайга
Южная лесо¬
тундра
Уменьшение кон¬
вективной со¬
ставляющей теп¬
лообмена в воде
при обмелении
озер и водотоков
Краевые части об¬
ширных поймен¬
ных болот с кус-
тарничково-сфаг-
новыми сообщест¬
вами; зарастаю¬
щие спущенные
озера — хасыреи с
травяно-моховыми
сообществами
Торф, 50 и более;
заторфованные
супеси, пески,
20—30
0,3—0,5
Линзовидная,
микро- и тон-
кошлировая
3,5
0,9—6,9 (18)
3,2—12 ^
10(1)
Северная тайга
Лесотундра
Тундра
Полосы стока,
мелкие долины
временных водо¬
токов, лога с кус-
тарничково-сфаг-
новыми сообщест¬
вами (между¬
речья)
Торф, 50; сугли¬
нок, песок затор-
фованный, 30—40
В торфе — микро-
шлировая, лин¬
зовидная; в су¬
глинках — тонко-
шлировая, часто¬
слоистая
3,5
0,9—8,4
з.о
1,5—4,8 (4)
Северная тайга
Южная лесо¬
тундра
Возрастание
теплопотерь из
грунта за счет
уменьшения теп¬
лоизолирующей
роли снега
Растущие бугры
пучения:
а) в тыловых ча¬
стях высокой пой¬
мы рек;
б) среди грядо-
во-мочажинных
болот;
в) в пределах
хасыреев
Торф 70—90;
пески, суглинки,
30—40
В торфе — микро-
шлировая, линзо¬
видная; в су¬
глинках — часто¬
слоистая, мелко-
и среднесетчатая
1,5—9,4
5,4 (1)
10,0(1)
Северная тайга
Южная лесо¬
тундра
Тундра
• В числителе указано значение, в знаменателе — пределы изменения, в скобках сбоку —число определений (наблюдений в скважинах).
** СК — сомкнутость крон.
са) формируются устойчивые новообразующиеся многолетнемерзлые
породы. Таблица 18 иллюстрирует зональность процесса их образова¬
ния: с севера на юг вместе с повышением среднегодовой температуры
грунтов увеличиваются число типов новообразований мерзлых пород и
площадь, занятая ими. Наибольшее число типов отмечается в южных
районах криолитозоны с близкой к нулю температурой горных пород.
»В зоне сплошного распространения ММП новообразование мерзлых
толщ происходит исключительно при современном промерзании гидро¬
генных таликов и накоплении и промерзании современных осадков. По¬
этому площадь распространения таких новообразований здесь невели¬
ка, но зато скорость их формирования значительно выше, чем в зоне
островного распространения ММП, где скорость современного их обра¬
зования в значительной степени определяется естественной динамикой
растительного покрова.
Криогенное пучение пород. В пределах криолитозоны Западной Си¬
бири широко развито криогенное пучение при сезонном и многолетнем
промерзании пород.
Сезонное криогенное пучение. Сезонное пучение прояв¬
ляется весьма широко в различных по составу породах (от глин до тон¬
козернистых песков). Процессами сезонного пучения обусловлено обра¬
зование пятен-медальонов, мелкобугристого рельефа и сезонных бугров
пучения. Пятйа-медальоны распространены на относительно дрениро¬
ванных участках, мелкобугристый рельеф — на плоских участках тер¬
рас и междуречий, безлесных или занятых'угнетенными лиственничны¬
ми лесами. В пределах низинных болот, Пойм и хасыреев встречаются
сезонные бугры пучения высотой до 1 м.
Пространственная и временная изменчивость основных компонентов
геокриологической обстановки приводит к тому, что интенсивность крио¬
генного пучения изменяется от участка к участку в весьма больших
пределах, а на отдельных однородных участках оно проявляется па
площади не равномерно, а как случайный процесс. В зависимости от
сочетания факторов, определяющих развитие криогенного пучения (со¬
став пород сезонноталого и сезонномерзлого слоев, влажность пород
перед промерзанием, температурный режим промерзания), выделены
четыре типа криогенного пучения: I — весьма интенсивное, II — интен¬
сивное, III — слабое проявление, IV — процессы пучения практически
не проявляются.
Криогенное сезонное пучение пород широко развито на всех гео¬
морфологических уровнях. В пределах высоких уровней большая часть
территории характеризуется интенсивным и весьма интенсивным про¬
явлением криогенного пучения. Это объясняется тем, что сезонноталый
(сезонномерзлый) слой сложен пылеватыми суглинками, супесями и
пылеватыми песками. В условиях равнинного рельефа при близком за¬
легании кровли многолетнемерзлой толщи породы сезонноталого слоя,
как правило, увлажнены осенью почти до полной влагоемкости и часто
обводнены с поверхности. На более низких уровнях (I—III террасы)
интенсивность пучения уменьшается. Поймы сложены преимущественно
песчаными породами, поэтому криогенное пучение здесь развито ло¬
кально.
Результаты многолетних режимных наблюдений позволили вы¬
явить следующие закономерности сезонного пучения. Процесс пучения
начинается уже при промерзании самых верхних (3—5 см) горизонтов
и продолжается в течение всего периода промерзания. При промерза¬
нии сезонноталого слоя пучение наблюдается и после того, как мерзло-
томер отмечает смыкание промерзшего слоя с многолетнемерзлыми об¬
разованиями. Суммарная величина пучения в каждой точке не остается
постоянной, а изменяется по годам, что связывается прежде всего с
соответствующим увеличением или уменьшением мощности сезоннота¬
лого (сезонномерзлого) слоя. Причем средняя по глубине интенсивность
пучения — величина более устойчивая во времени, характерная для дан¬
150
ного типа криогенного пучения и не зависящая от мощности сезонно¬
талого слоя, что позволяет рекомендовать следующую эмпирическую
формулу: Лпуч=0,1|—30, где h — суммарная величина пучения, мм; | —
глубина сезонного оттаивания, мм.
Средняя по глубине интенсивность пучения характеризуется сле¬
дующими цифрами: для участков развития I типа криогенного пуче¬
ния— 6—10% и более для грунтов сезонномерзлого слоя, для участ¬
ков II типа — 3—6 % и для участков III типа — 1—3 %. Криогенное пу¬
чение проявляется по площади однородного участка не равномерно, а в
виде отдельных взбугриваний. Размер отдельных взбугриваний в плане
при пучении грунтов сезонномерзлого слоя в среднем составляет 10 м,
изменяясь от 15 до 8 м. Размер взбугриваний при пучении пород се¬
зонноталого слоя составляет 6—8 м, за исключением участков с пятна¬
ми-медальонами, где размер взбугриваний составляет 3—4 м, что часто
совпадает с размерами пятен-медальонов в плане [38]. При новообра¬
зовании ММП сезонное криогенное пучение переходит в многолетнее.
Отдельные сезонные взбугривания при соответствующих условиях пре¬
вращаются в растущие бугры пучения.
Многолетнее криогенное пучение. Процессы многолет¬
него пучения приводят к возникновению сегрегационных минеральных
и торфяно-минеральных бугров, площадей и гряд пучения, выпукло-буг¬
ристых и крупнобугристых торфяников, а также инъекционных бугров —
гидролакколитов [23, 60, 61].
Среди сегрегационных бугров пучения преобладают бугры высотой
до 2—5, реже — 8—10 м. В поперечнике размеры их изменяются от 15
до 100 м. Бугры пучения сложены сильнольдистыми суглинками, глина¬
ми и реже супесями. При наличии напора в водоносном горизонте, за¬
легающем на глубине 10—15 м, сегрегационные бугры пучения дости¬
гают максимальной высоты. Такие бугры прослеживаются в основном в
пределах поймы, I надпойменной и реже II надпойменной террас рек.
В пределах промерзающих хасыреев, сложенных супесчано-сугли¬
нистыми отложениями с линзами ранее обводненных песков, образуют¬
ся бугры, высота которых в настоящее время обычно не превышает
3—4 м и увеличивается по мере промерзания. В этих буграх льдистые
породы образуют линзы в верхней части разреза.
Наряду с одиночными буграми встречаются скопления их, образу¬
ющие гряды и площади пучения. В пределах площадей пучения, дости¬
гающих 0,1—0,5 км2, бугры расположены хаотично. Высота отдельных
бугров 3—5, реже — 8—10 м. Часто гряды пучения возникают вдоль
тылового шва пойм и надпойменных террас, где длина их может до¬
стигать нескольких километров.
Большинство бугров, площадей и гряд пучения реликтовые и в
настоящее время не растут. Местами отмечается разрушение одиночных
бугров пучения. Одновременно происходит также формирование и рост
как минеральных, так и торфяных сегрегационных бугров и площадей
пучения на низинных болотах, в поймах рек и хасыреях. О росте бугров
пучения свидетельствует довольно резкая смена растительных ассо¬
циаций на склонах бугров.
Площадное пучение болот приводит к образованию выпукло-буг¬
ристых и крупнобугристых торфяников. В пределах выпукло-бугристых
торфяников размеры отдельных бугров в плане не превышают 30—
35 м. Средняя высота бугров составляет 1,5—2, а максимальная — 3,5 м.
Размеры поперечников отдельных бугров крупнобугристого торфяника
могут достигать 250—300 м. Высота их в среднем составляет 2,5—3 м,
но может достигать 6—8 м. Крупнобугристые торфяники приурочены в
основном к северо-таежной подзоне изучаемой территории. В южной
лесотундре небольшие массивы крупнобугристых торфяников встрече¬
ны в днищах хасыреев, на IV и III озерно-аллювиальных равнинах.
Выпукло-бугристые торфяники распространены только в северной
тайге. Они образуют незначительные по площади массивы в долинах
151
малых рек и в пределах заболоченных тыловых частей пойм долин
крупных рек. Выпукло-бугристые торфяники образуются в настоящее
время из грядово-мочажинных болот.
Особо следует выделить гидролакколиты, которые нередко также-
относят к буграм пучения. В отличие от сегрегационных бугров пуче¬
ния, возникновение которых обусловлено миграцией влаги и образова¬
нием линз и прослоек льда, гидролакколиты растут за счет внедрения
напорных вод. Гидролакколиты, возникшие при промерзании замкнутых
таликов в хасыреях, достигают 150—200 м в поперечнике при высоте
15 м и более. Ледяные ядра их залегают на глубине 0,8—4 м от поверх¬
ности. Мощность ядер колеблется от 3—5 до 10 м и более. Наиболее
широко гидролакколиты этого типа встречаются в лесотундре и на юге
тундровой зоны в хасыреях озерно-аллювиальных равнин на левобере¬
жье р. Пур севернее р. Ямсовей и в южной части п-ова Ямал.
Наиболее крупные гидролакколиты (высотой до 25—30 м), образу¬
ющиеся в местах разгрузки напорных подземных вод, приурочены к по¬
ложительным тектоническим структурам, где обнажаются или залегают
близко к поверхности породы палеогена. Наиболее известный гидролак¬
колит в Западной Сибири — это сопка Парны-Седэ, расположенная в
тыловой части II надпойменной террасы р. Пур.
При новообразовании ММП и особенно при росте сегрегационных
бугров пученид скорость криогенного пучения весьма велика. С увели¬
чением мощности многолетнемерзлых пород она постепенно уменьшает¬
ся. Так, в год образования бугра скорость криогенного пучения дости¬
гает 200—250 мм в год. При увеличении Мощности мерзлых пород до
3 м она уменьшается до 60 мм/год, при 8 м — до 7—10 мм/год. В под¬
зоне северной тайги рост одиночных бугров пучения, расположенных
среди талых пород, прекращается при мощности вновь возникших мерз¬
лых 10—15 м. Скорость криогенного пучения при площадном новооб¬
разовании ММП значительно меньше, чем при росте одиночных бугров
пучения. В северной тайге она составляет 5—15 мм/год.
Криогенное растрескивание. Это процесс образования и роста тре¬
щин в мерзлом грунте вследствие понижения его температуры в зимнее
время ниже 0 °С. Криогенные трещины имеют протяженность от не¬
скольких метров до нескольких десятков метров, глубину — от полутора
до нескольких метров и ширину раскрытия — до нескольких сантимет¬
ров.
Как правило, мерзлый однородный массив разбивается сетью крио¬
генных трещин на прямоугольные в плане блоки — «полигоны». Фор¬
мирование подобных полигонов сопровождается развитием полигональ¬
но-жильных структур, развитых практически повсеместно севернее юж¬
ной границы лесотундры.
Образование криогенных трещин зависит как от физико-механиче¬
ских свойств грунтов, так и от их температурных условий, важнейшими
из которых являются следующие [37, 42, ИЗ]: средняя минимальная
температура поверхности грунта под снегом за самый холодный месяц
*оь амплитуда короткопериодных (с периодом 11—14 сут) температур¬
ных колебаний на поверхности грунта под снегом t02, средняя годовая
температура грунта на подошве слоя нулевых годовых амплитуд tcР.
Перечисленные характеристики температурного режима пород оказы¬
вают решающее влияние на образование криогенных трещин, их глу¬
бину и размеры полигонов при прочих равных условиях [87, 113].
Расчетным способом, скоррелированным с натурными данными,
установлено [ИЗ], что в условиях Западной Сибири криогенные тре¬
щины образуются в песчаных отложениях при средней минимальной
температуре поверхности грунта *0i около —20 °С и ниже, глинистых —
при температуре t0\ около —13 °С и ниже, торфах—при t01 около
—16 °С и ниже. В соответствии с этим на территории севера Западно-
Сибирской плиты выделяются три зоны криогенного растрескивания
(рис. 55).
152
Зона I характеризуется следующи¬
ми усредненными климатическими пока¬
зателями: toi—19...—21 °С; to2 3—4 °С;
/СР —7... —9 °С. В этой зоне в песках
образуются криогенные трещины глуби¬
ной м с размером полигонов ~15м.
В супесчано-суглинистых грунтах в этой
зоне имеют место трещины максималь¬
ной глубины ~6—8 м с полигонами раз¬
мером приблизительно 20—29 м. Торф в
этой зоне мог бы интенсивно растрески¬
ваться, однако торфяные отложения
здесь отсутствуют, так как они приуро¬
чены в основном к более южным райо¬
нам Западной Сибири.
Зона II характеризуется следую¬
щими климатическими условиями:
Ай—16...—18 °С; t02 2—3 °С; /Ср»
—3...—6 °С. При таких климатиче¬
ских условиях в супесчано-суглинистых
грунтах образуются криогенные трещи¬
ны глубиной ~5—7 м с размером поли¬
гонов ~30 м. В торфе в этой зоне имеют
место криогенные трещины глубиной на
всю мощность торфа (до 5 м) с размером
полигонов ~20—25 м. Криогенные тре¬
щины в песчаных отложениях практически отсутствуют. Они встречают¬
ся лишь на возвышенных, лишенных растительного покрова участках
(прибровочные части террас, песчаные раздувы и т. д., т. е. там, где tQ\
ниже —20 °С) и не имеют широкого распространения.
В зоне III при значениях f0i —13... —16 °С, tQ2 1—2 °С и tCp от 0
до —2 °С в супесчано-суглинистых грунтах могут иметь место криоген¬
ные трещины глубиной 5 м с размером полигонов 20—25 м. В песчаных
и торфяных отложениях растрескивание не происходит.
Наледеобразование. Наледный процесс проявляется в пределах
криолитозоны Западной Сибири слабо. Наибольшее число наледей об¬
наружено в лесотундре в долинах рек и ручьев, прорезающих песчаные
отложения III и IV озерно-аллювиальных равнин. Наледи приурочены
к местам слияния ручьев или участкам впадения в ручьи оврагов с вре¬
менными водотоками, а также к верховьям рек, вытекающих из озер.
Долины рек и ручьев на этих участках имеют довольно широкие (по
сравнению с размерами водотоков) плоские днища и крутые, слабо-
задернованные склоны. Под руслами этих рек прослеживается талик
мощностью до 2—3 м.
Рис. 55. Схема распространения
криогенного растрескивания грун¬
тов на севере Западно-Сибирской
плиты:
I—3 — южная граница зон: 1 — крио¬
генного растрескивания песков; 2 —
торфов; 3 — супесчано-суглинистых
грунтов; 4 — изолинии температуры
мерзлых пород на подошве слоя нуле¬
вых годовых амплитуд *ср; 5 — южная
граница области распространения мно¬
голетнемерзлых пород верхнего слоя;
6 — граница Западно-Сибирской плиты
Наледи начинают образовываться в октябре. При изливе воды на
поверхность речного льда и прирусловую часть днища долины обра¬
зуются наземные наледи. В формировании этих наледей принимает уча¬
стие снег, сдуваемый в долины рек. Он пропитывается водой и увели¬
чивает объем наледи. Иногда под наземной наледью прослеживается
подземная.
Ширина наледей в зависимости от ширины днища водотока изме¬
няется от 30 до 100 м, а длина достигает 500—600 м. Толщина льда в
наледи может превышать 2 м.
Наземные и большая часть подземных наледей относятся к сезон¬
ным и разрушаются в июне—начале июля. Часть подземных наледей,
образовавшихся под участками поймы, покрытыми растительностью,
консервируется и в летнее время не разрушается.
Наиболее широко наледи распространены в поймах небольших рек
и ручьев (Логачейяха, Харуаяха, Хановейяха и др.) на междуречье рек
153
Арка-Табъяха и Табъяха. Погребенные льды речных наледей встречены;
в долинах рек Хадуттэ, Верхняя Харвута и Енъяха.
Заболачивание. Равнинность территории, суровость климата, низ¬
кая испаряемость при большом количестве осадков, широкое распро¬
странение супесчано-суглинистых пород, отрицательные неотектониче-
ские движения — все это делает заболачивание (постоянное переувлаж¬
нение) одним из активнейших процессов криолитозоны Западно-Сибир-
ской'плиты. Как и прочие процессы, оно подчиняется зональным законо¬
мерностям развития, его активность нарастает с севера на юг [74].
Наименьшая заболоченность характерна для северной тундровой
части зоны сплошного распространения ММП. Здесь в тундре площад¬
ное заболачивание протекает на молодых засоленных болотах лайд, и
некомплексных травяно-кустарничково-сфагновых болотах; локально,—
на плоских и вогнутых полигонах полигональных болот и в трещинах
плоско-бугристых торфяников.
В лесотундре заболачивание заметно возрастает, захватывая на от¬
дельных водоразделах 30—40 % площади (междуречье левых прито¬
ков Таза, Юридейяхи и Тотыдэотты), а на водоразделах Хадуттэ-Евоя-
хи — до 70%. Наиболее характерны урочища «лапта» — сложные
сочетания полигональных болот, плоскобугристых торфяников и
незначительных площадей влажных моховых тундр. Интенсивное забо¬
лачивание идет по пораженным термокарстом разрушающимся полиго¬
нам плоскобугристых торфяников.
В зоне прерывистого распространения ММП массивы низких и вы¬
пуклобугристых торфяников занимают большие части водоразделов, а
у южных границ этой *зоны появляются первые массивы аапа и верхо¬
вых болот. Заболачивание активно протекает на разрушенных термо¬
карстом низких торфяниках и в мочажинах между буграми выпукло¬
бугристых торфяников. Заболачивание водоразделов Евояхи—Ямсо-
вея—Ягенетты и верховьев Пура достигает 90 %.
В зонах островного и редкостровного распространения многолет¬
немерзлых пород (южная половина северной тайги и средняя тайга)
заболачивание достигает своего максимума: верховые болота нередко
совместно с аапа болотами плащом покрывают водоразделы (более
90% площади). Незаболоченными остаются только узкие дренирован¬
ные приречные полосы. Заболачивание имеет здесь черты агрессивно¬
сти, особенно в районах активных неотектонических опусканий, таких,
как низовье Конды, Пим-Аганское междуречье.
Эоловая аккумуляция. Древние эоловые аккумулятивные формы
широко распространены в бассейнах Конды, Агана, Ваха, в верховьях
Пура [64, 118]. Они представлены буграми высотой от 1—5 до 7—10 м
при диаметре основания 10—15 м, а также узкими материковыми дюна¬
ми длиной до 1—2 км и высотой до 10 м, поросшими сосновыми бора¬
ми. К древним А. А. Земцов относит также дюны на Пур-Тазовском
междуречье, в частности у Часельского озера, где они имеют длину до
0,3—0,5 км при высоте до 8 м.
Современные эоловые аккумулятивные формы в долинах большин¬
ства крупных и средних рек проявляются на поймах, береговых отме¬
лях и косах. В результате перевевания и аккумуляции песка образуют¬
ся валы, дюны, высота которых обычно не превышает первые метры.
В низовьях рек Пура, Таза, Агана и Ваха на песчаных мелях и косах
формируются дюнообразные накопления песка и холмики, высота ко¬
торых достигает 4 м.
Перевевание и эоловое осадконакопление приводят к образованию
положительных аккумулятивных форм в виде валов, бугров и дюн. Ва¬
лы обычно образуются по периферии котловин и площадей выдувания
преимущественно в направлении преобладающих ветров. Высота их
достигает 0,5—1,0 м, реже более. Бугры формируются в результате ак¬
кумуляции песка вокруг небольших препятствий (кустарник, деревья
и т. д.). Высота их редко превышает 1 м, диаметр достигает нескольких.
154
метров, иногда десятков метров. Дюны, являющиеся подвижными эоло¬
выми образованиями, достаточно часто встречаются на незакрепленных
растительностью площадях. В ряде случаев они могут иметь значитель¬
ные размеры. Так, на юге п-ова Ямал в долинах рек Танловаяха и дру¬
гих наблюдались движущиеся дюны высотой до 2,5 м [88]. На высоком
берегу р. Надым встречаются засыпанные сосновые боры с торчащими
из песка верхушками сосен [64, 65, 97, 118].
Происходит также площадная аккумуляция эоловых отложений на
территориях, примыкающих к раздувам. Мощность эоловых отложений
на таких участках достигает 1—2 м, реже 3 м и более. Эоловые отло¬
жения здесь перекрывают любые другие отложения, в том числе и тор¬
фяники с повторно-жильными льдами, что имеет важное инженерно¬
геологическое значение. Например, на правобережье р. Верхняя Паюта
(Тазовский полуостров) эоловые пески мощностью 1—2 м перекрывают
торф мощностью до 1,3 м на площади около 3 га. В торфе под эоло¬
выми песками встречены повторно-жильные льды.
В целом интенсивность эоловой аккумуляции в регионе увеличи¬
вается с понижением геоморфологического уровня и уменьшается с се¬
вера на юг.
Районирование территории по комплексу развитых
криогенных геологических процессов и явлений
Материалы, приведенные в предыдущем разделе, свидетельствуют о
многообразии криогенных геологических процессов, развивающихся на
территории криолитозоны Западно-Сибирской плиты. Здесь протекают
процессы, связанные как с сезонным и многолетним оттаиванием, так
и с сезонным и многолетним промерзанием пород. Часто эти противо¬
положного знака процессы в силу определенных физических и геологи¬
ческих причин развиваются рядом на соседних территориях. Обычно в
пределах одной территории наблюдается сложное сочетание различных
процессов, а их развитие может быть как локальным, так и площадным.
Поэтому отражение криогенных геологических процессов и явлений
на картах с охватом основных закономерностей их развития представ¬
ляет определенные трудности. Как правило, на мелкомасштабных об¬
щих инженерно-геологических и геокриологических картах криогенные
явления отражаются либо внемасштабными знаками, либо включаются
в описание выделяемых областей.
Впервые районирование криолитозоны СССР по комплексу крио¬
генных явлений было осуществлено А. И. Поповым в 1964 г. В основу
районирования им был положен генезис ледяных образований в поро¬
дах. В дальнейшем мелкомасштабные карты, отражающие распростра¬
нение криогенных геологических процессов и явлений, составлялись как
для отдельных частей Западно-Сибирской плиты [88, 99], так и для
всего Западно-Сибирского региона в целом [118]. Инженерно-геокрио¬
логическое изучение и картирование в средних масштабах с отражени¬
ем криогенных геологических процессов и явлений было осуществлено
для южной, наиболее интенсивно осваиваемой части криолитозоны За¬
падной Сибири — территории Надым-Пурского междуречья [38, 73].
Известно, что особенности развития, распространения и сочетание
(парагенезис) различных экзогенных геологических процессов в преде¬
лах какого-либо региона определяются большим числом природных
факторов. При этом все их многообразие может быть сведено к трем
группам факторов: литолого-петрографических (состав, строение и свой¬
ства пород), морфометрических (положение пород в рельефе) и гидро¬
метеорологических (баланс тепла и влаги в годовых и многолетних
циклах). Взаимодействие перечисленных групп факторов определяет
существование тесных взаимосвязей между тепло- и влагооборотами в
.породах, их литологией и положением в рельефе, климатом и расти-
155
Рис. 56. Схема районирования,
криолитозоны Западно-Сибирской
плиты по комплексам криогенных
геологических процессов:
/— граница Западно-Сибирской плиты;
2 — южная граница криолитозоны; 3 —
граница зон с различным типом комп¬
лексов процессов (севернее нее — За¬
полярная тундрово-лесотундровая зона
с заполярным типом комплексов про¬
цессов, протекающих в условиях
сплошного распространения многолет¬
немерзлых пород; южнее нее — Север¬
ная южнолесотундровая и северотаеж¬
ная зоны с северным типом комплек¬
сов процессов, протекающих в услови¬
ях прерывистого в островного распро¬
странения многолетнемерзлых пород и
широкого развития торфяников); 4 —
границы ландшафтных районов с раз¬
личным комплексом процессов; 5—8 —
типы ландшафтных районов с различ¬
ным комплексом процессов: 5 — плос¬
кие сильно заболоченные с аккумуля¬
тивным комплексом процессов, 6 —
плоские и пологоувалистые часто забо¬
лоченные с аккумулятивно-денудаци-
онным комплексом процессов, 7 — по¬
логоувалистые слабо заболоченные и
линейно-грядовые с денудационно-ак¬
кумулятивным комплексом процессов, 8 — возвышенные расчлененные с денудационным комплек¬
сом процессов. Состав и интенсивность процессов, характерные для комплексов процессов и их
типов, показаны на рис. 57
тельностью. Эти взаимосвязи реализуются в геосистемах — природно¬
территориальных комплексах, а развивающиеся экзогенные геологиче¬
ские процессы являются внешним выражением их эволюции.
Поскольку каждый природный комплекс — это результат реализа¬
ции определенного сочетания литолого-петрографических, морфометри¬
ческих и гидрометеорологических факторов, то и экзогенные геологиче¬
ские процессы в каждом природном комплексе отличаются своеобраз¬
ным сочетанием и интенсивностью развития. Поэтому в качестве осно¬
вы районирования территории по комплексу криогенных геологических
процессов наиболее целесообразен ландшафтный подход, позволяющий
рассматривать границы природных комплексов в качестве естественных
границ между областями, отличающимися своеобразием сочетания крио¬
генных геологических процессов и явлений.
Очевидная зависимость криогенных процессов от климатических
факторов приводит к тому, что в пределах криолитозоны Западно-Си¬
бирской плиты распространение и интенсивность процессов подчинены
широтной зональности. Это позволяет схематически разделить всю тер¬
риторию на две зоны: Заполярную и Северную (рис. 56).
Заполярная зона включает в себя тундру и северную лесотундру
и представляет собой зону развития комплексов криогенных процессов
и явлений, приуроченных к массивам ММП, имеющих практически
сплошное распространение. Северная зона вплоть до южной границы
криолитозоны находится в области северной и средней тайги и является
зоной развития комплексов процессов в условиях прерывистого и ост¬
ровного распространения ММП и широкого распространения торфяни¬
ков. Соответственно этим зонам выделяются два типа комплексов про¬
цессов— заполярный и северный. Первый из них характеризуется во
много раз большей интенсивностью денудации по сравнению со вторым,
что связано с отличиями в степени покрытости территорий Заполярной
и Северной зон почвенно-растительным слоем и торфянистым горизон¬
том, в средних уклонах поверхности, в развитости морской береговой
линии. В Заполярной зоне в отличие от Северной древесный и кустарни¬
ковый ярусы растительности и торфянистый горизонт отсутствуют, сред¬
ние уклоны поверхности выше, сильно развита морская береговая ли¬
ния. Все это способствует увеличению интенсивности в Заполярной зо¬
не таких денудационных процессов, как термоэрозия, эоловая дефля¬
ция, солифлюкция, термоабразия.
156
Комплекс процессов
Тип комплекса процессов
Процессы
с оттаиванием пород
Процессы с промерзанием пород
1
1 Термокарст
| Солифлюкция
Термозрозин |
Термо¬
абразия
. Ново¬
образо¬
вание
с ММП
Пуче¬
ние
Растрескивание
Наледеобразование
ш
1
с
Аккумуляция
отложений
морская
<
(
1
(
К 1
<0 С
Z
о. с
а> . <
Г) с
о е
ГУ
:
t в>'
г §
I
Э 4>
} X
0»
U
X
S
о
эпигенетическое
сезонное
многолетнее
X
2
X
5
X
?
й>
1
>“
1 "
иолотых
эоловых
озерных
аллювиальных |
морских
Денуда-
ционный
Запо-
• лярный
Север¬
ный
iy
1
131
1
ч
1
1
1
1=
IV1 !
__1_| 1.
1
Денуда-
ционно-
аккуму¬
лятивный
Запо¬
лярный
Север¬
ный
го
1
Аккуму¬
лятивно-
денуда¬
ционный
Запо¬
лярный
Север¬
ный
ОШф-Ц
. I
<х=>
I
I
1.
4-
£
—о
—1—
Аккуму-
лятивный
Запо¬
лярный
Север¬
ный
i- i -
1
1
XI
1
ц
I
X-0-L-1
ш,
1 1
1 1
1
S.-I-
Рис. 57. Состав и интенсивность криогенных геологических процессов, характерные
для их комплексов и типов комплексов, развитых в пределах ландшафтных районов
и зон криолитозоны Западно-Сибирской плиты. Распространение комплексов процес¬
сов и их типов см. на рис. 56
Территория каждой зоны (рис. 57) подразделяется согласно при¬
нятому ландшафтному принципу на природно-территориальные комп¬
лексы в ранге ландшафтных районов, типы и границы которых выделе¬
ны на схеме ландшафтного районирования севера Западной Сибири,
приведенной в работе [73]. По морфометрическим особенностям релье¬
фа выделяются четыре типа ландшафтных районов — от высоких гео¬
морфологических уровней к низким: возвышенные расчлененные; поло¬
гоувалистые слабо заболоченные и линейно-грядовые; плоские и полого¬
увалистые часто заболоченные; плоские сильно заболоченные.
Каждый из ландшафтных районов характеризуется индивидуаль¬
ным комплексом процессов, которые по своему геологическому резуль¬
тату— балансу масс пород на территории района (включая и накоп¬
ление льда) — могут быть качественно разделены в пределах ряда от
денудации до аккумуляции следующим образом. Возвышенным расчле¬
ненным районам соответствует денудационный комплекс процессов; по¬
лоувалистым слабо заболоченным и линейно-грядовым — денудационно¬
аккумулятивный; плоским и пологоувалистым часто заболоченным —
аккумулятивно-денудационный; плоским сильно заболоченным — акку¬
мулятивный. Названия комплексов процессов также отражают тот факт,
что структура каждого ландшафтного района в силу особенностей — ме-
зо- и микрорельефа складывается как из аккумулятивных, так и денуди-
руемых ландшафтных единиц более мелкого ранга (местностей, уро¬
чищ), но в одних ландшафтных районах преобладают денудируемые
местности (урочища), в других — аккумулятивные.
157
Состав каждого из перечисленных комплексов процессов и изме¬
нение их интенсивности (распространенности) в пределах ландшафтных
зон (при движении с севера на юг), а также сравнительная интенсив¬
ность (распространенность) процессов по отношению друг к другу на
качественном уровне отражены на рис. 57.
Денудационный комплекс процессов, свойственный высоким гео¬
морфологическим уровням, характеризуется резким преобладанием со-
лйфлюкции, эоловой дефляции, термоэрозии, криогенного растрескива¬
ния. Причем их интенсивность в Заполярной зоне (Заполярный тип де¬
нудационного комплекса процессов) намного выше, чем в Северной:
многие из этих процессов (такие, например, как криогенное растрески¬
вание и термоэрозия) в Северной зоне не развиваются или развиты
очень незначительно.
Для ландшафтных районов самого низкого геоморфологического
уровня, с аккумулятивным комплексом процессов наиболее характерны
аккумуляция аллювиальных и болотных отложений, термокарст, пу¬
чение. Интенсивность этих процессов уменьшается к северу.
На средних геоморфологических уровнях развиваются процессы де¬
нудационно-аккумулятивного (с преобладанием денудации) и аккуму¬
лятивно-денудационного (с некоторым преобладанием аккумуляции)
комплексов. Для этих комплексов процессов наиболее характерны тер¬
мокарст, тер^моэрозия, термоабразия, новообразование ММП, пучение,
рост инъекционных льдов. Интенсивность некоторых из них максималь¬
на в Заполярной зоне (например, морская термоабразия, термоэрозия),
а некоторых — в Северной (сезонное пучрние, заболачивание).
В целом можнсг отметить, что интенсивность денудационно-аккуму¬
лятивной переработки пород криогенными геологическими процессами
(пораженность ими территории) в пределах Западно-Сибирской пли¬
ты к северу увеличивается.
Ландшафтный подход к районированию и при картографическом
отображении закономерностей распространения криогенных процессов
и явлений в Западной Сибири наиболее целесообразен также для карт
средних и крупных масштабов. Это связано с тем, что индивидуаль¬
ность комплексов процессов и их интенсивности отчетливо прослежи¬
вается на всех уровнях иерархии природных комплексов. Подробное
изучение криогенных процессов (их сочетания, интенсивности, поражен-
ности территории) в природных комплексах более мелкого ранга —
местностях и урочищах — было выполнено для Надым-Пурского меж¬
дуречья [73].
РАЗДЕЛ II
ГЕОКРИОЛОГИЧЕСКОЕ РЕГИОНАЛЬНОЕ ОПИСАНИЕ
ЗАПАДНО-СИБИРСКОЙ ПЛИТЫ
ГЛАВА VII
ГЕОКРИОЛОГИЧЕСКОЕ РАЙОНИРОВАНИЕ
ЗАПАДНО-СИБИРСКОЙ ПЛИТЫ
Западно-Сибирская плита, как показано выше, достаточно специфична
в геокриологическом отношении и рассматривается в целом как геокрио¬
логический регион первого порядка. В его пределах многолетнемерзлые
породы развиты как на континентальной, так и на погруженной в море
территориях плиты. В пределах первой из них чрезвычайно отчетливо
проявляется геокриологическая зональность, выраженная практически
во всех элементах геокриологической обстановки. Внутризональная ее
изменчивость достаточно значительна и определяется в большой степе¬
ни геолого-геоморфологическими особенностями. Все это вместе взятое
обусловливает неоднородность геокриологической обстановки региона
первого порядка и должно быть отражено в схеме геокриологического
районирования.
Схемы районирования территории Западно-Сибирской плиты по
отдельным компонентам геокриологической обстановки описаны выше.
Здесь же, при региональном описании региона необходимо создать схему
общего геокриологического районирования по комплексу признаков.
Набор этих признаков в генетико-возрастном отношении достаточно
различных, отражающих разные компоненты условий определяются це¬
левой установкой, принятой при разработке схемы районирования. Ис¬
ходя из этой установки выбирают из большого набора признаков, свой¬
ственных геокриологической системе, именно те, которые позволяют
наиболее четко выполнить поставленную цель. При этом многие, в це¬
лом очень важные с общих позиций признаки не будут прямо учиты¬
ваться, поскольку они оказываются несущественными (или менее су¬
щественными) для составления данной схемы районирования по ком¬
плексу признаков.
При создании схемы общего геокриологического районирования
Западно-Сибирской плиты необходимо было выбрать такой комплекс
признаков, который в наибольшей степени определяет условия изыска¬
ний, проектирования, строительства и эксплуатации наземных инженер¬
ных сооружений массовых видов*, возводимых в ходе освоения новых
и развития уже существующих районов Западно-Сибирского нефтега¬
зового комплекса. Такая целевая установка потребовала включения в
число признаков, обязательных при составлении схемы общего геокрио¬
логического районирования, параметров, характеризующих закономер¬
ности площадного распространения многолетнемерзлых и талых пород,
их среднегодовые температуры и криолитологические особенности мно¬
голетнемерзлых пород, слагающих верхние 10—12 м их мощного раз¬
реза.
Исходя из этого и положений, изложенных в первом томе настоя¬
щей монографии, при создании схемы общего геокриологического райо¬
нирования Западно-Сибирской плиты как региона первого порядка при¬
няты следующие признаки районирования. Регионы второго порядка
обособлялись на основе структурного положения крупных частей пли¬
ты, определяющих современные условия существования (нахождения) и
развития толщ многолетнемерзлых и талых пород, зоны — по зональ-
* Разведочные и промысловые скважины к этому виду сооружений не отно¬
сятся.
159
50“ 60* 70* 60° 90°
Рис. 58. Схема общего геокриологического районирования Западно-Сибирской плиты
(составили В. Т. Трофимов, В. В. Баулин, Ю. К. Васильчук):
1—5 — границы геокриологических таксонов: / — регионов первого порядка, 2— регионов второго
порядка, 3 — зон, 4 — подзон, 5 — областей; 6—12 — подзоны Континентальной провинции: 6 — Лес-
кинско-Антипаютинская, 7 — Харасавэй-Новоуренгойская, 8 — Игарко-Нумтивская, 9 — Туруханско-
Угутская, 10 — Советско-Устьтымская, 11 — Урай-Новосибирская, 12 — Ишнм-Семипалатинская; 13 —
Карская подзона Карской шельфовой зовы Субмаринного региона второго порядка; 14 — индекс
геокриологической области (названия см. в табл. 19)
ным особенностям площадного распространения многолетнемерзлых и
талых пород, подзоны — по преобладающему значению среднегодовых
температур многолетнемерзлых и талых пород, области — по внутри-
подзональным криолитологическим особенностям многолетнемерзлых
пород (в пределах Континентального региона второго порядка) и вну-
триподзональным особенностям распространения многолетнемерзлых и
талых пород (в пределах Субмаринного региона второго порядка1).
Схема общего геокриологического районирования Западно-Сибир¬
ской плиты, составленная на основе этих признаков, приведена на
рис. 58 и в табл. 19. Территория региона первого порядка подразде-
1 Здесь использован разрешенный логикой вариант деления целого на частя о
бифуркацией признаков.
160
Таблица 19
Схема общего геокриологического районирования Западно-Сибирской плиты
Регион
I порядка
Регион
II порядка
Зона
Подзона
Область
Название
Индекс на
рис. 58
Запад¬
но-Си¬
бирский
Конти¬
ненталь¬
ный (К)
Северная
(С)
Лескинско-
Антипаю-
тинская (Л)
Северо-Ямальская
Центральноямальская се¬
верная
Восточно-Ямальская
Северо-Гыданская
Центральногыданская
Танамско-Устьенисей-
ская
Танамская
Западно-Таймырская
КСЛ1
КСЛ2
кслз
КСЛ4
КСЛ5
КСЛ6
КСЛ7
КСЛ8
Харасавэй-
Новоурен-
гойская (X)
Мордыяха-Хойская
Байдарацко-Юрибейская
Лаборовская
Южно-Ямальская
Тазовская
Устьпу ровско-Т азовская
Пур-Тазовская северная
Мессояхинская
Таз-Хетско-Енисейская
Нижнеенисейская север¬
ная
КСХ1
КСХ2
ксхз
КСХ4
KCX5
КСХ6
КСХ7
КСХ8
КСХ9
ксхю
Централь¬
ная (Ц)
Игарко-
Нумтинская
(И)
Зауральская
Устьобская
Обь-Надымская
Надымская
Надым-Пуровская
Пуровская
ТГур-Тазовская
Среднетазовская
Таз-Енисейская
Нижнеенисейская
КЦИ1
КЦИ2
кциз
КЦИ4
КЦИ5
ХЦИ6
ХЦЙ7-
КЦИ8
КЦИ9
кцию
Туруханско-
Угутская
(Б)
Хулга-Обская
Северо-Сосьвинская
Нижнеобская
Куноват-Казымская
Белогорская
Сибирско-У вальская
—НаЗым-Среднеобско-
Вахская
Среднеобская
Салым-Юганская
Аган-Дубчесская
Верхнетазовская
Ширтинско-Худосейская
Среднеенисейская
КЦБ1
КЦБ2
КЦБЗ
КЦБ4
КЦб5
КЦБ7
КЦБ8
КЦБ9
КЦБ10
КЦБ11
КЦБ12
КЦБ13
Южная
(Ю)
Советско-
Устьтым-
ская (С)
—
—
Урай-Ново-
сибирская
(У)
—
—
Ишим-Се-
мипалатин-
ская (И)
—
—
11 Зак. 514
161
Область
Регион
I порядка
Регион
II порядка
Зона
Подзона
Название
Индекс
на рис. 58
Западно-
Сибир¬
ский
Субма¬
ринный
(М)
Карская
шельфовая
(Ш)
Карская
(К)
Приямальская
Пригыданская
Обско-Тазовская
Енисейская
Северо-Карская
МШК1
МШК2
мшкз
МШК4
МШК5
лена на два региона второго порядка (Континентальный и Субмарин¬
ный), четыре зоны (Северная, Центральная, Южная и Карская шель¬
фовая), 8 подзон и 46 областей, причем последние в пределах Южной
зоны не выделялись. "Как видно по названиям всех выделенных таксо¬
номических единиц, это—схема регионального (индивидуального) райо¬
нирования. Обоснование границ регионов второго порядка, зон и подзон
приведено в главе III, областей — в главе IV.
Даже беглый анализ приводит к заключению, что эта схема на¬
следует многие черты схем аналитического геокриологического райо¬
нирования Западно-Сибирской плиты, приведенных выше (см. рис. 25,.
46). Это естественно и закономерно, поскольку при выделении ряда
таксонов и на первой, и на второй применены одинаковые признаки их.
обособления.
Необходимо отметить, что среди признаков, использованных при
составлении схемы общего геокриологического районирования Западно-
Сибирской плиты, нет параметров, характеризующих мощность и вер¬
тикальное строение толщ многолетнемерзлых пород. Это в известной
степени сделано сознательно, поскольку, с одной стороны, учесть все
признаки геокриологической обстановки в 5-ступенчатой схеме райони¬
рования просто невозможно, а с другой — это не мешает выполнить вы¬
шеуказанную целевую установку, в соответствии с которой проводилось
районирование.
Однако, несмотря на это, основные закономерности вертикального
строения и мощности толщ многолетнемерзлых пород (ММП) в из¬
вестной степени учтены в этой схеме. Так, первые учтены при выделе¬
нии зон Континентального региона второго порядка, а мощности мерз¬
лых толщ, конечно, косвенно и приближенно — при выделении подзон.
Дальнейшее региональное геокриологическое описание Западно-
Сибирской плиты проводится в соответствии с рассмотренной схемой
общего геокриологического районирования этой огромной территории.
ГЛАВА VIII
ГЕОКРИОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА СЕВЕРНОЙ ЗОНЫ
КОНТИНЕНТАЛЬНОГО РЕГИОНА
Северная зона расположена в самой северной части Западно-Сибирской
плиты и простирается с севера на юг более чем на 700 км. На севере
она граничит с Субмаринной провинцией, а на юге ее граница проходит
примерно по широте Северного полярного круга, несколько поднимаясь
к северу в восточных районах плиты (см. рис. 58).
Территория зоны представляет собой серию морских и лагунно¬
морских аккумулятивных равнин и террас голоценового, позднечетвер¬
тичного и среднечетвертичного возраста, амфитеатром открывающихся
в сторону Карского моря. На юго-западе и юго-востоке зоны распро¬
странен комплекс верхнечетвертичных ледниковых образований. Отло¬
жения, слагающие территорию зоны, представлены в основном песча-
162
дыми и глинистыми разностями; в районах развития ледниковых рав¬
нин в них отмечается примесь грубообломочного материала, нередко
значительная.
Рельеф зоны в целом ровный и плоский, поверхность террас (ис¬
ключая территорию III террасы на севере зоны) нерасчленена, в зна¬
чительной степени обводнена и заболочена, лайды нередко в период
нагонных ветров затапливаются морской водой.
Климатические условия суровые: короткое прохладное лето, про¬
должительная зима с сильными морозами и ветрами; средняя темпе¬
ратура января от —23 °С на Ямале до —30 °С в Приенисейских райо¬
нах; минимальные температуры нередко достигают —50 °С. Среднего¬
довые температуры воздуха изменяются от —11,6 °С (о. Белый) на
севере до —8 °С (пос. Ныда) на юге. Сильные ветры способствуют не¬
равномерному по площади распределению снежного покрова, а повы¬
шенные участки нередко лишены снега. Средние температуры самого
теплого месяца (август) составляют 4—6 °С и лишь в южных районах
повышаются до 10—11 °С и несколько выше.
Суровые климатические условия определяют практически сплош¬
ное по площади развитие многолетнемерзлых пород. Талые породы
здесь могут быть встречены лишь под акваториями озер и русел рек.
Вдоль западного побережья Ямала и всей северной границы зоны до¬
статочно широкой полосой протягивается территория, где развиты от¬
рицательно-температурные немерзлые породы, залегающие в слое годо¬
вых нулевых колебаний температур.
Для этой территории в целом свойствен зональный характер изме¬
нения среднегодовых температур грунтов, которые повышаются от
—10 °С на севере до —3 °С (иногда и несколько выше) в южных райо¬
нах. Такое пространственное распределение среднегодовых температур
грунтовых толщ позволило подразделить территорию зоны на две под¬
зоны— Лескинско-Антипаютинскую и Харасавэй-Новоуренгойскую.
Лескинско-Антипаютинская подзона
Лескинско-Антипаютинская подзона занимает северную часть Северной
зоны, включая северную часть п-ова Ямал (до линии пос. Харасавэй —
пос, Яптиксале) и северную часть Гыданского полуострова (до линии
пос. Антипаюта — верховья р. Мессояха — низовья р. Пелятки). Для нее
характерны наиболее суровые мерзлотные условия, повсеместное рас¬
пространение многолетнемерзлых пород, имеющих среднегодовые тем¬
пературы преимущественно ниже —7 °С. Сквозные талики здесь разви¬
ты лишь под акваториями очень крупных водоемов, таких, например,
как озера Нейто на Ямале, Периптавето и Ямбуто — на Гыданском
полуострове, а также в устьевой части под руслами рек Гыданского
Юрибея, Танамы и некоторых других. Под акваториями более мелких
озер и рек существуют несквозные талики мощностью до 5—7 м Г39,
88, 100].
Среднегодовые температуры ММП здесь везде достаточно низкие.
В целом они ниже в северных и восточных районах. Наиболее высокие
их значения (местами до —6,5 °С на плоских террасах) наблюдаются
в западных районах Ямала, где достаточно далеко на север внедряют¬
ся кустарничковые тундры с повышенными мощностями снежного по¬
крова. Среднегодовые температуры многолетнемерзлых пород, содержа¬
щих прослои и линзы криопэгов, залегающих в слое годовых колебаний
температур, изменяются от —3 ... —7 °С в районе пос. Харасавэй до
—8 ... —10 °С на севере полуостровов Ямал и Гыданский.
Необходимо подчеркнуть, что относительная однородность ланд¬
шафтных условий на различных геоморфологических уровнях обуслов¬
ливает относительную однородность среднегодовых температур грунтов
«а междуречных равнинах и террасах. В поймах же рек, где раститель¬
II* 163
ный покров более богатый и куда зимой сносится большое количеств»
снега, отмечаются более высокие (на 1—1,5 °С) температуры грунтов,
по сравнению со смежными участками более древних геоморфологиче¬
ских элементов.
В пределах этой подзоны выделены девять геокриологических об¬
ластей (см. рис. 58).
Северо-Ямальская область
Общие сведения. Область расположена в пределах северной оконечно¬
сти полуострова Ямал между факт. Дровяная на востоке, устьем р. Ха-
расавэй на западе и мысом Скуратова на севере. Южная граница про¬
ведена по склонам Северо-Ямальской возвышенности.
Климатические условия области довольно суровые — среднегодовая
температура воздуха —10 ... —И °С, среднемноголетняя сумма осад¬
ков 320—340 мм, причем основная масса их выпадает в виде снега,
сохраняющегося в течение 9—9,5 мес. Мощность снежного покрова не¬
велика (до 15—20 см) из-за влияния сильных ветров, перераспреде¬
ляющих и уплотняющих снег.
В растительном покрове преобладают мохово-лишайниковые пятни¬
стые тундры, широко развиты полигональные травяно-гипновые боло¬
та, на побережье Карского моря — осоковые и злаковые приморские
луга.
Рельеф территории области, отражая 'ряд особенностей ее тектони¬
ческого развития в.позднечетвертичное Ьремя, представлен четко вы¬
раженным ступенчатым комплексом верхнечетвертичных и голоценовых
морских террас (рис. 59). Пологохолмистая глубоко эродированная ов¬
ражной сетью поверхность морской верхнечетвертичной равнины (ка-
занцевской) с абсолютными отметками 45—65 м прослеживается широ¬
кой полосой вдоль южной и западной границ области. С четким абра¬
зионным уступом вложены или прислонены более молодые уровни
Н,*л
60
50
ио
30
23
10
о
Рис. 59. Схематический криолитологический разрез Северо-Ямальской области (соста¬
вил Ю. Б. Баду):
1 — голоцевовые полигональные торфяники с эпи- и сингенетическими повторно-жильными льда¬
ми; 2 — сингенетические повторно-жильные льды; 3 — сиикриогениые суглинистые породы со сло¬
истой криогенной текстурой; 4 — эпикриогенные суглинистые породы с сетчатой криогенной тексту¬
рой; 5 — супесчано-песчаные породы; 6 — полигонально-валиковый рельеф; 7 — прослои охлажден¬
ных пород с криопэгами в многолетнемерзлой толще. I — лайда Карского моря (объемная макро-
льдистость (/„-8—10 %, объемная льдистость суглинисто-глинистых пород £„с — 60%); II —I мор¬
ская терраса (/„-13—22%, £„с-60 %); III — II морская терраса (/„-32—40 %, £„с»60 %, объемная
льдистость супесчано-песчаных пород £„п—45 %); IV — III морская терраса (/„*13—22 %, 55 %►
1„С —60%); V — казанцевская прибрежно-морская равнина (/„—3—11%, t„n —45 %, i„c— 55 %)
164
позднечетвертичных морских террас — третья (абс. отметки 25—35 м)г
вторая (15—20 м), первая (8—12 м) и лайда (1—5 м). Террасирован¬
ная поверхность области прорезана корытообразными речными доли¬
нами. Склоны речных долин изрезаны короткими крутостенными овра¬
гами термоэрозионного генезиса. На плакорных и плоских участках,
террас, в понижениях мезорельефа широко распространен полигональ-
но-валиковый микрорельеф. Наиболее отчетливо он выражен в низовьях
долин Яходыяхи, Иондаяхи, Тутейяхи, Харасавэя. Редуцированные во¬
гнутые тетрагональные ванны с моховыми болотцами, высокими и ров¬
ными валиками лишайников и угнетенных кустарничков явно выделя¬
ются в микрорельефе высоких пойм, в отличие от плоских пяти-шести-
угольных полигонов поверхности морских террас, ограниченных неглу¬
бокой канавкой и невысокими валиками.
В геологическом разрезе области на глубине 149,5—300 м вскрытьг
маастрихт-палеоценовые отложения (Кг—Pi), а выше в интервале 0—
149 ,5 м залегает толща четвертичных отложений, отделенная от палео¬
геновых пород базальным горизонтом песков с гравием и галькой мощ¬
ностью около 5 м. Нижнечетвертичные отложения, установленные в
районе пос. Харасавэй в интервале 110—149,5 м, представлены морски¬
ми и ледниково-морскими суглинками и глинами (аналоги полуйской
и казымской свит). Среднечетвертичные отложения залегают в интер¬
вале 56,5—110 м и представлены морскими и ледниково-морскими гли¬
нами салехардской свиты. Среди верхнечетвертичных отложений выде¬
лены морские пески, суглинки и супеси казанцевской свиты (на глубине
20—56,5 м), а выше — песчано-супесчаные отложения второй морской
террасы. Голоценовые отложения развиты на морском побережье и в
долинах рек. Они представлены морскими и аллювиальными образова¬
ниями песчано-суглинистого состава, обогащенными органикой. Мощ¬
ность этих отложений редко превышает 12—15 м.
Распространение, температура и мощность многолетнемерзлых по¬
род. В пределах области ММП развиты повсеместно. Талые породы
встречены лишь под руслами рек и озерами (обычно несквозные тали¬
ки). В прибрежных районах Карского моря на западном и северном
побережье области в слое нулевых годовых амплитуд температур тол¬
щи многолетнемерзлых пород включают прослои отрицательно-темпера¬
турных немерзлых пород супесчано-песчаного состава, насыщенные
криопэгами и выклинивающиеся в глубь побережья. Прослои глинистых
пород, лишенные включений льда, отмечены в скважине в районе
пос. Харасавэй в интервалах глубин 40—70 и 80—110 м от поверхности.
Ниже глубины 165 м ледяные включения также отсутствуют, хотя по¬
ложительные значения температур наблюдаются лишь с глубины 250—
260 м [59].
Географическое положение области предопределило очень низкие
среднегодовые температуры грунтов, которые колеблются в пределах
—7 ... —10 °С [88, 100]. Наиболее низкие среднегодовые температуры
грунтов зафиксированы на участках лишайниковой тундры, где они со¬
ставляют —9 ... —10 °С. Наиболее высокие среднегодовые темпера¬
туры грунтов наблюдаются на западе территории к югу от широты
устья р. Сядоръяха на участках мохово-кустарничковых тундр, где они
нередко повышаются до —6,5 °С. В целом западная часть области, ис¬
пытывающая самое сильное влияние моря, отличается мягким клима¬
том и более высокими среднегодовыми температурами грунтов, чем вос¬
точное побережье.
Температура пород мерзлой толщи в пределах уровня второй мор¬
ской террасы имеет некоторые особенности — на полученных в выстояв¬
шихся скважинах кривых отмечается безградиентный участок в интер¬
вале 20—70 м с температурой —5,5 °С, а ниже кривая имеет положи¬
тельный градиент 2,5—2,67100 м. При этом температура мерзлых по¬
род (в °С) составила на глубине 5 м — 5,8; 25 м — 5,4; 50 м — 5,5;
150 м — 3,1; 250 м — 0,2.
165-
Мощность ММП в пределах области изменяется от 3—5 до 250—
300 м. Наименьшие значения отмечены на аккумулятивных участках
современных лайд и пойм, а наибольшие — в пределах казанцевской
морской равнины и третьей морской террасы. Под ММП залегают не¬
мерзлые охлажденные насыщенные минерализованными водами поро¬
ды, отрицательная температура которых еще не опустилась до точки
цачала их замерзания при данной концентрации порового раствора.
Существование такого слоя отмечается во многих областях Континен¬
тальной провинции, где развиты толщи, подверженные активному мно¬
голетнему промерзанию.
Криолитологические особенности многолетнемерзлых пород. Отло¬
жения регрессивной пачки казанцевской свиты представлены прибреж¬
но-морскими мелкозернистыми и пылеватыми песками с прослоями су¬
песей и суглинков. Эти породы содержат значительное количество рас¬
сеянной органики, прослои и линзы аллохтонного торфа. Содержание
карбонатов в грунтах обычно составляет десятые доли процента, а в су¬
глинистых породах возрастает до 0,8—1 %. Общее количество водно-
растворимых солей обычно не превышает 1 %, составляя чаще всего
0,4—0,6 %. Состав солей хлоридно-натриевый [81, 88].
Разрез отложений морских верхнечетвертичных — раннеголоцено¬
вых террас обычно имеет четкое трехчленное строение: в нижней части
толщи преобладают песчаные породы: в средней — суглинисто-глини¬
стые, в верхней — песчано-супесчаные грунты. Содержание карбонатов
в этих отложениях изменяется от сотых долей до 1 —1,2 % (в среднем
0,3—0,6%). Количество водно-растворимых солей может достигать 1 —
1,5 %. В водной вытяжке резко преобладают ионы хлора и натрия
[3, 88].
Криогенное строение отложений во многом отражает особенности
мерзлотно-фациальных условий осадконакопления и развития толщ в
позднечетвертичное и голоценовое время. Основные криолитологические
особенности: а) сравнительно монотонное распределение и высокое со¬
держание льда-цемента в пылеватых песчаных породах, широкое разви¬
тие тонкошлировых криогенных текстур с равномерным вертикальным
распределением шлиров льда; б) высокая льдистость суглинисто-глини¬
стых пород, преобладание слоистых, сетчато-слоистых и сетчатых крио¬
генных текстур; в) довольно частая встречаемость в глинистых разре¬
зах морфологической дифференциации криогенных текстур, прямо ука¬
зывающей на генетическую неоднородность мерзлой толщи (синкрио-
генных пород вверху и эпикриогенных — внизу); г) широкое распро¬
странение сингенетических повторно-жильных льдов.
Высокая общая льдонасыщенность отложений области обусловле¬
на высокой влажностью пород до промерзания (выше значений влаж¬
ности верхнего предела пластичности у глинистых грунтов и равной
полной влагоемкости у песчаных). Например, в супесчано-песчаных
породах с массивной криогенной текстурой и поровой разновидностью
льда-цемента объемная льдистость обычно составляет 25—45 %. При
наличии базальной разновидности льда-цемента она увеличивается до
45—50 %. В пылеватых и оторфованных разностях наблюдаются редко¬
слоистые тонкошлировые криогенные текстуры с объемной льдистостью
до 55—60 %, из которых до 10—12% приходится на сегрегационный
лед. Содержание льда в суглинистых породах существенно выше
(табл. 20). В последних местами отмечается также повышенное содер¬
жание незамерзшей воды, снижающее их прочность.
Одна из наиболее специфических криолитологических особенностей
Северо-Ямальской области — широкое распространение сингенетических
реликтовых повторно-жильных льдов в верхнечетвертичных отложениях
и развивающихся повторно-жильных льдов в образованиях пойм и лайд.
Глубина залегания первых колеблется от 1—5 м в отложениях казан¬
цевской свиты до 0,5—1,5 м в более молодых отложениях морских тер¬
рас. Ширина их поверху обычно составляет 1,8—3,5 м, высота 6—8
166
Таблица 20
Характеристика сии- и эпикриогенных пород Северо-Ямальской области [100]
Генезис
Состав пород
Объемная льдистость, °о
Криогенная текстура
и возраст
пород
суммарная
шлировая
m, pmQ^n
Пески пылеватые,
супеси
35—55***
45
0—10
Массивная, редкослоис¬
тая
Суглинки*
45—60
55
15—20
Слоистая, сетчатая
mQin2-3
Пески пылеватые
оторфованные
45—60
55
0—10
Массивная, редкослоис¬
тая
Супеси
40—65
60
15—20
Слоистая, сетчато-слоис¬
тая
Суглинки
40—65
60
25—40
Слоисто-сетчатая, сет¬
чатая
mQ4in
Пески пылеватые
42—50
45
4—8
Массивная, редкослоис
тая
Суглинки
55—70
60
25-30
Слоистая
Суглинки**
40—55
50
15—20
Слоистая, сетчатая
mQ'iv
Суглинки
50—70
60
30—40
Слоисто-сетчатая, сет
чатая
Суглинки**
45—55
50
20—25
Слоистая, сетчатая
mQiv
Суглинки
50—70
60
30—40
Слоистая
aQiv
Пески с прослоя¬
ми супесей
35—50
45
0—12
Массивная, редкослоис
тая
Супеси
40—55
50
15—20
Слоистая
Суглинки
40—65
60
20—25
Слоистая, сетчцто-сло
истая
* Суглинки, залегающие в верхних 10—12 м разреза.
** Эпигенетический горизонт генетически неоднородной толщи (обычно на глубине 5—7 м
под толщей песков).
*** В числителе — пределы значений, в знаменателе — среднее значение.
(до 12) м. Наиболее древние жилы всегда оплавлены сверху, срезаны
при формировании перекрывающих слоев пород. Нижняя часть ледя¬
ного клина в отложениях морских террас и казанцевской равнины
очень часто имеет черты эпигенетического льдообразования, и лишь
верхняя, основная его часть по морфологическим особенностям отно¬
сится к синкриогенным образованиям [88]. В ряде районов повторно¬
жильные льды имеют двухъярусное строение, продолжая развиваться
в настоящее время эпигенетическим способом.
Объемная макрольдистость отложения (за счет повторно-жильных
льдов) колеблется от 2—3 до 35—40 % [100]. В отложениях казанцев¬
ской свиты она составляет 3—11 % и в целом закономерно убывает в
южном направлении от 10—И до 3—4 %. Макрольдистость отложений
террасового комплекса существенно выше и нередко превышает 15%.
167
Важной особенностью являются находки пластов залежеобразую¬
щих льдов небольшой мощности, особенно часто встречаемых в преде¬
лах третьей морской террасы на юго-западе области. Ледяные пласты
мощностью от 2—3 до 8—10 м приурочены к морским отложениям са¬
лехардской и казанцевской свит, выходящих на дневную поверхность
в основании разрезов верхнечетвертичных террас на глубинах от 5—10
£0 15—25 м. В низовьях рек отмечены погребенные льды в аллювиаль¬
ных голоценовых отложениях, а также инъекционные льды типа ядер
бугров пучения.
Особенности гидрогеологических условий. Стратификация подзем¬
ных вод области определяется главным образом не столько строением
и соотношением в разрезе различных литологических комплексов чет¬
вертичных отложений, сколько мощностью и строением многолетнемерз¬
лой толщи, ее температурным режимом, условиями и динамикой совре¬
менного развития грунтовых толщ.
Надмерзлотные воды залегают неглубоко от поверхности в преде¬
лах слоя сезонного протаивания. Их химический состав определяется
не только составом атмосферных осадков, но и содержанием раство¬
римых примесей в породах. Минерализация вод очень мала — 0,05—
0,3 г/л, состав их преимущественно гидрокарбонатно-хлоридный натрие¬
во-кальциевый или хлоридно-натриевый. Реакция вод кислая: pH 5—6,4.
В прибрежных отложениях лайды у мыса Хаесале вскрыты соле¬
ные межмерзлотные воды с температурой около —6 °С. Мощность водо¬
носного горизонта, вскрытого скважиной на глубине 4,8 м, составила
0,8 м, напор 4 м. Для этих вод характерны высокая минерализация
(83,35 г/л), хлоридно-натриевый состав и очень высокая общая жест¬
кость [88].
Подмерзлотные воды, залегающие под слоем мерзлых пород мощ¬
ностью 2—5 м, вскрыты в голоценовых морских отложениях о. Белый.
Они имеют слабый напор (1—2 м), температура на глубине 9,5 м со¬
ставляет —8,4 °С, минерализация 111,82 г/л, химический состав хло¬
ридно-натриевый.
Подмерзлотные сильноминерализованные воды широко развиты,
судя по данным электроразведочных работ, и в пределах других гео¬
морфологических уровней области, но залегают на гораздо большей
глубине от поверхности. Такие воды вскрыты в районе пос. Харасавэй
на глубине более 214 м. Их минерализация равна 24,79 г/л, состав их
хлоридно-натриевый, pH 7,4.
Криогенные процессы и явления. Особенности геологического раз¬
вития области в верхнечетвертичное и голоценовое время обусловили
формирование здесь сплошного комплекса сильнольдистых мерзлых
толщ значительной мощности. На подавляющей части территории по¬
лучили широкое развитие процессы синкриолитогенеза, роста повторно¬
жильных льдов, формирования мерзлотного микрорельефа. В настоящее
время сингенетическое промерзание отложений происходит только в
поймах рек и на лайде Карского моря. Морское побережье и берега
рек области интенсивно разрушаются процессами термоабразии и тер¬
моэрозии, развивающимися по полигонально-жильным и пластовым
льдам. На плакорных участках равнин и террас активно происходит
образование солифлюкционных шлейфов и террас [118].
На поверхности казанцевской равнины и морских террас, представ¬
ляющих в целом денудируемые элементы рельефа, достаточно активно
протекают процессы морозобойного растрескивания грунтов (см. гл. VI)
и происходит формирование эпикриогенных повторно-жильных льдов.
Последние нередко развиваются в верхней части тела древних син-
криогенных жил, вследствие чего ледяная жила приобретает воронко¬
образную форму.
Термокарстовые процессы в целом здесь проявляются слабо. Об¬
щая заозеренность террас и равнин составляет менее 5 %. В поймах
рек она возрастает до 5—10%, а в устьевых частях иногда и выше.
168
На подавляющей части территории области развит устойчивый уме¬
ренно континентальный тип сезонного протаивания грунтов. Суглини¬
стые их разности в природных условиях протаивают в зависимости от
мощности торфянистого слоя на глубину 0,3—0,8 м, песчаные 0,4—1,0 м,.
торфяные 0,3—0,4 м. Максимальная глубина протаивания формируется
к началу сентября. При уничтожении растительного покрова и торфя¬
нистого слоя глубина протаивания песков увеличивается, по А. П. Тыр-
тикову, на 50—120 см на участках, где торфянистый слой превышал
10 см, и на 80—90 см — при меньшей величине слоя. В суглинистых
грунтах увеличение мощности сезонноталого слоя не превышает 10—
40 см.
Заключение. При народнохозяйственном освоении территории обла¬
сти— создании газопромыслов, промышленном и гражданском строи¬
тельстве, проводке транспортных коммуникаций — в полной мере
должны быть учтены особенности геокриологических условий: повсе¬
местное распространение ММП, небольшие глубины сезонного протаи¬
вания, водонасыщенность в летний период и тиксотропность грунтов
слоя сезонного протаивания, низкие среднегодовые температуры грун¬
тов, высокая льдистость отложений, засоленность песчаных и глинистых
грунтов, широкое развитие повторно-жильных льдов и ледяных пласто¬
вых залежей, морозобойное растрескивание и пучение грунтов, отсут¬
ствие пресных меж- и подмерзлотных вод. Такое сочетание инженерно¬
геокриологических параметров весьма активно воздействует на способы
освоения территории. Поэтому все инженерные сооружения и коммуни¬
кации строятся и должны строиться в дальнейшем при строгом соблю¬
дении принципа сохранения многолетнемерзлых грунтов в их основа¬
нии. В строительстве применяется свайный способ сооружения фунда¬
ментов с проветриваемыми подпольями. Мерзлые грунты в основаниях
дорожных сооружений также должны сохраняться в естественном
(мерзлом) состоянии. В процессе разработки газовых месторождений1
области должны быть использованы различные способы сохранения
мерзлых пород в заколонном пространстве скважин. В прибрежных рай¬
онах области, где на небольших глубинах залегают криопэги, должна
быть учтена их высокая сульфатная и магнезиальная агрессивность к:
строительным бетонам.
Центральноямальская северная область
Общие сведения. Область расположена в пределах водораздельной наи¬
более возвышенной части северного Ямала. Абсолютные отметки по¬
верхности здесь обычно составляют от 50 до 95 м. Особенности рельефа
во многом определяются расположением территории в пределах поло¬
жительной морфоструктуры первого порядка — Ямальского свода. Глу¬
бина эрозионного расчленения поверхности достигает 40—50 м на за¬
паде и востоке и уменьшается до 20—30 м на севере области.
Суровые климатические условия — среднегодовая температура воз¬
духа ниже —10 °С, сумма осадков около 300—350 мм, сильные ветры,,
сдувающие снежный покров с плакоров в понижения рельефа и овраги,,
способствуют развитию разреженного растительного покрова на возвы¬
шенных участках равнины, редкого кустарника на склонах холмов,,
небольших моховых болот в днищах и озерных термокарстовых котло¬
винах.
Разрез отложений области представлен морскими среднечетвертич¬
ными суглинисто-глинистыми породами салехардской свиты, местами*
перекрытыми пачкой косослоистых песков регрессивной толщи. Глини¬
стые породы выходят к поверхности в центральной части области и про¬
слеживаются по бортам оврагов и речных долин на глубину до 20—
25 м. В основном это средние и тяжелые тонкослоистые суглинки и гли¬
ны, местами с очень редкими включениями гравия и гальки.
Распространение, температуры и мощность многолетнемерзлых по¬
род. Все породы области находятся в многолетнемерзлом состоянии.
169
В пределах акваторий озер наблюдаются талики. Большая их часть яв¬
ляется несквозными. Сквозные талики возможны лишь под наиболее
крупными и глубокими озерами.
Среднегодовые температуры пород практически повсеместно имеют
значения ниже —8 °С. В понижениях поверхности равнин, где мощ¬
ность снежного покрова существенно увеличивается (местами до 1—
3 м), температуры пород колеблются в пределах до —4 ... —6 °С
[53, 88].
Многолетнемерзлые толщи в пределах области имеют главным об¬
разом монолитное строение по разрезу. Их мощность близка к 300 м.
Меньшие мощности могут быть встречены в основном в древних терра¬
сированных озерных котловинах и в долинах рек.
Криолитологические особенности многолетнемерзлых пород. Наибо¬
лее мощные толщи эпикриогенных четвертичных отложений северной
части Ямала приурочены к рассматриваемой области. Среди них осо¬
бенно широко распространены морские среднечетвертичные отложения
салехардской свиты. Они представлены здесь преимущественно сугли¬
нисто-глинистыми породами, среди которых наиболее часто встречаются
суглинки и легкие глины. «Глинистость» толщи свиты увеличивается от
южных районов области к северным, а также с востока на запад.
Породы салехардской свиты в пределах области засолены: содер¬
жание в них водно-растворимых солей (преимущественно хлоридов) до¬
стигает 1—1,2%, pH водной вытяжки изменяется от 4,7 до 8,2, pH су¬
спензии— от 4,0 до 8,8. В большинстве случаев породы имеют слабо¬
щелочную реакцию. Содержание карбонатов в верхней части разреза
колеблется от 0,6—0,8 % на юге области до 1,2—1,5 % в ее северной
части.
В разрезах суглинисто-глинистых эпикриогенных пород сегрегаци¬
онный лед образует широкое многообразие криогенных текстур. В се¬
верной части области широко распространены сильнольдистые породы
с характерной сетчатой криогенной текстурой и разреживающейся по
глубине решеткой ледяных шлиров. Наиболее часто льдистость таких
пород в верхней части разреза равна 45—60 %. Связные грунты южной
части области отличаются более равномерным распределением льдисто-
сти по вертикали, меньшими ее величинами (40—45 %), преобладанием
тонкошлировых слоистых криогенных текстур и массивных — в песча¬
ных прослоях.
Супесчано-песчаные породы верхней части разреза в целом сильно¬
льдистые. В оторфованных пылеватых песках и супесях в целом ряде
разрезов установлено высокое содержание сегрегационного льда — до
20—25 % на глубинах 1,5—3,0 м и 6—8 % на глубинах 5—9 м. Крио¬
генная текстура пород в этих разрезах преимущественно слоистая, ме¬
стами неполносетчатая. Однако и в этих случаях основным текстуро¬
образующим видом льда в песках является лед-цемент, его поровая
разновидность. Суммарная объемная льдистость песков обычно состав¬
ляет 35—40 %, достигая 41—45 %•
В южной части области установлены пластовые залежи льда инъек¬
ционного и инъекционно-сегрегационного генезиса [39, 88]. Значитель¬
ная их часть залегает на контакте песчаных и глинистых пачек в виде
пластов без нарушения слоистости вмещающих пород. Суглинисто¬
глинистые породы кровли обычно раздроблены и имеют сетчатую и ба-
зально-параллелепипедальную криогенную текстуру. Распределение
объемной льдистости пород над пластом льда во многом определяется
глубиной залегания пласта и его размерами. Так, Г. И. Дубиковым
[39] на примере разрезов по берегам оз. Нейто показано, а затем не¬
однократно подтверждено [68, 100], что при залегании кровли ледя¬
ного пласта на глубинах 20—30 м объемная льдистость сверху до глу¬
бины 5—10 м возрастает до 40—50 %, в интервале 10—15 (20) м сокра¬
щается до 20—30 %, а по мере приближения к кровле пласта быстро
увеличивается до 60—80 %.
170
В случае неглубокого (5—10 м) залегания ледяного пласта слабо¬
льдистый горизонт обычно отсутствует, а на первичную криогенную
текстуру промерзшей сверху толщи накладываются вертикальные мощ¬
ные прослои льда, вследствие чего льдистость толщи непрерывно воз¬
растает вниз вплоть до кровли ледяного пласта.
В пределах области развиты эпигенетические повторно-жильные
льды. На восточном склоне салехардской равнины они развиты прак¬
тически повсеместно, на западном — спорадически. Их наличие увели¬
чивает суммарную льдистость 10-метровой толщи мерзлых пород на 3—
5% [Ю0].
Гидрогеологическая обстановка области исследована очень слабо.
Имеющиеся данные свидетельствуют, что состав и свойства надмерз-
лотных вод слоя сезонного протаивания и несквозных подозерных и под¬
русловых таликов подобны аналогичным показателям вод смежных об¬
ластей. Подмерзлотные воды, представленные минерализованными крио-
пэгами, не изучены.
Криогенные процессы и явления. Основная роль в преобразовании
рельефа области и формировании современных отложений принадлежит
криогенным процессам. Морозобойное растрескивание пород обусловли¬
вает широкое развитие полигонального микрорельефа и эпигенетиче¬
ских полигонально-жильных льдов в плакорных условиях водораздель¬
ной равнины. В разных районах области Ю. Б. Баду отмечены новые
современные генерации морозобойных трещин, разделяющих более
древние полигоны с жильным льдом. Морозобойное растрескивание
здесь приводит к широкому развитию дифференцированного пучения
грунтов, происходящего при неравномерном промерзании сильноувлаж-
ненных пород слоя сезонного протаивания. Это проявляется в широком
развитии пятен-медальонов в районах распространения связных грун¬
тов и мелкобугристых форм микрорельефа.
Пологие склоны мезорельефа области практически повсеместно
подвержены активным процессам солифлюкции, термоэрозии по полиго¬
нально-жильным льдам. В бортах балок, оврагов, долин мелких водо¬
токов развивается нивация, чему способствуют растянутый период ве¬
сеннего снеготаяния, длительное сохранение различных типов снеж¬
ников.
Термокарст по неглубоко залегающим подземным пластовым ледя¬
ным залежам приводит к формированию огромных цирков, разрабаты¬
ваемых в дальнейшем процессами нивации и солифлюкции. Не исклю¬
чено, что огромные и глубокие озера этой и других областей Ямала и
Гыданского полуострова (типа озер Нейто и им подобных) сформи¬
ровались за счет вытаивания мощных и огромных по площади ледя¬
ных подземных тел.
Типы и глубины сезонного протаивания грунтов этой области ана¬
логичны показателям, характерным для юга Североямальской и севера
Восточноямальской областей.
Заключение. Инженерно-геокриологические условия описываемой
области в целом сложные. В ее пределах строительство должно прово¬
диться с сохранением естественного состояния многолетнемерзлых
грунтов и учетом широкого распространения засоленных суглинков и
глин в верхней части разреза. Особое внимание при освоении террито¬
рии следует обращать на динамику и прогноз процессов морозобойного
растрескивания и термокарста по пластовым залежам льдов, так как
их воздействие приводит к нежелательным последствиям на участках
строительства линейных сооружений и подземных коммуникаций. Со-
лифлюкционные процессы и сезонное пучение грунтов также существен¬
но затрудняют условия хозяйственного освоения территории области.
Недоучет их особенностей может привести к деформациям дорожных
покрытий из природных материалов, к деформации зданий и сооруже¬
ний, выстроенных на наклонной поверхности или вблизи нее.
171
Восточно-Ямальская область
Общие сведения. Описываемая область простирается широкой полосой
вдоль восточного побережья п-ова Ямал от верховьев долины р. Там-
'бей на севере до широты устья р. Нурмаяхи. В ее пределах распростра¬
нен комплекс позднечетвертичных и голоценовых террас, главным обра¬
зом лагунно-морского (губского) генезиса (рис. 60). Геоморфологиче¬
ские элементы сложены достаточно однообразными грунтами — преоб¬
ладают мелкие и пылеватые пески, нередко замещающиеся супесями,
с редкими прослоями суглинков. Подавляющая часть толщ содержит
органический материал, представленный, как правило, аллохтонным
детритом (реже автохтонным торфом). В пределах области развиты ис¬
ключительно тундровые растительные ассоциации, для которых харак¬
терно преобладание мохово-лишайникового покрова, кустарничков и
трав в поймах рек.
Распространение;* температуры и мощность многолетнемерзлых по-
[род. Мерзлые породы на территории Восточно-Ямальской области ха¬
рактеризуются практически сплошным распространением с поверхно¬
сти и монолитным залеганием по вертикали. Талые породы отмечены
.лишь под озерами и руслами крупных рек (Сеяха (Зеленая), Венуйеуо,
Тамбей и других) в виде несквозных таликов в их среднем и верхнем
течениях 'и сквозных — в самых низовьях. Последние развиты и под
наиболее крупными озерами — Ямбуто, Пенадото и т. п.
Среднегодовая температура пороД на большей части территории
ниже —7 °С. Только в южной части н*а низких элементах рельефа тем¬
пературы пород повышаются до —4 ... —6 °С. Экстремально холодные
породы с температурой до —9 °С приурочены к наиболее высоким эле¬
ментам рельефа. Однако такие значения температур пород встречаются
достаточно редко: фоновыми температурами для высоких элементов
рельефа являются —7 ... —8 °С, а для пойм и лайд —5 ... —7 °С. Не¬
сколько более высокие температуры в пределах последних объясняются
прежде всего более интенсивным снегонакоплением и наличием кустар¬
ников, нередко (особенно в поймах рек Ляккатосе, Сабъяха, Еръяха,
Нурмаяха) образующих достаточно плотные заросли. Это препятствует
зимнему выхолаживанию грунтов. Достаточно интенсивное отепляющее
Рис. 60. Схематический криолитологический разрез Восточно-Ямальской области (со¬
ставил Ю. Б. Баду):
1 — голоценовые полигональные торфяники с эпи- и сингенетическими повторно-жильными льда¬
ми; 2 — сингенетические повторно-жильные льды; 3 — эпикриогенные суглинисто-глинистые породы
с сетчатой криогенной текстурой; 4 — супесчано-песчаные породы с массивной криогенной тексту¬
рой; 5 — прослои и линзы синкриогенных суглинистых пород со слоистой криогенной текстурой;
i — полигонально-валиковый микрорельеф. I — казанцевская прибрежно-морская равнина (/„ = 2—
12%, £„"=40%, £„с = 52%; значение индексов см. в подписи к рис. 59); II—III — лагунно-морская
терраса (7^=20—31 %, £„" = 50%, £„с = 55%); III — II лагунно-морская терраса (/„=22—25 %, £„"*■
=45%, £„с=60%); IV—I лагунно-морская терраса (/„ = 16—22%, £„п =45 %); V — лайда Обской гу¬
бы (/„ = 15-18%, £„"=42 %)
172
■влияние оказывают и крупные озера. В днище хасырея в долине
р. Сабъяха отмечены температуры —4,1 ... —4,6 °С, а непосредственно
‘близ крупного озера здесь же они повышаются до —1,3 °С.
Мощность ММП в пределах области варьирует от 20 до 350 м.
Однако наиболее часто встречаются толщи мощностью 200—280 м. Эти
значения присущи практически всем участкам в пределах позднеплей¬
стоценовых лагунно-морских террас. Несколько увеличиваются мерзлые
толщи к тыловым частям террас, т. е. на тех участках, где во время
■формирования толщи отложений в позднем плейстоцене или существо¬
вал мелководный водоем, или преобладал переменный субаэрально-суб-
аквальный режим лайдовой (ваттовой) аккумуляции. В этих местах
ранее сформировавшиеся мерзлые породы не протаивали, и толщи,
■промерзавшие в позднем плейстоцене, наследовали — дополняли ранее
сформировавшуюся мерзлую толщу. Аналогичная картина наблюдается
и на современных лайдах и широких поймах, в пределах которых мощ¬
ности мерзлых толщ увеличиваются до 25 м в прибровочных частях до
250 м у тылового шва. Для пойм наиболее крупных рек области (Еръя-
ха, Сеяха, Тамбей и др.) характерно увеличение мощности мерзлых
толщ в верховьях. Если в нижнем и среднем течении рек наиболее ча¬
сто встречаются толщи мощностью 25—45 и 50—150 м соответственно,
то в верхнем, где долины существенно сужаются, преобладают мерзлые
толщи с мощностью, близкой к мощности на окружающих более древ¬
них элементах рельефа 200—250 м. Это свидетельствует о незначи¬
тельном влиянии рек вблизи истоков на динамику мерзлой толщи. Здесь
отепляющее воздействие водного потока оказывается недостаточным,
чтобы сформировать сквозной (или даже глубокий несквозной) талик,
и мерзлые толщи сохраняли свою мощность полностью.
Криолитологические особенности многолетнемерзлых пород. В пре¬
делах Восточно-Ямальской области достаточно широко распространены
практически все криогенетические типы ММП и их сочетания в верхней
толще мощностью 10 м: это и генетически однородные эпикриогенные
толщи в пределах древних водораздельных равнин, и генетически неод¬
нородные толщи, представленные сингенетическими породами, на не¬
большой глубине подстилаемые эпикриогенными в пределах всех уров¬
ней рельефа. Однако самая примечательная криолитологическая осо¬
бенность области — широкое распространение синкриогенных толщ, осо¬
бенно мощных в разрезах третьей и второй лагунно-морских террас и
значительных в толщах пойм и лайд. Сингенетически промерзшими яв¬
ляются и отложения регрессивной песчаной пачки казанцевской свиты,
фрагментарно встречающейся в пределах области. В них в основном
■отмечается криогенная текстура массивного типа, что существенно за¬
трудняет криогенетическую индикацию. Однако в пылеватых песках на
правобережье р. Сеяха (Зеленая), в верхнем течении р. Нгутыяха и в
ряде других районов области в разрезах водораздельных равнин отме¬
чаются редкослоистые тонкошлировые текстуры; в этих толщах объем¬
ная льдистость колеблется от 35 до 55 %, причем шлировый лед зани¬
мает до 18—25 % объема [7, 88].
Мощные толщи типично синкриогенного облика слагают третью
и вторую лагунно-морские террасы во всех районах области. Даже в
разрезах, сложенных песками, суммарная льдистость нередко состав¬
ляет 45—60 % при высоком объемном содержании шлирового льда [88,
100]. А супесчано-суглинистым и глинистым толщам почти повсемест¬
но присущи средне-частослоистые тонко- и среднешлировые криоген¬
ные текстуры. Поэтому их объемная льдистость нередко составляет
50—65 %, причем почти половина этой величины приходится на долю
шлирового льда. Особенно высокие значения объемной льдистости свой¬
ственны оторфованным толщам супесчано-суглинистых пород, которые
встречены во многих районах области. Мощные разрезы таких органо¬
минеральных толщ описаны в долинах рек Нурмаяха, Сабъяха, Сеяха
(Зеленая) и Венуйеуо [22, 26, 31, 32].
173
В строении таких толщ отме¬
чается ритмичное переслаивание-
сильно оторфованных пачек и
торфа с прослоями минеральных,
пород (чаще супесей, реже суг¬
линков). Мощность прослоек
варьирует от 0,2—0,3 до 1—1,5 м.
Содержание органики в таких
разрезах может достигать 20—
30 %. Криогенные текстуры орга¬
номинеральных толщ слоистые
или реже слоисто-сетчатые, до¬
вольно равномерно выдержива¬
ющиеся в интервалах с одинако¬
вым литологическим составом.
В тех частях разрезов, где отме¬
чается его смена (а в слоистых
толщах это, как правило, увели¬
чение содержания минеральной
или органической компоненты),,
характер криогенных текстур ме¬
няется— размеры шлиров обыч¬
но увеличиваются в толщах с
большим содержанием органики,
расстояние между ними сокра¬
щается (в более насыщенных ор¬
ганикой слоях) или увеличивается (в интервалах с преобладанием ми¬
неральной составляющей). Еще чаще отмечается значительное утолще¬
ние ледяных шлиров (иногда до 0,5 м и более, т. е. формируются линзы
и пласты льда) на нижнем контакте торфяного прослоя с минеральным.
Лед этих шлиров преимущественно прозрачный, как правило, примеси
в нем незначительны. Однако в отдельных случаях в толстых шлирах
можно встретить остатки растений (веточки, плоды, семена, шишки
и т. д.) или примазки минеральных частиц. Вероятнее всего, генезис
шлиров (в том числе и очень толстых) сегрегационный, а примеси зах¬
вачены льдом в процессе сегрегации.
Характерной чертой, отличающей практически все разрезы таких
органоминеральных толщ, являются залежи мощных повторно-жильных
льдов в них, достигающие в отдельных районах области 12 и даже 15—
16 м по вертикали. Льдистость за счет макротекстурообразующих по¬
вторно-жильных льдов в таких разрезах может достигать 20—30 %,
в частности, в низовьях рек Венуйеуо, Нурмаяха, Сеяха (Зеленая)
и т. д.
Повторно-жильные льды в таких разрезах занимают достаточно
разнообразные позиции. Наиболее мощные жилы секут всю органоми¬
неральную толщу и даже могут внедряться в перекрывающие или под¬
стилающие минеральные породы. Головы менее мощных жил могут
встречаться на разной глубине: и близ кровли органоминеральной тол¬
щи, и в ее средней, и даже в нижней части. Такое ярусное строение
жильного комплекса прямо указывает на сингенез жил.
Кроме сингенетических в верхней части толщи могут встречаться
и маломощные эпигенетические жилы. Они могут залегать самостоя¬
тельно и в парагенезе с реликтовыми сингенетическими жилами
(рис. 61), рассекая и расклинивая верхнюю часть жил [32] или разби¬
вая толщу на более мелкие полигоны между жилами.
Разрезы синкриогенных толщ третьей и второй террас, сложенных
песчаными породами, имеют, как правило, более однообразное крио¬
генное строение. Здесь весьма редко встречаются мощные жильные
льды (жилы высотой 9—10 м в тыловой части террасы в оторфованных
песчаных породах отмечены лишь в нижнем течении р. Венуйеуо, см.
174
Рис. 61. Характер взаимоотношения голоце¬
новых и позднеплейстоценовых жил, зале¬
гающих в одном массиве в низовье р. Ве¬
нуйеуо [32]:
^ ~ торф; 2 — песок; 3 — лед позднеплейстоцено¬
вой жилы; 4 — лед голоценовой жилы; 5 — совре¬
менный жнльный лед; 6 — ледяные «пояски»; 7 —
граница контакта льда позднеплейстоценовой
жилы с внедрившимся в него голоценовым кли¬
ном; 8 — граница кровли многолетнемерзлых по¬
род
рис. 61), а криогенные текстуры в основном массивные или редкослои¬
стые. Более разнообразны толщи, в которых встречаются прослои и
линзы сильно пылеватых песков. В среднем течении рек Сеяха (Зеле¬
ная) и Венуйеуо в таких толщах отмечены частослоистые тонко- и
ереднешлировые текстуры, приуроченные и к верхним частям разрезов
и встречающиеся на глубинах 5—7 м. Очень редко в таких толщах
встречаются пластовые льды. Подобный пласт мощностью 2 м был опи¬
сан Ю. Б. Баду на глубине 1,2 м в разрезе в долине р. Венуйеуо близ
р. Тамбойсё.
Сходное криогенное строение имеют и песчаные толщи, слагающие
большую часть разрезов первой лагунно-морской террасы, имеющей
фрагментарное распространение вдоль побережья Обской губы. Их
.льдистость составляет, как правило, 35—40 %, криогенные текстуры в
основном массивные. Однако нередко в песчаных толщах отмечаются
примеси растительного детрита (долины рек Сабъяха, Сеяха и др.) и
в этих случаях может встречаться редкослоистая криотекстура. Менее
характерны шлиры льда в чистых песчаных толщах. В 1 км юго-запад¬
нее пос. Тамбей, на побережье Обской губы Ю. Б. Баду в верхней ча¬
сти (0,0—1,4 м от поверхности) разреза первой лагунно-морской тер¬
расы, сложенной мелким песком с гравием, описана линзовидно-слои-
стая тонкошлировая криотекстура. Льдистость этого слоя составляет
45—50 %, он подстилается мелким пылеватым песком, в верхней части
(1,4—6,0 м) которого встречены и частостоистая тонкошлировая, при¬
уроченная к наиболее пылеватым линзам песка, и вертикально-слоистая
(гребенчатая) криотекстуры.
Столь сложное криогенное строение в песчаных толщах первой
террасы все же редкость. Значительно чаще оно встречается в тех раз¬
резах первой террасы, где присутствуют прослои супесей и суглинков
или торфа. В таких толщах (встреченных в низовьях рек Венуйеуо,
Сеяха) криотекстуры повсеместно частослоистые (реже среднеслои¬
стые) тонко- и ереднешлировые, их льдистость, как правило, 45—50 %,
льдистость за счет ледяных включений может в отдельных случаях до¬
стигать 25—30 %. В таких разрезах нередко можно встретить сингене¬
тические повторно-жильные льды, имеющие двух- и трехъярусное строе¬
ние. В суглинках, приуроченных, как правило, к нижним частям раз¬
резов первой террасы, криотекстуры также тонкошлировые, часто- и
среднеслоистые. Лед довольно равномерно распределен по разрезу, объ¬
емная льдистость суглинков составляет 55—65 %.
Примечательной особенностью первой лагунно-морской террасы
Восточноямальской области являются мощные торфяники, встречаю¬
щиеся в ее пределах. Мощность торфа у пос. Яптик-Сале превышает
■5,5 м, его возраст около 9 тыс. лет. Торфяник вмещает узкие и протя¬
женные сингенетические жилы и большое количество мезотекстурооб-
разующего льда — до 45 % объема. Начало образования торфяника, ве¬
роятно, фиксирует время завершения накопления минеральных отло¬
жений первой террасы.
Значительной оторфованностью характеризуются и толщи пойм и
лайд области, особенно в верхних частях. Торфяники или сильно отор-
фованные супесчано-суглинистые отложения мощностью свыше 3 м от¬
мечены в низовьях рек Сеяха, Венуйеуо, Тамбей, Ляккатосе [22, 88].
Они весьма льдонасыщены и повсеместно вмещают широкие (до 3 м
шириной в верхней части) жилы льда высотой до 3—4 м. Особенно
крупные жилы отмечены в торфяниках в устье р. Тамбей. Здесь же до¬
вольно представительный полигонально-жильный комплекс изучен и в
минеральных отложениях [32]. Жилы этого комплекса имеют различ¬
ную конфигурацию — от ленточной до правильной треугольной (равно¬
сторонней) во фронтальном разрезе. Отличаются и размеры жил (от 2
до 0,5 м шириной), и их взаимоотношения с вмещающими породами.
На контакте части жил породы сильно деформированы^ у других кон¬
такт спокойный, без деформаций (см. рис. 11). Столь сложное строе¬
175
ние обусловлено своеобразной историей формирования жильного ком¬
плекса в голоцене (см. гл. I).
Менее крупные жилы и в целом несколько меньшая льдистость
присущи чисто песчаным разрезам пойм и лайд. Однако встречаемость
таких толщ в пределах Восточно-Ямальской области в целом невелика.
Чаще в разрезах отмечаются либо переслаивание песков с супесями и
суглинками, либо сильная оторфованность и пылеватость. Поэтому
* льдонасыщенность пород, как правило, более 35 %, в разрезах нередко*
отмечаются часто- и среднеслоистые тонкошлировые криогенные тек¬
стуры.
Эпикриогенные породы салехардской и казанцевской свит в преде¬
лах области приурочены в основном к цоколям террас или пойм в верх¬
нем течении рек. В них преобладают преимущественно слоистые и сет¬
чатые среднешлировые криогенные текстуры. Льдистость эпикриоген-
ных пород почти повсеместно довольно высока: 45—55 % [100].
Особенности гидрогеологических условий. Наиболее достоверные
сведения имеются по верхнему гидрогеологическому комплексу, специ¬
фика которого определяется почти повсеместным распространением низ¬
котемпературных мощных многолетнемерзлых толщ. Значительная
часть подземных вод этого комплекса сосредоточена в сезонноталом
слое и в несквозных таликах, располагающихся под озерами и под.
руслами рек. Воды сезонноталого слоя пополняются в основном атмо¬
сферными ■ осадками и водой, образующейся при таянии подземных,
льдов. Поэтому в местах близкого залегания к поверхности повторно¬
жильных льдов при слабом дренировании неизбежно возникновение
маломощных (до 4 м) горизонтов застойных вод и небольших водоемов.
Подозерные талики несквозного типа формируются практически под.
всеми озерами малых и средних размеров. Согласно данным, получен¬
ным ЧЮ. Т. Уваркиным, И. И. Шамановой и другими [104], на юге
Восточноямальской области в долине р. Нурмаяха под озером глуби¬
ной менее 3 м сформировался талик мощностью 15—17 м. К северу
мощность таликов под неглубокими озерами существенно снижается и
редко превышает 2—3 м. Если под озерами воды несквозных таликов,,
как правило, застойные, то под руслами они имеют слабый, но постоян¬
ный гидродинамический напор вследствие уклона ложа реки и соглас¬
ного ему уклона кровли мерзлых пород под руслом. Несквозные талики
этого типа не распространяются на всю ширину русла; они чаще всега
приурочены к тальвегу долины и имеют ширину 30—50 м. Ближе к бе¬
регу и у островов — осередков мощность таликов выклинивается и даже
летом их глубина не превышает 1 —1,5 м.
Под наиболее крупными реками области (Сеяха, Ляккатосе, Ве-
нуйеуо и т. п.), под Обской губой и наиболее крупными озерами (Яд-
нето, Ямбуто и др.) имеются сквозные талики, воды в которых, как
правило, пресные, безнапорные. Их запасы, судя по размерам тали¬
ков, достаточно велики, особенно на участках распространения мощных
толщ песчаных пород.
В мерзлой толще Восточно-Ямальской области могут быть встре¬
чены отрицательно-температурные соленые межмерзлотные воды —
криопэги. Об этом, в частности, свидетельствует вскрытие таких вод
на глубине 132 м скв. К-1 на мысе Каменном, расположенном близ
южной границы области. Однако их распространение в толщах должно
быть не столь широким, как в восточных и северных районах Ямала.
Криогенные процессы и явления. В пределах области наиболее
широко развит устойчивый континентальный тип сезонного протаива-
ния. Его глубина существенно колеблется в зависимости от дисперсно¬
сти пород, их влажности (льдистости) и главное — степени оторфован-
ности, в целом уменьшаясь при увеличении степени указанных показа¬
телей. Среднегодовая температура пород оказывает здесь меньшее
влияние. Так, песчаные грунты с влажностью 20—30 % у пос. Тамбей
при среднегодовой температуре грунтов —7...—9 °С протаивают на
176
Рис. 62. Зарождающиеся сингенетические жилки на территориях современной аккуму¬
ляции на лайде у пос. Мыс. Каменный (а) и на пойме в низовьях р. Еръяха (б):
1 — торф; 2 — песок; 3 — направление слоистости в песке; 4 —глина светло-коричневая; 5 —глина
серая; 6 — глина серая опесчаненная; 7 —зияющие трещины; в —годичная ледяная жилка; 9 —
сегрегационный лед со столбчатой текстурой; 10 — линзочки льда; 11 — шлиры льда; 12 — ксено¬
литы грунта в жилах; 13 — жильный лед; 14 — граница слоя сезонного оттаивания
0,7—0,9 м, а у пос. Мыс Каменный, где преобладают температуры
—5...—7 °С, — на 0,7—1,2 м. Соответствующие значения для суглинков
с влажностью 35—45 % составляют 0,6—0,8 и 0,6—1,0 м. При наличии
даже маломощного слоя торфа (более 10—15 см) глубина протаивания
сокращается до 0,4—0,6 м.
Среди процессов морфоскульптурной переработки рельефа выделя¬
ются повторно-жильное льдообразование, криогенное пучение, озерная
термоабразия и термоэрозия. Полигонально-жильное льдообразование
присуще всем районам области. Наиболее активно оно протекает на
территориях преобладания современной аккумуляции грунтовых толщ:
на лайдах, речных и озерных поймах и торфяниках. На севере области
ледяные жилы могут расти и под водой неглубоких (не глубже 0,5 м)
озер, что отражается в отчетливо видном полигональном рисунке дна
таких озер.
В субаэральных условиях пойм и лайд современное повторно-жиль¬
ное льдообразование выражается достаточно разнообразно. На участ¬
ках, где уже развиты повторно-жильные льды, современный рост жил
чаще всего приводит к формированию в верхнем ярусе ростка, состоя¬
щего из 8—12 элементарных жилок (накопившихся, вероятнее всего,
за 100—150 лет), и к внедрению в росток элементарной годичной жил¬
ки, прослеживающейся в летнее время в нижних частях зияющих моро-
зобойных трещин. В массивах, где повторно-жильные льды только за¬
рождаются, конфигурация жил может быть самой различной. В песча¬
ных грунтах это преимущественно лентообразные (клиновидные) в раз¬
резе ледяные тела довольно правильной формы (рис. 62,а), в суглини¬
стых и глинистых толщах зарождающиеся жилки могут быть с очень
неровными боковыми контактами, они часто окружены шлирами сегре¬
гационного льда различного направления, в некоторых случаях весьма
причудливого (рис. 62,6). В отдельных разрезах сегрегационный лед
отмечается и в верхних частях жил, расположенных в песчаных толщах
[32].
Весьма интенсивен в пределах области и рост сингенетических жил
в торфяниках. При этом в процессе развития жил и накопления торфа
12 Зак. 514 177
вследствие того, что жилы, как правило, зарождаются здесь уже при
малой мощности последнего (0,1—0,2 м), а их головы залегают у по¬
дошвы сезонноталого слоя (т. е. на глубинах более 0,5 м), формирую¬
щаяся жила, поднимаясь вверх, частично за счет выдавливания, а ча¬
стично за счет менее глубокого проникновения трещин толкает подошву
торфяника и оказывается в итоге в ядре антиклинальной складки, обра¬
зуемой подошвой торфяника. Во всяком случае, у подавляющего числа
сингенетических жил, залегающих в торфяниках в пределах этой об¬
ласти, подошва торфа резко загибается вверх на контакте с жилой.
Весьма распространенным криогенным образованием в пределах
поим, лайд и хасыреев, расположенных в пределах Восточно-Ямальской
области (особенно южнее долины р. Еръяха), являются бугры пуче¬
ния, располагающиеся как отдельно, так и группами по 3—5 бугров в
одном массиве. Высота бугров часто превышает 6—8 м, их диаметр мо¬
жет достигать 50—70 м. В плане они часто имеют овальную форму п
обязаны своим происхождением промерзанию замкнутых таликов под
осушающимися старичными озерами или на хасыреях. В толще бугров
нередко отмечается ледяное или ледогрунтовое ядро, залегающее на
глубинах от 3 до 15 м н более. Лед ядра преимущественно инъекцион¬
но-сегрегационный, т. е. обязан своим происхождением и процессу сегре¬
гации (льдовыделению из суспензии практически без перемещения), и
инъекции с последующим замерзанием воды или суспензии из нижеле¬
жащих замкнутых таликов.
Термоабразионная и термоэрозионная переработка рельефа особен¬
но интенсивно протекает на участках распространения повторно-жиль¬
ных льдов. Здесь за сравнительно короткое время создается обширная
овражная сеть, разрушаются прибрежные части высоких террас. В рай¬
оне пос. Сеяха обнажение с мощными повторно-жильными льдами, по
данным непосредственных наблюдений с 1978 по 1980 г., отступило бо¬
лее чем на 20 м [32]. Характерно, что продолжение активного отступ¬
ления берега за счет термоэрозии и термоабразии зависит от баланса
скоростей, с которыми грунт поставляется к основанию обрыва и отно¬
сится от него. В тех частях берегов, где термоабразионная обработка
берега протекает активно, обнажение имеет отвесные стенки и в нем
вскрыты мощные жильные льды (рис. 63,а). Там, где транспортировка
материала от берега замедлилась, происходит стабилизация абразии;
здесь под воздействием продолжающейся термоэрозии вблизи бровки
уступа образуются изолированные конические холмы-байджерахи (см.
рис. 63, б).
Весьма активна в отдельных районах области озерно-термокарсто-
вая переработка рельефа. В низовьях рек Сеяха, Венуйеуо, Нурмаяха
развитие термокарста привело к денудации высоких уровней рельефа
на обширных площадях. Здесь на месте существовавших в позднем
плейстоцене сильнольдистых террас сохранились лишь отдельные их
■останцы, окруженные сниженными на 15—20 м котловинами — хасы-
реями.
Весьма активно разрушаются термоабразией и боковой эрозией рек
низкие элементы рельефа — поймы и лайды. Здесь при разрушении
массивов вследствие незначительного превышения их поверхности над
урезом вынос одинаковых объемов горных пород приводит к отступле¬
нию берегов на расстояние, в 4—5 раз превышающее пределы более
древних и более высоких элементов рельефа. В долине р. Тамбей при
нагонных явлениях отмечалось отступление берега поймы на 1,5—2 м за
сутки; сравнительно малольдистые берега в долине р. Еръяха в анало¬
гичных условиях за 1—2 недели оказались разрушены на отдельных
участках более чем на 1 м.
Заключение. Оценивая в целом инженерно-геокриологическую об¬
становку Восточно-Ямальской области, следует заметить, что она до¬
статочно однородна. Это определяется прежде всего однородностью со¬
става пород, преобладанием супесчано-песчаных пород и их низкими
178
Рис. 63. Характер термоабразноннои (а) н разных стадий термоэрозпонной (б, е)
переработки массива с мощными повторно-жильными льдами. Восточный Ямал, южнее
устья р. Сеяха (Зеленая). Фото Ю. К- Васнльчуна
12 '
отрицательными температурами, определяющими высокую несущую
способность грунтов. Однако на участках распространения повторно¬
жильных льдов инженерно-геокриологическая ситуация существенно
усложняется, появляется и горизонтальная, и вертикальная неоднород¬
ность свойств грунтов, вызванная специфическим распределением льдо-
содержания в пределах полигонально-жильных структур. На таких уча¬
стках изыскания следует проводить с особой детальностью.
Северо-Гыданская область
Общие сведения. Область занимает практически всю северную часть
Гыданского полуострова и включает полуострова Явай, Мамонта, Оле¬
ний (см. рис. 58). Юго-западная граница области на севере проходит
по Центральноявайскому водоразделу, а южнее — по западному борту
долины р. Юрибей; на юго-востоке она проходит по восточному борту
долины р. Юрибей и захватывает восточнее низовья рек Нгынесёяха,
Няваяха, Гыда и бассейн р. Монгочеяха.
Климатические условия области суровые. По данным метеостанции
пос. Гыда, расположенного почти в центре области, среднегодовая тем¬
пература воздуха немного ниже 12 °С (период 1968—1972 гг.). Средняя
температура теплого периода составляет 4,6 °С, холодного месяца
—20,6 °С, сильно холодного месяца (январь) —30,7 °С, а самого тепло¬
го (июль) +7,9 °С. Общее количество осадков не превышает 350 мм,
мощность снежного покрова менее 50 см,(см. рис. 16).
Растительность в пределах области типично тундровая — травяно¬
моховые, мохово-лйшайниковые и кустарничковые (в основном в пой¬
мах) ассоциации.
В рельефе области отчетливо обособляются лайда, I—III морские
и связанные с ними лагунно-морские террасы, казанцевская морская
равнина (занимающая существенно меньшую площадь по сравнению
с более молодыми элементами рельефа) и прорезающие их долины рек
с очень широкими поймами. Разрезы всех уровней рельефа сложены
песками, супесями, суглинками и глинами (рис. 64). IIРис. 64. Схематический криолитологический разрез Северо-Гыданской области (соста¬
вил Ю. Б. Баду):
I — эпикриогенные суглинисто-глинистые породы с сетчатой криогенной текстурой; 2 — синкрио-
генные суглинистые породы со слоистой криогенной текстурой; 3 — супесчано-песчаные породы с
массивной криогенной текстурой; 4 — повторно-жильные льды (а — сингенетические, б — эпигенети¬
ческие); 5 —пластовые льды; 6 — полигонально-валиковый рельеф. I — казанцевская прибрежно¬
морская равнина (/„=4—10%, t„n=40 %, /„с=45 %; значения индексов см. в подписи к рис. 59);
II — III морская и лагунно-морская террасы (/„ = 14—18%, i„n=45 %, t„c=60%); III — II морские
террасы (/„=20—30 %, t'„n =45 %, i„c=60%); IV — пляж (»„п—50%); V — лайда Гыданской губы
(/„“13—16%, t„ni = 50 %, t'„c =65 %); VI—I лагунно-морская терраса (/„=9—12%, /„п= 45%, 1„С*=
“60 %)
180
Таблица 21
Среднегодовые температуры (в °С) грунта на разных уровнях рельефа
Северо-Гыданской области
Пункт замера температуры
Высокие
террасы
Поймы
Лайды
П-ов Явай, западное побережье, устье
—9,6
—8,4
-7,0
р. Нгаркатетнедаяха
П-ов Явай, западное побережье, устье
—9,6
—8,0
—9,0
р. Монгаталянгьяха
П-ов Мамонта, северное побережье, устье
—10,0
—
-9,0
р. Салемлекабтамбда
Устье р. Гыда
—8,5
—8,0
—
Характерная особенность области — широкое распространение тер¬
риторий голоценовой аккумуляции. По разнообразию их генетических
типов эта область относится к числу уникальных в пределах Западно-
Сибирской плиты. На ее территории развиты морские, лагунно-морские,
озерные и аллювиальные толщи. Наиболее обширные районы развития
морских первых террас и лайд располагаются на севере п-ова Явай,
Мамонта, Олений. Лагунно-морские первые террасы и лайды обширны¬
ми амфитеатрами обрамляют Юрацкую и Гыданскую губы, протяжен¬
ность их вдоль побережий составляет десятки километров, ширина до¬
стигает 10—18 км. Широкие аллювиальные поймы приурочены к до¬
линам рек Юрибей (ширина до 15 км), Монгочеяха (4—8 км), Гыда
(до 10 км), Нейтяха (до 9 км) и др. Озерные поймы кольцом охваты¬
вают как большие, так и маленькие озера области (Нгэтато, Хосато,
Перпитавето, Хучето, Хасейнто, Ярато и др.). В пределах многочис¬
ленных котловин интенсивно накапливались болотные отложения —
сапропели и торф.
Поверхность верхнечетвертичной (казанцевской) равнины во мно¬
гих районах расчленена эрозионной сетью, имеющей древний возраст.
Поверхность террасового комплекса в значительной степени осложнена
термокарстовыми процессами по повторно-жильным льдам, солифлюк-
цией и нивацией. Эрозионное расчленение террас незначительно и на¬
блюдается лишь в узкой прибровочной полосе береговых обрывов рек
и губ или вдоль бровок террас.
Распространение, температура и мощность многолетнемерзлых по¬
род. Мерзлые породы в пределах области распространены почти повсе¬
местно. Они встречены с глубины 1,0—1,5 м на песчаных пляжах Гы-
данской и Юрацкой губ. Многолетнемерзлые образования развиты и в
пределах мелководий Гыданской и Юрацкой губ на расстоянии до 2 км
от берега, где глубины не превышают 3—4 м. На севере области вдоль
морского побережья развиты отрицательно-температурные немерзлые
породы, насыщенные криопэгами. Талики, чаще всего несквозные, при¬
урочены лишь к озерам и устьевым частям крупных рек.
Среднегодовые температуры многолетнемерзлых пород разных рай¬
онов области достаточно близки и в целом понижаются с юга на север
от —8 до —10 °С [99], причем разница температур между высокими и
низкими элементами рельефа незначительна (табл. 21). Такие близкие
значения температур грунтов на различных геоморфологических уров¬
нях объясняются, как и на севере Ямала, однородностью их ландшафт¬
ной обстановки. Основной фактор дифференциации температур — снеж¬
ный покров, высота которого на поймах несколько выше, чем на пла-
корах террас и водораздельных равнинах. Несколько возрастают тем¬
пературы на узких участках лайд. Более заметен и температурный кон¬
траст пойменных отложений по берегам крупным озер, где значения
среднегодовых температур грунтов нередко на 2,5—3 выше, чем на окру¬
жающих их водораздельных равнинах или террасах.
181
Мощность многолетнемерзлых толщ Северо-Гыданской области ис¬
следована преимущественно по данным вертикального электрического-
зондирования; число глубоких скважин, в которых отмечена подошва
многолетнемерзлой толщи, не превышает 10. На основе этих данных
установлено, что максимальная величина мощности мерзлых пород от¬
мечается в пределах казанцевской морской равнины. Ее значения ко¬
леблются по территории области в довольно широких пределах (от 200
до 435 м) и в целом возрастают на востоке.
В пределах более молодых морских и лагунно-морских террас
мощности мерзлых толщ, как правило, не превышают 300 м. При этом
практически всегда их повышенные мощности отмечаются в тыловых
частях террас, где толщи более молодых (по времени промерзания)
мерзлых пород накладываются (смыкаются) на более древние. В са¬
мых северных районах (п-ова Явай, Мамонта) вследствие засоленности
и меньшего уплотнения даже относительно древние морские толщи
третьей террасы промерзли не более чем на 160—170 м. Малой глубине
промерзания здесь отчасти способствовало и отепляющее влияние мор¬
ского бассейна. Заметно возрастают мощности мерзлых толщ (до 250—
280 м) в пределах третьих террас на востоке области, в долине р. Гыда.
В границах вторых террас, развитых нешироко (преимущественно по
берегам Юрацкой и Гыданской губ и Енисейского залива), мощность
ММП редко достигает 200 м.
Особенно заметны колебания мощности мерзлых толщ в пределах
голоценовых первых террас, пойм и лайд.'Максимальная их мощность
достигает 275 м на ц-ове Мамонта, вблизк абразионного берега Юрац¬
кой губы у факт. Есяяха [7]. На абразионно-аккумулятивных участках
побережья Енисейского залива мощность мерзлых толщ часто состав¬
ляет 150 м. В пределах низких побережий, как правило, отмечается
увеличение мощности ММП от бровки к тыловым частям лайд: на пес¬
чаных барах и косах она составляет 8—12 м, на пляже — до 30—40 м,
на лайде — 45—125 м, а в тыловой части лайд абразионно-аккумуля¬
тивного берега — до 120—160 м. В пределах пойм большинства малых
рек области мощности мерзлых толщ не отличаются от мощностей мно¬
голетнемерзлых пород прилегающих частей водораздельных равнин и
террас, пересекаемых этими реками.
Криолитологические особенности многолетнемерзлых пород. В Се¬
веро-Гыданской области в верхней 10-метровой части разреза мерзлой
толщи заметно преобладают сингенетически промерзшие породы. Эпи-
криогенные толщи встречаются либо на отдельных участках древних
водораздельных равнин, либо подстилают синкриогенные и вскрывают¬
ся в цоколях более молодых элементов.
Сикриогенпые породы наиболее широко развиты в разрезах поздне¬
плейстоценовых и голоценовых геоморфологических элементов. Их
главная отличительная черта — очень высокая льдонасыщенность как
льдами мезотекстурообразующего типа (табл. 22), так и макротекстуро¬
образующими. Особенностью почти всех сингенетически промерзавших
осадков в пределах области является присутствие повторно-жильных
льдов, нередко составляющих до 20—30 % объема верхнего 10-метро¬
вого слоя мерзлых пород. Льды имеют самую различную конфигура¬
цию в разрезе и встречаются во всех генетических типах отложений,
датируемых поздним плейстоценом и голоценом (рис. 65—68). Обра¬
щает на себя внимание присутствие жил, имеющих относительно вы¬
сокую минерализацию (до 0,6 г/л). Нередко встречаются льды с суще¬
ственными деформациями слоистости вмещающих пород на контакте с
жилой (см. рис. 66, 67). Большая часть жил в пределах области в на¬
стоящее время интенсивно развивается. Даже позднеплейстоценовые
реликтовые, достаточно глубоко расположенные жилы, нередко разви¬
ваются, но уже не син-, а эпигенетически за счет внедрения клина льда
сверху (см. рис. 65).
182
Таблица 22
Характеристика многолетнемерзлых синкриогенных пород
Северо-Гыданского района
Генезис
и возраст
пород
Объемная льдистость, %
Состав пород
суммарная
шлировая
Криогенная структура
mQ^n
Пески пылеватые
35—45
Массивная
40
Супеси
45—55
12—15
Слоистая
50
Суглинки*
40—50
15—25
Сетчатая
45
mlQiii2-3
Пески пылеватые
40—50
Массивная
45
Суглинки
50—60
20—25
Слоистая
55
mQui2"3
Суглинки
55—65
30—35
Слоистая, слоисто¬
сетчатая
60
mlQ4iu
Пески пылеватые
35—45
Массивная
40
Пески с прослоями
песей
су-
35—50
8—12
Слоистая
45
mQ4ni
Супеси
40—65
25—30
Слоистая, слоис¬
то-сетчатая
55
Суглинки
55—65
30—35
Слоистая, сетча¬
тая
60
mQ'iv
Пески пылеватые
35—50
Массивная
45
Суглинки
50—65
20—30
Слоисто-сетча¬
тая, сетчатая
60
mlQiv
Пески
35—45
Массивная
40
Суглинки
55—75
20-25
Слоистая
60
rnQiv
Пески с прослоями
песей
су-
40—55
6—10
Слоисто-сетча¬
тая, слоистая
50
Суглинки
55—80
20—30
Слоисто-сетча¬
тая, сетчатая
65
aQiv
Пески оторфованные
40—45
Массивная
45
Суглинки
55—75
15—30
Слоистая
60
* Промерзшие эпигенетически.
183
••'■••1; Уул\г\
I T 18
Ш
Рис. 65. Схема залегания реликтовых позднеплей¬
стоценовых сингенетических повторно-жнльных
льдов с эпигенетически развивающимися жилами
в верхнем ярусе. Восточное побережье полуост¬
рова Явай, вторая лагунно-морская терраса на
левом берегу р. Монгаталянгъяха в 7 км северо-
западнее устья:
I — песок; 2 — супесь; 3 — суглинок; 4 — переслаивание-
суглинка и супеси; 5 — торф; 6— жильный росток; 7 —
лед эпигенетической жилы; 8 — лед сингенетической жи¬
лы; 9 — ксенолиты грунта в жиле; 10 — шлиры льда;
II — граница сезонноталого слоя
У///Л.Ч Ь'УУЛб ШШ>7 L-T_.l<?
Рис. 66. Внедрение опресненного ледяного
клина в тело сингенетической относительно
минерализованной голоценовой жилы. Вос¬
точное побережье полуострова Явай, лайда
1,2 км севернее устья р. Монгаталянгъяха;
1—3 — величина сухого остатка (г/л): / — менее
0,08; 2 — от 0,08 ДО 0,12; 3 — более 0.12; -/ — торф;
В — суглинок; 6 — супесь; 7 — песок; 8 — жиль¬
ный росток
Рис. 67. Деформации вмещающих пород
на контакте с сингенетической голоцено-
вон жилой. Восточное побережье п-ова
Явай, пойма в низовьях р. Монгата¬
лянгъяха:
1 — торф; 2 — оторфованный песок; 3 — песок
мелкий; 4 — морозобойная трещина; 5 — го¬
дичная элементарная жилка; 6 — жильный
росток (жила верхнего яруса); 7 — лед син¬
генетической жилы; 8 — направление слоисто¬
сти во вмещающей толще
В пределах третьей — второй морских и лагунно-морских террас
синкриогенные толщи чаще всего представлены сравнительно тонко¬
дисперсным материалом со значительной примесью аллохтонного орга¬
нического материала. Эти толщи весьма льдонасыщены — объемная
льдистость органоминеральной части нередко достигает 60—65 %, и,
как правило, они вмещают достаточно мощные сингенетические повтор¬
но-жильные льды, имеющие вертикальную протяженность до 10—12 м
при ширине поверху (в разрезе) до 3--3,5 м. Разрезы со строением та¬
кого типа изучены в низовьях рек Монгаталянгъяха, Гыда, Салемлекаб-
таыбда, Есяяха, в районе пос. Иннокентьевское, на левобережье Ени¬
сея, в долине р. Юрибей и т. д.
Разнообразен и криолитологический облик синкриогенных голоце¬
новых толщ. В них встречены все типы криогенных текстур: от массив¬
ных до базально-параллелепипедальной. Доминируют же слоистые и
слоисто-сетчатые криотекстуры, сформировавшиеся нередко (особенно
в нижних частях разрезов) в условиях субаквального синкриолпто-
генеза.
184
Рис. 68. Одна из наиболее крупных
жил в голоценовых толщах. Северная
часть п-ова Мамонта, пойма р. Са-
лемлекабтамбда. Фото Л. И. Вейс-
мана
Рис. 69. Криогенное строение и влажность су¬
глинисто-глинистых отложений казанцевской
свиты, вмещающих пласт инъекционного льда
в основании видимой части разреза. Левый
берег р. Юрибей в 8 км южнее оз. Меркуто
(по Г. И. Дубнкову):
/ — суммарная влажность; 2 —влажность отдельно¬
стей грунта с микровключеннямн льда >
В голоценовых сингенетически промерзших породах области срав¬
нительно широко распространены погребенные и инъекционно-сегрега¬
ционные пластовые льды, достигающие мощности 1,0—1,5 м. Практиче¬
ски все разновидности мерзлых массивов вмещают большое количе¬
ство повторно-жильных льдов. Льдистость супесчаных и суглинистых
отложений, слагающих, как правило, верхнюю часть разрезов пойм и
лайд, только за счет макротекстурообразующих повторно-жильных
льдов нередко достигает 15—20 %. Повторно-жильные льды одноярус¬
ные и двух-, трехъярусные, широкие (до 1,5—2 м), проникающие на
глубину до 3,5—4 м, а в отдельных случаях превышающие 5 м.
Разрез с криотекстурами (I—VI) типично эпикриогенного облика
описан В. В. Баулиным и Г. И. Дубиковым на левом берегу р. Юрибей,
вблизи оз. Меркуто (рис. 69). Здесь в обнажении казанцевской равнины
сверху вниз вскрыто пять слоев:
Слой 1. 0,0—2,4 м. Суглинок тяжелый, темно-серый. Ниже 1,5 м он постепен¬
но переходит в горизонтально-слоистые глины. С глубины 1,0 м породы мерзлые льдо-
насыщенные (суммарная влажность 45—50 %). Криогенная текстура линзовидно-сло-
.. истая. Тонкие (0,1—0,5 см) слои и линзочки льда чередуются через 0,5—1,0 см.
185
Слой 2. 2,4—10 м. Глина средняя, вязкая, в интервале 2,4—4,9 м в толще-
слоистость ленточного типа. Порода льдонасыщенная — в верхней части слоя льдпс-
тость составляет в среднем 45 %, в ннжней части она сокращается до 32 %. Криоген¬
ная текстура горизонтально-слоистая и только местами сетчато-слоистая. Максималь¬
ная толщина ледяных шлиров 2 см, минимальная 0,3 см, средняя 1,2 см. Среднее рас¬
стояние между шлирами 3 см. Крупные шлиры льда выдержаны в обнажении на де¬
сятки метров.
В интервале 4,9—10,0 м крнотекстура резко изменяется — здесь увеличивается,
льдонасыщенность (только за счет ледяных включений влажность превышает 40—
50 %). Криогенная текстура четко выраженная сетчатая. В верхней части этого ин¬
тервала включения льда толщиной от 1 до 4 см разбивают породу па отдельности!
размером в среднем 0,15X0,2 м. В нижней части интервала немного увеличивается
размер сетки и возрастает толщина вертикальных и косых слоев льда до 12—15 см.
Слой 3. 10—12,5 м. Глина того же состава, что и в слое 2, но с прослоями
мелких косо- и горизонтально-слоистых песков с растительными остатками и комочка¬
ми глины. Крнотекстура по-прежнему сетчатая, но здесь уменьшается (до 30—42 %)
льдистость за счет ледяных включений. В песках текстура микрошлировая (мощность
шлиров 2—3 мм). Крупные вертикальные шлиры льда, пересекая несколько более тон¬
кие горизонтальные, образуют основу сетчатой криотекстуры.
Слой 4. 12,5—17 м. Песок мелкий с растительными остатками чередуется с гли¬
нами горизонтально-слоистыми. Содержание песка увеличивается от 20 % в верхней
части слоя до 80 % — в нижней части. В этом же направлении увеличивается и льдис¬
тость отложений—от 40 до 60 %. Крнотекстура сетчатая и базальная.
Слой 5. 17—20 м. Лед, содержащий большое количество включений грунта (пе¬
сок, глина). Содержание грунта в разных частях пласта неодинаковое, местами оно
достигает 20—40 %, а иногда исчезает полностью. Во льду, как правило, наблюдается
четкая горизонтальная слоистость, выраженная вследствие чередования слоев чистого
и загрязненного в разной степени льда. Мощность этих прослоев достигает десятки
сантиметров. Переход от пласта льда к перекрывающим льдонасыщенным отложениям
постепенный. ,
Приведенный разрез, но мнению изучавших его Г. И. Дубикова и
В. В. Баулина, является примером типично эпикриогенной суглинистой
толщи, промерзавшей в условиях открытой системы с подтоком влаги-
из водоносного песчаного горизонта в основании. Образование пласта
льда исследователи связывают с напорной инъекцией воды в суглини¬
стые отложения. Об этом же говорят, по их мнению, и большая мощ¬
ность вертикальных шлиров льда и их выклинивание вверх.
Сходные по строению разрезы описаны и в других точках в долине
р. Юрибей [39]. Инъекционный генезис пластов льда, встречающихся
в этих толщах, нередко отчетливо отражается во взаимоотношении
льда с вмещающими его породами (рис. 70) в виде деформаций над
апикальной частью пласта. Отнесение этих разрезов к эпикриогенным
справедливо. Вызывает лишь некоторые сомнения принадлежность к
эпикриогенным пород самой верхней (до 5 м) части таких разрезов,
где в ряде случаев встречаются очень похожие на сингенетические по¬
вторно-жильные льды или криотекстуры, подобные сингенетическим.
В толщах эпикриогенных отложений казанцевской (?) свиты не¬
редко отмечаются залежи инъекционных и инъекционно-сегрегационных
льдов, встреченные на севере вблизи пос. Лескино [119], на восточном
побережье Енисейского залива и особенно часто (описанные В. В. Бау¬
линым, Г. И. Дубиковым и В. Г. Кудряшовым) в долине р. Юрибей.
В ее разрезах выходы пластовых льдов имеют самую разнообразную-
форму (линзы, пласты, штоки, лакколиты) и залегают на глубинах от
2 до 15—20 м. Ледяные и ледогрунтовые тела располагаются здесь чаще-
всего на контакте суглинистых отложений и подстилающих песков,
а в некоторых случаях целиком расположены в песках. Их разрезы
варьируют в широких пределах. Линзовидные ледяные тела видимой
мощностью 2 м и протяженностью 17 м вскрыты на глубине 5 м в 5 км
северо-западнее устья р. Неросавэйяха. В 3 км западнее устья р. Неро-
савэйяха ледяное тело в форме лакколита высотой 8 м и шириной 30 м
вскрывается на глубине 2 м под слоем песков с растительными остат¬
ками; оно залегает вдоль вертикального контакта толщи песков с гра¬
вием и фауной моллюсков и деформированных ритмично-слоистых су¬
глинков. Подстилается лед пачкой песков мощностью 10 м; само ледя¬
ное тело неоднородно — на контакте с суглинками лед чистый молочно-
186
Рис. 70. Линза
инъекционного
льда, секущая
слой песков и упи¬
рающаяся с угло¬
вым несогласием в
перекрывающие
глины. Пунктиром
выделена зона
дробления пере¬
крывающих пород
на контакте с лин¬
зой льда. Левый
берег р. Юрнбей
в 6 км восточнее
оз. Мерк у то. Фото
В. В. Баулина
белый протяженностью 10 м, на контакте с песками лед темно-серый с
примесью суглинка и песка. Разделяются обе части ледяного пласта
тонким швом темного, почти черного льда, содержащего до 40 % при¬
месей суглинка и песка.
В 8 км южнее оз. Меркуто протяженный пласт чистого льда мощ¬
ностью до 4 м вскрыт в четырех точках на расстоянии более 200 м. Он
перекрыт горизонтально-слоистыми суглинками мощностью 17—20 м.
В 6 км восточнее оз. Меркуто вскрыто ледяное тело высотой около
1.5 м, протяженностью до 12 м, секущее слоистость вмещающих отло¬
жений под углом 20° к горизонту, со следами дробления перекрываю¬
щих суглинков в апикальной части пласта (см. рис. 70). В 40 м ниже
по течению сложно построенное ледяное тело вскрывается в суглинках
на глубине 18 м; мощность льда до 3,5 м, ширина выхода 30 м. В во¬
сточной части пласт сложен чистым крупнокристаллическим льдом,
в западной — вертикально чередующимися слоями (толщиной 7—
1.5 см) черного льдогрунта и чистого льда. Вмещающие суглинки на
контакте с ледяным телом разбиты на прямоугольные отдельности, при¬
подняты вверх, в них отмечены разрывные дислокации.
Особенности гидрогеологических условий. Гидрогеологическая об¬
становка Северо-Гыданской области определяется практически повсе¬
местным распространением низкотемпературных достаточно мощных
мерзлых толщ и близостью моря. Первый фактор предопределяет от¬
сутствие пресных межмерзлотных вод в верхних частях разрезов, а вто¬
рой— наличие здесь криопэгов в мерзлых толщах побережья Карского
моря. Воды маломощного сезонноталого слоя, являющиеся продуктом
инфильтрации атмосферных осадков и таяния неглубоко залегающих
подземных льдов, существуют в теплый период во всех районах обла¬
сти. Надмерзлотные воды несквозных таликов залегают преимущест¬
венно под руслами малых рек и акваториями небольших озер. Их мощ¬
ность обычно не превышает первых десятков метров. Водоупором им
служат мерзлые толщи, залегающие чашеобразно. Это предполагает
застойный, безнапорный характер вод несквозных таликов.
Криогенные процессы и явления. Непродолжительность летнего се¬
зона определяет преимущественно небольшую глубину слоя сезонного
оттаивания, не превышающую 0,8—1,0 м даже у песков. Здесь преобла¬
дают устойчивый умеренно континентальный и континентальный типы
сезонного оттаивания.
Среди криогенных процессов наиболее выразительны собственно
процесс формирования синкрногепных толщ и повторно-жильное льдо¬
образование. В пределах области можно наблюдать и формирование
первичных синкриогенных толщ в субаквальных условиях, когда много¬
187
летнемерзлая толща нарастает сверху вниз при отсутствии мерзлого'
субстрата (этот процесс детально описан В. А. Усовым как диагенети-
ческое промерзание на примере побережья о. Вилькицкого), и накоп¬
ление типично синкриогенных слаболитифицированных пород, промер¬
зающих сразу после накопления на мерзлом субстрате снизу вверх.
Общей для этих разновидностей сингенеза является высокая льдистость
формирующихся мерзлых толщ. Специфически протекает процесс син-
криолитогенеза в засоленных морских толщах — здесь он часто сопро¬
вождается образованием в многолетнемерзлой толще сильноминерали¬
зованных отрицательно-температурных толщ — криопэгов.
Процесс морозобойного растрескивания и связанного с ним повтор¬
но-жильного льдообразования присущ всем районам области. Приме¬
чательно, что практически в пределах всей области повторно-жильные
льды могут развиваться и в субаквальных условиях моря, губ и особен¬
но озер. Ранней весной после схода снега и частично льда из приливно-
отливной зоны на поверхности дна иногда видна система морозобойных
трещин; нередко такая "система трещин наблюдается и на дне неглу¬
боких водоемов [7, 22]. Благоприятными для роста повторно-жильных
льдов являются и массивы мерзлых толщ в пределах абразионных по¬
бережий, где верхняя часть мерзлых толщ уничтожена абразией, а ниж¬
няя, часто с «хвостами» жил, сохранилась. По таким «хвостам» жиль¬
ные льды развиваются более активно [30]. Достаточно интенсивно про¬
текают и процессы сингенетического роста жил в торфяниках. Менее
интенсивен, но все же заметен и процесс эпигенетического повторно¬
жильного льдообразования на высоких элементах рельефа, особенно на
участках распространения реликтовых сингенетических полигонально¬
жильных структур. Здесь эпигенетические жилы либо достраивают
жильную структуру сверху, если реликтовые жилы залегают на глуби¬
нах более 1 м (см. рис. 65), либо расклинивают — расширяют залегаю¬
щие неглубоко сингенетические жилы [32].
В районах формирования современных повторно-жильных льдов
широко развит полигональный микрорельеф — одна из наиболее физио-
номичных черт области. В долине р. Гыда он распространен повсемест¬
но, в том числе и на низкой лайде. Севернее, вблизи мыса Юмб-Сале
полигоны правильной пентагональной формы отмечаются в прибрежной
части низкой лайды. Отчетливые квадратные валиковые полигоны со
сторонами около 30 м отмечаются на п-ове Мамонта севернее оз. Ланг-
то (особенно в долине р. Есяяха).
Примечательная особенность области — широкое развитие полиго¬
нального рельефа на дне мелких озер в долинах рек Юрибей, Хана-
вэйяха, Есяяха. На пойме р. Монгаталянгъяха полигональный рельеф
проявляется и под довольно глубокими озерами. Чаще, однако, поли¬
гоны приурочены к спущенным озерным котловинам и осушенным до¬
линам стока. По берегам некоторых водоемов встречаются отчетливо
выраженные куполовидные байджерахи высотой от 3 до 8 м. Они опи¬
саны по берегу залива Адасе, в долине р. Недояха, в низовьях р. Еся¬
яха, вблизи факт. Матюй-Сале, в районе мыса Восточный.
Следует подчеркнуть, что все же полигональный рельеф отмечает¬
ся не повсеместно. Так, его практически нет на высоких элементах
рельефа в западной части п-ова Мамонта, хотя рядом они широко раз¬
виты на более молодых уровнях в окрестностях озер Нэнто, Нгэтато.
Вероятнее всего, в этих районах жильные льды распространены доста¬
точно широко, о чем свидетельствуют их выходы в обнажениях. Однако
их головы расположены на значительной глубине (свыше 2 м) и на по¬
верхности не проявляются.
Из криогенных процессов, участвующих в активном преобразова¬
нии геокриологического облика области, следует указать на весьма ак¬
тивную термоэрозию и термоабразию. Скорость термоабразионного раз¬
рушения сильнольдистых берегов, как установлено прямыми наблюде¬
188
ниями в последнее столетие, может достигать в среднем 1 м в год: бе-
фег у пос. Гьэда за 40 лет отступил на 35—40 м, а, по данным
В. П. Кальянова, у мыса Лескина берег отступил за год на 150—200 м.
Ф. Э. Арэ [5] приводит скорости разрушения берегов островов в Кар¬
ском море от 1,5 до 2,3 м в год. Весьма интенсивны и процессы термо¬
эрозии, особенно в пределах массивов с неглубоко залегающими по¬
вторно-жильными льдами.
Наряду с термоэрозионной переработкой в изменении полигональ¬
ного рельефа нередко участвуют и другие факторы: солифлюкция, де¬
фляция. Так, в районе оз. Хыденто отмечаются обширные участки
эоловых раздувов, вскрывших полигональную систему погребенных
жильных льдов. Это способствовало возобновлению процесса повторно¬
жильного льдообразования на этих участках. Здесь иногда встречаются
полигоны, во внутренних частях которых наблюдаются песчаные раз¬
дувы, а вдоль канавок — мохово-кустарничковая растительность.
Достаточно активно участвуют в преобразовании поверхности и се¬
зонные процессы, среди которых выделяются пучение, возникающее за
счет промерзания сильнообводненного сезонноталого слоя, и морозо-
бойное растрескивание, ведущее к формированию мелкополигонального
микрорельефа и грунтовых жилок в ледяном слое.
Заключение. В инженерно-геокриологическом плане условия Севе-
ро-Гыданской области относятся к средней степени сложности. Это
является главным образом следствием весьма низких температур мерз¬
лых грунтов, обусловливающих их высокую прочность и стабильность
при большинстве видов техногенных воздействий. Однако широкое раз¬
витие сильнольдистых массивов, содержащих повторно-жильные и пла¬
стовые льды, требует достаточно внимательного к себе отношения при
изысканиях и соблюдения всех мер предосторожности при строитель¬
стве.
Центральногыданская область
Общие сведения. Центральногыданская область занимает центральную
часть Гыданского полуострова, являющуюся водоразделом рек, впа¬
дающих в Гыданскую и Тазовскую губы, и простирается от п-ова До-
рофеевский на юго-запад через весь Гыданский полуостров в направле¬
нии мыса Трехбугорный на Обской губе. Она практически целиком
включает Юрибейскую и Гыданскую гряды и долины таких рек, как
Антипаётаяха, Тотаяха и Чигоръяха (см. рис. 58).
Орографически Юрибейская и Гыданская гряды представляют со¬
бой наиболее возвышенные районы Гыданского полуострова, отличаю¬
щиеся наибольшей расчлененностью. В морфоскульптурном отношении
это высокоприподнятая пологохолмистая возвышенность. Абсолютные
высоты в центральных частях Гыданской гряды составляют 145—160 м
(на западе и востоке гряды), относительные — достигают 80—90 м, что
максимально для северных районов Западно-Сибирской плиты. Гряды,
как и прилегающие к ним районы, интенсивно расчленены овражно¬
балочной сетью, глубина вреза которой чаще всего составляет 50—60 м.
Наиболее расчлененные участки расположены вдоль побережья Обской
губы и на Дорофеевском полуострове. Поверхность территории в целом
хорошо дренирована. Заболочены и заозерены лишь плоские участки
водоразделов и современные речные долины.
Климат района континентальный, суровый. Среднегодовая темпе¬
ратура воздуха здесь ниже —11 °С (пос. Тадибеяха —11,6 °С; пос. Ан-
типаюта —11,3 °С). Годовое количество атмосферных осадков не пре¬
вышает 350 мм; основная их часть выпадает в теплый период года.
В зимние периоды отмечаются максимальные среднемесячные скорости
ветра (8—10 м/с).
189
Растительность области представлена ассоциациями, характерными
для арктических и северных тундр. Наиболее распространены здесь мо¬
ховые и лишайниковые сообщества несколько обедненного флористи¬
ческого состава. На юге области в долинах рек встречаются мохово-
кустарничковые сообщества, в пределах пойм рек с участками, порос¬
шими кустарником высотой до 2—3 м (ивняк, ольха, береза).
) Центральногыданская область расположена в пределах крупных
надпорядковых положительных (Мысовская и Гыданская мегантикли-
нали и Дорофеевский мегавал) и отрицательной структуры первого по¬
рядка— Антипаютинской впадины. Их орографическое оформление про¬
изошло в конце олигоцена — начале неогена в результате резкой акти¬
визации дифференцированных тектонических подвижек [80]. Суммар¬
ная амплитуда неотектонических движений в пределах описываемой
области составляет 30—50 м в пределах Антипаютинской впадины, а
на востоке Дорофеевского мегавала до 300 м. В течение всего плей¬
стоцена и голоцена большая часть территории испытывала однона¬
правленные воздымания различной интенсивности.
На возвышенных участках описываемой области рельефообразую¬
щими являются отложения салехардской свиты (на северо-востоке за¬
мещаемые одновозрастными отложениями устьпортовской свиты), ко¬
торые представлены голубовато-серыми супесями, суглинками и глина¬
ми с включениями гравия, гальки и валунов. Во многих местах обла¬
сти эта толща перекрыта 3—5-метровой регрессивной пачкой мелких
и средних, реже гравелистых песков, вверху иногда замещаемых 0,3—
0,5-метровым слоем^ гравия, гальки и даже валунов. На юге, северо-
западе и северо-востоке области развиты отложения казанцевской сви¬
ты, слагающие прибрежно-морскую равнину с абс. отметками 50—70 м.
Три лагунно-морские террасы, лайда Тазовской и Обской губ и поймы
рек занимают в целом меньшую площадь. В составе отложений, сла¬
гающих разрезы казанцевской свиты и лагунно-морских террас, резко
преобладают мелкие и пылеватые слоистые пески с маломощными про¬
слоями супесей и суглинков, линзами аллохтонного торфа. Содержа¬
ние прослоев тонкодисперсных пород заметно увеличивается в отложе¬
ниях более молодых террас, а осадки дельты реки Антипаюты практи¬
чески нацело представлены супесчано-суглинистыми породами. В цоко¬
лях разрезов пород казанцевской морской равнины и III лагунно-мор¬
ской террасы обнаруживаются выходы среднечетвертичных морских
суглинков с гравием и галькой и небольшими валунами.
Распространение, температуры и мощность многолетнемерзлых по¬
род. Суровые климатические условия области обусловили сплошное
развитие с поверхности ММП. Талые породы здесь могут существовать
лишь под крупными озерами и под руслами таких рек, как Тотаяха,
Антипаётаяха, Чигоръяха и других в их нижнем течении.
Среднегодовые температуры ММП разных районов области близ¬
ки и обычно не допускаются ниже —9 °С и только на крайнем северо-
востоке могут достигать —10 °С. Наиболее низкие среднегодовые тем¬
пературы отмечены на крупных холмах Гыданской гряды (на возвы¬
шенных расчлененных участках салехардской и казанцевской равнин),
покрытых высыпками обломочного материала, где высота снежного по¬
крова составляет не более 0,05—0,10 м, а величина его отепляющего
влияния не превышает 0,6—0,7 °С.
На большей части территории области среднегодовые температуры
ММП составляют —7...—8 °С. Несколько более высокие температуры
пород характерны для южной части области. Здесь среднегодовые тем¬
пературы пород варьируют в основном в пределах —5...—7 °С и лишь
на участках развития кустарничковых тундр, приуроченных к южным
склонам террас и поймам рек, они местами повышаются до —3...—4 °С.
Наиболее высокие температуры пород (—3,3 °С) отмечены в пойме
р. Антипаётаяха в ее нижнем течении, в местах произрастания разно¬
травно-кустарниковых ассоциаций.
190
Повышенные температуры пород (—5,5...—6 °С) встречаются так¬
же и на севере области. Они характерны для защищенных от ветра
участков водораздельных пространств, представляющих собой местные
понижения рельефа в виде ложбин, межбугровых понижений и при¬
озерных котловин. Так, в пределах высокой междуречной равнины, сло¬
женной супесчано-суглинистыми отложениями салехардской свиты, в
приозерных котловинах в верховьях р. Неросавэйяха и в районе
оз. Вынто были отмечены температуры, на 1,5—2,0 °С превышающие
таковые на обрамляющих котловины возвышениях. Столь значитель¬
ное отличие среднегодовых температур пород объясняется прежде все¬
го существенной разницей в мощности снежного покрова на данных
элементах рельефа: в ложбинах и приозерных котловинах, где встре¬
чается мохово-кустарничковая растительность, мощность снежного по¬
крова может достигать 0,5—0,6 м, а на открытых возвышенных участ¬
ках, часто практически лишенных растительности, снежный покров мо¬
жет совсем отсутствовать.
Мощность многолетнемерзлых пород в пределах области изменяет¬
ся в значительных пределах: от 150 до 500 м, а на крайнем северо-вос¬
токе и несколько выше. Столь значительный диапазон мощностей мно¬
голетнемерзлых пород объясняется характерной для севера плиты осо¬
бенностью ступенчатого изменения мощности мерзлых толщ от древних
геоморофологических уровней к молодым (см. гл. V). Для большей ча¬
сти территории характерны глубины залегания подошвы мерзлых толщ
в интервале от 300 до 400 м. Лишь на востоке области отмечаются ано¬
мально большие глубины залегания подошвы мерзлых толщ (например,
на Дорофеевском полуострове мощность мерзлых толщ превышает
500 м). На большей части водораздельных поверхностей салехардской
и казанцевской равнин мерзлые породы прослеживаются до глубины
400—500 м и только на северо-западе и юге области в пределах казан¬
цевской равнины мощность мерзлых толщ уменьшается до 250—300 м.
В долинах большинства рек области мощность мерзлых пород умень¬
шается до 150—200 м, хотя в их верховьях она может достигать 300—
350 м. Наименьшие мощности мерзлых толщ (в пределах 100—150 м)
приурочены к лайде и поймам рек в их устьевых частях и встречаются
в основном на юго-западе области вдоль побережий Обской и Тазов-
ской губ.
Криолитологические особенности многолетнемерзлых пород. Для
территории описываемой области характерно очень широкое распро¬
странение эпикриогенных многолетнемерзлых пород. Они слагают боль¬
шую часть разреза генетически однородных многолетнемерзлых толщ,
верхние 3—6 м (местами больше), которые сложены синкриогенными
образованиями. Синкриогенные породы мощностью более 10 м отмече¬
ны в разрезах лагунно-морских террас, пойм рек и лайд. Кроме того,
ими сложена большая часть разрезов в пределах полигональных тор¬
фяных массивов.
Криогенное строение тонкодисперсных эпикриогенных пород сале¬
хардской свиты (на северо-востоке устьпортовской свиты), которые
представлены супесями, суглинками и глинами с включениями гравия,
гальки и валунов, характеризуется преобладанием сетчатых криоген¬
ных текстур; реже встречаются слоисто-сетчатые и слоистые текстуры.
Суммарная объемная льдистость этих пород достигает в верхней части
толщи 50—60 % (шлировая льдистость до 20—30 %) и закономерно
убывает с глубиной. Наиболее льдонасыщенны супесчано-суглинистые
породы, содержащие в разрезе ранее водоносные прослои песков, а так¬
же залегающие над кровлей крупных сегрегационно-инъекционных пла¬
стов льда. Плотность твердой компоненты глинистых пород изменяется
от 2,60 до 2,80 г/см3. Средние ее значения возрастают от 2,67 г/см3
у супесей до 2,75 г/см3 у глин. Плотность грунта в зависимости от его
льдистости (естественной влажности) изменяется в широком диапазоне:
от 0,99 до 2,00 г/см3 при наиболее встречающихся значениях 1,70—
191
Рас. 71. Пласт погребенного auc6epi0B0[0 (?) льда в верхней части разреза отложении
салехардской свиты, перекрытый в пределах древнего хасырея более молодыми обра¬
зованиями. Северо-восток Гыдапского полуострова, верховья р. Нгэтатосё. Фото
10. Б. Баду
Рис. 72. Выход погребенного пластового льда в суглинистых породах салехардской
свиты. В верхней части снимка - - байджерахи по сингенетическим повторно-жильным
льдам. Северо-восток Гыдапского полуострова, долина р. Периптавето. Фото
Ю. Б. Баду
1,80 г/с.ч3. Необходимо отметить, что во многих разрезах отмечается
увеличение плотности вниз по разрезу, что связано с уменьшением
льдистости эпигенетически промерзших отложений в этом направлении.
Плотность скелета мерзлых глинистых пород изменяется от 0,45 до
1,9 г/см3. Пористость их колеблется в очень широком диапазоне: от 22
до 80 % и более.
Песчаные среднечетвертичные породы регрессивной пачки, пере¬
крывающие описанные глинистые образования и промерзавшие по край¬
ней мере в самой верхней ее части сингенетически, в большинстве раз¬
резов имеют массивную криогенную текстуру. Их льдистость обычно
не превышает 45%. Эти породы характеризуются меньшим разбросом
показателей свойств. Так, плотность их твердой компоненты составляет
2,65—2,67 г/см3, плотность грунта 1,33—2,10 г/см3 (наиболее часто
1,60 -1,90 г/см3). Плотность скелета мерзлых песков изменяется от 0,95
до 1,71 г/см3, а пористость от 40 до 50 %, хотя в ряде разрезов отмече¬
ны места с пористостью до 60 %.
В отложениях салехардской свиты установлены пластовые льды
(рис. 71, 72), залегающие на глубинах от 4—5 до 20—30 м и более.
Мощность таких образований обычно превышает 5—10 м, а видимая
протяженность от 20—30 до 500—600 м [54, 55, 57, 93, 94, 99, 100].
Нередко в отложениях вскрываются пласты, состоящие из слоев льда
мощностью 3—10 см, разделенных тонкими (2—5 м) слоями сильно¬
льдистого суглинка.
i 02
В синкриогенных песчаных породах казанцевской свиты и террасо¬
вого комплекса доминируют массивные криогенные текстуры. Объем¬
ная льдистость этих пород обычно выше 40%. Супесчано-суглинистые
сингенетически промерзшие породы первой лагунно-морской террасы,
высокой поймЬ1 и лайды имеют в основном линзовидно-слоистые крио¬
генные текстуры, их объемная льдистость достигает 55- 65 %, причем
около половины этого объема приходится на сегрегационный лед. В этих
породах широко распространены сингенетические полигонально-жиль¬
ные льды, мощность которых достигает 4—6 м. Объемная макрольди-
стость за счет таких льдов уменьшается от 16—18 % на лайде и пойме
до 3—8 % в отложениях казанцевской равнины [7, 28, 100].
Сингенетически промерзшие биогенные образования, представлен¬
ные зольными и сильнозольными торфами, характеризуются линзовпд-
ными и линзовидно-слоистыми микро- и тонкошлировыми криогенны¬
ми текстурами. Льдистость торфов полигональных торфяных массивов
может достигать 85 -90 %.
Показатели свойств этих синкриогенных пород характеризуются
очень широким диапазоном изменения даже для однотипных по дис¬
персности пород. Так, плотность (г/см3) супесчано-суглинистых пород
изменяется от 1,01 до 1,97, а средние значения ее составляют 1,80 у су¬
песи и 1,40 у суглинков. Плотность песков колеблется от 1,52 до 2,15,
а у торфов от 0,63 до 1,34. Плотность скелета связных грунтов изменя¬
ется от 0,56 до 1,70, песчаных — от 1,09 до 1,69, торфа — от 0,09 до 0,42.
Пористость глинистых пород колеблется от 33 до 70%, песков — от 39
до 48 %, торфов — от 90 до 99 %.
Льдистость эпикриогенных лагунно-морских отложений, подстилаю¬
щих пышеохарактеризованные породы, в пределах генетически неод¬
нородных толщ также высокая. В пылеватых и мелких песках она
в большинстве разрезов не более 40%. Объемная льдистость суглини¬
сто-глинистых эпикриогенных пород таких образований также высокая
и аналогична льдистости этих пород в смежных областях.
Необходимо особо подчеркнуть, что в верхней части разрезов сале¬
хардской и казанцевской равнин на территории области неоднократно
были описаны породы, криогенное строение которых не позволяет отно¬
сить их, как это часто делается, к эпикриогенным. Это прежде всего
разрезы, в основании которых встречены залежи погребенных льдов
на востоке области [7, 93, 94, 100]. Особенности строения этих разре¬
зов достаточно обстоятельно освещены в литературе. Поэтому здесь
только укажем, что этот тип пластовых льдов, судя по имеющимся
данным, приурочен к одному стратиграфическому комплексу — к сред¬
нечетвертичным отложениям салехардской свиты. Кровля ледяного'пла-
ста в подавляющем большинстве районов фиксируется на абс. отметках
от 20—25 до 40- -54 м Значительно реже они встречаются в верхнечет¬
вертичных (?) отложениях или вне указанных интервалов глубин. Ви¬
димая их мощность изменяется от 2 до 20 м, а протяженность вдоль
берега реки- до 0,6 км. Основная масса пласта льда обычно залегает
в морских суглинистых отложениях и перекрывается супесчано-сугли¬
нистой маломощной пачкой отложений, на которых со следами размыва
залегают мелководные отложения казанцевской свиты. Нередко пласт
льда непосредственно перекрыт преимущественно песчаными отложе¬
ниями казанцевской свиты, а в термокарстовых понижениях и более
.молодыми осадками.
Доказательств погребенного характера этих залежей приведено
сравнительно много [93, 99, 100, 118]. Существенно и то, что, скорее
всего, пласты были захоронены в прибрежно-морских условиях, о чем
свидетельствует морская фауна во вмещающих отложениях, хотя само
происхождение пластов могло быть и ледниковым. Сохранность ледя¬
ных макротел могла быть обеспечена только быстрым, т. е. сингенети¬
ческим промерзанием вмещающих и перекрывающих их осадков (в во¬
доемах типа Юрацкой или Гыданской губ) на участках акваторий, про-
13 Зак. Ь14 193
мерзавших до дна. Суровость условий криолитогенеза описываемых
осадков подчеркивается еще и наличием на глубинах 3—4 м криотур-
бированных слоев мощностью до 40—60 см, сложенных клиновидными
псевдоморфозами по повторно-жильным льдам. Высокая объемная
льдистость этих пород (до 60—65 %) указывает на возможность суб-
аквального режима криолитогенеза.
Особенности гидрогеологических условий. В пределах Центрально-
гыданской области развиты надмерзлотные воды сезонноталого слоя,
надмерзлотные воды., несквозных таликов, а под крупными озерами —
воды сквозных таликов. Кроме того, геофизические исследования на
юго-западе области (в долинах рек Антипаётаяха и Тотаяха) позво¬
ляют предположить, что здесь в пределах прибрежно-морской казанцев-
ской равнины и третьей лагунно-морской террасы возможны и внутри-
мерзлотные воды в виде линз криопэгов на глубинах 120—150 м. Одна¬
ко подтверждения данного предположения какими-либо другими мето¬
дами исследований пока отсутствуют.
Надмерзлотные воды сезонноталого слоя начинают образовываться
во второй половине июля и полностью промерзают в конце октября.
Основной источник питания этих вод — атмосферные осадки. Малые
мощности сезонноталого слоя и значительная расчлененность террито¬
рии обусловливают довольно динамичный режим этих вод и короткие
сроки их Существования. В силу атмосферного питания характеризуе¬
мые воды относятся к пресным и сверхпресным. Для них характерны
преимущественно гидрокарбонатный состав, обогащение органическими
веществами. _ '
Надмерзлотные воды несквозных и, возможно, сквозных таликов*
относятся к гидрогенным подозерным и подрусловым. Их режим тес¬
но связан с режимом поверхностных вод и водотоков. Гидрохимиче¬
ский состав вод несквозных и сквозных таликов в пределах описывае¬
мой области практически не изучен.
Криогенные процессы и явления. В пределах Центральногыдан-
ской области они изучены крайне слабо даже по сравнению с сосед¬
ними областями. На большей части ее территории преобладает устой¬
чивый континентальный тип сезонного оттаивания пород. На юго-запа¬
де области и в районах интенсивного расчленения рельефа в локальных
понижениях рельефа и глубоких ложбинах может формироваться устой¬
чивый умеренно континентальный тип. В центральных частях области
на отдельных высоких холмах, сложенных с поверхности песком (без-
растительного покрова) или покрытых высыпками щебня, формируется
устойчивый повышенно-континентальный тип сезонного оттаивания по¬
род. По влажности слоя сезонного оттаивания на всех породах обла¬
сти формируется мелкий тип сезонного оттаивания, хотя на возвышен¬
ных расчлененных участках, сложенных песками, может формировать¬
ся средний по влажности тип сезонного оттаивания. Глубина сезонного
оттаивания песков не превышает 1,0—1,2 м, чаще всего 0,6—0,8 м. Для
глинистых пород эти величины составляют соответственно 0,8—0,9 и
0,4—0,6 м; у торфов глубина сезонного оттаивания не превышает 0,3—
0,5 м.
Широко развитый процесс морозобойного растрескивания пород
способствует формированию в пределах области полигонального рель¬
ефа, который формируется на всех геоморфологических уровнях и раз¬
личных по составу пород. Особенно интенсивно процесс морозобойного
растрескивания проявляется на сильно заболоченных участках, где фор¬
мируются торфяные массивы, и на сильно увлажненных породах лай¬
ды и пойм рек. Здесь формируются мощные сингенетические жилы
льда, которые своеобразно проявляются на поверхности, образуя полиго-
нально-валиковый рельеф. Высота валиков от 0,2 до 0,5 м, ширина
1—3 м. Морозобойные трещины в зависимости от состава пород и ве¬
личины градиентов температуры образуют полигоны размером от 5—10»
до 20—30 м и более.
194
В пределах Центральногыданской области во многих районах, осо¬
бенно в ее южной части, полигонально-жильная решетка подземных,
льдов интенсивно разрабатывается термоэрозионными процессами, ко¬
торые нередко формируют довольно густую древовидную овражную
сеть. Активной термоэрозии подвергаются пластовые льды и льдистые
породы, обнажающиеся по берегам рек (см. рис. 71, 72) и крупных
озер. Скорость отступания берега последних в районах выходов таких
льдов и сильнольдистых пород нередко может достигать десятка мет¬
ров за один летний сезон (при небольшой высоте такого берега).
Морфоскульптура поверхности данной области постоянно развива¬
ется под влиянием солифлюкционных и нивационных процессов. Грун¬
ты, слагающие склоны террас, водораздельных равнин и отдельных хол¬
мов, нередко смяты в пологие гофрированные складки. Однако нередко
солифлюкция накладывается на интенсивный процесс криогенной сорти¬
ровки обломочного материала в слое сезонного оттаивания склоновых
отложений и приводит к образованию каменных полос и дифференциа¬
ции растительного покрова на склонах. Деятельность снежников также
заметно влияет на преобразование поверхности, ускоряя ее эрозионную
переработку мелкими водотоками в течение всего теплого сезона.
Заключение. Инженерно-геокриологические условия Центрально¬
гыданской области в целом относительно просты, хотя и неодинаковы
в разных ее районах. Широкое развитие с поверхности песчаных грун¬
тов в пределах салехардской и казанцевской равнин, их относительно
невысокая льдистость, дренированность территории позволяют считать
такие районы наиболее благоприятными в инженерно-геокриологиче¬
ском отношении. В то же время существенная расчлененность их поверх¬
ности, скудная растительность и наличие больших участков, практи¬
чески лишенных растительности, могут способствовать широкому раз¬
витию эрозионных и эоловых процессов в ходе освоения. Это требует
специальных мероприятий по сохранению или восстановлению расти¬
тельного покрова даже при импульсном типе нарушения естественных
условий.
Танамско-Устьенисейская область
Общие сведения. Территория области в плане имеет серповидную фор¬
му, занимая площадь долинного террасового комплекса р. Танамы,
юстрова Енисея и поверхность высокой террасы, расположенную запад¬
нее протоки Ушакова. В ее пределах расположены довольно узкие
фрагменты казанцевской равнины, площади III, II и I лагунно-морских
террас. Основная площадь области занята поймой.
Климатические и ландшафтные условия этой области близки к
аналогичным параметрам смежных областей. Однако в устьевой ча¬
сти долины р. Танамы в низовьях Енисея ландшафтная обстановка от¬
лична: здесь значительные площади занимают кустарниковые ассоциа¬
ции.
Разрезы всех геоморфологических уровней сложены в основном
песками и суглинками. Очень большие площади занимают аллювиаль¬
ные песчано-глинистые голоценовые отложения. Радиоуглеродные да¬
тировки, полученные по древесине из нижней и средней части разреза
I террасы (с глубины 6,3—4,0 м) в верховьях р. Танамы (по сборам
М. М. Брызгаловой), определяют возраст толщи в интервале 7810±60
(ГИН-2009)—7260±140 лет (ГИН-2007). А пойменные толщи здесь
совсем молодые, особенно в пределах островов Енисея. Даже на глу¬
бинах 1,5—2,0 м толщи зрелых пойм островов Чаяшный и Никандров-
ский датированы в 1140±140 лет (МГУ-744) и 1020± 140 лет (МГУ-
743), а на поймах со свежим наилком на островах Лопатный, Полика-
рповский и Васильевский органика с глубины 1,5—1,0 м датирована
шочти современностью: 300+150 (МГУ-736), 190±90 (МГУ-738) и
13* 195
160± 140 лет (МГУ-745). Молодой возраст пойменных толщ определяет
динамичность геокриологической обстановки на молодых элементах, ее
неустойчивость и сравнительно быструю изменчивость во времени.
Распространение, температуры и мощность многолетнемерзлых по¬
род. Многолетнемерзлые породы в пределах Танамско-Устьенисейской
области распространены практически повсеместно. Талики (в отдель¬
ных случаях, вероятно, несквозные) развиты лишь под руслом Енисея
и его крупных проток, в низовьях р. Танамы.
Диапазон изменения среднегодовых температур грунтов весьма ве¬
лик. Даже в пределах поймы р. Танама температура от верховий к
устью повышаются от —7 до —2 °С, а на отдельных сильно закуста-
ренных участках даже до —1,5 °С. Более равномерны температуры в
пределах более древних элементов рельефа: они здесь почти повсеме¬
стно ниже —5 °С.
Мощность толщи ММП закономерно сокращается от участков, за¬
нятых древними равнинами и террасами, к молодым элементам релье¬
фа: от 300 м и более на третьей террасе до 200 м и менее на пойме*.
На прирусловых участках поймы и островах Енисейской дельты подош¬
ва мерзлых толщ приподнята до глубин 100 м и даже 50 м, в отдель¬
ных местах мощность мерзлых толщ составляет менее 50 м.
Криолитологические особенности многолетнемерзлых пород. Со¬
став, льдистость и криогенное строение доголоценовых в пределах обла¬
сти толщ Сравнительно однообразны. В верхней части почти всех эле¬
ментов рельефа преобладают синкриогенные песчаные породы, характе¬
ризующиеся средними зачениями льдистости (35—40 %), массивными,
реже редкослоистыми криотекстурами. Содержание повторно-жильных
льдов в этих толщах редко превышает 5 %.
Однако на отдельных участках встречается более разнообразное
криогенное строение, особенно там, где на небольшой глубине пески
подстилаются суглинистыми верхне- или среднечетвертичными отло¬
жениями. Здесь льдистость возрастает, в суглинках преобладают слои¬
стые криотекстуры, а в отдельных случаях отмечены пластовые льды
мощностью до 2—3 м (рис. 73), иногда относительно высокоминерали¬
зованные (до 300—400 мг/л).
Интересны строение и состав пойменных отложений, особенно в до¬
лине р. Танамы. Здесь они достаточно четко дифференцируются по вер¬
тикали и по простиранию долины. Толщи пойменных отложений в верх¬
нем течении (рис. 74, а) представлены практически полностью мелкими
песками мощностью более 10 м, в среднем (рис. 74, б) песками (8—
10 м), перекрытиями 3—4-метровой толщей супесей и легких суглин¬
ков, в нижнем (см. рис. 74, в) сложно переслаивающейся толщей су¬
песей, суглинков и пылеватых песков. Строение пойменного аллювия
низовий Енисея изменяется как вдоль, так и вкрест течения реки —
ближе к тыловым частям и ниже по течению грунты становятся более
дисперсными. Но эта общая тенденция не всегда соблюдается. В ты¬
ловой части поймы на протоке Ушакова описан разрез, на две трети
состоящий из среднезернистого песка [22].
Изменению гранулометрического состава слагающих грунтов соот¬
ветствует изменение их криогенного строения и льдистости. Песчаные
грунты в верховьях Танамы, как правило, характеризуются массив¬
ными криогенными текстурами, средним значением льдистости (30—
40 %) и равномерным ее распределением по разрезу. Аналогичными
свойствами характеризуются и пески в основании пойменных разрезов
в среднем течении реки (некоторое отличие состоит лишь в ритмичном
переслаивании песков тонкими слоями с органикой, в которых крио¬
текстура тонкошлировая).
* В отдельных случаях в пределах пойм отмечаются и большие мощности мерз¬
лых толщ. Бурением на левобережье в низовьях р. Танама установлено, что подошва
мерзлых толщ здесь опущена до 340 (495?) м.
196
Перекрывающим же пески супесям и суглинкам присущи слоистые
и слоисто-сетчатые тонко- и среднешлировые криотекстуры; иногда в
них встречаются и мощные (высотой до 0,8—1,0 м) линзы сегрегацион¬
ного льда, разброс показателей свойств достаточно велик — льдистость
изменяется здесь достаточно широко: от 35 до 70 %.
В низовьях р. Танамы и на большей части поймы Енисея толща
переслаивающихся песков, супесей и суглинков характеризуются слож¬
ным криогенным сложением. В супесчано-суглинистых прослоях, как
правило, криогенные текстуры ритмичнослоистые или сетчатые тонко-
и среднешлировые; льдистость этих грунтов колеблется от 50 до 80 %,
а иногда и больше. В песках, часто пылеватых, также нередки тонкие
шлиры льда и повышена льдонасыщенность — до 45 %.
Интересно распределение макрольдистости и тенденции современ¬
ного развития повторно-жильных льдов. В целом макрольдистость не¬
велика и чаще всего составляет 3—5 %. Однако на отдельных участ¬
ках выделяются ледяные жилы высотой более 5 м и шириной до 2 м
(например, на пойме Танамы близ устья р. Яртояха). На этих участ¬
ках макрольдистость повышает¬
ся до 15—20 %.
Особенности гидрогеологиче¬
ских условий области практиче¬
ски не изучены. По аналогии со
смежными областями можно по¬
лагать, что под руслами рек раз¬
виты гидрогенные талики, веро¬
ятнее всего, несквозного типа, а
под многолетнемерзлой толщей
можно ожидать достаточно мощ¬
ную (не менее 50—100 м) толщу
криопэгов.
Криогенные процессы и явле¬
ния. В пределах области наибо¬
лее распространен устойчивый
континентальный тип сезонного
протаивания. На поймах, особен¬
но в устьевой части р. Танама,
может встречаться и длительно¬
устойчивый и даже в отдельных
местах полупереходный тип се¬
зонного протаивания. Глубина
слоя сезонного протаивания силь¬
но изменяется по территории в
зависимости от ландшафтных ус¬
ловий и состава грунтов. Торфя¬
ные грунты протаивают почти на
всех элементах рельефа неглубо-
Н, м
О
В
Рис. 73. Пластовый лед (вероятно, погре¬
бенный припайный) в казанцевских (?) от¬
ложениях на правобережье в среднем те¬
чении р. Танама:
1 — торф; 2 — песок; 3 — суглинок; 4 — суглинок
опесчаненный; 5 — супесь опесчаненная; 6 — су¬
песь; 7 — глина голубовато-серая; 8 — супесчаные
«дайки»; 9 — прослои песка во льду; 10 — ветки
и стволы деревьев; 11—костные остатки; 12 —
раковины моллюсков; 13 — галька, валуны; 14 —
толстые шлиры льда; 15 — лед пластов
Рис. 74. Состав и крио¬
генное строение поймен¬
ных толщ долины р. Та¬
нама в верховьях (а),
среднем течении (б) и
устье (в) реки:
1 — торф; 2 — песок; 3 — су¬
глинок; 4 — супесь; 5 — гра¬
ница слоя сезонного оттаи¬
вания; 6 — массивная крио¬
текстура; 7 — слоистая крио¬
текстура
197
Дм а
О
.2
4
6п
01 2м''
I I 1
I* *1/ЕЖ?ЬШЬ й У/-1s
^ Ш? \Ш ПГЪ ГЛи
ЕЕЗ//1ЖкЕЗ/,Г
Рис. 75. Стадии развития повторно¬
жильных льдов долины р. Танама в вер¬
ховьях (а), среднем течении (б) реки и
в ее низовьях в Приенисейском секторе
(в):
1 — торф; 2 — песок; 3 — опесчаненная супесь;
4— заросли ольховника; 5 — отмирающие кус¬
тарники; 6 — захороненные стволы и ветви;
7 — годичные элементарные жилки; 8 — жиль¬
ный лед; 9 — лед «каймы»; 10 — шлиры льда
в форме «елочки»; 11 — кулисообразные ледя¬
ные шлиры; 12 — грунтовые жилки в перифе¬
рийной части ледяной жилы; 13 — граница
слоя сезонного протаивания
И, м а <>
Рис. 76. Грунтовые жилки под канавками мелкополигонального рельефа на склоне
холма третьей лагунно-морской террасы на левобережье р. Енисей в 10 км юго-запад¬
нее пос. Носок (а) и на вершине холма третьей лагунно-морской террасы на левом
■берегу р. Юрдучи (б);
/ — торф; 2— супесь; 3— песок; 4 — годичная (сезонная) ледяная жила; 5 — ледяные шлиры; 6 —
>граница сезонноталого слоя
ко, на 0,3—0,5 м. Существенно глубже протаивают песчаные грунты —
до 0,8—1,2 м. Однако в тех местах, где на поверхности развит даже ма¬
ломощный моховой покров, глубина слоя сезонного протаивания на пес¬
ках сокращается до 0,5—0,7 м. Суглинисто-супесчаные грунты протаи¬
вают в среднем на 0,5—0,9 м.
К наиболее характерным криогенным явлениям в пределах пойм
■области можно отнести полигонально-жильный рельеф. Встречаются
полигоны самой различной конфигурации в плане. В верховьях р. Та-
«ама преобладают веерообразные полигоны, образовавшиеся по мере
меандрирования реки. Ниже по течению чаще встречаются правильные
квадратные и прямоугольные полигоны, валиковые — во внутренней зо¬
не поймы и выпуклые — в прибрежной ее части.
Ю. К. Васильчуком, В. Т. Трофимовым и Ю. Б. Баду [32] уста¬
новлено, что современное развитие процесса повторно-жильного льдооб¬
разования в долине р. Танама существенно различается в верхнем и
«ижнем течении. В верховьях и в среднем течении реки преобладают
тенденции роста повторно-жильных льдов, что определяется по нали¬
чию ростков льда над жилами (рис. 75, а, б) и по преимущественно
полигонально-валиковому рельефу на поверхности полигонально¬
жильных массивов. В низовьях реки в целом ряде мест
многие признаки указывают на деградацию (см. рис. 75, в) жил вслед¬
ствие изменения местных условий теплообмена в последние десятиле¬
тия.
На водораздельных и террасных поверхностях часто встречается
мелкополигональный микрорельеф, с изометричными четырех- и шести¬
.198
угольными полигонами размером 3X3, 2X2 м, связанных с сезонным
растрескиванием. Под канавками этих полигонов чаще всего можно
встретить грунтовые жилки (рис. 76) небольших размеров. Полигональ¬
ный рельеф в пределах высоких элементов, связанный с повторно-жиль¬
ным льдообразованием, чаще приурочен к обводненным понижениям —
берегам озер, болот или к полосам сезонного стока. В последнем слу¬
чае нередко отмечается «проявленный» полигональный рельеф.
Весьма характерны в пределах области структурные грунты, обыч¬
но на поймах и на террасах, представленные пятнами-медальонами,
диаметром от 0,2 до 1,5 м. Они круглой, овальной и даже вытянутой,,
почти прямоугольной формы. Чаще всего встречаются пятна неправиль¬
ной конфигурации, состоящие из нескольких слившихся мелких пятен,.
Поверхность пятен иногда оголенная, иногда заросшая черным лишай'
ником и мхом.
Необходимо отметить и встреченные в пойменной толще р. Танамьг;
пластовые льды мощностью до 1,2 м [8], погребенные в конусе выноси
оврага.
Заключение. Оценивая инженерно-геокриологическую обстановку
в целом, следует подчеркнуть различную степень ее сложности по пло-
щади. Несколько более благоприятны для освоения западные районы;
области, сложнее — восточные, особенно районы, в пределах которых
развиты сильнольдистые грунты с температурой —2. . .—3 °С и выше,
содержащие повторно-жильные льды.
Танамская область
Общие сведения. Территория области расположена в юго-восточной
части Гыданского полуострова и занимает северную часть Танамской
возвышенности на правобережье р. Танама (см. рис. 58). Климатические
условия ее довольно суровы. Среднегодовые температуры воздуха не
выше минус 12 °С, климат резко континентальный с большой амплиту¬
дой температуры и незначительным количеством осадков (250—350 мм
в год). Основная масса годовых осадков выпадает в летнее время, что
определяет толщину снежного покрова в среднем всего около 0,2—0,3 м.
С плакоров снежный покров, как правило, сдувается почти начисто-
сильными ветрами, а в местах, заросших кустарником, толщина снежно¬
го покрова превышает 1 м. В оврагах же накапливаются мощные (ме¬
стами до 5—7 м) снежные толщи. В растительном покрове преоблада¬
ют мохово-лишайниковые пятнистые тундры и моховые болота, на юж¬
ных склонах — разнотравье и кустарники.
Формирование основных черт рельефа территории области происхо¬
дило в условиях интенсивно воздымавшейся новейшей структуры бло¬
кового типа. Абсолютные отметки высот здесь составляют в среднем
90—100 м, достигая в излучине р. Танамы (урочище Оленьи Рога) 130—
150 м. Поверхность области достаточно интенсивно расчленена древ¬
ней сетью плоскодонных балок, по которым в настоящее время, как и
по склонам огромных холмистых возвышений, развивается молодая глу¬
боко врезанная овражная система.
Верхняя часть разреза отложений области сложена среднечетвер¬
тичными ледниково-морскими и ледниковыми (?) породами суглинисто¬
глинистого состава, с включениями гравия и валунов. Во многих раз¬
резах эти отложения перекрыты одновозрастными плохо отсортирован¬
ными суглинками с прослоями грубозернистых песков и многочисленны¬
ми включениями неокатанных валунов и щебня. Выше глубины эрози¬
онного вреза местами вскрываются песчанистые и опоковидные глины
мелового возраста.
Распространение, температуры и мощность многолетнемерзлых по¬
род. В пределах области ММП распространены повсеместно. Их сред¬
негодовая температура, как правило, составляет —7. . . 8 °С, за исклю¬
199
чением участков с повышенной мощностью снежного покрова, где тем¬
пература может повышаться до —3 . .—4 °С.
Мощность монолитных по строению толщ ММП здесь практиче¬
ски повсеместно более 300 м. Максимальные их величины, как установ¬
лено буровыми работами, на востоке области превышают 450 м.
Криолитологические особенности многолетнемерзлых пород. Крио¬
генное строение отложений области изучено слабо. Верхний 40—50-мет¬
ровый горизонт эпикриогенной мерзлой толщи сложен средне- и даже
слабольдистыми суглинками и глинами с прослоями песков. Ниже зале¬
гают льдонасыщенные (до 30—40 % ) трещиноватые опоковидные и
песчанистые глины видимой мощностью до 30 м, причем лед заполнил
все трещины.
Такая в целом низкая льдистость пород в верхней части разреза
равнин связана с сильным расчленением воздымающейся поверхности к
моменту промерзания, дренажем и обезвоживанием верхнего, наиболее
выветрелого горизонта пород. Ниже трещиноватые глины промерзали,
когда их трещины были заполнены водой. Так сформировалась льди¬
стая толща глин, кровля которой вскрывается в естественных разре¬
зах на 20—30 м выше современной глубины эрозионного расчленения.
Судя по ряду разрезов на правобережье р. Танамы, распределение
объемной льдистости в породах достаточно разнообразно, так как во
многих районах оно осложняется наличием в глинистой толще водонос¬
ных в прошлом песчаных прослоев, над кровлей которых почти всегда
отмечается повышенное содержание сегрегационного льда. Кроме того,
здесь развиты и пластовые льды, в том числе и на значительных глуби¬
нах от поверхности (они, в частности, вскрыты рядом скважин в восточ¬
ной части области).
Весьма специфично криогенное строение голоценовых склоновых от¬
ложений, описанных Г. И. Дубиковым в пределах урочища «Оленьи
Рога». «Здесь, на склонах, подмываемых р. Танамой и имеющих кру¬
тизну от 10—15 до 30—40°, в небольших цирках вскрывается 3—5-мет¬
ровая пачка льдонасыщенных склоновых отложений, представленных
переслаиванием суглинков, супесей, торфа, песка, с включениями бло¬
ков дернины (преобладают суглинки с включениями дернины). По не¬
ровному контакту эти образования налегают на песчанистые меловые
глины. По всему разрезу криогенные текстуры склоновых отложений
тонкошлировые, толщина ледяных шлиров и минеральных прослоев не
превышает сантиметра, обычно составляя два — четыре миллиметра.
По криогенному строению разрез склоновых отложений делится на
два слоя, различающихся по степени льдистости и криогенным тексту¬
рам. Нижний слой мощностью 1—2 м характеризуется тонкошлировой
косослоистой текстурой и высокой (50%) объемной льдистостью. Угол
наклона шлиров льда в отложениях нижнего слоя по склону меняется
на незначительном расстоянии, часто шлиры одного направления сре¬
зают серию шлиров более пологих. Верхний слой склоновых отложений
мощностью 2,0—3,0 м также обладает высокой объемной льдистостью
(около 60 %) и содержит тонкие частые шлиры льда. Но он выделяет¬
ся присутствием в разрезе серией горизонтальных шлиров льда, среза¬
емых косыми. На участках, где в суглинках заключены комки торфа
или оторфоЕанной дернины, шлиры льда огибают их сверху, образуя ду¬
гообразную криогенную текстуру. Такая ориентировка шлиров связана
с неравномерным протаиванием суглинка и торфа. Эта особенность ха¬
рактерна для всех частей разреза.
В нижней части склона косая и горизонтально-слоистая текстура
суглинков сменяется на беспорядочную; здесь отмечаются вертикаль¬
ные, косые и полусферические ледяные шлиры. Они формировались,
видимо, при промерзании склоновых отложений у фронтального усту¬
па, когда фронт промерзания был направлен снизу, сбоку и сверху (со
стороны фронтального уступа)» [97, стр. 81—82].
200
Криогенные процессы и явления. В современных условиях целый
ряд мерзлотных процессов — солифлюкция, пучение, морозобойное ра¬
стрескивание, термоэрозия, нивация — активно преобразуют рельеф
описываемой области благодаря наличию в приповерхностной части
разреза льдосодержащих отложений. Особенности геологического стро¬
ения, морфологического устройства поверхности и влияние мерзлотных
условий предопределяют весьма специфические сочетания процессов,
формирующих ландшафтный облик области. Например, в отличие от
более южных областей водораздельного типа на склонах нет хорошо
выраженных натечных солифлюкционных террас, а солифлюкционный
процесс увлекает вниз по склону щебень и дресву, вымороженные и
выпученные при морозобойном растрескивании супесчано-суглинистых
грунтов. В результате склоны холмов и гряд покрыты продольными по¬
лосами-канавками, заполненными мелкообломочным материалом. В
плакорных же условиях совокупность названных выше процессов при¬
водит к формированию пятен-медальонов, оконтуренных щебенистым
бордюром.
Во многих местах на поверхности высоких равнин развиты «камен¬
ные мостовые», сформировавшиеся вследствие выпучивания обломочно¬
го материала. Интересно, что даже в местах скопления большо¬
го количества грубообломочного материала, под «каменными мосто¬
выми», представленными галькой, гравием и валунами диаметром до
1 м, грунты практически лишены обломков.
Возвышенный, во многих районах расчлененный рельеф обуслов¬
ливает активность его термоэрозионной переработки. Термоэрозионные
процессы в верховьях оврагов и балок усиливаются вследствие длитель¬
ного таяния мощных снежников. Водонасыщенный оттаявший грунт,
развитый близ него, быстро размывается и перемещается вниз по таль¬
вегу оврага.
Заключение. Совокупность геокриологических особенностей обла¬
сти создает весьма сложные условия для народнохозяйственного осво¬
ения территории. Это во многом обусловлено резкой пересеченностью
местности, активными криогенными процессами. Однако наличие низко¬
температурных песчаных и в большей степени глинистых грунтов с об¬
ломочным материалом, обладающих значительной прочностью и малой
деформируемостью, — явно положительное явление.
Западно-Таймырская область
Общие сведения. Область выделена в крайней северо-восточной (пог¬
раничной) части Западно-Сибирской плиты на правобережье Енисея
(см. рис. 58). Ее юго-восточная граница совпадает с долиной р. Сухая
Дудинка.
Среднегодовые температуры воздуха здесь составляют до —10 °С.
Сильные ветры (до 30—40 м/с) приводят к передуванию снега и накоп¬
лению его в оврагах, где таяние снега происходит в течение всего лет¬
него периода. На междуречьях снежный покров составляет первые сан¬
тиметры и нередко вообще отсутствует, а сильные морозы вызывают
интенсивное переохлаждение грунтов.
Территория области отличается преобладанием высоких отметок —
от 150 до 200 м, а иногда и более. Почти вся она занята водораздельной
равниной, генезис которой большинство геологов считают ледниковым.
Поверхность ее пологохолмистая, она сильно расчленена оврагами и
ручьями с глубиной вреза до 70—80 м.
В пределах этой равнины в верхней части разреза широко распро¬
странены ледниковые толщи преимущественно зырянского возраста,
представленные сложным переслаиванием песчаных и глинистых море¬
ноподобных разностей. Нередко с поверхности эта толща перекрыта до¬
вольно мощным (нередко более 10 м) плащом песков различной круп-
201
шости. Ниже залегают морские, преимущественно песчано-глинистые
верхне- и среднечетвертичные отложения.
Необходимо подчеркнуть, что хотя большинство исследователей и
считают рельефообразующие отложения ледниковыми, все же есть оп¬
ределенные расхождения в толковании их генезиса. На основании нахо¬
док комплексов солоноводных фораминифер и массовых захоронений
морских моллюсков в песках, слагающих верхние части водораздельных
равнин, И. Д. Данилов и Г. Н. Недешева в 1972 г. пришли к выводу о
их прибрежно-морском генезисе (никитинские пески), а богатые ком¬
плексы микрофауны фораминифер и морских остракод в валуносодер¬
жащих супесях и суглинках, по мнению тех же исследователей, гово¬
рят о их морском генезисе и дозырянском возрасте. Аналогичные ком¬
плексы фауны — индикаторы прибрежно-морской (дельтовой) аккуму¬
ляции описаны и в толщах более низких уровней с абсолютными высо¬
тами 40—60 и 25—35 м [48].
Пойменные толщи Енисея и его притоков представлены преимуще¬
ственно двумя фациями -г- песчаной (русловой) и перекрывающей су-
.песчано-суглинистой (собственно пойменной).
Распространение, температуры и мощность многолетнемерзлых по-
$род. Толщи всех генетических типов отложений в пределах области на¬
ходятся в моголетнемерзлом состоянии. Среднегодовые температуры их
ша водораздельных равнинах ниже —7 °С и только на самом юге пре¬
вышают эту величину. В пределах поймы р. Муксуниха, где широко раз¬
виты густые высокие заросли кустарнйка и в зимнее время накаплива¬
ется мощный снежный покров, среднёгодовые температуры грунтов по¬
вышаются до —3 °С. По замерам в глубоких скважинах у пос. Усть-
Порт среднегодовая температура в подошве зоны годовых колебаний
яа пойме, как правило, равна —2. .—3 °С, на террасах —4. . .—5 °С,
а на водораздельном плато — ниже —7 °С. Более поздние замеры тем¬
ператур в пределах позднечетвертичной террасы у пос. Усть-Порт дали
;разброс значений от —3,2 до —6, 7 °С [86]. Севернее широты пос. Ка¬
раул среднегодовые температуры почти на всех высоких элементах
рельефа, как правило, ниже —7. . .—8 °С. Даже на пойменной террасе
Енисея в районе пос. Вороново отмечены среднегодовые температуры
—8. . .—9 °С (материалы Г. А. Суханова), а в пределах прирусловой
отмели здесь среднегодовые температуры составили около —3. . .—4 °С.
Территория области характеризуется повышенной мощностью моно-
.литных по разрезу мерзлых толщ. Основной фон составляют морзлые
толщи мощностью 400—500 м, причем нередко мощность толщи близка
ж верхнему пределу указанного диапазона, а в ряде случаев она дости¬
гает 550 м и более. В скважинах НИИГА у пос. Сопочная Карга мерз¬
лый керн прослежен до забоя скважин глубиной более 450 м.
Исследование мощности мерзлых толщ и их температуры в районе
пос. Усть-Порт выявило зависимость этих характеристик мерзлой толщи
-от геоструктурных условий и геоморфологического положения толщ
(район находится в зоне тектонических куполовидных поднятий, при¬
уроченных к оси Малохетского вала). В пойме р. Енисей мощность мно¬
голетнемерзлой толщи колеблется от 40 до 360 м. В пределах поздне¬
плейстоценовых террас мощность мерзлых толщ, согласно замерам
И. И. Обидина, изменяется от 180 до 453 м, уменьшаясь к прибровочной
части террасы и, наоборот, увеличиваясь по мере приближения к корен-
толщ варьирует от 198 до 450 м. На всех элементах рельефа мощность
толщ варьирует от 198 до 450 м. На всех элементах рельефа мощность
мерзлых пород на сводах тектонических поднятий минимальна, а на
крыльях она наибольшая.
Такое же увеличение мощности многолетнемерзлых толщ в крае¬
вых частях положительных структур (до 450—490 м и более) отмеча¬
ется и севернее по правобережью р. Енисей в пределах Тонинского, Фун-
тусовского и Долганского поднятий. Над сводами же поднятий она рез¬
ко сокращается и местами не достигает даже 200 м.
202
Рис. 77. Криолитологический облик пород в обнажении Селякин мыс на правобережье-
Енисея в 18 км северо-западнее пос. Усть-Порт (по Н. В. Тумель, Н. А. Шполянской
[105]):
/ — глины (тяжелые суглинки) с глинисто-карбонатными конкрециями и валунами с массивной №
редкошлировой криогенной текстурой; 2 — суглинки с валунами и крупносетчатой текстурой и хо¬
рошо выраженными вертикальными шлирами льда; 3 — пластовые льды; 4 — слоистые пески и су¬
песи с растительным детритом; 5 — слоистые супеси с растительным детритом с горизонтально¬
слоистой толстошлировой криогенной текстурой; 6 — сингенетические повторно-жильные льды; 7 —
суглинки с обломочным материалом, сильнольдистые с крупноромбовидно-сетчатой толстошлиро¬
вой криогенной текстурой; 8 — суглинки с обломочным материалом и мелколинзовидной тонко-
шлировой криогенной текстурой; 9 —суглинки и супеси озерные с обилием органики, с сетчатой
и плетенчатой криогенной текстурой; 10 — суглинки покровные средние и тяжелые
Криолитологические особенности многолетнемерзлых пород. Неод-
нородный литологический состав пород, слагающих верхние части мно-
голетнемерзлых толщ, и своеобразная история геологического развития’
области в четвертичный этап обусловили весьма разнообразный криоли¬
тологический облик отложений территории. Наиболее широко распрост¬
раненные в верхней части разреза различных геоморфологических эле¬
ментов песчаные толщи, достигающие на правобережье Енисея от
р. Гольчихи до р. Яковлева мощности 30 м и более, а от пос. Караул
до пос. Казанцево часто 10—15 м и лишь местами перекрытые маломощ¬
ной зырянской мореной (?), как правило, характеризуются массивной
или редкослоистой криогенной текстурой. Их льдистость обычно соста¬
вляет 30—40 %.
Криогенетическая природа валунных суглинков, развитых в верх¬
них частях разрезов области, весьма проблематична. Если они накапли¬
вались в условиях покровного оледенения и являются моренными или?
водно-ледниковыми образованиями, то, возможно, правы Ф. А. К*аплян-
ская и В. Д. Тарноградский, предложившие выделять особый криогене-
тический тип толщ — морены, формировавшиеся в мерзлом состоянию
и не оттаявшие в дальнейшем. Эти толщи, как правило, характеризуют¬
ся. линзовидно-слоистыми или базальными криотекстурами и большой1
объемной льдистостью (нередко более 45%). Однако ледниковый гене¬
зис этих толщ, как уже отмечалось выше, активно оспаривается. В этом
смысле весьма показательны взгляды исследователей, рассматривавших-
строение одного из опорных криолитологических разрезов области —
обнажения Селякин мыс.
Подробнее описание этого разреза приведено в работе Н. В. Ту¬
мель и Н. А. Шполянской [105]. Им удалось проследить наиболее пол¬
ный разрез криолитологического облика пород в обнажении (рис. 77),.
выявивший в самом общем виде следующее. В основании разреза зале¬
гают слабольдистые глины и суглинки санчуговской свиты, формировав¬
шиеся в ледово-ледниково-морских условиях [48]. Выше залегают се¬
рые валунные суглинки того же генезиса (регрессивная фация), часто
выполняющие понижения в кровле подстилающих глин. Криогенное
строение этих суглинков весьма примечательно: они, как правило, очень
льдонасыщены, с крупносетчатой криогенной текстурой. Криогенный об¬
лик этого горизонта во многом определяется вертикальными шлирами,
20$
образующими в ряде фрагментов обнажения типа «частокол», причем
горизонтальные шлиры льда утолщаются с глубиной от 1 до 8 см, а
расстояния между ними сокращается от 10 до 1 см. Эти толщи промер¬
зали, согласно мнению ряда авторов [48, 105], эпигенетически.
Н. В. Тумель и Н. А. Шполянская [105] отмечают важную особен¬
ность положения горизонтальных шлиров льда в пределах этого гори-
аонта — некоторые шлиры круто наклонены в глубь массива, другие —
в сторону обнажения. И те, и другие при обтаивании создают види¬
мость горизонтально залегающих пластов льда, особенно мощных во
втором случае. Вместе с тем в этом горизонте суглинков вблизи его
кровли и подошвы отмечены и выходы пластов льда, часто многоярус¬
ных, мощностью по 0,6—0,9 м [105], а ранее Л. М. Шмелевым здесь
даже был описан пласт мощностью 3—4 м и простиранием до 20—30 м.
Следует отметить, что пласты льда были также описаны в подошве
и кровле казанцевских отложений, перекрывающих валунные суглинки
и представленных песками и супесями с прослоями аллохтонного тор¬
фа. Здесь мощность пластов нередко достигает 1,5 м [48]. Но самой
примечательной особенностью этой толщи супесей являются включения
сингенетических повторно-жильных льдов высотой нередко более 5 м,
часто двух- и трехъярусных [48, 105]. Это свидетельствует о сингенети¬
ческом промерзании супесей, а следовательно, и скорее всего, о внутри-
грунтовом сегрегационном генезисе пластовых льдов в супесях.
Залегающие в верхней части обнажения аллювиально-эстуарные
валунные суглинки характеризуются диагонально ориентированной ром¬
бовидной сетчатой^ текстурой с увеличивающимися размерами ячей и
толщины шлиров сверху вниз, что, как правило, характерно для эпиге¬
нетического промерзания [105]. Однако весьма трудно представить воз¬
можность сохранения под водоемами мерзлой толщи супесей и песков с
жильными льдами и одновременно накопление в талом состоянии тол¬
щи суглинков. Вполне возможно, что суглинки также промерзали в про¬
цессе аккумуляции сингенетически по мере накопления, причем фронт
промерзания мог быть направлен снизу и с боков, что способствовало
преимущественному росту наклонных шлиров льда. Во всяком случае,
и криотекстура этих суглинков, и их расположение на относительно
слабольдистых песках и супесях весьма сходны со строением горизон¬
та в средней части картинской террасы в устье р. Казанки, промерза¬
ние которого, как убедительно показано И. Д. Даниловым, происходило
сингенетически, преимущественно сбоку*.
Самые верхи горизонта этих валунных суглинков, которые многими
принимаются за ледниковые, по И. Д. Данилову [46, 48], Н. В. Тумель,
Н. А. Шполянской [105], сформировались во время регрессивной ста¬
дии зырянской ингрессии. Криогенная текстура этих пород мелколин¬
зовидная тонкошлировая, свидетельствующая, скорее всего, о синкрио-
генном формировании отложений.
Таким образом, имеющийся материал свидетельствует о весьма ши¬
роком распространении в пределах Западно-Таймырской области син-
криогенных пород, имеющих преимущественно позднеплейстоценовый
возраст. Наряду с ними в пределах водораздельных равнин встречают¬
ся большие массы эпикриогенных толщ, а в пределах районов, на ко¬
торые, по-видимому, выходили языки позднечетвертичных ледников,
встречаются толщи особого криогенетического типа — изначально мерз¬
лые морены.
В пределах области весьма широко распространены пластовые за¬
лежи льда. Помимо упомянутых выше пластов в разрезе Селякин Мыс
* Датировки по 14С органогенного материала из толщи террасы в устье р. Ка¬
занки, проведенные И. Д. Даниловым и О. Б. Паруниным [49], свидетельствуют
каргинском возрасте накопления основной части толщи, слагающей террасу: торф
глубины 20 м датирован в 35 050±600 лет (МГУ-686), с глубины 18 м — в 28 490
±450 лет (МГУ-687), а древесина из торфа с глубины 1—1,3 м имеет возраст 9200
±100 лет (МГУ-735).
204
° ° +1 +1
пласты льда отмечены практически во всех пунктах правобережья, где
проводились детальные мерзлотные исследования (табл. 23). Причем
наряду с залежами, залегающими вблизи от дневной поверхности (вы¬
ше современного уреза реки) и вскрывающихся в обнажениях в пре¬
делах района в процессе буровых работ, проводившихся НИИГА,
вскрыты пласты льда на глубинах более 80—100 м, а у мыса Сопочная
Корга в одной из скважин пластовый лед мощностью более 2 м обна¬
ружен на глубине 540 м. В большинстве случаев это залежи льда вну-
тригрунтового происхождения, сформировавшиеся инъекционно-сегре¬
гационным путем. Однако Е. М. Катасоновым в 1975 г. у пос. Лады-
тин Яр описан пласт, имеющий, возможно, и седиментационную, пог¬
ребенную природу.
Особенности гидрогеологических условий области достаточно раз¬
нообразны. Здесь есть и воды сквозных гидрогенных таликов (под рус¬
лом Енисея), и несквозных таликов под руслом небольших притоков
Енисея рек Муксунихи, Яковлева, Казачьей и др. Межмерзлотные во¬
ды встречаются нечасто, а подмерзлотные водоносные горизонты, ве¬
роятно, распространены почти повсеместно, причем среди них основную
роль играют криопэги — высокоминерализованные отрицательно-темпе¬
ратурные водонасыщенные горизонты, мощность которых может пре¬
вышать 150—200 м.
Криогенные процессы и явления. Они на территории области изу¬
чены весьма обстоятельно, причем в ряде случаев имеются и круглого¬
дичные наблюдения за динамикой мерзлотных процессов [86, 87].
Глубина сезонного протаивания на большинстве геоморфологиче¬
ских элементов на суглинистых грунтах не превышает 0,8—1,0 м, на
лесках может достигать 1,5 м, а под торфом составляет не более 0,6—
0,8 м. Наибольшая величина ее формируется на участках наиболее бла¬
гоприятного летнего прогревания (вершины гряд и холмов почти без
растительности), сложенных легкими и слабо увлажненными грунта¬
ми (супеси и пески высоких элементов водораздельных равнин, мелких
долин). Температура пород на таких участках составляет —4. . .—7 °С,
а амплитуда на поверхности —18. . .—20 °С. Минимальная глубина про¬
таивания минеральных грунтов (до 0,8 м) отмечается на пониженных
участках водораздельных низин с температурой пород —4. . .—5 °С и
амплитудой на поверхности почвы 10—12 °С, где наблюдается заболо¬
ченность, и в пределах торфяников. Среди типов сезонноталого слоя
преобладают устойчивый повышенно-континентальный, континенталь¬
ный и умеренно континентальный типы.
Характерной физиономической особенностью рельефа является ши¬
рокое развитие полигональных форм рельефа в пределах развития ор¬
ганоминеральных и минеральных грунтов. Встречаются большие пло¬
щади с полигонами правильной, почти квадратной в плане формы и
участки развития грядово-полигонально-ступенчатого рельефа в преде¬
лах неотектонических поднятий, где полигоны имеют весьма разнооб¬
разную форму — от прямоугольной до овальной и размеры от 10X20
до 50X70 м. На поверхности террас и водораздельных равнин широко
распространены структурные грунты, среди которых преобладают пят¬
на-медальоны. Динамика пятнообразования на юге области изучалась
Т. А. Шараповой, в 1983 г. показавшей, что основной механизм фор¬
мирования пятен-медальонов, — перераспределение влаги в процессе
промерзания, приводящее к образованию в центре пятна ядра, состоя¬
щего из игольчатого льда (рис. 78), который способствует переувлаж¬
нению грунта в центре пятна при протаивании и активизации процессов
выветривания. Первичное заложение пятен, согласно ее наблюдениям,
предопределено мелкополигональным растрескиванием, способствую¬
щим повышенному увлажнению трещинной зоны, а в дальнейшем
развитию пятна, помимо перераспределения влаги, способствуют пла¬
стические гравитационные циркулярные движения грунта. В пределах
205
g Таблица 23
о»
Характеристика мощных пластовых льдов в плейстоценовых отложениях Западно-Таймырской области
Адрес
Глубина залегания,
м
Мощность
^ Состав вмещающих пласт грунтов
Примечание
Автор описания
Предполагаемый
Кровля
пласта
Подошвы
пласта
пласта, м
Перекрывающих
Подстилающих
Вмещающих
автором генезис
пласта
Пос. Ладыгин Яр
40,0
42,5
2—2,5
Суглинок
Суглинок
Суглинок г
Во вмещающих породах
встречены раковины
моллюсков, рядом с пла¬
стом залегает погребен¬
ная сингенетическая ле¬
дяная жила
Е. М. Катасо¬
нов, 1965 г.
Погребенный
Пос. Караул
24,0
25,5
1—1,5
Песок
Песок
Песок
На контакте с перекры¬
вающим пласт ледогрун-
том валун диаметром
0,5 м
Л. М. Шмелев,
1967 г.
Инъекционный
Пос. Усть-Порт
скв. 104-К
85,9
90,7
4.8
Суглинок
Суглинок
Суглинок
Во вмещающих породах
галька траппов, лед сло¬
истый с включениями
прослоев грунта
В. А. Соловь¬
ев, 1973 г.
—
Там же
и
116,3
123,7
121,8
126,0
5,5
2,3
Песок
Песок
Суглинок
Песок
Песок
Вмещающий песок с про¬
слойками мелового пес¬
чаника
Тот же
—•
Пос. Усть-Порт
СКВ. 6-к
28,2
42,8
14,6
Суглинок
Суглинок
Суглинок
Во льду включения рас¬
тительных остатков и
прослой суглинка
—
—1
Пос. Сопочная
Корга скв. 1-к
27,1
29,1
2,0
Глина
Глина
Глина
Лед чистый
В. А. Соловь¬
ев, 1973 г.
Там же
43,8
47,0
3,2
Супесь
Суглинок
48,0
50,1
2,1
Супесь
Супесь
Пос. Сопочная
Корга, скв. 2-к
43,0
48,0
0,3X4
Глина
Суглинок
Там же
69,0
70,0
1,0
Песок
Глина
Пос. Сопочная
Корга, скв. 3-к
540?
542?
2,0
Супесь
Глина
Селякин мыс
1,5
Песок
Суглинок
4 км северней
пос. Усть-Порт
24
28
3—4
Суглинок
—
Селякин мыс
12
13,5
1,5
Песок
Супесь
Там же
ю
о
10
12
0,6+0,9
Супесь
Суглинок
—
Лед чистый, в перекры¬
вающей супеси валун
диаметром 0,1 м
Тот же
Супесь
В подстилающей супеси
валун
»
—
Четыре прослоя льда
мощностью 0,3 м
1»
Песок, глина
Лед чистый
И
Супесь, глина
Мощность льда, возмож¬
но, более 2 м
Суглинок
Пласт двухслойный, в
верхних 0,6—1,3 м лед
белый с розоватым от¬
тенком, внизу — прозрач¬
ный на контакте слоев
льда — валун
Л. М. Шмелев,
1967 г.
Повторно¬
инъекционный
Суглинок
Лед преимущественно
прозрачный, слабомине¬
рализованный, над ос¬
новным пластом серия
пластов меньшей мощно¬
сти
Тот же
Инъекционный
—
Рядом с пластом и под
ним сингенетические жи¬
лы
И. Д. Дани¬
лов, 1969 г.
Два пласта разделены
льдогрунтом мощностью
0,2 м, верхний пласт —
прозрачный, нижний —
сахаровидный
Н. В. Тумель,
Н. А. Шполян-
ская, 1983 г.
Сегрегацион¬
ный
Рис. 78. Криогенное строение торфяного
пятна-медальона (по Т. А. Шараповой).
Плоская заболоченная поверхность кар-
гинской террасы в 0,5 км восточнее
пос. Усть-Порт:
1 — дернина мерзлая рыхлая; 2 — торф мерз¬
лый с массивной криогенной текстурой; 3 —
иссушенная корка; 4 — друза игольчатого
льда; 5 — снгльнстльдистый'"торф с линзовид¬
ной криотекстурой; 6 — разрыхленный торф с
множеством полостей; 7 — иссушенный торф,,
неплотный, без заметных включений льда;
8 — весовая влажность: числитель — предзим¬
няя, знаменатель — льдистость после промер¬
зания пятна
области также широко развиты солифлюкция, термоэрозионные и тер¬
моабразионные процессы.
Заключение. Инженерно-геокриологическая обстановка в пределах
области достаточно сложна, что определяется прежде всего высокой
льдонасыщенностью верхней части толщ. Однако в пределах массивов,
сложенных песками, она вполне благоприятна для освоения при соблю¬
дении мероприятий по сохранению мерзлого состояния грунта.
Харасавэй-Новоуренгойская подзона
Харасавэй-^овоуренгойская подзона занимает южную часть Ямала,
Тазовский й юг Гыданского полуостровов (см. рис. 58). Для этой под¬
зоны характерно практически сплошное развитие многолетнемерзлых
пород. Их среднегодовая температура изменяется преимущественно от
—3 до —7 °С. СкБозные талики здесь развиты под акваториями озер
Сохонто, Хаданто, Сявтато, Яррото и других им подобных или более
малых размеров, а также непосредственно под руслами рек Таз, Пур,
Мессояха (устьевая часть), Шучья и некоторыми другими крупными
реками. Несквозные талики под озерами и реками развиты существен¬
но более широко. Вдоль западного побережья Ямала развиты отрица¬
тельно-температурные немерзлые породы, залегающие в верхней части
разреза [88].
Среднегодовые температуры ММП, как отмечалось выше, на подав¬
ляющей части подзоны не превышают —3 °С. На севере подзоны, на
возвышенных участках с лишайниково-моховьш покровом наблюдаются
самые низкие для подзоны среднегодовые температуры грунтов, кото¬
рые составляют —5. . .—7 °С. Там даже в пониженных частях рельефа
пойм на западе Ямала она местами составляет —5. . .—5,5 °С. Болеет
высокие среднегодовые температуры (—3. . .—4.5 °С) характерны для
участков развития мощных торфяников юга Ямала и Тазовского полу¬
острова. В долинах рек Пойловояха и Мессояха на участках зарослей
кустарников среднегодовые температуры как песчаных, так и суглини¬
стых грунтов составляют —2. . .—2,5 °С, а на участках, прилегающих
к р. Енисей, где сказывается отепляющее влияние ее вод, несущих теп¬
ло с юга, температура повышается еще существеннее — до 1,5 °С.
К югу от широты р. Хадуттэ среднегодовые температуры грунтов
на плоских междуречьях не опускаются ниже —5 °С, и только на хоро¬
шо дренированных, сильно расчлененных территориях они снижаются
до —5,3. . .—5,5 °С. Значительно более высокие температуры грунтов,
наблюдаются на поймах рек Хадуттэ, Пур, Таз и в низовьях р. Мессоя¬
ха и других, где они в большинстве случаев повышаются до —2 °С, а
на самом юге области, на поймах, сложенных песками, локально и до
— 1 °С и даже выше. Обычно для этих территорий характерны высокие
густые заросли кустарников.
В пределах этой подзоны выделено десять геокриологических обла¬
стей: Мордыяха-Хойская, Байдарацко-Юрибейская, Лаборовская, Южно-
ямальская, Тазовская, Устьпур-Тазовская, Пур-Тазовская северная,
Мессояхинская, Таз-Хетско-Енисейская и Нижнеенисейская северная
(см. рис. 58).
208
шщ 0
220% IR
Мордыяха-Хойская область
Общие сведения. Мордыяха-Хойская область занимает северо-запад¬
ную часть Ямала и включает бассейн р. Мордыяха и возвышенность Хой.
Область характеризуется суровыми климатическими условиями. Про¬
должительность периода со среднесуточной температурой возду¬
ха ниже или равной О °С составляет 249 сут в году; абсолютная мак¬
симальная температура воздуха 28 °С, абсолютная минимальная
—52 °С. Среднегодовая температура воздуха изменяется от —7,4 до
—9 °С (за период с 1945 по 1970 г.).
Среднемноголетние амплитуды температур воздуха изменяются от
30 до 34,7 °С (период наблюдений с 1945 по 1970 г.). Годовое количе¬
ство осадков составляет 307 мм, ,из которых на жидкие и смешанные
приходится 147 мм. Основную массу осадков приносят юго-западные
и западные ветры в первую половину холодного периода года, когда
сказывается циклоническая деятельность. В феврале — марте, когда
господствует антициклон, осадков выпадает мало.
Снег выпадает в октябре и сохраняется в течение 8—9 месяцев.
Средняя высота снежного покрова на открытых участках достигает
16—17 см в апреле — мае. Ветры, отмечающиеся наибольшими (до
7—9 м/с) среднемесячными скоростями в октябре — ноябре, сдувают
снег в понижениях рельефа, где его высота может достигать 2—3 м.
Плотность снежного покрова в начале зимы немного превышает
0,20 г/см3, в конце января увеличивается до 0,3—0,35 г/см3.
Область располагается в тундре, в ее мохово-лишайниковой и ку¬
старниковой подзонах. К восточной части области приурочены кустар-
ничково-мохово-лишайниковые, кустарничково-моховые, кустарничково-
мохово-лишайниковые пятнистые и ерниково-ивняковые тундры на тор-
фянисто-глеевых почвах песчано-суглинистого состава. Меньше здесь
распространены осоково-гипновые, сфагновые и комплексные плоско¬
бугристые болота на плоских поверхностях междуречий, берегах озер,
а также заболоченные ивняки гипновые и сфагновые в поймах рек и
вдоль берегов озер на торфяно-глеевых супесчано-суглинистых почвах.
В западной части области господствуют ерниково-лишайниково-
моховые тундры на дренированных участках с торфянисто-глеевыми и
торфянисто-слабоподзоленными оглеенными песчаными, супесчаными
и суглинистыми почвами. Широко распространены сфагновые болота на
плоских участках террас, пойме рек и вдоль берегов озер с торфяно-гле-
евыми и торфяными почвами, а также заросли высоких (до 1,5—2 м)
кустарников (ивняки моховые, осоковые и ольшаники с травяным пок¬
ровом) в речных долинах и в основании склонов на дерновых сл’абогле-
енных, дерново-глеевых и торфянисто-слабоподзоленных, оглеенных
песчано-суглинистых почвах.
В тектоническом плане Мордыяха-Хойская область соответствует
положительной структуре первого порядка — Нурминскому мегавалу,
которая наследует структуры фундамента и платформенного чехла. В
современном рельефе она протягивается в виде гипсометрически выра¬
женной гряды, вдоль прибрежной части которой проходит линия ну¬
левых амплитуд новейших движений.
Верхняя часть геологического разреза представлена толщей мор¬
ских суглинисто-супесчаных средне- и верхнеплейстоценовых осадков,
которые часто перекрываются песчаной регрессивной пачкой. В восточ¬
ной и прибрежной частях области глинистые породы салехардской и
казанцевской свит залегают с поверхности, на остальной территории
они прослеживаются вдоль морского берега, по берегам озер и рек
на глубине до 20—50 м. В разрезе салехардской толщи выделяются
тонкослоистые глинисто-алевритовые осадки и мореноподобные суг¬
линки и супеси с включениями обломочного материала. Тип засоления
этих пород хлоридно-натриевый, содержание легкорастворимых солей
не превышает 2—3% [88]. Песчаные породы встречаются в виде ма-
14 Зак. 514 209
ломощных прослоев. Характерной особенностью песков является высо¬
кий процент (до 40—45 % ) пылеватой фракции.
Отложения казанцевской свиты слагают поверхность с абсолютны¬
ми отметками 45—60 м и представлены переслаиванием глин, суглин¬
ков, алевритов, супесей и песков. Преобладают ленточно подобные гли¬
ны и тяжелые суглинки: по 215 определениям их встречаемость в сум¬
ме составляет более 70%. Характер засоления всех пород хлоридно-
.натриевый, содержание солей в глинистых разностях 0,3—0,6 %.
Морские, прибрежно-морские и лагунно-морские осадки III—I тер¬
рас и лайды представлены переслаиванием суглинков, супесей и пес¬
ков. Им свойственна резкая изменчивость состава как по разрезу, так
.и по простиранию; содержание легкорастворимых солей 0,2—0,6%.
^Исключение составляют отложения лайды, в которых количество со-
.лей увеличивается до 1 —1,5 %•
Распространение, температура и мощность многолетнемерзлых по¬
род. В пределах областц ММП и охлажденные породы развиты на всех
элементах рельефа, под мелководными озерами, реками, на заливаемых
островах и бичевниках рек, в пределах пляжа. Сквозные талики разви¬
ты под крупными озерами (Сохонто, Ямбуто, Мордымалто, Хаданто и
.др.). Несквозные талики под озерами и реками развиты более широ¬
ко.
Криогенная толща, мощность которой в пределах салехардской,
казанцевской равнин III и II морских и лагунно-морских террас дости¬
гает 275—300 м и выше, имеет двухъярусное строение. Верхний ярус
представлен многолетнемерзлыми породами, в которых на разной глу¬
бине встречаются линзы песков, содержащих минерализованную воду с
температурой до —2. . .—5 °С. Мощность ММП изменяется от 120 до
250—300 м (см. главу V). Под мерзлыми породами повсеместно зале¬
тает горизонт охлажденных водопроницаемых пород с высокоминера-
лизованными водами и водонепроницаемых пород с минерализованны¬
ми поровыми растворами [57, 88, 108]. Мощность этого горизонта на
высоких уровнях составляет 80—150 м.
Средние годовые температуры пород изменяются от —1 до —8 °С
(табл. 24). Низкие температуры пород (—6. . .—8 °С) отмечены на
возвышенных участках кустарничко-мохово-лишайниковой тундры, в
пределах кустарничково-моховой полигональной тундры, осоково-гипно-
вых и сфагновых болот. Повышенные среднегодовые температуры (до
—1. . .—3 °С) в пределах заболоченных ивняков и ерниково-моховых
тундр, у подножий склонов на участках густых и высоких кустарников
-обусловлены накоплением большого слоя снега (до 0,7—1,0 м), оказы¬
вающего определяющее влияние на формирование температуры пород.
Для плакорных условий прибрежной части области по сравнению с
восточной ее частью на тех же широтах характерны более высокие (на
1,5—2,0 °С) температуры пород, что обусловлено влиянием морского
бассейна, благодаря которому климат западного побережья Ямала
мягче и влажнее, чем на востоке.
Криолитологические особенности многолетнемерзлых пород. Верхняя
часть мерзлой толщи (до 5—10 м) в центральной и западной частях
области сложена сингенетически промерзшими отложениями, подсти¬
лаемыми эпигенетически промерзшими породами. Восточная и частич¬
но прибрежная части области в основном сложены эпигенетически про¬
мерзшими и охлажденными породами.
Сингенетические мерзлые породы представлены песчано-глинисты¬
ми, торфяными и органоминеральными образованиями верхнего плейсто¬
цена и голоцена. В формировании этих мерзлых толщ участвуют мор¬
ские, аллювиальные, озерно-болотные и склоновые осадки. Они слага¬
ют многие районы казанцевской равнины, морские и лагунно-морские
террасы, лайду Байдарацкой губы, поймы рек и крупных озер. Макси¬
мальная мощность сингенетических промерзших отложений достигает
10—15 м. Эти отложения обнаруживают незначительное различие вер-
;.2Ю
Таблица 24
Температуры многолетнемерзлых грунтов в различных ландшафтных условиях
Характер
рельефа
Состав грунтов
сезонноталого
слоя
Растительность
Мощность
сезонноталого
слоя, м
Среднегодова»
температура,
!*■
Ровные по¬
верхности во¬
дораздельных
равнин и тер¬
рас
Торф 0,1—
0,2 M
Кустарничково-моховая
тундра
0,3—0,4
—6 ... —8
Суглинки
То же
Мохово-осоковая кустар-
ничковая
0,3—0,6
-6... -7
Супеси, су¬
глинки
Мохово-лишайниковая
0,6—1,0
-6... —8
Пологие скло¬
ны морских
равнин
Суглинки и су¬
песи, реже
пески
Мохово-лишайниковая
0,5—1,05
—5... —7
Мохово-кустарничковая
(Л>40 см)
0,6—1,1
-5... -6
Мохово-кустарничковая
(h>70 см)
0,6—0,9
—4,5...
-6,5
Мохово-кустарничковая
(h>70 см)
0,8—1,4
— 1,5...
—3
Разреженный осоково¬
травянистый покров
0,6... —0,8
-3... -5
Хасыреи на
морских рав¬
нинах
Супеси, су¬
глинки, торф
Мохово-осоковая
0,4—0,8
—3... —6
Ровные по¬
верхности вы¬
сокой поймы
рек
Супеси, пески
Мохово-кустарничковая
и разнотравно-кустарни¬
ковая {h>40 см)
1,0—1,5 I —1...
—2,5
Мохово-кустарничковая
(/i>70 см)
0,6—1,05
-3... -5
1
Супеси, су¬
глинки
Мохово-осоково-пуши-
цевая
0,2—0,5
-3... -5
Хасыреи на
высокой пой¬
ме рек
Супеси, су¬
глинки, торф
Мохово-осоково-пуши-
цевая
0,2—0,5
-3... -5
тикального изменения льдистости в образованиях разного генезиса; са¬
ма же льдистость высокая (табл. 25).
Высокая льдистость сингенетически мерзлых пород области обу¬
словлена также развитием в них повторно-жильных образований, кото¬
рые в современном рельефе могут быть или выражены в виде полиго¬
нальной сетки или не проявлены вообще. Глинистым и торфяно-мине¬
ральным породам свойственны ледяные жилы максимальных размеров:
в верхнеплейстоденовых отложениях высота жил до 10—12 м, ширина
поверху 2,5—5 м; макрольдистость верхнего 10-метрового слоя до 20 %.
Для песчаных отложений более характерны ледогрунтовые жилы, кото¬
рые по высоте достигают 5—15 м при ширине поверху до 2—2,5 м;
14* 211
z\z
Таблица 25
Характеристика сингенетически промерзших осадков Мордыяха-Хойской области
на участке Бованенково-Юрибей
Генезис и возраст
отложений
Типы грунта
Криогенная
структура
Плотность твердых
частиц, г/см®
Плотность
мерзлого грунта,
г/см*
Суммарная
влажность
Льдистость
за счет
включений
шлнрового
льда
Коэффициент
пористости
мерзлого
грунта
Степень
заполнения
пор грунта
льдом
Засоленность.
Прибрежно-
Песок мелкий
Массивная
2,63—2,66
0,22—0,42
морские верх-
не-плейстоце-
2,65 (49)
0,30 (7)
—
новые и голо¬
ценовые
Песок пыле-
2,64—2,66
—
0,22—0,62
0,54—0,67
0,84—1,00
0 02—0 08
ватый, послой¬
но обогащен
2,65 (17)
1,83 (4)
0,40 (37)
—
—
0,05 (10)
детритом
Песок пыле-
Слоистая
1,57—1,67
0,33—0,54
0,21
.
0,05—0,1
ватый
1,62 (8)
0,38 (15)
0,67
1,0
0,07 (7)
Супесь
2,65—2,67
1,74—1,94
0,25—0,38
0,16
0,63—0,66
0,93—1,0
2,66 (39)
1,88 (22)
0,33 (33)
0,65
0,97
—
Атакситовая
0,42—0,80
0,35
0,06—0,28
0,56 (8)
—-
0,20 (9)
Слоистая
и атакситовая
2,64—2,67
1,87—1,90
0,24—0,60
0,22
0,54
0,89
2,65 (30)
1,89 (8)
0,33 (26)
Суглинок
Слоистая
0,27—0,38
0,12
0,63—0,66
0,85—1,00
0,06—0,82
0,32 (82)
0,64
1,00
0,43 (49)
Сетчатая
2,66—2,69
0,38—0,52
0,30
То же
2,67 (25)
0,45 (24)
Атакситовая
0,66—0,98
0,48
То же
0,75 (11)
Солифлкжци-
оино-делюви¬
альные верх¬
не-плейстоце¬
новые и голо¬
ценовые
Озерно-аллю¬
виальные и
дельтовые
верхне-плей¬
стоценовые и
голоценовые
Супесь с вклю¬
чениями рас-
Массивная
тительных ос¬
татков
Слоистая
Атакситовея
Суглинок
Массивная
Слоистая
Атакситовая
Песок мелкий
Слоистая
Супесь
”
Суглинок
Атакситовая
Торф
Базальная
2,66—2,69
2,68 (6)
2.64— 2,66
2.65 (5)
2.65— 2,66
2.66 (3)
2.66— 2,68
2,67
2,44—2,62
2,52
1,67—1,76
1,72 (2)
1,64—1,81
1,74 (6)
1,58 (3)
1,64—1,81
1,73 (5)
1,40—1,47
1,44 (2)
1,62—1,67
1,64 (13)
1,79—1,83
1,81 (8)
1,70—1,81
1,76 (8)
1,1—1,61
1,51 (16)
0,16—0,26
0,21 (26)
0,21—0,35
0,27 (8)
0,50—1,64
1,07 (14)
0,32—0,49
0,36 (35)
0,50—0,71
0,65 (6)
0,68—0,87
1,25
0,44
0,31—0,48
0,36 (20)
0,38—0,56
0,44 (55)
0,60—1,17
0,64 (16).
1,89—4,42
1,72 (6)
—
0,66
0,93
—
0,20
0,77
1,00
0,01—0,11
0,06 (3)
0,43—0,60
0,13—0,30
0,74
0,96
0,17 (15)
0,34—0,46
0,11—0,14
0,41
—
—
0,12
0,67
1,00
0,22
0,12—0,29
0,71
0,99
0.04—0,07
0,17
0,06
0,18
0,77
1,14
0,04 (2)
0,36
0,05—0,13
0,06 (5)
3,9
1,89
Рис. 79. Гранулометрический и химический-
составы глинистых пород салехардской-
свиты на Главном Ямальском водоразделе:
1 — песчаные частицы и песок; 2 — пылеватые-
частицы; 3 — глинистые частицы и глина; 4 —
суглинок; 5 — величина содержания одновалент¬
ных и двухвалентных (в скобках) ионов
Рис. 80. Соотношение пластовой залежи
льда и вмещающих пород:
/ — песок; 2 — суглинок; 3 — глина; 4 — лед; 5 —
суммарная влажность пород (в %)
макрольдистость верхнего горизонта таких отложений не превышает
5-7%.
Эпигенетические мерзлые породы характеризуются различным со¬
держанием льда-цемента, ледяных включений в виде шлиров и макро-
структурных образований. В песчаных породах салехардской и казан-
цевской равнин в основном присутствует лед-цемент. Льдистость этих
пород характеризуется устойчивыми значениями и не превышает 30—
40 %. Исключение представляют встречающиеся в глинистой толще го¬
ризонты песков, характеризующиеся базально-массивной и тонкошли-
ровыми криотекстурами, высокой льдистостью и содержащие слои и
лакколиты льда.
Среди эпигенетически промерзших пород большую территорию за¬
нимают салехардские и казанцевские глинистые отложения, в основном
засоленные суглинки и глины (рис. 79). Для них типичны разрезы с
убывающей льдистостью по глубине; изменчивость суммарной влажно¬
сти верхнего 10—15-метрового горизонта незначительная — средняя
арифметическая ее величина изменяется в диапазоне 30—37 %. В таких
разрезах выделяется один пик влажности в интервале глубин 3—6 м;
ниже и выше его суммарная влажность пород близка пределу текуче¬
сти. '
Распределение ледяных включений и рассеяние показателей сум¬
марной влажности в глинистых породах казанцевской свиты указывают
на наибольшую льдонасыщенность верхнего их горизонта. Влажность
пород в нем изменяется в пределах от 30 до 98% (табл. 26), криоген¬
ные текстуры относятся к частослоистым и сетчатым. Глубже льди¬
стость сокращается; их влажность на границе текучести, а криогенные
текстуры тонкошлировые горизонтально- и сетчато-слоистые.
Эпигенетически промерзшие глинистые породы III—I морских тер¬
рас, обычно сверху перекрытые горизонтом сингенетических отложений,
характеризуются тонкослоистыми, сетчатыми и сетчато-слоистыми крио¬
текстурами. Вертикальная и пространственная изменчивость суммар¬
ной влажности (льдистости) глинистых пород большая (табл. 27);
среднеарифметическая величина суммарной влажности по глубине из¬
меняется в диапазоне 20—50 %, максимальные значения влажности от¬
мечаются в верхнем горизонте пород до глубины 6—8 м, ниже она сок¬
ращается.
214
Т а О л и ц а 26
Характеристика эпигенетически промерзших казанцевских отложений
Мордыяха-Хойской области на участке Бованенково — Юрибей
Тип грунта
Криогенная
текстура
Плотность
твердых
частиц, г/см*
Плотность
мерзлого
грунта, г/см*
Суммарная
влажность
Льдистость
за счет
включений
шлиров льда
Коэффициент
пористости
мерзлого
грунта
Степень за¬
полнения пор
грунта льдом
Засоленность,
Н
Песок пы¬
леватый
Слоистая
1,57—1,67
0,33—0,54
0,21
0,67
1,00
0,05—0,1
2,65
1,62
0,38 (15)
0,07 (7)
—
1,86—1,94
0,29—0,38
0,17
0,66
1,07
0,09—0,28
Супесь
2,68
1,88
0,36 (18)
0,20 (7)
Атаксито-
вая
0,42—0,80
0,35
0,56 (8)
Слоистая
1,90—1,94
0,29—0,38
0,12
0,66
1,06
0,20—0,82
Суглинок
1,93 (12)
0,32 (68)
0,43 (13)
Сетчатая
2,66—2,68
1,58—1,68
0,38—0.52
0,30
2,68 (4)
1,63 (6)
0,45 (24)
Атаксито-
вая
—
0,66—0,98
0,48
1,42
0,72 (7)
Глина
2,64—2,70
1,86—1,90
0,52—0,93
0,36
0,74
1,23
0,42—0,85
2,67 (4)
1,88 (2)
0,66 (3)
0,68 (4)
Таблица 27
Характеристика эпигенетически промерзших отложений III—I морских террас
Мордыяха-Хойской области
Местоположение
Состав отложений
Суммарная
влажность,
%
' Влажность
минеральных
отдельностей,
%
Криогенная
текстура
$
Левобережье
Глина
47—85
20—38
Тонкослоистая,
сетчатая
53 (47)
28 (33)
р. Мордыяха
Суглинок
40—81
20—45
Слоисто-сетчатая
47 (18)
30 (15)
Район оз. Ямбуто
и Табанто
Супесь
35—65
Слоистая, сетча¬
тая
47 (20)
18—28
Массивная
21 (161)
Среднее течение
р. Мордыяха,
о. Литке
Суглинок
Суглинок пылева¬
тый
42—54
26—35
Тонкослоистая,
сетчатая
Тонкослоистая
48 (108)
32—60
30 (114)
25—38
46 (78)
31 (98)
Мыс Бурунный,
низовья р. Урияха
Суглинок
36—58
20—40
Сетчато-слоистая
44 (40)
32 (36)
215
Важная особенность строения эпигенетически промерзших толщ —
частое развитие в них пластовых залежей подземного льда. Глинистые
породы, перекрывающие ледяные тела, имеют сетчатую толстошлиро-
вую или атакситовую криотекстуры и сильно льдонасыщены. В случае
неглубокого залегания ледяного пласта льдистость (влажность) перек¬
рывающих глинистых пород и вмещающих песков по всему разрезу
прстоянно высокая (рис. 80).
Особенности гидрогеологических условий. Гидрогеологические осо¬
бенности области предопределяются наличием толщи мерзлых пород,,
исключившей из водообмена подземные воды. По этой территории име¬
ются неполные сведения, характеризующие подземные воды верхнего
гидрогеологического комплекса, объединяющего песчано-глинистые чет¬
вертичные породы. По положению в разрезе здесь выделяются над-
мерзлотные воды сезонноталого слоя и несквозных таликов, межмерз¬
лотные воды, воды сквозных таликов и подмерзлотные воды.
Надмерзлотные воды сезонноталого слоя залегают на глубине 0,2—
1,0 м и заключены в различных отложениях, начиная от морских пород
салехардской свиты и кончая современными морскими, аллювиальными,
озерными и болотными осадками. Эти воды питаются за счет атмосфер¬
ных осадков и таяния подземного льда. В летнее время они находятся
в безнапорном состоянии, зимой при промерзании этого слоя образуют¬
ся локальные напоры грунтовых вод. Химический состав вод сезоннота¬
лого слоя гидрокарбонатно-хлоридно-натриево-кальциевый или гидро-
карбонатно-хлоридно-натриево-магниевый'; минерализация не превыша¬
ет 0,1—0,2 г/л; реакция вод кислая, pH 5—6,4 [88].
Надмерзлотные воды несквозных таликов распространены под рус¬
лами рек и озерами в средне-, верхнеплейстоценовых и голоценовых по¬
родах. Мощность водоносного горизонта от нескольких метров до десят¬
ков метров. Химический состав вод гидрокарбонатно-хлоридно-нат-
риевый, минерализация небольшая (0,03—0,2 г/л), реакция вод кислая
(pH 6,4—6,6); они проявляют общекислотную агрессивность к бетонам.
Межмерзлотные воды встречаются в средне- и верхнеплейстоцено¬
вых отложениях, залегающих на глубинах от 10—15 до 50 м и, оче¬
видно, больше. Эти воды горько-соленые, связаны с линзами и прослоя¬
ми песков небольшой мощности (до 1,5—2,0 м) в глинистой толще, ха¬
рактеризуются хлоридно-натриевым составом, высокой (до 50 г/л) ми¬
нерализацией и обладают напором (от 2 до 35 м) и газопроявлениями.
Отсутствие колебаний уровня воды в скважинах, а также положение
установившегося уровня воды в них на разных абсолютных отметках
(от —10 до —31 м) исключают связь межмерзлотных вод с морем и
указывают на залегание водоносных песков в виде замкнутых линз в
мерзлотной толще.
Воды сквозных таликов приурочены к талым породам крупных озер
(Морды-Малто, Ясавэйто, Согодахато и др.), размеры которых указы¬
вают на существование под ними сквозных таликов. Вода в озерах
ультрапресная, минерализация ее не превышает 0,04—0,06 г/л. Данные
породы некоторых подозерных таликов, судя по низким значениям удель'
ных электрических сопротивлений (2—5 Ом-м), засолены.
Воды подрусловых таликов приурочены к различным по возрасту
и генезису породам в низовьях крупных рек. В них установлен подпор
речных вод морскими водами вследствие суточных приливов моря. Зо¬
на влияния морских вод от устья рек в глубь полуострова изменяется
от нескольких километров до 60—80 км в зависимости от величины ук¬
лона руслового потока. Подпор рек морскими водами сопровождается
смешением пресных и соленых вод, засолением отложений и вод под¬
русловых таликов.
Подмерзлотные воды не изучены. Их можно ожидать в песчаных
горизонтах ямальской свиты и более глубоко залегающих породах. На
их существование в более молодых отложениях косвенно указывает
присутствие под мерзлой толщей пород с высокой проводимостью. Так,
216
по данным наблюдений, проведенных экспедицией МГУ в устьевой ча¬
сти р. Мордыяха, под 5-метровым слоем мерзлых пород вскрыты силь¬
но соленые воды, имеющие связь с морем. Мощность водоносного го¬
ризонта, по данным ВЭЗ, составила 25 м [88].
Учитывая большую мощность мерзлой толщи, под которой и внутри
которой залегают горизонты только соленых вод, вопросы водоснабже¬
ния хозяйственных объектов на территории Мордыяха-Хойской области,
как и более северных областей Ямала, могут быть решены на базе
оценки ресурсов малых и крупных рек и озер и сооружения искусствен¬
ных водоемов, поскольку запасы подземных вод непригодны.
Криогенные процессы и явления. На территории Мордыяха-Хойской
области развиты многие криогенные процессы и образования. Всей об¬
ласти свойственно сезонное протаивание грунтов. Состав грунтов сезон¬
ноталого слоя крайне неоднороден по площади; доминируют водона¬
сыщенные супесчано-суглинистые грунты. Степень заполнения пор во¬
дой в супесчаных грунтах составляет 0,9—1,00, в суглинистых грунтах
0,75—0,95, в песчаных 0,6—0,8. Максимальных значений (0,9—1,5 м)
глубина протаивания достигает на дренированных водораздельных пес¬
чаных поверхностях, на береговых валах рек и у подножья склонов, где
высота кустарников составляет 1—1,5 м и более (см. табл. 24). Мини¬
мальные глубины протаивания (0,2—0,4 м) фиксируются на торфяни¬
ках и на участках, покрытых водонасыщенным мхом. На остальных
участках глубина протаивания колеблется в пределах 0,5—1,0 м.
По классификации В. А. Кудрявцева, при среднегодовых темпера¬
турах пород ниже —5 °С на большей части области развит устойчивый
тип сезонного протаивания грунтов; меньшую часть территории зани¬
мают мерзлые породы с температурой от —5 до —3 °С, которым со¬
ответствует длительно устойчивый тип сезонного протаивания грунтов.
По величине амплитуды температур на поверхности пород выделены
морской (умеренный) и континентальный (устойчивый и умеренно устой¬
чивый) типы сезонного протаивания грунтов. С процессами сезонного
оттаивания льдистых грунтов и вытаивания пластовых льдов связано
солифлюкционное течение пород, которое развито на склонах с укло¬
нами более 2°. Солифлюкционное течение создает натечные складки
грунта, параллельные подножию склонов, солифлюкционные террасы,
сплывы грунта.
Морозобойное растрескивание, обусловливающее формирование по¬
лигонального рельефа и повторно-жильных льдов, изменяет облик по¬
верхности всех геоморфологических уровней области. Трещинообразо-
вание, сопровождающееся формированием повторно-жильных дьдов и
полигонально-валикового микрорельефа, наблюдается в северной части
области на высокой пойме рек и террасах, на более высоких уровнях
отмечается несколько генераций морозобойных трещин и ледяных жил.
В южной части области трещинообразование в минеральных грунтах
спорадически сопровождается ростом повторно-жильных льдов. Размеры
полигонов на поймах крупных рек составляют 20—40 м, в дельтах рек
и на морской лайде 40—80 м. Для морских и надпойменных террас, в
днищах мелких рек более характерен полигонально-трещинный безва-
ликовый рельеф.
Высокая льдистость поверхностных отложений, наличие в них за¬
лежей льда предопределяют благоприятные условия для развития тер¬
мокарстовых процессов, хотя суровость климата сдерживает активность
их проявления. Древние термокарстовые образования представлены
озерными котловинами, имеющими поперечник до 1—2 км и глубину
до 5—10 м и более. В северо-западной части области, на низких уров¬
нях рельефа термокарстовые озера и хасыреи занимают 30—40 % пло¬
щади. Морфология и расположение озерных котловин на морских тер¬
расах указывают на их образование в связи с вытаиванием пластовых
льдов. На поймах рек широко распространены термокарстовые образо¬
вания (озера и хасыреи) глубиной до 1—3 м, формирование которых
217
связывается с протаиванием сингенетических мерзлых отложений с пов¬
торно-жильными льдами.
Разрушение подмываемых реками, озерами и морем морских тер¬
рас, формирование на их склонах циркообразных форм происходит под.
влиянием термоэрозии и термоабразии. Процесс разрушения (отступа¬
ния) склонов протекает особенно быстро на участках залегания пласто¬
вых льдов (7,0—7,5 м/год).
' Пучение грунтов при многолетнем промерзании проявляется в виде-
редких бугров разных размеров: в диаметре от 10 до 100 м и высотой
от 2—3 до 10—15 м. Большинство бугров сосредоточено на пойме. Наи¬
более распространено пучение грунтов сезонноталого слоя на зоболо-
ченных и обводненных участках — плоские бугры (высота 0,5—1 м,
диаметр 5—10 м) или плосковыпуклые участки поперечником от 20—
30 до 100 м и более. Небольшие площади занимают бугристые поли¬
гональные торфяники, возвышающиеся на 1—1,5 м над окружающей
поверхностью.
Заключение. По инженерно-геокриологическим условиям область-
относится к категории сложных для освоения территорий. Она (слож¬
ность) определяется многими параметрами. Среди них основными яв¬
ляются изменчивость льдистости пород по разрезу и по площади, раз¬
личная степень засоленности мерзлых грунтов разного генезиса и воз¬
раста и как следствие этого разный фазовый состав и температура их
замерзания; ^присутствие в разрезе мерзлой толщи на разной глубине
соленых отрицательно-температурных нацорных вод, пластовых и пов¬
торно-жильных льдов большой мощности; интенсивное проявление тер¬
моденудационных склоновых процессов.
При нарушении естественных условий среднегодовые температуры
мерзлых грунтов могут изменяться на 1—2 °С. Повышение температу¬
ры не вызовет многолетнего оттаивания грунтов, хотя активизируется
термокарст, а понижение температуры грунтов активизирует морозобой-
ное растрескивание грунтов.
Нарушение естественных условий на плоских поверхностях приво¬
дит к увеличению мощности сезонноталого слоя в среднем на 0,2—0,3 м,
что вызовет активизацию сезонного пучения грунтов и общее забола¬
чивание территории. На дренированных и расчлененных участках, сло¬
женных супесчано-песчаными грунтами, при нарушении естественных
условий мощность сезонноталого слоя увеличивается на 0,5—0,8 м. Та¬
кие участки наиболее опасны в инженерно-геокриологическом отноше¬
нии, так как подвержены термоэрозии, склоновым процессам, термо¬
карсту и возможному необратимому разрушению поверхности.
Байд ар ацко-Юриб ейская область
Общие сведения. Область расположена на юго-западе п-ова Ямал.
Она включает долину р. Юрибей на севере, крайний запад водораз¬
дельной поверхности между реками Юрибей и Байдарата и полосу
вдоль Байдарацкой губы (см. рис. 58).
Область представляет собой террасированную поверхность, покры¬
тую сплошным чехлом четвертичных отложений. Они слагают различ¬
ные по возрасту и генезису геоморфологические уровни. Среди высоких
элементов рельефа преобладают лагунно-морские террасы: третья тер¬
раса занимает почти треть площади области, вторая терраса — около
пятой ее части. Столько же занимают казанцевская прибрежно-морская
равнина и пойма, а территория всех остальных элементов (озерной пой¬
мы, первой лагунно-морской террасы и участков салехардской равнины)
вместе занимает менее 2 % площади.
Климат области гумидный континентальный с коротким холод¬
ным летом (средняя температура воздуха в июле +7,8 °С) и суровой:
продолжительной зимой (средняя температура января —26 °С). Средне-
218
годовая температура воздуха составляет —7,5. . . —8 °С. Влияние
Байдарацкой губы сказывается в усиленной циклонической деятельности
и частой смене погодных условий. Переход среднесуточной температу¬
ры воздуха через 0° происходит во второй декаде июня весной и в пер¬
вой декаде октября осенью. Годовая сумма осадков составляет 300—
400 мм, из них почти половина выпадает в виде снега. Средняя высота
снежного покрова близка к 0,25—0,3 м. Скорости ветра составляют в
среднем за год 5—7 м/с, достигая максимума в осенне-зимний период.
Область расположена в южной тундре. На междуречьях господству¬
ют ерниково-мохово-лишайниковые сообщества на тундровых глеевых
почвах в сочетании с травяно-кустарничково-лишайниковыми на тун¬
дровых иллювиально-гумусовых почвах. Широко распространены тра-
вяно-гипновые и комплексные кустарничково-травяно-моховые болота с
участием плоских и полигональных торфяников. На лайдах доминиру¬
ют приморские галофитные луга, а в поймах рек — травяно-моховые
болота в сочетании с крупнокустарничковыми группировками — ивняка¬
ми и типичными для южной части тундры ольшаниками. Пойма
р. Юрибей — северный предел распространения кустарниковой ольхи
на Центральном Ямале.
Отложения салехардской свиты — наиболее древние образования,
обнажающиеся выше уреза рек и представленные глинами, суглинками,
супесями, реже песками. Они образуют региональный цоколь для от¬
ложений более молодых террас, выходя на поверхность лишь локально.
Мощность их превышает 50—80 м.
На эродированной поверхности пород салехардской свиты залега¬
ют прибрежно-морские отложения казанцевской свиты — сложно пост¬
роенная толща переслаивающихся пачек песков, супесей и суглинков.
Мощность толщи меняется от 5—10 м на севере области до 50 м и бо¬
лее в южной ее части. Эти отложения слагают четко выраженный уро¬
вень с отметками 50—60 м. Останцы этой песчаной поверхности про¬
слеживаются по южному берегу р. Юрибей в низовьях, к югу до доли¬
ны р. Хеяха и оз. Хето. Еще южнее, в районе Еркутаяхинского поднятия,
казанцевские отложения образуют единичные суглинистые холмы —
останцы.
Отложения III лагунно-морской террасы в долины р. Юрибей сло¬
жены переслаиванием песчаных и супесчано-суглинистых пород и пес¬
ками. К югу от р. Юрибей это преимущественно чередование песков, су¬
песей и суглинков, в районе оз. Хето — пески. Полоса опесчаненных от¬
ложений III террасы прослеживается вдоль всего побережья Байдарац-
ской губы. Их мощность 5—10 м.
В отложениях II лагунно-морской террасы по всей площади преоб¬
ладают пески с прослоями супесей и чистые пески. Лишь местами на
северном побережье Байдарацкой губы, на о. Литке и на междуречье
Хеяхи и Еркутаяхи имеются участки с чередованием песчаных и связ¬
ных грунтов или даже некоторым преобладанием последних. Единично
отмечены разрезы II террасы, сложенные песками, подстилаемыми суг¬
линками. Один из них — в среднем течении р. Юрибей. Здесь толща
песков мощностью 5 м перекрытая 7-метровой пачкой голоценовых су¬
песей и торфа, подстилается 12-метровой пачкой суглинков, переходя¬
щих ниже в серо-голубые глины.
Сравнительно маломощная аккумулятивная толща голоценовой ла¬
гунно-морской первой террасы, фрагментарно встречающейся в долине
р. Юрибей. Она сложена, как правило, песком мощностью до 4—7 м,
перекрытым супесями и торфом. Мощность торфяников в пределах пер¬
вой террасы в отдельных случаях превышает 6 м.
Прибрежно- и лагунно-морские современные отложения лайды ши¬
роко развиты в устьевых частях долины рек Юрибей и Еркутаяха, а
также узкой полосой пляжа вдоль побережья Байдарацкой губы. Они
представлены преимущественно иловатыми суглинками с прослоями пы-
-леватых песков или песками мощностью более 10 м.
219
Современные аллювиальные отложения мощностью до 10—15 м
представлены песками с прослоями тонкодисперсных пород в поймен¬
ной фации. Современные озерные осадки образованы тонким и частым
переслаиванием песчаных и связных пород.
Распространение, температуры и мощность многолетнемерзлых по¬
род. Многолетнемерзлые породы области характеризуются практически,
сплошным распространением с поверхности и монолитным сложением по
вёртикали. Только под крупными озерами и под руслами наиболее мно¬
говодных рек мерзлые породы отсутствуют.
Среднегодовые температуры мерзлых толщ изменяются в большом
диапазоне: от —8 до 2 °С. Минимальные температуры присущи мерз¬
лым породам наиболее возвышенных участков равнины и террасы, с ко¬
торых зимой почти полностью сдувается снег. В понижениях, в озерно¬
болотных котловинах с высокими кустарниками, а также на поймах
Юрибея, Байдараты и других рек температуры составляют до —2. . .
—3 °С, местами и выше.
Мощности ММП в пределах области существенно неодинаковы на
разных геоморфологических уровнях. Здесь встречаются и толщи мощ¬
ностью до 300 м в пределах наиболее высоких (казанцевских) равнин,
и участки с мерзлыми толщами мощностью менее 50 м, которые уста¬
новлены в устьевых частях пойм Юрибей и Байдараты и в пределах,
лайды Байдарацкой губы. Однако фоновыми для Байдарацко-Юрибей-
ской области являются мощности 150—250 м, которые только в преде¬
лах пойм долин крупных рек сокращаются до 80—120 м [88].
Криолитологические особенности мн^олетнемерзлых пород. Боль¬
шая часть территории области сложена с поверхности криогенетически
неоднородной мерзлой толщей, представленной синкриогенной пачкой,.
подстилаемой на глубинах 5—8 м эпигенетическими породами. Такие
разрезы характерны для большей части толщ казанцевской равнины и
третьей лагунно-морской террасы, а также для пойм в верховьях и в
среднем течении рек, где аккумулятивная пачка в их толще менее 10 м
Значительные территории на западе области сложены синкриогенными
породами мощностью более 10 м — они присущи толщам второй лагун¬
но-морской террасы, лайды и пойм в низовьях рек, а также поймам круп¬
ных озер. Фрагментарно такие участки встречаются и на востоке обла¬
сти. Также редко встречаются эпикриогенные толщи, залегающие непо¬
средственно с поверхности, почти исключительно отмечаемые в пределах
салехардской равнины.
Наиболее характерно для эпикриогенных пород салехардской свиты
постепенное убывание льдонасыщенности с глубиной. В таких разрезах,
как правило, сложенных суглинками и глинами, преобладают линзо-
видно-слоистые криогенные текстуры в верхних частях разреза и сетча¬
тые текстуры внизу. Вниз по разрезу постепенно увеличиваются тол¬
щина шлиров и расстояние между ними. Суммарная льдистость сни¬
жается от 60—70 до 30—35 % •
В верхних частях разрезов салехардских толщ иногда встречается
песчаная покрышка (особенно в пределах высоких холмов). Равномер¬
ное распределение льдистости в песках позволяет думать, что они про¬
мерзали сингенетически. Это подтверждает и величина их льдонасы¬
щенности— повсеместно больше 40%, хотя наличие в основном мас¬
сивных криотекстур в песках затрудняет их криогенную индикацию.
Состав и криогенное строение мерзлых пород казанцевской свиты
существенно различаются в верхних и в нижних частях разрезов. Наибо¬
лее часто встречаются двучленные разрезы, в которых верхний синге¬
нетический горизонт представлен преимущественно песчаными порода¬
ми с массивной и редкослоистой тонкошлировой текстурой. Только в
местах скопления сингенетических повторно-жильных льдов в песча¬
ных породах могут отмечаться средне- и частослоистые криотекстуры.
Разрез такого типа описан в устье р. Юрибей на останце казанцевской
равнины. Здесь ледяные жилы шириной до 3,5 м залегают в мелких
220
Рис. 81. Расклинивание голоценовым
эпигенетическим ледяным клином релик¬
товой неглубокозалегающей сингенети¬
ческой жилы в казанцевских отложени¬
ях. Устье р. Юрибей (по Ю. К. Василь-
чуку, В. Т. Трофимову, Ю. Б. Баду
[32]):
1 — торф; 2 — песок; 3 — зияющие трещины;
4 — ледяной росток; 5 — прозрачный сингене¬
тический жильный лед; 6 — матово-белый лед
эпигенетической жилы; 7 — лед «каймы»; 8 —
лед «поясков»; 9 — ледогрунт
песках практически с поверхности. Вмещающие пески весьма льдона¬
сыщены — объемная льдистость за счет льда-цемента и шлирового льда
в них достигает 45—55 %, они характеризуются включениями шлиров
льда мощностью до 2—5 см и горизонтами с базальной криотекстурой.
Интересной особенностью некоторых жил в этом массиве является их
расклинивание молодыми — голоценовыми жилами в верхней части
(рис. 81). Вертикальная мощность жил здесь достоверно не установле¬
на, но, судя по размерам оврагов, развитых по жилам, последние до¬
стигают 8—9 м по вертикали.
Нижний, часто эпикриогенный горизонт, представленный более глу¬
боководной фацией отложений, сложен, как правило, тяжелыми суг¬
линками и глинами, весьма льдонасыщенными за счет как мезотексту-
рообразующего, так и пластовых залежеобразующих льдов. Пластовые
льды в нижних частях разрезов казанцевской (?) свиты весьма разно¬
образны по морфологии и генезису [8, 22]. В эпикриогенных толщах они
исключительно внутригрунтового типа, преимущественно инъекционно¬
сегрегационные. Крупные пластовые залежи отмечены в долинах рек
Байдарата, Еркутаяха, Юрибей и др.
Наиболее мощная залежь встречена в нижней части останца казан¬
цевской равнины в устье р. Юрибей. Ее наблюдали несколько исследо¬
вателей, и всякий раз морфологический облик пласта в обнажении ме¬
нялся. Однако сохранился общий характер строения центральной части
залежи (рис. 82). Здесь вскрывается ядро (высотой более 3 м) из чисто¬
го прозрачного льда, окруженное слоями льда, которые в периферий¬
ной части переслаиваются консеквентными слоями тяжелого суглинка.
На крыльях ледяной залежи отмечаются крупные массивы молочно-бе¬
лого льда. Общие размеры пласта в обнажении превышают 5 м по вер¬
тикали и свыше 30 м по горизонтали. Из вмещающих отложений, из
льда и прослоев грунта в нем произведены анализы химического-соста¬
ва и спорово-пыльцевых остатков. »
Непосредственно во вмещающих пласт тяжелых суглинках преоб¬
ладают споры (до 35—38 % общего количества зерен), среди которых
явно доминируют зеленые мхи, березка, достаточно велико содержание
здесь и пыльцы древесных пород, явно заносной по характеру. Лед ядра
и облекающий его слоистый лед различны по составу спектров. В ядре
преобладает пыльца кустарников и трав (до 51 %), причем содержание
пыльцы карликовой березки здесь более 40%, а в окружающем льде
доминирует пыльца древесных пород (свыше 60 %), основную часть ко¬
торой составляет пыльца кедра (до 50%). Прослои суглинка по пери¬
ферии этого слоистого льда идентичны по составу спорово-пыльцевых
остатков вмещающим суглинкам; здесь также заметно содержание спор
(37—40 %) и пыльцы древесных пород (все компоненты спектра здесь
и ниже даны в процентах к общему количеству зерен).
Анализ водной вытяжки из вмещающего грунта и грунта прослоев
во льду также обнаружил сходство их состава. Минерализация грунта,
непосредственно вмещающего лед, составляет 0,18—0,5%, в прослоях
грунта она колеблется от 0,28 до 0,31 %. И в тех, и в других отмечает¬
ся преобладание сульфатов среди анионов — до 0,08 % и доминирова¬
ние в катионном составе ионов натрия — до 0,08%. В целом засоление
221
Рис. 82. Детали строения пласто¬
вой залежи, расположенной в
нижней части останца казанцев-
ский равнины в низовьях р. Юри-
бей. Фото Г. В. Ананьевой
грунта можно охарактеризовать как хлоридно-сульфатно-натриевое, что
позволяет предполагать накопление осадков в условиях слабозасоленно¬
го морского бассейна. Пластовая залежь резко отличается по составу
солеи, особенно в анионной группе — здесь господствуют гидрокарбо¬
наты и подчиненное значение имеют хлориды и сульфаты.
Изложенные материалы указывают на существенные различия сре¬
ды формирования осадков и вод, слагающих пласты. Вмещающие отло¬
жения формировались в условиях мелководного морского бассейна, о
чем, помимо данных по геохимии, говорит и бореально-арктический
комплекс фораминифер, обнаруженный здесь (аналитик Г. Н. Недеше¬
ва), в нем доминируют Elphidium, Subclavatum, Cassidulina subacuta,
Cassaudra teretis. Выше по разрезу фораминиферы встречаются значи¬
тельно реже, что, вероятно, можно связать с обмелением бассейна, соп¬
ровождавшимся, очевидно, и понижением температуры постепенно осу¬
шающихся участков. Отложения в их пределах промерзали в условиях
сингенеза (что подтверждается мощными жилами, встреченными здесь),
а подстилающие породы промерзли эпигенетически. В этот момент, оче¬
видно, и произошло, наряду с формированием сегрегационного льда
(сейчас отмечаемого по периферии пласта в виде массивов молочно-бе¬
лого льда), первое внедрение воды. Она поступала из сравнительно нег¬
лубоких горизонтов, поэтому ее состав от вмещающих толщ отличается
не столь разительно, как состав центрального штока. Последний, оче¬
видно, образовался из воды, внедрившейся при повторной инъекции
из более глубоких горизонтов. Таким образом, описываемую залежь
можно охарактеризовать как сегрегационную — повторно-инъекционную.
Совершенно иная история развития в этот период характерна для
районов, располагавшихся в непосредственной близости к побережью.
Здесь в условиях синкриолитогенеза могли наряду с внутригрунтовыми
формироваться и погребенные — аллохтонные ледяные залежи. Именно
такое сочетание этих двух типов, скорее всего, отмечается в восточной
части Бандарацко-Юрибейской области, в районе возвышенности Хой.
222
Здесь в обнажении правого берега р. Юрибей вскрываются сильна
дислоцированные слоистые пески общей мощностью до 10 м. Практиче¬
ски по субвертикальному контакту с песками залегают тяжелые темно¬
серые суглинки с тонкошлировой частослоистой криотекстурой. Харак¬
терной деталью является существенно более бедный состав микрофауны
в суглинках по сравнению с песчаной толщей, что вполне могло быть,
связано с более холодными условиями в период накопления суглинков,
хотя водоем, возможно, был несколько глубже. На контакте суглинков
и песков согласно ему залегает удлиненный пласт практически прямо¬
угольной формы, размером 2,5X3 м. Важная особенность морфологии
пласта — его двухслойность: здесь белый лед подстилается прозрачным.
Согласно длинной оси пласта располагается и слоистость вмещающих
пород без деформации и смятия.
Из вмещающих отложений и из пласта проанализированы спорово¬
пыльцевые остатки, оказавшиеся по составу практически идентичны¬
ми, особенно у белого льда и непосредственно перекрывающего его
тонкого прослоя песка — здесь до 60—67 % представлено пыльцой дре¬
весных пород явно переотложенного облика; вместе с тем заметна роль
холоднолюбивой карликовой березки — до 9—15 %■ Это сходство впол¬
не объяснимо синхронностью формирования пласта и толщи, что могло,
скорее всего, осуществляться в виде захоронения припайного льда в
прибрежно-морских осадках. Заметим, что активное таяние льда обус¬
ловило распреснение придонных вод и донных отложений (минерали¬
зация водной вытяжки не более 0,05 % )■ Но даже здесь фораминнфе-
ры, хотя и в небольших количествах, все же обитали.
Вполне логично предположить горизонтальное положение захоро-
нившегося ледяного пласта, а он почти поставлен «на голову». Причи¬
ной этого, по мнению В. Т. Трофимова и Ю. К. Васильчука [8, 22, 118],
является позднейшее внедрение снизу ледогрунтового тела, отмечаемо¬
го в непосредственной близости под описанным седиментанионным пла¬
стом. Это тело залегает в виде груши и породы над ними сильно дисло¬
цированы, раздроблены н представляют собой большую антиклиналь¬
ную складку, на крыле которой и располагается ледяной пласт. Если
такое предположение верно, то в одном разрезе здесь встречено весьма
редкое сочетание первично-грунтового, автохтонного, н захороненного,
аллохтонного пластов.
Заметим, что не все исследователи разделяют эту точку зрения.
II. Д. Данилов (47], изучавший этот парагенез в это же время, счи¬
тает, что и ледяное, и ледогрунтовое тело являются внутрпгрунтовыми
образованиями, хотя он и подчеркивает согласное залегание первого и
деформированный характер вмещающих толщ на контакте с «грушей».
Разнообразие криогенетической природы отложений казанцезской
свиты определяет и сравнительно широкий диапазон изменения их
льднстости. Она варьирует в песках от 30 до 45 %, а в суглинках и гли¬
нах— от 30 до 60—70 %. Льдистость за счет ледяных включений в тон-
кодисперсных грунтах нередко превышает 20 %, а в синкриогенных их
разновидностях может достигать 40 % и более.
Толщи позднеплейстоценовых третьей и второй лагунно-морских
террас в пределах Байдарацко-Юрибейской области промерзали пре¬
имущественно сингенетически. Характерная их особенность- -преиму¬
щественно песчаный состав. Их слагающий песок, как правило, мелкий,
пылеватый, в нем встречаются прослои супеси и суглинков. Криоген¬
ная текстура отложений массивная и слоистая, льдопасыщснность их
достаточно велика — до 40—60 %, Льдистость за счет шлирового льда
даже в песчаных толщах нередко может достигать 12—15 %.
В супесчано-суглинистых отложениях III террасы криогенное строе¬
ние определяется слоистыми и сетчатыми криотекетурамн с соответ¬
ствующими значениями льднстости 40 и 50%. Реже в дисперсных от¬
ложениях встречаются линзовидпые криотекстуры со средними значе¬
ниями льднстости супесей 45%, суглинков 55%. Такие показатели,
223-
как правило, превышают значения предела текучести дисперсных по¬
род, т. е. при оттаивании они приобретут текучую консистенцию.
Криогенное строение отложений II и I террас в целом аналогично
описанному выше криогенному строению синкриогенных пород III тер¬
расы. В их разрезе также преобладают пески, составляющие 86 %
объема разреза II террасы и 82 % —для I террасы. Пески имеют мас¬
сивную криотекстуру с льдистостью в среднем 40 %. Верхние горизонты
оторфованных песков имеют линзовидные криогенные текстуры с объ¬
емной льдистостью в среднем 45—60 %.
На о. Литке в разрезе отложений II морской террасы преобладают
суглинки. Они характеризуются слоистыми криогенными текстурами
с величиной льдистости в среднем 40—50 %.
Суглинистый разрез отложений характерен также для плоских за¬
болоченных центральных частей I морской террасы и для тыловых ча¬
стей I лагунно-морской террасы. Здесь преобладают сетчатые криоген¬
ные текстуры со значительными величинами льдистости — до 80—85 %.
На криогенном строении морских синкриогенных отложений лайды
существенно сказываются йх заиленность и засоленность. Первая спо¬
собствует удержанию большого количества влаги в породах — суммар¬
ная влажность песков при оттаивании достигает 80 % и более, суглин¬
ков— до 145%, составляя в среднем 60%. Засоленность затрудняет
формировалие шлиров льда, чем объясняется преобладание массив¬
ных криогенных текстур как в песках, так и в суглинках.
Синкриогенные отложения поймы характеризуются преобладанием
массивных криогенных текстур в руслфвых песках и слоисто-сетчатых
в дисперсных порбдах пойменной фации и высокими значениями льди¬
стости (35—45 и 50—60 % соответственно). Характерной особенностью
пойменных массивов является увеличение дисперсности грунтов от вер¬
ховий к низовьям рек, что особенно отчетливо прослеживается в доли¬
не р. Юрибей. Здесь в верховьях в отложениях поймы преобладают
мелкие пески, которые в среднем течении становятся сильнопылеваты¬
ми, а в низовьях сменяются супесями и суглинками. Показательно, что
и размеры ледяных жил изменяются вниз по реке — они уменьшаются
от 3,5 до 1,0 м по высоте и от 1,2 до 0,1 м по ширине. Это, вероятно,
определяется более ранним временем заложения жил в верховьях, где
даже во время повышения моря в середине голоцена река не сильно за¬
ливала поверхность, тогда как в низовьях современные поймы были под
уровнем реки (точнее, эстуария, существовавшего в этот период в устье
Юрибей). Однако в отложениях лайды Байдарацкой губы встречаются
жилы, достигающие ширины 2 м и высоты 3—3,5 м, что, вероятно,
определяется лучшими условиями их роста здесь вследствие малого
снегонакопления [22].
Повторно-жильные льды местами ощутимо увеличивают суммар¬
ную льдистость верхней 2—5-метровой толщи синкриогенных пород
Байдарацко-Юрибейской области. На отдельных участках казанцевской
равнины на северном побережье Байдарацкой губы льдистость за счет
макротекстурообразующих льдов достигает 13—14 %. На поймах и лай¬
дах отмечаются массивы с льдистостью за счет повторно-жильных
льдов до 3—5 % [100].
Особенности гидрогеологических условий. Главные различия в гид¬
рогеологической обстановке верхнего 10—15-метрового слоя обуслов¬
лены прежде всего двумя факторами — наличием на поверхности аква¬
тории (русла реки, озера) и удаленностью от Байдарацкой губы. По¬
следний фактор особенно отчетливо заметен по появлению криопэгов
на небольшой глубине (до 5—7 м) в прибрежной зоне; в более удален¬
ных районах области криопэги располагаются только ниже подошвы
мерзлой толщи. Локальное распространение под озерами и речными
руслами имеют воды надмерзлотных таликов. Под руслами наиболее
крупных рек в их низовьях существуют сквозные талики. Наряду с пи¬
танием речными водами они могут пополняться водопритоками из ПОД-
224
Рис. 83. Парагенетическое развитие инъек¬
ционного бугра пучения и полигонально¬
жильного микрорельефа на высокой пойме
р. Юрибей в устье р. Тярцяха:
J — полигонально-валиновый рельеф с обводнен¬
ными ваннами в центре полигонов; 2 — выпукло¬
полигональный рельеф; 3— плоскополигональный
рельеф с едва выраженными валиками; 4 — кон¬
тур разрушающегося бугра пучения высотой
7,2 м
Рис. 84. Зарождающаяся сингенетиче¬
ская жилка на поверхности высокой
лайды (поймы) в дельте р. Юрибей
[32]:
1 — ритмично-слоистая пачка оторфованного
песка; 2—переслаивание ила, суглинка и
торфа; 3 — ил опесчаненный; 4 — зияющая тре¬
щина; 5 — жильный лед; 6 — подошва слоя
сезонного оттаивания
мерзлотных водоносных горизонтов. По свойствам воды этой области
аналогичны таким же типам подземных вод смежных областей.
Криогенные процессы и явления. Они в пределах Байдарацко-Юри-
бейской области достаточно разнообразны. Сезонное протаивание здесь
преимущественно неглубокое — на задернованных участках редко дости¬
гает даже в песках 0,8—1,0 м. Только в пределах песчаных раздувов
грунт может протаивать на глубину 1,2—1,4 м. Преимущественным
развитием в пределах области пользуются умеренно континентальный
длительно-устойчивый и устойчивый типы сезонного протаивания.
Наиболее яркими современными криогенными процессами являют¬
ся локальное пучение и повторно-жильное льдообразование. Первый
из них (пучение) широко развит в поймах крупных рек и в заболочен¬
ных котловинах на высоких элементах рельефа. Бугры пучения на за¬
растающих старицах и в хасыреях можно встретить практически в лю¬
бом районе области. Высота их часто превышает 10 м, диаметр дости¬
гает 100—150 м. Бугры нередко тяготеют непосредственно к остаточ¬
ному водоему в пределах котловины, их вершины часто разрушены —
здесь отмечаются воронки, иногда заполненные водой. Вероятнее всего,
эти воронки — результат резкого проявления сил пучения при промер¬
зании остаточных замкнутых таликов, сопровождающегося взрывом.
Нередко бугры пучения встречаются в пределах полигонального масси¬
ва (рис. 83), тяготея к наиболее обводненным участкам, где развит
вогнуто-полигонально-валиковый и зарождающийся плоскополигональ¬
ный рельеф [22, 118].
В зоне дренирования, вблизи бровки поймы отмечается преимуще¬
ственно выпукло-полигональный рельеф, здесь развитие жил продол¬
жается, но механизм их прироста уже иной, так как по понижениям
над жилами активно в летнее время протекает термоэрозия. Поэтому
здесь жилы интенсивнее растут в стороны, тогда как во внутренней зоне
поймы они активно нарастают и вверх, формируя валики. На поймах
15 Зак. 514 225
и лайдах Байдарацко-Юрибей-
ской области можно наблюдать
все стадии развития сингенети¬
ческих повторно-жильных льдов:
от их зарождения (рис. 84) до
развития зрелых жил (рис. 85).
Однако развитие жильного льда
здесь не имеет сплошного пло¬
щадного распространения, его
рост приурочен лишь к участкам
с наиболее благоприятными фа¬
циальными условиями: площа¬
дям с мощным моховым или тор¬
фяным покровом, с достаточным
увлажнением, со сравнительно
небольшим снегонакоплением.
Одним из весьма примеча¬
тельных процессов, особенно ха¬
рактерным для восточных райо¬
нов области, является эоловая
дефляция, приводящая к форми¬
рованию обширных раздувов и
довольно мощного (1—3 м) по¬
крова эоловых отложений на по¬
верхности. В. Г. Кудряшовым в
верхней части разреза казанцевской равнины в долине р. Левый Юри-
бей отмечен покров эоловых отложений мощностью более 3 м. Ю. К. Ва-
сильчук наблюдал накопление плаща эоловых песков во время пыль¬
ной бури за сутки мощностью 15—20 см.
Из остальных процессов следует упомянуть солифлюкцию и ополз-
необразование, приуроченные к более высоким элементам рельефа, а
также термоэрозию и термоабразию, местами протекающую достаточно
активно на приречных, приозерных и приморских районах.
Заключение. В инженерно-геокриологическом плане территорию
Байдарацко-Юрибейской области можно оценить как среднесложную
для освоения. Существенно осложняется ситуация лишь в районах
близкого к поверхности залегания пластовых льдов, а также на участ¬
ках с повторно-жильными льдами и расчлененным рельефом, где потен¬
циальная возможность развития термоэрозии в ходе освоения высока.
Ю *\&]7ЕЗаШ&а
Рис. 85. Развивающиеся сингенетические
жилы на лайде Байдарацкой губы (а) и
на пойме р. Юрибей (б):
1 — торф; 2 — песок; 3 — ледяные ростки; 4 — го¬
ризонтально-слоистый сегрегационный лед со
столбчатыми кристаллами; 5 — зияющие трещины;
6 — лед сингенетических жил; 7 — льдистая при-
контактовая зона; 8 — слоистость в песке; 9 —
СУГЛИНОК
Лаборовская область
Общие сведения. Лаборовская область расположена на юго-западе
Ямала между склонами Полярного Урала, долиной р. Щучья (на вос¬
токе) и долиной р. Собь (на юге). Ее протяженность с запада на вос¬
ток превышает 70 км, а площадь составляет более 1 тыс. км2.
Климатические условия в пределах области довольно суровые.
Средняя температура наиболее холодного месяца года (января) дости¬
гает —23 °С, а самого теплого месяца (июля) +11 °С. Среднегодовое
количество осадков составляет 400—450 мм, основная их масса выпа¬
дает в теплый период года. Растительный покров определяется при¬
уроченностью данной области к южнотундровой и северу лесотундро¬
вой подзон. На болотах чаще всего встречаются пушицево-осоково-гип-
новые, реже осоково-сфагновые сообщества; на повышенных участках
торфяников — морошково-багульниковые и лишайниковые сообщества.
В днищах спущенных озер обычны луговые злаки. На отдельных за¬
щищенных от ветра местах встречаются заросли высоких кустарников
ерника, ивы, ольхи, а в южной части — и лиственничных редин.
226
Рис. 86. Геоморфологическая схема Ла¬
боровской озерной котловины [104]:
/ — пойма; 2— первая озерная терраса; 3 —
вторая озерная терраса; 4 — третья озерная
терраса; 5—ледниковая равнина зырянского
оледенения; 6 — водно-ледниковая равнина зы¬
рянского оледенения; 7 — вторая надпоймен¬
ная терраса р. Щучьей; 8 — границы геомор¬
фологических уровней; 9 — граница выходов
на поверхность палеозойских пород Уральской
складчатой системы
Лаборовская область включает хорошо выраженную в рельефе Ла-
боровскую котловину. Территория ее характеризуется высокой заболо¬
ченностью и заозеренностью, которые обусловлены довольно плоским
рельефом и слабой вертикальной и горизонтальной расчлененностью
территории. Периферийные части более расчленены — здесь основные
черты морфоскульптуры рельефа созданы в основном ледниковой и вод¬
но-ледниковой аккумуляцией зырянского ледника. Рельеф полого- и
холмистоувалистый, местами существенно расчлененный. Морфология
рельефа весьма своеобразна — нигде на Ямале такого сочетания мезо-
форм (холмов и западин) не встречается. Обращают на себя внимание
столообразные холмы на западе области, являющиеся результатом лед¬
никовой экзарации.
Верхняя часть разреза отложений возвышенных равнин сложена
позднечетвертичными водно-ледниковыми и ледниковыми образования¬
ми. Первые имеют преимущественно песчаный, а вторые — супесчано¬
суглинистый состав; и те, и другие насыщены гравием, галькой и ва¬
лунами.
Специфические макроформы рельефа — обширные озерные террасы
развиты в Лаборовской котловине (рис. 86). Они образовались в под¬
груженной конечноморенными грядами тектонически обусловленной
котловине. Циклическое понижение уровня воды обширного озерного
бассейна привело, по мнению В. Т. Трофимова и Н. Г. Фирсова [104],
к формированию трех террасовых уровней и врезанной в них поймы>
Отложения, слагающие эти террасы, представлены в основном слоисты¬
ми супесями, суглинками и пылеватыми песками. В западной части
Лаборовской котловины отложения содержат грубообломочный мате¬
риал. Мощность отложений каждой озерной террасы редко прёвы-
шает 10 м.
Голоценовые образования в пределах области представлены аллю¬
виальными и озерными песчано-супесчаными толщами и болотными
отложениями — сапропелями и торфом, их мощность достигает 2—3 м.
Распространение, температуры и мощность многолетнемерзлых по¬
род. Многолетнемерзлые отложения в пределах Лаборовской области
развиты вне акваторий повсеместно. Среднегодовые температуры мерз¬
лых пород в основном составляют —3 ... —7 °С, повышаясь местами в
юго-восточной части области до —1 ... —3 °С. Наиболее высокие тем¬
пературы характерны для отложений пойм рек и озерных современ¬
ных уровней.
Мощность многолетнемерзлых пород в пределах ледниковой и вод¬
но-ледниковой равнины немногим превышает 300 м. Здесь отложения
равнины залегают на породах салехардской свиты или палеозойского
возраста, промерзающих после окончания ямальской трансгрессии. По¬
этому мощность мерзлых пород сравнима с мощностью в пределах
морской салехардской равнины. Мощности ММП, не превышающие
300 м, характерны для районов, где ледниковые и водно-ледниковые
отложения зырянского возраста залегают на морских и прибрежно-мор-
15* 227
Таблица 28
Характеристика многолетнемерзлых пород Лаборовской области [100]
Г енезис
и возраст
пород
Объемная льдистость, %
Состав пород
суммарная
шлировая
Криогенная
текстура
gQ2ill
Суглинки с гравием и
галькой
40—55
15—25
Слоистая, сетча¬
то-слоистая
45
Супеси
35—50
10—25
Слоистая
40
fQ2m
Пески с гравием и галь¬
кой
25—45
Массивная
35
lQlil2"3
Пески мелкие
30—45
40
Пески пылеватые отор-
фованные
40—55
5—10
Линзовидно-сло-
истая
45
Супеси и суглинки
40—50
18—20
Слоистая
45
ИУш
Пески оторфованные с
прослоями супесей
35—50
до 5
Массивная, ред¬
кослоистая
40
Супеси и суглинки
45—55
20
Слоистая
50
lQ'iv
Пески мелкие
30—50
Массивная
40
Суглинки
50—65
20—45
Слоистая
60
lQiv
Пески мелкие
Суглинки
30—45
Массивная
40
45—60
15-20
Слоистая
55
ских отложениях казанцевской свиты. Большая мощность мерзлоты
обусловлена еще и повышенной теплопроводностью палеозойских и про¬
терозойских скальных пород, залегающих под маломощным чехлом чет¬
вертичных отложений или даже выходящих к дневной поверхности.
Средняя мощность мерзлых пород в пределах верхнечетвертичных
и голоценовых озерных террас уменьшается от 260—280 на II террасе
до 140—150 м на озерной пойме. При этом отмечается закономерное
увеличение мощности мерзлой толщи от прибровочной части каждого
геоморфологического уровня к его тыловым частям [98].
Криолитологические особенности многолетнемерзлых пород. Боль¬
шая часть разрезов ледниковых и водно-ледниковых отложений промер¬
зала эпигенетически, в том числе местами повторно после их протаива-
ния в голоценовой оптимум. Голоценовые биогенные, озерные, аллюви¬
альные и склоновые отложения небольшой мощности, а также верхи
разреза озерных террас формируют синкриогенный горизонт. В боль¬
шинстве случаев разрезы син- и эпигенетических мерзлых толщ сло¬
жены сильнольдистыми породами, криогенное строение которых опре¬
деляется преимущественно сегрегационным льдом, формирующим в
основном слоистые криогенные текстуры.
Очень высокая льдистость характерна для суглинистых пород, сла¬
гающих озерные террасы (табл. 28). В верхней части разреза шлиры
льда имеют толщину 0,2—0,3 см, чередуясь через 0,3—0,5 см. С глуби¬
228
ны 4,9 м толщина их увеличивается до 5—7 см, а мощность минераль¬
ных прослоев — до 5—10 см. Суммарная объемная льдистость суглин¬
ков с прослоями супесей и пылеватых песков приближается к 60—65 %,
причем до 15—20 %, а местами и более, составляет сегрегационный
лед. Содержание последнего особенно велико в разрезах I озерной
террасы: 40—45 % при толщине шлиров 1—5 см. При оттаивании по¬
роды приобретают текучую консистенцию.
Для песчаных, как правило, оторфованных пород озерных террас
области характерна массивная криогенная текстура с редкими шлира¬
ми льда. Объем последних около 5 %, а суммарная объемная льди¬
стость достигает 40—45 %.
Повторно-жильные син- и эпигенетические льды небольшой мощ¬
ности распространены только в пределах участков развития голоцено¬
вых торфяных отложений, перекрывающих озерные осадки. В ряде
мест они отмечены в верхней 2—3-метровой части разреза супесчано¬
песчаных отложений озерных террас Лаборовской мульды.
Естественная влажность мерзлых озерных отложений в зависимо¬
сти от их дисперсности и криогенного строения изменяется от 15—20
до 80—90 %. Минимальные ее значения наиболее часто отмечаются в
песчаных и супесчаных породах (20—30 %). У суглинисто-глинистых
пород естественная влажность существенно выше, причем наиболее ча¬
сто встречающиеся значения составляют 36—45 %.
Плотность мерзлых глинистых пород изменяется от 0,89 до 2,3 г/см3,
величина плотности скелета — от 0,59 до 1,95 г/см3. При этом вероят¬
ность встречаемости глинистых пород с резко различными величинами
плотности очень близка. Пористость глинистых озерных и морских по¬
род существенно выше, чем в разрезах аллювиальных и ледниковых
отложений и колеблется от 45—50 до 75—80 %.
Аналогичные свойства песчаных мерзлых пород изменяются в уз¬
ком диапазоне благодаря их однообразному криогенному строению.
При оттаивании многолетнемерзлых пород верхней 10-метровой ча¬
сти разреза озерных отложений произойдет значительная осадка. Мо¬
дуль осадки суглинисто-глинистых пород озерных террас изменяется
от 170 до 450 мм/м при нагрузках около 0 МПа, но резко возрастает
(до 490—670 мм/м) при нагрузке 0,1 МПа. У песчаных пород с массив¬
ной криогенной текстурой этот показатель изменяется чаще всего от 30
до 50 мм/м, увеличиваясь до 90—100 мм/м при нагрузке 0,1 МПа.
Суммарная весовая влажность мерзлых ледниковых отложений в
зависимости от их дисперсности и криогенного строения изменяется от
15 до 60—70 %. Плотность мерзлых песков колеблется в пределах
1,85—1,96 г/см3, супесей и суглинков 1,48—2,01 и 1,75—2,16 соответ¬
ственно. Пористость песков составляет в среднем 45 %, супесей и су¬
глинков 48—50 %. Глинистые породы при оттаивании приобретают те¬
кучую или пластичную консистенцию.
Осадки при протаивании песчаных ледниковых отложений будут
весьма незначительны. В большинстве разрезов глинистых пород при
нагрузке 0,1 МПа модуль их осадки при оттаивании нередко состав¬
ляет 330—350 мм/м.
Особенности гидрогеологических условий. Гидрогеологическая об¬
становка области определяется прежде всего мерзлотными условиями.
Надмерзлотные воды распространены повсеместно, залегая неглубоко
от поверхности. Их общая минерализация очень мала —0,05—0,06 г/л,
в составе анионов преобладает гидрокарбонат-ион, а в составе катио¬
нов— натрий и кальций. Реакция вод обычно кислая (pH 5,8).
Межмерзлотные воды, по-видимому, должны иметь широкое рас¬
пространение в пределах области, поскольку здесь наблюдается много
спущенных озерных котловин и разновозрастных озерных террас, для
которых в сопредельных территориях наиболее характерны линзы меж¬
мерзлотных вод. Однако данный тип подземных вод в Лаборовской
области практически не изучен.
229
В пределах акватории крупных озер и под руслом р. Щучья раз¬
виты сквозные талики. В них должны содержаться пресные подзем¬
ные воды, пригодные для водоснабжения.
Криогенные процессы и явления. Поверхность области изменяется,
но в целом сравнительно слабо, мерзлотными процессами. Холмистое
обрамление Лаборовской мульды активно перерабатывается процесса-
, ми струйчатой солифлюкции, т. е. совместным воздействием солифлюк-
ции, морозобойного растрескивания с формированием пятен-медальонов
и каменных многоугольников. Склоны холмистых участков, где в пре¬
делах сезонноталого слоя мало обломочного материала, имеют «гофри¬
рованный» микрорельеф поверхности, образованный натечными склад¬
ками грунта, расположенными параллельно подножию склона. При этом
склоны южной экспозиции имеют гораздо большую по площади соли-
флюкционную террасу, чем северные.
В пределах озерных террас мульды развито морозобойное растре¬
скивание торфяных ..пород, местами сопровождаемое образованием
маломощных повторно-жильных льдов. На участках развития сильно¬
льдистых суглинисто-глинистых грунтов интенсивно развивается термо¬
карст. Широкое развитие термокарстовых процессов в период голоце¬
нового климатического оптимума привело к вытаиванию погребенных
льдов в ледниковых отложениях и образованию глубоких линейно-ори¬
ентированных озер в пределах возвышенности Сопкай.
Заключение. Существующая в пределах данной области геокрио¬
логическая обстановка затрудняет хозяйственное освоение территории.
Одним из важнейших требований при строительстве и эксплуатации
зданий и сооружений является максимальное сохранение естественных
условий, обеспечивающее сохранение теплообмена между грунтом и ат¬
мосферой. Особое внимание должно быть уделено состоянию тепловой
изоляции зданий, аппаратуры и коммуникаций. Продуваемые подполья,
устраиваемые под отапливаемыми зданиями, должны быть открыты в
течение всего зимнего времени и закрываться на летний период. Во из¬
бежание оттаивания мерзлых оснований недопустимы открытые неорга¬
низованные сборсы вод и других жидкостей любой температуры в не¬
посредственной близости от зданий и сооружений.
Особые требования должны предъявляться к эксплуатации дорог
в летнее время. Проезд средств транспорта и механизмов вблизи зда¬
ний и сооружений, в особенности в летнее время, не допускается во из¬
бежание разрушений поверхностного слоя и изменения в связи с этим
движения поверхностных вод и теплообмена с мерзлым грунтом. Про¬
езд средств транспорта и механизмов вне дорог при их перемещении
ш одного пункта работ в другой и по неосвоенной территории должен
быть существенно ограничен.
Южно-Ямальская область
Общие сведения. Южно-Ямальская область занимает южную часть
п-ова Ямал. Северная ее граница проходит несколько севернее широты
пос. Мыс Каменный, на западе она ограничена долинами рек Юрибей,
Байдарата, Щучья, с юга — поймой р. Обь.
Суммарная теплообеспеченность этой области выше (особенно для
южных районов) по сравнению с теплообеспеченностью ранее описан¬
ных территорий. Среднегодовая температура воздуха в пос. Каменный
•составляет —10 °С, несколько выше она (—8,0 °С) в пос. Яр-Сале. Ко¬
личество атмосферных осадков превышает 400 мм/год, при этом боль¬
шая половина их приходится на теплый период. Средняя мощность
снежного покрова иногда превышает 30 см.
Высокая теплообеспеченность территории обусловила значительное
разнообразие растительных ассоциаций, особенно в южных районах
•области. В долинах рек нередко встречаются островные заросли ли¬
230
ственницы, кустарника. В северных ее районах, вблизи озер Яррото ц
к северу от них развиты мохово-лишайниковые и мохово-кустарничко-
вые тундры. Центральная часть области (междуречье Танловаяхи и
Ядаяходыяхи) занята обширными торфяными массивами.
В орографическом плане область представляет собой приподнятую
поверхность с наибольшими абс. отметками, достигающими 90—95 м;
на большей части территории они составляют 60—65 м. Вдоль побере¬
жья Обской губы абс. отметки поверхности составляют 30—35 м. По¬
верхность области в целом плоская, участками пологохолмистая, с об¬
щим уклоном к югу и в сторону Обской губы. Расчлененность ее отно¬
сительно невысокая: глубина вреза речных долин составляет 20—30 м
в пределах центральных участков и снижается до 10—20 м у побе¬
режья.
Сравнительно плоский рельеф в сочетании с другими природными
факторами обусловили достаточно высокую степень заозеренности и за¬
болоченности территории. Наибольшая заозеренность достигает 20 % в.
центральных плоских районах, в долинах рек и прилегающих к ним
районам она снижается до 5—10 % [88].
В неотектоническом плане территория области расположена в пре¬
делах Щучинского сводоподобного поднятия, в пределах которого сум¬
марные амплитуды новейших поднятий не превышают 50 см. Все цен¬
тральные районы области представляют собой салехардскую и казан-
цевскую равнины. Вдоль побережья Обской губы достаточно широкой
полосой протягиваются три лагунно-морские террасы и лайда. На край¬
нем юго-западе они замещаются одновозрастными надпойменными тер¬
расами.
Большая часть территории области с поверхности сложена средне¬
четвертичными осадками морского генезиса. Это сложно построенная
толща глин, суглинков, супесей и песков, переслаивающихся по раз¬
резу и замещающих друг друга по простиранию. Для нее характерно
увеличение глинистости пород вниз по разрезу. Верхняя часть толщи
сложена 5—10-метровой регрессивной пачкой песчаных отложений.
В разрезе салехардской свиты достаточно широко развиты моренопо¬
добные суглинистые образования, которые переслаиваются по разрезу
и замещаются по простиранию слоистыми типично морскими глини¬
стыми породами.
Отложения, слагающие казанцевскую свиту, представлены слои¬
стыми толщами песчано-супесчано-суглинистого состава, содержащими
существенную примесь растительных остатков. В районе озер Яррото
они фациально замещаются мощной толщей песчаных грунтов.
Среди отложений, слагающих комплекс лагунно-морских террас,
наблюдается увеличение дисперсности отложений от более молодых
к более древним. В целом же их состав довольно однообразен. В раз¬
резах обычно преобладают песчаные мелкие и пылеватые разности,
содержащие прослои супесей и суглинков небольшой мощности. В юж¬
ных районах области в толще отложений III террасы широко развиты
суглинистые породы, что обусловлено приносом водами пра-Оби взве¬
шенного пылевато-глинистого материала и выпадением его в передовой
части лагуны.
Распространение, температуры и мощность многолетнемерзлых по¬
род. Область расположена в зоне практически сплошного распростра¬
нения ММП, имеющих монолитное строение. Талые породы здесь раз¬
виты в основном под акваторией озер, а также непосредственно под
руслами рек, причем под крупными озерами и руслами наиболее мощ¬
ных рек существуют сквозные талики.
Температура многолетнемерзлых грунтов на подошве слоя нуле¬
вых годовых колебаний изменяется в широких пределах: от —2 дс>
—7 °С. Наиболее низкие температуры формируются в самых северных
районах области. Они встречаются крайне редко и зафиксированы лишь
к северу от широты озер Яррото на возвышенных участках салехард¬
231
Рис. 87. Температуры пород
ниже зоны годовых ее колеба¬
ний в скважинах 49 (а), 66
(б) и 79 (в) Новопортовского
газового месторождения и
скважине в районе Мыса Ка¬
менный (г)
ской равнины со слабым травянистым, ре¬
же моховым покровом. В зимнее время
мощность снежного покрова на этих участ¬
ках составляет всего несколько сантимет¬
ров. На большей же части севера области
минеральные грунты имеют среднегодовую
температуру —4 ... —6 °С, а в южных
—3...—4,5 °С. Геоизотерма —5 °С протя¬
гивается от широты излучины р. Щучья к
среднему течению р. Хадытаяха и подходит
к берегу Обской губы в районе пос. Новый
Порт. На участках распространения бугри¬
сто-полигональных торфяников, занимаю¬
щих достаточно большие площади на меж¬
дуречье р. Ядаяходыяха и Танлова, наблю¬
дается формирование более высоких темпе¬
ратур, чем на прилегающих территориях,
сложенных минеральными грунтами. Здесь
они обычно на 0,6—1,0° выше и составляют
—4 ... —4,4 °С.
Наиболее высокие температуры (до
—2 ... —3 °С, местами и выше) приуроче¬
ны к низовьям рек, расположенных к югу
от широта мыса Боткина. В прирусловых
частях пЬймы, покрытых березово-листвен¬
ничным редколесьем, они повышаются до
— 1,5...—2 °С.
Температуры многолетнемерзлых пород ниже слоя годовых колеба¬
ний изучены по скважинам в пос. Мыс Каменный и в районе Новопор¬
товского газового месторождения (рис. 87). В пределах последнего
в скв. 49, пробуренной на поверхности казанцевской морской равнины,
температурная кривая имеет нормальный положительный градиент;
температурная кривая по скв. 79, находящейся в нескольких киломе¬
трах от предыдущей, имеет тот же характер, хотя температурный гра¬
диент здесь несколько меньше. Эти две скважины расположены ближе
к центру положительной структуры. Скв. 66 пробурена в 20 км от сво¬
довой части поднятия. Температурная кривая здесь в общем безгра-
диентна, хотя на отрезках 25—50 и 125—175 м имеет отрицательный
температурный градиент [88]. Температура многолетнемерзлых пород
по скважине, пробуренной у пос. Мыс. Каменный на лайде Обской губы,
от подошвы зоны годовых колебаний сначала понижается до глубины
около 60 м, а ниже постепенно повышается.
Мощность ММП в пределах области изменяется в достаточно ши¬
роком диапазоне и в целом возрастает от молодых геоморфологических
уровней к древним. Максимальные ее величины, по-видимому, несколь¬
ко превышающие 300 м, приурочены к северо-западным районам обла¬
сти, наиболее возвышенной ее части — среднечетвертичной равнине.
В пределах верхнечетвертичной казанцевской равнины они несколько
уменьшаются и максимальные значения составляют 260—290 м. На от¬
дельных участках, тяготеющих к крупным озерам и долинам рек, мощ¬
ность ММП снижается до 155 м. Наименьшие мощности ММП, состав¬
ляющих 50 м и меньше, наблюдаются в устьевых частях пойм рек,
впадающих в Обскую губу и р. Обь. Мощность мерзлых пород на пой¬
мах в верхнем течении рек обычно мало отличается от мощности ММП
пород прилегающих территорий.
В пределах Южноямальской области развиты главным образом
монолитные по разрезу мерзлые толщи. Однако данные бурового про¬
филя Щучья Салета показывают, что в пределах пойм в среднем те¬
чении рек может формироваться двухслойная толща ММП. При этом
232
Таблица 29
Характеристика верхней 10-метровой части разреза многолетнемерзлых толщ
Южно-Ямальской области [100]
Генезис
и возраст
пород
Объемная льдистость, S
Состав пород
суммарная
шлировая
Криогенная
текстура
mgQn2-4
Суглинки с прослоями
супесей и песков
40—55
15—20
Слоистая
50
Пески с прослоями су¬
глинков
40—50
Массивная
45
Пески мелкие и пылева-
30—40
тые*
35
pmQ’ni
Суглинки
40—50
10—20
Слоистая, сетча¬
тая
45
Пески пылеватые*
30—45
Массивная
40
mlQui2-3
Суглинки
50—65
15-25
Слоистая, сло¬
исто-сетчатая
55
Пески пылеватые, отор-
фованные
35—50
Массивная
40
Пески мелкие пылева-
20—40
тые
—
mlQ4iv
Супеси
35—50
10—15
Слоистая
45
Пески с прослоями су¬
песей*
30—40
Массивная
35
1Q»iv
Пески с прослоями су-
35—45
песей*
40
iQiv
Суглинки с прослоями
супесей*
50—60
Слоистая
55
aQiv
Супеси и суглинки*
45—60
20—30
55
Пески пылеватые, отор-
35—50
Массивная •
фованные
45
mlQiv
Пески пылеватые с про-
45—50
слоями супесей*
45
* В том
числе сингенетически промерзшие.
мощность верхней толщи составляет до 50 м, нижней — до 100 м, а та¬
лый слой между ними — до 70 м.
Криолитологические особенности многолетнемерзлых пород. В пре¬
делах области широко развиты как генетически неоднородные, так и од¬
нородные по разрезу толщи. Первые, в разрезе которых синкриогенные
образования подстилаются эпикриогенными, преобладают в северных
районах области. Подчеркнем, что синкриогенный горизонт в верхних
частях разрезов салехардской и казанцевской равнин имеет, как прави¬
ло, небольшую мощность (до 4 м) и характеризуется ритмично-слои¬
стыми и поисковыми текстурами. В пределах более молодых верхне¬
четвертичных террас синкриогенные толщи имеют большую мощность,
нередко содержат повторно-жильные льды. В целом же обычно в раз¬
резе преобладают сильнольдистые эпикриогенные отложения (табл. 29).
233
При этом суглинисто-глинистые породы верхнечетвертичных лагунно¬
морских террас более льдонасыщены по сравнению с отложениями са¬
лехардской и казанцевской свит за счет высокого содержания льда-
цемента в минеральных прослоях. Максимальной льдистостью отлича¬
ются суглинки и глины озерных террас. Им свойственны слоистые крио-
тенные текстуры, высокая шлировая льдистость, текучая консистенция
,при оттаивании. В этих же породах часто встречаются линзы инъекци¬
онного льда — ядра крупных бугров пучения.
Генетически неоднородные толщи представлены 3—5-метровой пач¬
кой синкриогенных пород, подстилаемых эпикриогенными образования*
ми. Толщи повсеместно развиты в разрезе пойменного аллювия рек
области, перекрывающего эпикриогенные русловые осадки. К этим тол¬
щам относят и разрезы лайды Обской губы, где синкриогенная пачка
представлена сильнольдистыми пылеватыми песками. Последние часто
характеризуются тонкошлировыми слоистыми криотекстурами, высокой
льдистостью (до 40—45 %). Верхняя 3—5-метровая часть разреза озер¬
ных голоценовых отложений также имеет черты синкриолитогенеза.
В южных районах области синкриогенные породы в разрезах лагунно¬
морских террас, составляющие первые метры верхней части разреза,
развиты лишь в пределах торфяников, сформировавшихся до периода
климатического оптимума.
Верхйяя 3—5-метровая часть разреза отложений озерных пойм
также имеет черты сингенетического промерзания осадков. Шлиры крио¬
генных текстур — линзовидно-слоистой 'или слоистой, свойственных су¬
песчано-суглинистым озерным отложейиям, — нередко имеют слабона¬
клонную ориентировку. Суммарная объемная льдистость этих отложе¬
ний составляет в среднем 50—55 % •
Естественная влажность (суммарная весовая) мерзлых отложений
в зависимости от дисперсности и главное их криогенного строения из¬
меняется в широких пределах: от 5 до 70 % и более. Наибольшие зна¬
чения влажности характерны для сингенетически промерзших глини¬
стых отложений. Особенно она велика у торфов и может достигать сотен
процентов.
Разнообразие геолого-генетических комплексов и литологических
разностей в пределах области определяет значительный разброс
свойств мерзлых грунтов. Плотность грунтов в зависимости от литоло¬
гического состава, криогенного строения изменяется от 0,99 до
2,4 г/см3, причем наименьшие ее значения характерны для суглинистых
разностей со слоистой криогенной текстурой. Наиболее часто встреча¬
ются значения 1,7—1,8 г/см3. Показатель плотности скелета грунтов из¬
менялся от 0,31 до 2,1 г/см3. В целом наиболее высокие значения этих
показателей характерны для среднечетвертичных отложений. Пори¬
стость пород довольно высокая, наиболее часто встречающиеся ее зна¬
чения составляют 40—60 % У глинистых разностей и около 40 % у пе¬
сков.
Породы в целом незасолены, содержание воднорастворимых солей
даже у морских среднечетвертичных отложений в верхней части их раз¬
реза не превышает 1 %.
Величина модуля осадки оттаивания при бытовой нагрузке в за¬
висимости от литологического состава и криогенного строения изменя¬
ется от 30 до 390 мм/м; при нагрузке — от 50 до 600 мм/м.
Особенности гидрогеологических условий. Гидрогеологические осо¬
бенности области целиком определяются сплошным развитием много¬
летнемерзлых пород. Существенное влияние на инженерно-геологиче¬
скую обстановку территории оказывают лишь воды надмерзлотного
горизонта. Его развитие связано со слоем сезонного протаивания. Глу¬
бина залегания водоносного горизонта составляет 0,5—1,8 м, реже
больше. Воды отличаются небольшой минерализацией; гидрокарбонат-
но-хлоридно-натриево-кальциевые или гидрокарбонатно-хлоридно-на-
234
Рис. 88. Динамика сезонного протаивания торфов, суглинков и песков в районе
пос. Мыс Каменный в 1972 г. [88]:
1—торф водонасыщенный, глубина протаивания 35 см, моховая тундра, лайда; 2 — суглинок, глу¬
бина протаивания 60 см, сплошной моховой покров мощностью 10 см, останец II лагунно-морской
террасы; 3— песок мелкий, глубина протаивания 145 см, лайда (береговой вал) с очень редкой
осокой; 4 — песок пылеватый, оторфованный, глубина протаивания 45 см, мохово-лишайниковая
тундра (мощность покрова 10—15 см)
триево-магниевые по составу, реакция кислая (pH 5—6,4). В период
промерзания они нередко служат причиной сезонного пучения грунтов.
Криогенные процессы и явления. Среди криогенных процессов наи¬
более распространено сезонное протаивание многолетнемерзлых пород.
Преобладает длительно устойчивый преимущественно континентальный
мелкий тип сезонного протаивания, а на севере области — устойчивый
в основном континентальный тип. В поймах самых южных районов об¬
ласти отмечается полупереходный континентальный тип сезонного про¬
таивания.
Максимальные глубины протаивания характерны для песчаных от¬
ложений юга области. Они приурочены к дренированным участкам тер¬
ритории или участкам, лишенным растительного покрова, и нередко
достигают 1,8—2 м. В северном направлении глубины протаивания
уменьшаются |и в районе п. Мыс Каменный составляют около 1 м.
Наименьшие их значения (до 0,3—0,5 м) характерны для торфяных
грунтов с мощным моховым покровом и наблюдаются в центральной
части области, а несколько большие значения (до 0,8 м) — на участках
оголенных торфяных массивов. Глубина сезонного протаивания суглин¬
ных пород достигает 1,3—1,6 м на пятнах-медальонах, а на участках
с моховым покровом не превышает 0,5—1 м. Динамика развития про¬
цесса протаивания показана на рис. 88.
Со слоем сезонного протаивания связаны солифлюкционные про¬
цессы, которые приурочены к переувлажненным глинистым грунтам.
Они развиваются на склонах водораздельных равнин со слабым
растительным покровом и проявляются в значительно меньшей степе¬
ни, чем в северных областях п-ова Ямал.
На пологих в достаточной степени дренированных междуречных
равнинах и террасах, сложенных суглинками, формируются пятна-ме¬
дальоны, диаметр которых обычно не превышает 1 м. На междуречье
Таиловаяхи и Ядыяходыяхи и в районе пос. Новый Порт широко раз¬
виты плоскополигональные торфяники.
В пределах области интенсивно протекают процессы морозобойного
растрескивания грунтов, которые развиты на всех геоморфологических
уровнях. Широкое распространение имеют процессы сезонного и много¬
летнемерзлого пучения грунтов: площадное пучение, миграционные буг¬
ры, приуроченные к минеральным грунтам, повторно-инъекционные буг¬
ры пучения (типа гидролакколитов). Последние очень широко распро¬
235
странены к востоку от р. Танлова и в большинстве случаев развиты на
поверхности казанцевской равнины. Из других мерзлотных процессов
следует отметить широкое развитие термокарста как по полигонально¬
жильным, так и сегрегационным льдам, обусловливающего сильную за-
озеренность юга области. Достаточно активно протекают криогенное
выветривание и морозная сортировка обломочного материала, нередко
приводящая к формированию крупнообломочного материала на поверх¬
ности салехардской равнины [88, 118].
Заключение. Вышеприведенный материал позволяет сделать вывод,
что инженерно-геокриологические условия Южно-Ямальской области
достаточно сложные. Они наиболее благоприятны в районах развития
песчаных обычно наименее льдистых пород. Наибольшая сложность
свойственна южной части области, где широко развиты относительно
высокотемпературные сильнольдистые грунты различного состава и ак¬
тивно протекали и протекают термокарстовые процессы.
Тазовская область
Общие сведения. Область расположена в пределах Тазовского полу¬
острова. На юге ее граница проходит по долинам рек Ныда и Евояха,
включая лишь северную их часть. Для этой территории характерны из¬
быточное .увлажнение (350—430 мм осадков) и недостаточная тепло-
обеспеченность. Среднегодовые температуры воздуха изменяются от
—8 °С на юге до —10 °С на севере. Наиболее холодные месяцы года —
январь, февраль (—24...—27 °С), ^наиболее теплый месяц — июнь
(13—14 °С). Продолжительность холодного периода 220—250 сут. Зи¬
мой преобладают южные ветры, летом — северные. Распределение снега
на поверхности неравномерно: 0,2—0,5 м на плоских тундровых участ¬
ках, 1 —1,5 м на залесенных участках, в оврагах и логах.
Рассматриваемая территория расположена в тундре и лесотундре.
Открытые дренированные пространства заняты кустарничково-мохово-
лишайниковой растительностью, заболоченные — осоково-моховой и тра¬
вяно-моховой. Заросли кустарников высотой до 1—2 м отмечаются в
нижних частях склонов, днищах хасыреев и небольших водотоков. На
юге области в речных долинах наряду с кустарниками встречаются бе¬
резово-лиственничные редколесья.
Тазовская область занимает северную часть Ненецкой возвышенно¬
сти и характеризуется сложным многоярусным рельефом. Около 70 %
площади занимают возвышенные пологоувалистые и холмистоувалистые
слабозаболоченные морская, прибрежно-морская и озерно-аллювиаль¬
ная средне- и верхнечетвертичные равнины с абс. отметками от 45 до
90 м. На востоке области распространены плоские и пологоувалистые
сильнозаболоченные поверхности прибрежно-морских и лагунно-морских
террас с абс. отметками 10—40 м. Такие же отметки имеют и надпой¬
менные террасы крупных рек.
Наибольшая густота расчленения (до 1,5—2,5 км/м2) отмечена на
западе и севере области; глубина эрозионного вреза достигает 30—50 м.
В южной и восточной частях области густота и глубина расчленения
сокращаются до 0,3—1,0 км/м2 и 10—25 м соответственно. Здесь отме¬
чены высокие заболоченность («35%) и заозеренность (20—25 %) по¬
верхности. Большинство озер имеет термокарстовое происхождение.
В центральной и южной частях области много остаточно-термокарсто¬
вых котловин. В верховьях р. Хадуттэ, в бассейне р. Еняха и в районе
оз. Хантято широко распространены линейно-ориентированные гряды.
В структурно-тектоническом плане область расположена в преде¬
лах тектонических элементов I порядка — Медвежье-Нерутинской струк¬
турной ступени и Ямбургско-Уренгойского выступа, осложненных струк¬
турами более высокого порядка [80]. Прирост амплитуд тектонических
движений за неоген-четвертичное время в пределах Ныдинского, Мед¬
вежьего, Уренгойского, Ямбургского валов составил 40—80 м.
236
В пределах области с.поверхности залегают различные стратигра-
фо-генетические комплексы отложений. Наибольшее распространение
имеют морские, ледниково-морские и прибрежно-морские отложения
салехардской и казанцевской свит, слагающие поверхности морских
равнин. Салехардские отложения характеризуются достаточно высокой
фациальной изменчивостью по простиранию. На западе и севере обла¬
сти в разрезе до глубины эрозионного расчленения преобладают су¬
песчано-суглинистые разности, а на юге области — супесчано-песчаные.
Полная мощность салехардских отложений в древних эрозионных вре¬
зах достигает 120—150 м. На отдельных участках, в частности в бас¬
сейнах рек Хадуттэ и Евояха, на западе Тазовского полуострова на
поверхность выходят морские эоценовые осадки серовской и ирбитской
свит, а также олигоценовые пески некрасовской серии.
Морские и прибрежно-морские казанцевские отложения распростра¬
нены преимущественно в центральной и восточной частях области, ха¬
рактеризуются неоднородностью состава. На востоке области преобла¬
дают песчаные толщи (до 95% разреза), на западе — супесчано-сугли¬
нистые (около 75 % разреза). Вдоль южной границы области наблю¬
дается слоистый тип разреза, совпадающий с береговой линией казан-
цевского моря (на долю связных пород приходится 38 % разреза, на
долю песчаных — 62%). Казанцевские отложения характеризуются на¬
личием включений органического материала. Их мощность изменяется
от 8 до 50 м. На юге области локально распространены озерно-аллюви¬
альные отложения ялбыньинской свиты преимущественно песчаного со¬
става мощностью 10—20 м.
Верхнечетвертичные и голоценовые морские и лагунно-морские от¬
ложения слагают молодые морские террасы вдоль всего побережья Та¬
зовского полуострова. Они имеют незначительную мощность (5—12 м),
представлены суглинками и пылеватыми песками. Верхнечетвертичные
и голоценовые аллювиальные отложения отличаются песчаным соста¬
вом. Как лагунно-морские, так и аллювиальные отложения характери¬
зуются значительным количеством включений органических остатков.
Мощность толщ этих образований, как правило, не превышает 10—12 м.
На всех геоморфологических уровнях, особенно в центральной и
восточной частях области, с поверхности распространены биогенные от¬
ложения (торф) мощностью 0,5—4 м. В пределах озерных котловин ло¬
кализованы маломощные заиленные озерные отложения. На склонах
водораздельных равнин и террас распространены элювиально-делюви¬
альные отложения.
Распространение, температуры и мощность многолетнемерзлых по¬
род. В северной и центральной частях Тазовского полуострова много¬
летнемерзлые породы имеют практически сплошное распространение.
Сквозные талики встречаются исключительно в субаквальных усло¬
виях под озерами размером не менее 1000—1200 м и глубиной, превы¬
шающей 1—1,8 м, а также под руслами наиболее крупных рек. Гораздо
более широко распространены несквозные талики. Они существуют как
в субаквальных, так и изредка в субаэральных условиях, на участках,
покрытых зарослями кустарников высотой более 1 м или древесной
растительностью. Мощность подрусловых и подозерных таликов изме¬
няется от 3 до 30 м. В днищах логов, хасыреев и нижних частях скло¬
нов, поросших кустарником, глубина таликов 2—10 м.
В южной части области талики развиты более широко. Сквозные
талики здесь существуют не только под руслами крупных рек, но и под
озерами глубиной более 0,8 м и диаметром более 200 м. Несквозные
талики возможны на всех участках, где мощность снега превышает
60—80 см. На торфяниках и оторфованных поверхностях как заболо¬
ченных, так и дренированных, на залесенных и безлесных буграх и
грядах пучения, безлесных участках, сложенных минеральными грун¬
тами, ММП имеют практически сплошное с поверхности распростра¬
нение.
237
Среднегодовые температуры пород рассматриваемой области изме¬
няются в широком диапазоне — от +0,5 до —7 °С. При этом расчлене¬
ние поверхности на севере и западе области характеризуется значи¬
тельно большим диапазоном изменения температур пород (в целом бо¬
лее низкими температурами), чем в центральной и восточной частях
области. Более 50 % площади области занимают участки с температу¬
рой ниже —3 °С. Такие температуры характерны для слабовыпуклых
' и плоских водораздельных равнин, в различной степени заболоченных
и заторфованных, склонов и тыловых частей пойм рек в центральном
и северном районах области.
На плоских поверхностях водоразделов и террас с крупнокочкова¬
тым микрорельефом среднегодовые температуры пород изменяются от
— 1 до —4 °С. Эти участки являются индикаторами теплых, по сравне¬
нию с окружающими тундровыми поверхностями, геотемпературных
условий. Формирование температур пород здесь происходит под воз¬
действием больших различий в мощности снега.
Широкий диапазон температур пород (0 ... —3 °С) характерен для
залесенных и закустаренных пойменных участков, в частности, для гри¬
вистых пойм рек Хадуттэ, Аркатабаяха и других, а также речных пля¬
жей и кос. На междуречьях в южной части области указанные темпе¬
ратуры пород характерны для лиственнично-березово-лишайниковых
редколесий, произрастающих в основном на песчаных породах. В цен¬
тральном районе области диапазон температуры —0...—4 °С свой¬
ствен обширным, в различной степени заболоченным и заторфованным
хасыреям. ^ »
Подавляющая часть области характеризуется сплошным по разре¬
зу строением толщ ММП и значительной их мощностью, причем общей
тенденцией изменения является ее увеличение от низких геоморфологи¬
ческих уровней к высоким более древним [44, 97]. В северной и цен¬
тральной частях области на водораздельных равнинах мощность мерз¬
лых толщ составляет 300—350 м, реже — 400 м. В пределах надпоймен¬
ных и лагунно-морских террас их мощность сокращается до 150—250 м,
а на поймах крупных рек — до 20—50 м.
В южной части области вертикальное строение толщ мерзлых по¬
род более сложно. На безлесных водораздельных равнинах мерзлые
породы имеют мощность до 300—400 м, залегают они непосредственно
с поверхности. На залесенных участках междуречий, речных террас и
пойм мощность ММП сокращается, причем нередко до 10—50 м. Кров¬
ля мерзлых толщ на таких участках при этом часто бывает погружена
на глубину 5—20 м. Погружение кровли ММП на глубину 120—150 м
отмечается локально на юге области в пределах глубоких оврагов, за¬
носимых снегом и сложенных хорошо фильтрующими породами.
Двухслойное строение толщ ММП отмечается в пределах промер¬
зающих хасыреев, а также в долинах крупных рек на юге области.
Мощность верхнего слоя мерзлых пород в хасыреях 5—10 м, а кровля
второго слоя залегает на глубине 10—20 м. В долинах крупных рек
мощность верхнего слоя ММП составляет 10—30 м, реже 50 м, а кров¬
ля второго слоя залегает на глубине 70—90 м [38].
Криолитологические особенности многолетнемерзлых пород. В пре¬
делах области развиты как генетически однородные, так и неоднород¬
ные по разрезу толщи мерзлых пород. Первые, сложенные эпигенети¬
чески промерзшими отложениями, занимают более 80 % площади об¬
ласти. Сингенетически промерзшие породы, формирующие верхнюю
часть разреза генетически неоднородных мерзлых толщ, слагают акку¬
мулятивные части верхнечетвертичных и голоценовых морских, лагунно¬
морских и аллювиальных террас.
Наиболее древние эпигенетически промерзшие — эоценовые отложе¬
ния серовской и ирбитской свит. Они представлены диатомовыми и
опоковидными глинами, опоками и диатомитами, с тонкими прослоями
238
алевритов и песков. Отложения характеризуются сильной диагенетиче-
ской и тектонической трещиноватостью, как правило, засолены с глу¬
бины 4—10 м; характер засоления хлоридно-сульфатной, плотный сухой
■остаток составляет 0,6—1,3%. Для эоценовых отложений характерны
слоисто-сетчатые и сетчатые тонко-, средне- и толстошлировые криоген¬
ные текстуры. Максимальная льдистость отмечается в пределах гряд и
бугров пучения, где отдельные линзы и штоки чистого льда достигают
толщины 1 м и более. Наименьшая льдистость (0,05—0,1) зафиксиро¬
вана в разрезах сильно расчлененных поверхностей на западе области.
Относительные осадки при оттаивании глин изменяются от 0,4 до 0,05.
Часто в разуплотненном состоянии глины при оттаивании приобретают
текучую консистенцию.
Среди олигоценовых озерно-аллювиальных отложений некрасовской
серии преобладают мелкие и средние каолинизированные пески с тон¬
кими прослоями глин. Пески характеризуются хорошей сортировкой, не¬
высокой влажностью (15—18%), суммарной льдистостью менее 0,1 и
малыми величинами относительной осадки при оттаивании: 0,02—0,05.
Морские, прибрежно-морские и ледниково-морские отложения са¬
лехардской свиты представлены толщей песчано-супесчано-суглинистых
отложений с включениями гравийно-галечного материала. Литологиче¬
ская неоднородность салехардских отложений обусловливает изменчи¬
вость их свойств (табл. 30). Суглинки имеют типично эпигенетическое
строение по вертикали. Наибольшая льдистость характерна для верх¬
них горизонтов, где отмечаются слоистые и слоисто-сетчатые часто- и
среднешлировые криогенные текстуры. С глубиной льдистость уменьша¬
ется, криогенные текстуры трансформируются в слоистые и неполносет¬
чатые редкошлировые. При оттаивании суглинки приобретают текучую
и пластичную консистенцию. Относительные осадки при оттаивании
верхних горизонтов составляют 0,1—0,22, нижних — меньше 0,1. Среди
супесей преобладают средние и тяжелые. Для них характерно то же
криогенное строение, что и для суглинков. Лишь в верхних горизонтах
суммарная льдистость несколько выше и составляет 0,35—0,4. При от¬
таивании супеси приобретают текучую, пластичную, реже твердую кон¬
систенцию. Величина относительной осадки при оттаивании верхних го¬
ризонтов супесей составляет 0,18—0,26, нижних — 0,02—0,05. Пески са¬
лехардской свиты в основном мелкие и пылеватые, характеризуются
массивной криогенной текстурой, их относительные осадки при оттаи¬
вании составляют 0,02—0,08.
Морские и прибрежно-морские суглинки и супеси казанцевской сви¬
ты имеют близкие показатели инженерно-геологических свойств (см.
табл. 30). При эпигенетическом характере сокращения льдистости’с глу¬
биной существенно льдонасыщены верхние горизонты отложений. В них
отмечаются линзовидно-слоистые, слоистые и слоисто-сетчатые часто-
шлировые криогенные текстуры. С глубиной ледяные шлиры разрежи¬
ваются, криогенные текстуры переходят в слоистые и неполносетчатые
редкошлировые, реже в массивные. В ряде случаев в верхних горизон¬
тах наблюдаются криогенные текстуры сингенетического типа, суммар¬
ная влажность отложений достигает 100 % и более. Формирование их
происходило в результате промерзания снизу неглубоких таликов или
сокращения мощности сезонноталого слоя. При оттаивании в.зависимо¬
сти от льдистости грунты приобретают текучую, пластичную, реже по¬
лутвердую консистенцию. Относительные осадки их при оттаивании
составляют 0,3—0,1, реже — меньше 0,1. В целом по сравнению с сале¬
хардскими казанцевские тонкодисперсные отложения характеризуются
большей льдистостью, особенно в верхней части разреза. Среди казан-
цевских песков преобладают мелкие и тонкие, с небольшими прослоями
органики. Они имеют массивную криогенную текстуру с единичными
шлирами льда толщиной 1—2 мм. Вниз по разрезу льдистость посте¬
пенно сокращается. При оттаивании пески текут и их относительная
осадка редко превышает 0,1.
239
g Таблица 30
Характеристика отложений Тазовской области
Генезис и возраст
пород
Состав
пород
Плотность
сухого
грунта, г/сма
Коэффициент
пористости
Коэффициент
сортировки
Число
пластичности.
Н
Суммадоая
влажность, ж
Льдистость
включений
Показатель
консистенции
Степень
влажности
Суммарная
льдистость
шР22-32
Глина
0,50—1,28*
0,96—4,0
19—43
г 46—183
0,05—0,6
0,9
0,11—0,62
0,98 (32)
1,60
27 (38)
96 (54)
m, gmQn2-4
Песок
1,12—1,98
0,33—1,58
4,5
10—68
0,86
0,33
1,60 (199)
0,64
21 (1093)
Супесь
1,20—1,86
0,44—1,22
1—6
14—65
0,05—0,32
2,0
0,1—0,4
1,63 (34)
0,62
5(47)
26 (272)
Суглинок
1,03—1,94
0,38—1,59
7—16
15—82
0,1—0,25
1,5
0,2—0,45
1,48 (69)
0,82
11 (58)
- 33 (328)
т, pmQ’ni
Песок
1,10—1,85
0,43—1,41
3,5
12—45
0,89
0,38
1,51 (224)
0,75
25 (834)
Супесь
0,60—1,95
0,37—3,40
3—7
15—116
0,12—0,38
2,6
0,46
1,44 (87)
0,85
5(42)
44 (339)
Суглинок
0,65—1,95
0,37—3,11
7—17
16—105
0,1—0,29
1,9
0,41
1,48 (218)
0,80
10 (54)
42 (395)
т, lmQin2-32
Песок
1,12—1,71
0,60—1,42
4,5
17—37
0,88
0,41
1,45 (65)
0,84
24 (433)
Супесь
1,14—1,67
0,62—1,37
5—6
21—82
0,1—0,3
1,2
0,44
1,38 (12)
0,96
5(21)
32 (77)
Суглинок
0,81—1,56
0,67—2,30
7—8
22—75
0,1—0,3
1,8
0,49
1,32 (41)
1,02
8(47)
34 (332)
16 Зак. 514
m, lmQ4ni
Песок
1,08—1,74
0,59—3,30
3,0
15—38
0,78
0,38
1,47 (59)
0,91
23 (224)
Супесь
0,85—1,54
0,75—2,18
6(11)
19—107
0,02—0,3
3,8
—
0,56
1,19 (И)
1,27
37 (112)
Суглинок
1,02—1,54
0,73—1,62
8(9)
23—86
0,1—0,3
1,9
—
0,51
1,32 (15)
1,02
36 (119)
m, lmQ^v
Супесь
1,19—1,62
0,65—1,24
4(5)
22—58
0,1—0,3
2,6
0,47
1,42 (7)
0,88
32 (28)
Суглинок
0,86—1,54
0,71—2,07
8(6)
22—86
0,1—0,3
2,7
0,56
1,15 (9)
1,29
45 (19)
m, lmQiv
Песок
1,15—1,70
0,57—1,32
19—48
0—0,05
0,85
0,41
1,34 (6)
0,99
25 (62)
Суглинок
1,22 (2)
1,21 (2)
21—220
0,1—0,5
___
0,55
69 (18)
laQ'in
Песок
1,11—2,06
0,29—1,39
10—49
0,80
0,33
1,57 (150)
0,69
22 (187)
Супесь
0,60—1,98
0,41—1,65
4—6
18—72
0—0,3
1,5
0,35
1,32 (30)
1,00
5(21)
24 (30)
Суглинок
0,32—1,82
0,45—1,37
8—12
18—260
0—0,3
3,5
0,53
1,24 (47)
* 1,13
10 (14)
46 (70)
Продолжение табл. 30
Генезис и возраст
пород
Состав
пород
Плотность
сухого
грунта, г/см3
Коэффициент
пористости
Коэффициент
сортировки
Число
пластичности,
%
Суммарная
влажность, %
Льдистость
включений
Показатель
консистенции
Степень
влажности
Суммарная
льдистость
laQni2-3
Песок
1,19—1,77
0,50—1,23
10—50
0,98
0,42
1,55 (19)
0,71
25 (247)
Супесь
0,86—1,95
0,48—2,09
5(4)
16—235
0,1—0,2
4,3
0,44
1,48 (31)
0,80
42 (76)
Суглинок
0,81—1,75
0,52—2,30
10(8)
18—110
0,15—0,3
2,3
0,50
1,34 (45)
0,99
48 (97)
aQ4rn—Qrv
Песок
1,18—1,79
0,53—1,26
12—48
0,70
0,33
1,42 (31)
0,86
22 (87)
Супесь
1,09—1,60
0,62—1,39
4(7)
15—236
0,1—0,4
18
1,30 (14)
1,00
89 (35)
Суглинок
0,76—1,39
0,90—2,47
8(9)
~ 24—257
0,1—0,5
8
1,02 (4)
1,60
89 (19)
laQ4ni-iv
Песок
1,20—1,82
0,46—1,20
14—29
0,80
0,35
1,49 (6)
0,73
21 (7)
Супесь
0,65—1,68
0,59—1,68
5-7
17—85
0—0,3
0,42
0,93 (7)
0,88
6(6)
41 (18)
Суглинок
0,57—1,37
0,95—3,68
10(4)
24—76
0—0,3
0,8
0,49
1,16 (10)
1,30
40 (31)
* В числителе — пределы значений; в знаменателе — средние значения и (в скобках) число определений.
Прибрежно-морские и лагунно-морские верхнечетвертичные и го¬
лоценовые отложения приурочены в основном к побережью Тазовской
губы. Они имеют двухслойный разрез (суглинки, подстилаемые песка¬
ми), причем с юга на север происходит сокращение мощности отло¬
жений и опесчанивание разреза. Несмотря на разновозрастность, эти
отложения имеют сходные инженерно-геологические свойства (см.
табл. 30). Наиболее льдистыми являются сингенетически промерзшие
верхние горизонты (до 3—5 м), причем максимальная льдистость за¬
фиксирована в верхней части разреза лайды. Здесь отмечаются типич¬
ные линзовидно-слоисто-сетчатые частошлировые криогенные текстуры
сингенетического типа. При оттаивании они приобретают текучую кон¬
систенцию, осадка при оттаивании составляет 0,1—0,3, иногда 0,4. Пе¬
ски преимущественно мелкие и тонкие, пылеватые. Они характеризуются
в целом массивной криогенной текстурой, хотя в верхних горизонтах
(до глубины 1—2 м) отмечаются частошлировые криогенные текстуры
сингенетического типа. Осадки песков при оттаивании составляют
0,05—0,12.
Супесчано-суглинистые породы ялбыньинской свиты, среди которых
преобладают суглинки, распространены незначительно, образуют мало¬
мощный (1—5 м) покров и невыдержанные по простиранию линзы.
Пески преимущественно мелкие, реже средние и тонкие. Они имеют
массивную криогенную текстуру, изредка наблюдаются тонкие разно¬
ориентированные шлиры льда. При оттаивании пески текут, при этом их
относительная осадка не превышает 0,1. Связные породы характери¬
зуются слоистыми и слоисто-сетчатыми криогенными текстурами. Мак¬
симальная льдистость отмечается на контакте с подстилающими песка¬
ми. При оттаивании они имеют пластичную, реже скрытотекучую кон¬
систенцию, относительные осадки составляют 0,1—0,25.
Озерно-аллювиальные отложения, слагающие III надпойменные
террасы рек, сходны по составу и свойствам с осадками ялбыньинской
свиты, в которые они врезаны. Лишь немного возрастает роль пылева¬
тых песков. Криогенные текстуры связных пород — слоистые и слоисто¬
сетчатые. Наибольшая льдистость отмечается на контакте с песчаными
породами, а также в оторфованных горизонтах. При оттаивании породы
приобретают текучую и пластичную консистенцию, относительные осад¬
ки составляет 0,12—0,27. Пески имеют массивную криогенную текстуру,
осадки при оттаивании редко превышают 0,1.
Комплексы верхнечетвертичных и голоценовых аллювиальных от¬
ложений, слагающих II и I надпойменные террасы и пойму, весьма
сходны по составу независимо от их возраста — до 75 % разреза
составляют пески разной крупности. Лишь маломощные пойменные и
старичные фации аллювия представлены связными породами. Инже¬
нерно-геологические свойства аллювиальных отложений представлены в
табл. 30.
Сингенетически промерзшие песчаные отложения наблюдаются в
верхней части разреза надпойменных террас и поймы, имеют линзовид-
но-слоистую частошлировую криогенную текстуру; относительная осад¬
ка при оттаивании достигает 0,3, в талом состоянии пески текут. Эпи¬
генетически промерзшие пески имеют массивную криогенную текстуру,
их относительная осадка при оттаивании не превышает 0,1. Мощность
сингенетически промерзших супесей и суглинков до 2—5 м; они харак¬
теризуются линзовидно-слоистыми или пояскового типа криогенными
текстурами. Суммарная влажность достигает 200 % и более, относитель¬
ная осадка при оттаивании изменяется от 0,2 до 0,5. Эпигенетически
промерзшие супесчано-суглинистые отложения имеют значительно мень¬
шую льдистость, их относительные осадки при оттаивании не превы¬
шают 0,2.
Верхнечетвертичные и голоценовые озерные отложения по составу
сходны с окружающими породами. Отличие состоит лишь в их несколь¬
ко повышенной дисперсности и оторфованности. Озерные отложения
16* 243
промерзали, как правило, сингенетически, криогенные текстуры преиму¬
щественно слоистые и слоисто-сетчатые частошлировые. При оттаива¬
нии они приобретают текучую, реже пластичную консистенцию, отно¬
сительная осадка при этом составляет 0,1—0,25.
Позднечетвертичные и голоценовые элювиально-делювиальные от¬
ложения представлены супесчано-суглинистыми разностями при подчи¬
ненной роли песков. Они промерзали сингенетически, характеризуются
'частошлировой линзовидно-слоистой криогенной текстурой, большой
льдонасыщенностью, относительная осадка при оттаивании составляет
в среднем 0,2—0,4.
Биогенные голоценовые отложения характеризуются высокими
влажностью (500—1500 %) и льдистостью (0,5—0,9); плотность торфа
изменяется от 0,6 до 1,1 г/см3, плотность сухого грунта — от 0,1 до
0,7 г/см3. Относительная осадка при оттаивании достигает 0,3—0,4.
Особенности гидрогеологических условий. В пределах криогенной
толщи распространены воды верхнего гидрогеологического комплекса,
сложенного рыхлыми"олигоцен-четвертичными породами. Выделяются
надмерзлотные воды (сезонноталого слоя и несквозных таликов), меж¬
мерзлотные, подмерзлотные и воды сквозных таликов.
Воды сезонноталого слоя приурочены к участкам распространения
ММП, залегающих с поверхности. Мощность водоносного горизонта
0,4—2,5 м, водообильность невелика; источник питания — поверхност¬
ные воды/ атмосферные осадки. Воды безнапорные, минерализация
5—30 мг/л; по химическому составу они гидрокарбонатно-натриевые,
общая жесткость не более 0,4 мг-экв/л, реакция кислая, слабо кислая.
Зимой водоносный горизонт полностью промерзает. Воды несквозных
таликов залегают на глубине от 1 до 10 м. Водовмещающие породы —
пески, супеси. Воды безнапорные, пресные, гидрокарбонатно-натриевые
или кальциевые с минерализацией 5—40 мг/л; водообильность доста¬
точно высока.
Межмерзлотные воды встречаются спорадически, залегают на глу¬
бинах от 8 до 70 м в линзах и прослоях песка. Мощность водоносного
горизонта от нескольких метров до 25—30 м. Воды обладают напором
от 7 до 25 м, они достаточно водообильны — до 10—15 м3/ч. В боль¬
шинстве случаев воды пресные гидрокарбонатно-натриевые, на севере
области чаще сульфатно- или хлоридно-гидрокарбонатные, магниево¬
натриевые. Минерализация 5—50 мг/л, на севере области — более. Пи¬
тание осуществляется за счет инфильтрации атмосферных вод по тали-
ковым зонам.
Воды сквозных таликов имеют наибольшую водообильность. Глуби¬
на их залегания колеблется от 0,2 до 5 м, мощность 20—30 м, иногда
более, дебит составляет 15—20 м3/ч. Воды безнапорные, гидрокарбонат¬
но-натриевые или кальциевые с минерализацией 10—50 мг/л. Питание
осуществляется за счет инфильтрации поверхностных и атмосферных
осадков. Воды сквозных таликов питают межмерзлотные и подмерзлот¬
ные воды.
Подмерзлотные воды залегают на глубине свыше 100 м, мощность
их изменчива. Воды напорные, напор составляет 50—80 м и более. Хи¬
мический состав и минерализация их различны: на севере области
встречаются криопэги хлоридно-сульфатно-натриевые и магниевые, на
юге воды чаще всего пресные, гидрокарбонатно-натриевые. Дебит до¬
стигает 40—50 м3/ч.
Криогенные процессы и явления. В силу специфики геокриологиче¬
ской обстановки в Тазовской области преимущественное распростране¬
ние имеет сезонноталый слой. По классификации В. А. Кудрявцева, он
относится к континентальному длительно устойчивому, реже устойчи¬
вому полупереходному и переходному типам. Полупереходный и пере¬
ходный типы сезонного протаивания характерны для гривистых пойм,
заболоченных тыловых частей хасыреев, а также для крупнокочковатых
участков с густыми зарослями кустарничков. Площади, занятые участ-
244
нами с длительно устойчивым типом сезонного протаивания, составляют
около 80 % всей территории. Состав пород, слагающих сезонноталый
слой, достаточно разнообразен — торф, песок, суглинок, реже супесь и
глина. Торф и пески преобладают в центральной, южной и восточной,
а суглинки — в юго-западной и северной частях области. Мощность
слоя сезонного оттаивания изменяется в широких пределах — от 0,3 до
2,5 м. Минимальные его мощности отмечаются в пределах торфяников,
а также на плоских заболоченных поверхностях с толстой моховой по¬
душкой. Глубины сезонного оттаивания (0,6—1,5 м) характерны для
минеральных грунтов, слагающих междуречья и их склоны, безлесных
участков пойм, долин мелких водотоков и хасыреев. Максимальные их
значения (1—2,5 м) характерны для слабозадернованных, хорошо дре¬
нированных поверхностей, сложенных супесчано-песчаными породами,
песчаных кос, а также для лиственничных редин.
Сезонномерзлый слой в исследуемой области формируется на не¬
большой площади. Он относится в основном к переходному континен¬
тальному типу. Сезонномерзлые грунты распространены на отдельных
небольших участках склонов, поймах рек, в тыловых частях хасыреев,
глубоких узких оврагах, поросших густым высоким кустарником. Мощ¬
ность талого слоя в зависимости от литологического состава и влажно¬
сти грунтов изменяется от 0,5—1 на суглинках до 1,5—2 м на песках.
Многолетние бугры пучения распространены на всех геоморфоло¬
гических уровнях, за исключением сильно расчлененных участков, при¬
легающих к побережью Обской губы. Они представлены тремя типами.
К первому относят торфяные бугры пучения, расположенные в заболо¬
ченных понижениях или в пределах плоских торфяников. Бугры имеют
в плане овальную форму, высота их редко превышает 3—4 м. Макси¬
мальная льдистость отмечается либо в торфе, либо в минеральных
грунтах на контакте с перекрывающим их торфом. Здесь обычно фор¬
мируется льдогрунтовое ядро мощностью до 2—3 м.
Бугры второго типа (булгунняхи) расположены в хасыреях или
обширных заболоченных понижениях на междуречных пространствах.
Они встречены в основном в центральной и восточной частях области.
Высота бугров достигает 8—10 м, диаметр основания изменяется в пре¬
делах от 30 до 100 м и более. Бугры сложены, как правило, песками
и супесями с прослоями суглинков. С поверхности часто залегает торф
мощностью до 1 м. Ледовое или льдогрунтовое ядро располагается на
различных глубинах и может иметь мощность до 6—10 м, реже более.
Бугры третьего типа (сопки) имеют максимальные размеры, встре¬
чаются локально на участках выходов палеогеновых глин. Высота их
может достигать 20—30 м (сопки Парне-Седе, Анораха-Седе' и др.).
Тела бугров сложены сильнольдистыми трещиноватыми глинами, ледя¬
ного или льдогрунтового ядра не наблюдается.
К формам криогенного пучения относят также линейно-ориентиро-
ванные гряды высотой до 10—15 м и протяженностью до 0,7—0,8 км.
Криогенное строение их идентично строению бугров третьего типа и
их можно совместно рассматривать как парагенетические образования.
Сезонное пучение проявляется широко на всех геоморфологических
уровнях в различных по составу породах — от глин до пылеватых пе¬
сков. Этим процессом обусловлено образование пятен-медальонов (в со¬
четании с морозным растрескиванием пород), мелкобугристого рельефа
и сезонных бугров пучения высотой до 1 м.
Термокарстовые формы имеют широкое, но неравномерное распро¬
странение. Они сосредоточены в основном в центральной, южной и вос¬
точной частях области. Мелкие термокарстовые формы характерны для
плоских водораздельных пространств, пологих склонов долин рек и
ручьев. Они представлены межполигональными канавами, мочажина¬
ми, западинами или небольшими озерами. Более крупные термокарсто¬
вые озера приурочены также к слабо дренированным поверхностям. Их
морфология зависит от состава и льдистости вмещающих отложений,
245
а также от возраста озер. Наибольшее количество озер возникло при
вытаивании сегрегационных льдов. Глубина их редко превышает 1,5—
2 м. Провально-котловинные формы термокарста отмечаются в преде¬
лах линейно-грядового рельефа и бугров пучения. Глубина их может
достигать 6—10 м. Хасыреи (остаточно-котловинные формы) приуро¬
чены, как правило, к крыльям положительных новейших структур, до¬
стигают в диаметре 1 км и более, часто террасированы. Они сосредо¬
точены в центральной и западной частях области. В настоящее время
активный термокарст в естественных условиях имеет весьма ограни¬
ченное распространение и малоинтенсивен.
Морозобойное растрескивание и связанные с ним полигонально¬
жильные структуры развиты на всей территории области как в мине¬
ральных, так и торфяных грунтах, причем повторно-жильные льды в
минеральных грунтах распространены к северу от широтного отрезка
р. Хадуттэ; южнее они встречаются только в пределах трофяников. Раз¬
меры полигонов различные, в среднем составляют 12—20 м в попереч¬
нике. Мощность ледяных жил невелика — в среднем 3—4 м, на севере
области до 8 м. Сингенетические жильные льды в минеральных грун¬
тах встречаются севернее 70° с. ш. Южнее они распространены только
в торфяниках. Эпигенетические ледяные жилы в торфяниках распро¬
странены повсеместно, особенно в центральной и северной частях обла¬
сти. Также широкое распространение имеют псевдоморфозы по повтор¬
но-жильным льдам; изначально-грунтовые полигонально-жильные струк¬
туры встречаются на выпуклых минеральных участках. Мощность жил
составляет 1,0—2 м. <
В пределах Тазовской области полигонально-жильный рельеф на¬
ходится во всех стадиях развития: от стадии роста до стадии разру¬
шения. В южной части области широко развит остаточно-полигональ¬
ный рельеф на минеральных грунтах и плоскобугристые торфяники.
Эрозионные и термоэрозионные формы (овраги, балки, промоины)
развиты в основном на западе и севере области. Общая площадь участ¬
ков с развитой овражно-балочной сетью не превышает 10—15 % пло¬
щади области. В настоящее время многие овраги развиваются.
Эоловые процессы развиты преимущественно по берегам рек и бор¬
там оврагов в западной, центральной, реже в южной частях области
на незадернованных участках, сложенных песчаными породами. Среди
эоловых форм на водораздельных равнинах и террасах преобладают
отрицательные (котловины, воронки, канавы выдувания), а на пой¬
мах— положительные (валы, бугры, мелкие дюны).
Солифлюкционные процессы локально развиты в западной и се¬
верной частях области на суглинках и глинах, формируют мелкие на¬
течные формы в виде языков и небольших террас. Процесс заболачи¬
вания достаточно широко распространен в южной и восточной частях
области.
Заключение. Значительные размеры Тазовской области определяют
дифференциацию геокриологических условий по площади и в первую
очередь криогенного строения отложений, криогенных процессов и яв¬
лений. Специфическими особенностями инженерно-геокриологических
условий области являются: 1) относительно низкие температуры мно¬
голетнемерзлых пород и их значительная мощность, предопределяющие
достаточно высокую устойчивость пород к техногенным воздействиям;
2) широкое площадное распространение термоденудационных процес¬
сов в западной и северной частях области, а также торфяников с по¬
вторно-жильными льдами в центральной и восточной частях ее; 3) на¬
личие в центральной части области широкого пояса линейно-грядовых
образований; 4) высокая льдистость верхних горизонтов мерзлых толщ
в центральной и восточной частях области; 5) появление на юге обла¬
сти талых пород различного состава и физических свойств. В целом
территория области сложна для строительства как площадных, так и
линейных сооружений.
246
У стьпуровско-Т азовская область
Общие сведения. Устьпуровско-Тазовская область расположена в ни¬
зовьях долин рек Пура и Таза и их крупных притоков. На севере она
ограничена водами Тазовской губы, южная ее граница совпадает с
границей сплошного распространения многолетнемерзлых пород и в до¬
лине Пура простирается до широты Северного полярного круга, а в до¬
лине Таза проходит несколько севернее (см. рис. 58). В целом терри¬
тория области совпадает с площадью распространения трех надпой¬
менных террас и поймы в указанных речных долинах.
На севере области среднегодовая температура воздуха составляет
—9,3 °С (Тазовский), а на юге —7,8 °С (Уренгой), амплитуда колеба¬
ний среднемесячных температур достигает 20 °С. Для этой территории
характерна оживленная циклоническая деятельность, проходящая на
границах относительно теплых и холодных воздушных масс большую
часть года. В зимний период это обусловливает обильные снегопады
с метелями и оттепелями, сменяющими периоды низких (до —50 °С)
температур, формирующихся под влиянием западного отрога сибирско¬
го антициклона. В летний период циклоны связаны с затоком холодных
воздушных масс с севера.
Среднегодовое количество осадков составляет около 400 мм, при
этом большая их часть (от 250 до 300 мм) падает на теплый период (ап¬
рель— октябрь), снежный покров формируется на севере области в
первой, а на юге — во второй декадах октября; сход снега завершается
в конце мая — начале июня. Летом преобладают ветры северных рум¬
бов, зимой — южных. На севере области число дней со «штилем» в го-
доеом цикле не превышает 10 %, на юге в пределах залесенных масси¬
вов эта величина несколько больше. В зимний период скорости ветра
значительны, что в большинстве случаев вызывает перераспределение
и ветровое уплотнение снежного покрова с образованием застругов и
наста с плотностью более 0,35 г/см3. Высота снежного покрова по ме¬
теоданным пос. Тазовский в середине зимы составляет 14—16 см, а в
районе Уренгоя 38—42 см. Значительно большие мощности снежного
покрова (свыше 1,0 м) наблюдаются на участках поймы, занятых ив¬
няками.
Область расположена в основном в пределах лесотундры и южной
тундры. Граница южной и северной лесотундры проходит примерно по
широте левого притока Пуры р. Табъяхи; южная тундра захватывает
самые северные районы области на побережье Тазовской губы. Для
южной лесотундры характерны редкостойные и сомкнутые смешанные
леса на поймах и березово-лиственничные редколесья с фрагментами
мохово-лишайниковых тундр и мохово-травяно-кустарничковой расти¬
тельностью в пределах торфяников. Для тыловых участков поймы и
надпойменных террас типичны ассоциации болотной растительности.
В северной лесотундре лиственничные редколесья и редины и крупные
массивы ольшаников и ивняков отмечаются чаще в пределах поймы.
Фрагментарно на поверхностях надпойменных террас развиты листвен¬
нично-березовые редины и основное место занимают ассоциации тун¬
дровой и болотной растительности. Лесами занято до 1 % площади, и
лишь по долинам рек и придонным склонам лесистость достигает 10—
35%.
В геоморфологическом отношении территория области представ¬
ляет собой комплекс надпойменных террас и пойму. Большая часть тер¬
ритории занята поймой, максимальная ширина ее в низовьях Пура до¬
стигает 35—40 км. Значительно меньшие площади занимают I и II над¬
пойменные террасы. Обширные площади третьей террасы наблюдаются
по левобережью р. Пур и в низовьях р. Таз.
Поверхность террас ровная, плоская с общим наклоном к северу
и к руслам рек. Абсолютные отметки поверхности изменяются от 3,5—
5,0 м на пойме до 30—50 м на надпойменных террасах. Равнинность
247
территории, достаточно большое количество осадков в сочетании с близ¬
ким залеганием водоупора (в виде многолетнемерзлых пород) обуслов¬
ливают высокую степень ее заболоченности. Широкое развитие высоко¬
льдистых пород привело к формированию термокарстовых озер. Наибо¬
лее заболочена и заозерена поверхность третьей террасы, где она не¬
редко превышает 50%. Расчлененные и относительно дренированные
участки террас тяготеют лишь к руслам рек.
' В структурно-тектоническом отношении территория области цели¬
ком расположена на северном окончании меридионально ориентирован¬
ных крупных новейших структур — Уренгойского и Худосейского мега¬
прогибов. Из анализа суммарных амплитуд неотектонических движений,
приведенных на карте новейшей тектоники, следует, что для низовий
долины рек Пур и Таз были характерны отрицательные, а для верхо¬
вий — положительные движения в течение всего неотектонического эта¬
па, причем их суммарный размах составлял 200—220 м, что соответ¬
ствует линейным градиентам 0,40 м/км.
Отложения всех комплексов, слагающих террасы, пойму и лайду,
представлены в целом весьма широким набором литологических типов
пород: от крупных песков до средних глин. Рассматриваемые отложе¬
ния в общем характеризуются преобладанием песчаных пород; среди
них наиболее часто встречаются мелкие и пылеватые разности песков
[65]. Дисперсность пород долины р. Таз в целом более высокая, чем до¬
лины р. Пур. Содержание связанных разностей грунтов среди отложе¬
ний третьей озерно-аллювиальной террасы р. Таз превышает 50%, а в
долине р. Пур она менее 30 %. Среди отложений первой и второй над¬
пойменных террас оно значительно ниже и не превышает 32 % в долине
р. Пур и 39%—в долине р. Таз. Несколько повышенное содержание
глинистых разностей грунтов характерно для пойменных отложений,
особенно пойменного аллювия р. Таз, где их общее содержание дости¬
гает 50 %. Кроме того, следует отметить закономерное уменьшение
крупности пород сверху вниз по долине, особенно ярко выраженное у
современных аллювиальных отложений поймы.
Более высокая дисперсность пород наблюдается в отложениях ла¬
гунно-морского генезиса, развитых на самом севере области по берегу
Тазовской губы. Но и среди них достаточно широко встречаются мел¬
кие и пылеватые пески, хотя в целом в разрезе преобладают суглини¬
стые разности пород.
Распространение, температуры и мощность многолетнемерзлых по¬
род. Многолетнемерзлые породы, развитые с поверхности в описывае¬
мой области, имеют практически сплошное распространение. Талые низ¬
котемпературные грунты развиты лишь непосредственно под руслом рек
Пур, Таз, а также в устьевых частях их крупных притоков. Южнее
р. Табъяха в долине р. Пур к югу от устья р. Лимбеяха в долине р. Таз
площадь их распространения несколько увеличивается.
Температура горных пород в исследуемой области изменяется в до¬
статочно широких пределах: от положительных значений, близких к 0°,
до —4... —5 °С на надпойменных террасах на севере области. В юж¬
ной лесотундре (к югу от широты устья р. Табъяха) температура по¬
род в поймах обычно на 2—3° выше, чем на междуречных простран¬
ствах. Наиболее высокие температуры отмечены на пляжах и косах
низкой поймы, на гривистых слабодренированных песчаных участках,
покрытых пойменными смешанными беломощными лесами, на травяно¬
сфагновых и травяных топях, а также в прибровочных залесенных ча¬
стях надпойменных и озерно-аллювиальных террас, сложенных песками.
Низкая температура пород формируется на безлесных (тундровых)
дренированных участках и на торфяниках. В поймах рек Пур и Таз и
их притоков и на I надпойменных террасах она обычно составляет
—0,5 ... —1 °С, а на высоких понижается до —1,5 ... —2 °С. Наиболее
низкие значения температуры пород (—2 ... —3 °С) отмечены в райо¬
248
нах развития минеральных и торфяных бугров пучения, приуроченных
к хасыреям и тыловым частям пойм и террас, а также на участках раз¬
вития линейно-грядового рельефа, широко распространенного на II и
III террасах в районе слияния рек Арка-Табъяха и Табъяха (левобе¬
режье р. Пур).
В северной лесотундре и тундре, в низовьях рек Пур и Таз отеп¬
ляющее влияние реки во многом нивелируется близостью Тазовской
губы, где долгое время держатся льды, проникает холод Северного Ле¬
довитого океана и сильные ветры сдувают снег. Поэтому температура
пород здесь в целом значительно ниже, чем в южной лесотундре. Близ¬
кие к нулю значения (как отрицательные, так и положительные) отме¬
чены на низкой пойме, на гривистой высокой пойме с густыми заросля¬
ми крупных кустарников (ивы, ольхи) и в днищах хасыреев. В пой¬
мах преобладают мерзлые породы с отрицательными температурами.
Даже на пляжах и косах температура пород иногда опускается до
—2 ... —3 °С (низовья р. Енъяха).
На надпойменных террасах Пура и его притоков и по правобере¬
жью р. Таз на III озерно-аллювиальной равнине повсеместно распро¬
странены породы с температурой —2... —5 СС. Талые породы с близ¬
кими к 0° значениями температуры развиты фрагментами (в верхней
2—5-метровой толще пород) в прибровочных дренированных участках
надпойменных террас с березово-лиственничными лишайниковыми ре¬
динами.
Наиболее низкие температуры ММП (—3 ... —5 °С) свойственны
массивам торфяников, широко распространенным в центральных частях
террас, скоплениям минеральных и торфяно-минеральных бугров пу¬
чения в днищах хасыреев, участкам развития линейно-грядового рель¬
ефа (левобережье р. Пур, район сопки Парны-Седэ, правобережье
р. Таз).
Описываемая область расположена в зоне преобладающего рас¬
пространения монолитных по разрезу толщ многолетнемерзлых пород.
Двухслойное строение их наблюдается лишь в самых южных районах
в долине р. Пур. Они, как правило, приурочены к площадям развития
поймы, реже I и II надпойменных террас. Мощность верхнего слоя
ММП в пределах поймы на таких участках не превышает 30—50 м, а
кровля второго слоя находится в интервале 100—200 м. В пределах
надпойменных террас мощность верхнего слоя возрастает до 80 м, а
глубина залегания кровли второго слоя преимущественно менее 100 м.
Следует заметить, что в пос. Тазовский в скважине по электрокаро¬
тажу установлено двухслойное строение ММП: первый слой§ залегает
в интервале 0—250 м, второй — в интервале 340—395 м [39].
В целом мощности мерзлых толщ закономерно возрастают от пой¬
мы к третьей надпойменной террасе, а также в направлении с юга на
север, подчиняясь широтной зональности. Наибольшие мощности (бо¬
лее 300 м) многолетнемерзлых пород наблюдаются на правобережье
р. Таз в пределах третьей террасы. Несколько меньшие мощности, со¬
ставляющие около 200—250 м, приурочены к площадям развития I и
II надпойменных террас на левобережье рек Пур и Таз. В пределах
поймы максимальные мощности многолетнемерзлых пород наблюдают¬
ся в северных районах области и, как правило, составляют несколько
больше 150 м. В центральных районах области в пределах поймы мощ¬
ность не превышает 80 м, а в самых южных — 30—50 м.
Криолитологические особенности многолетнемерзлых пород. Среди
многолетнемерзлых пород области развиты как однородные по разрезу
эпикриогенные, так и генетически неоднородные толщи мерзлых грун¬
тов. Эпикриогенные толщи сформировались в основном в пределах I
и II надпойменных террас и III озерно-аллювиальной равнины. Гене¬
тически неоднородные (сверху синкриогенные мощностью до 4—5 м,
ниже — эпикриогенные) развиты преимущественно в пределах поймы.
Среди отложений более высоких уровней их развитие связано с участ-
249
нами торфяных массивов, не протаивавших в голоценовый оптимум. Это
левобережье р. Таз к северу от р. Лимбяха и левобережье р. Пур.
Криогенное строение и льдистость пород во многом определяются
их литологическим составом и типом промерзания. Наибольшая льди¬
стость характерна для сингенетически промерзших толщ, сложенных
торфами: их суммарная льдистость нередко достигает 80—90 %, в сред¬
нем она не опускается ниже 70 %• Для них характерны крупносетча¬
тые, нередко базальные криогенные текстуры. Плотность этих пород
довольно редко превышает 1,0 г/см3. Для песчаных пород, как правило,
характерны массивные криогенные текстуры; в пылеватых их разностях
часто встречаются тонкошлировые криотекстуры. Обычно они форми¬
руются в верхних частях разреза. Естественная влажность песков не¬
редко достигает 25%; при протаивании они в основном переходят в
текучее состояние. В прибровочных частях надпойменных террас, реже
на приподнятых, хорошо дренированных участках, развиты льдистые
и иногда слабольдистые песчаные грунты с массивной криогенной тек¬
стурой и естественной влажностью в среднем до 14—16 %. Плотность
таких грунтов составляет 1,75—1,85 г/см3, а плотность скелета до 1,50—
1,60 г/см3. Значительно ниже она у оторфованных разностей, а их влаж¬
ность возрастает до 18—19 %.
Суглинистые породы, как правило, сильнольдистые, имеют слои¬
стую или сетчатую криогенную текстуру, а влажность их достигает
40—50 % [100]. Максимальная льдистость связных грунтов наблюда¬
ется на участках развития линейно-грядового рельефа. Плотность ске¬
лета их здесь нередко близка к 1 г/см3. >
Особенности гидрогеологических условий. Наличие ММП оказывает
определяющее влияние на характер распространения подземных вод, их
режим, динамику, химический состав. Можно выделить следующие ха¬
рактерные особенности подземных вод: 1) все типы вод (надмерзлот-
ные, межмерзлотные и подмерзлотные) так или иначе контактируют
с мерзлыми толщами; 2) основными источниками питания служат ин¬
фильтрация поверхностных вод и атмосферных осадков, а также пере¬
ток из соседних горизонтов; 3) подземные воды различных горизонтов,
как правило, сообщаются между собой, полностью изолированы лишь
отдельные линзы межмерзлотных вод; 4) по химическому составу воды
различных типов довольно близки между собой. В составе анионов пре¬
обладает гидрокарбонат-ион, среди катионов — кальций или натрий;
5) общая минерализация подземных вод позволяет отнести большин¬
ство типов к пресным и ультрапресным водам. Самые опресненные —
надмерзлотные воды (до 0,05 г/л). Наибольшая минерализация (до
1 г/л) характерна для межмерзлотных изолированных линз подземных
вод, заключенных в морских отложениях молодых террас на самом се¬
вере области. Такие линзы вод имеют отрицательную температуру, но
находятся в жидком состоянии вследствие высокой минерализации;
6) наиболее водообильны горизонты подземных вод сквозных подрус¬
ловых таликов и подмерзлотных вод, а также межмерзлотные гори¬
зонты, имеющие выход в таликовые зоны. Именно эти типы подземных
вод наиболее целесообразно использовать для питьевых и технических
целей.
Криогенные процессы и явления. Практически сплошное развитие
многолетнемерзлых пород обусловливает широкое развитие процессов
сезонного протаивания грунтов. В пределах описываемой области раз¬
вит преимущественно континентальный тип протаивания грунтов. Уме¬
ренно континентальный тип протаивания наблюдается на залесенных
участках террас. На отдельных участках поймы с густыми зарослями
ивняков встречается умеренно морской тип. Глубина протаивания в за¬
висимости от литологического состава изменяется от 0,4—0,8 до 1,6—
2,0 м. Наименьшая глубина протаивания характерна для торфяников
с мощным моховым покровом. Глубины протаивания до 2,0 м встреча¬
ются на хорошо дренированных участках, сложенных мелкими песками.
250
Это преимущественно прибровочные территории вдоль русел рек. Часто
это участки южной экспозиции с маломощным напочвенным покровом.
В большинстве же случаев пески протаивают до глубины, не превы¬
шающей 1,5—1,8 м; глубина протаивания суглинков обычно 1,2—1,5 м.
Среди других мерзлотных процессов широко представлен термо¬
карст по сегрегационным и повторно-жильным льдам. Термокарстовый
процесс приводит к формированию западин, котловин и термокарсто¬
вых озер. Последние особенно широко развиты на поверхности третьей
(озерно-аллювиальной) террасы по правобережью Таза и левобережью
Пура. В меньшей степени они отмечаются на поверхности первой и вто¬
рой надпойменных террас.
В низовьях Табъяхи широко развиты линейно-грядовой рельеф и
бугры пучения с ядрами сегрегационно-инъекционного льда. Морозо-
бойное растрескивание грунтов наблюдается на участках тундры. Здесь
же наблюдается формирование полигональных форм рельефа. На за¬
лесенных участках растрескивание значительно менее выражено или
совсем отсутствует. Следует также отметить сезонное пучение глини¬
стых грунтов, которое особенно ярко прослеживается в северных райо¬
нах области, а также формирование синкриогенных толщ многолетне¬
мерзлых пород в пределах поймы и торфяных массивов.
Заключение. Вышеприведенный материал показывает, что геокрио¬
логические условия области довольно сложны и разнообразны. Наибо¬
лее благоприятная инженерно-геокриологическая обстановка для вы¬
полнения различных инженерных работ существует на прибровочных
участках первой и второй надпойменных террас, сложенных песками.
Пур-Тазовская северная область
Общие сведения. Пур-Тазовская северная область занимает север¬
ную часть Пур-Тазовского междуречья и целиком располагается север¬
нее Северного полярного круга. Площадь ее менее 10 тыс. км2. С севе¬
ра, запада и востока область ограничена долинами рек Пур и Таз,
южная ее граница примерно совпадает с Северным полярным кругом.
Климат области суровый, среднегодовые температуры воздуха в
пос. Тазовский достигают —9,3 °С, средние температуры января
—25 ... —28 °С. Количество выпадающих осадков невелико: в теплый
период 200—250 м, в холодный— 100—150 мм. На незащищенных от
ветра пространствах (а такие пространства преобладают в пределах
области) средняя мощность снега лишь 10—12 см при плотности 0,3—
0,35 г/см3. Суровые климатические условия обусловливают практически
повсеместное распространение тундровой растительности и лишь в вер¬
ховьях рек Юредейяха, Бол. Хэяха, Надосалехадыта, на поймах и от¬
дельных частях террас и склонов развиты кустарники или лиственнич¬
ные редины.
Территория области представляет собой Пур-Тазовскую возвышен¬
ность, совпадающую в плане с Тазовским сводом. Поверхность возвы¬
шенности— достаточно расчлененная, слабо заболоченная междуречная
равнина с абсолютными отметками 50—80 м, прорезанная долинами
мелких речек. Верхние горизонты разреза представлены супесчано-су¬
глинистыми морскими и прибрежно-морскими верхне- и среднечетвер¬
тичными отложениями казанцевской и салехардской свит. Первая из
них сложена серыми и серо-коричневыми супесями и суглинками с под¬
чиненными прослоями песков, салехардская свита — чаще всего средни¬
ми и тяжелыми суглинками сизого и серого цвета с прослоями супе¬
сей и песков. Мощность последних местами достигает 5—7 м (регрес¬
сивная пачка).
Распространение, температуры и мощность многолетнемерзлых по¬
род. Для области характерно сплошное распространение ММП. Они
развиты на всех уровнях, вплоть до пойм средних и мелких рек —
251
Лукыяхи, Бол. и Мал. Хеяхи и др. Лишь под руслами рек и аквато¬
риями озер распространены талики, однако мощность их сейчас не¬
ясна. Несквозные талики небольшой мощности (до 6 м) зафиксирова¬
ны на расчлененных участках салехардской равнины, сложенных с по¬
верхности песками и покрытых лиственничными рединами. Однако та¬
кие талики занимают крайне незначительную часть территории об¬
ласти.
На основной ее части развиты горные породы со среднегодовыми
температурами от —3 до —4 °С. Подобные температуры отмечаются
как на участках с торфяным покровом, так и на супесчано-суглинистых
породах. На расчлененных участках салехардских равнин, сложенных
с поверхности песками, температура пород поднимается до —2 СС, а на
аналогичных участках, покрытых лиственничными рединами, у южной
границы области до 0... —0,5 °С. Именно здесь в единичных случаях
развиваются «несливающиеся» мерзлые породы с температурами, близ¬
кими к 0 °С.
Анализ данных по скважинам Тазовской, Заполярной и Русской
площадей, а также электрОразведочных работ позволяет сказать, что
мощности и типы вертикального строения мерзлых толщ в пределах
области достаточно однообразны. Мерзлые толщи залегают непосред¬
ственно ниже слоя сезонного оттаивания, за исключением редких слу¬
чаев, описанных выше. Мощность их составляет 300—400 м, иногда не¬
сколько боЛее. Прослои и линзы талых пород в мерзлой толще на меж¬
дуречных пространствах встречены только под акваториями озер. В пой¬
мах мелких и средних рек мощность мерзлых пород уменьшается до
130—150 м.
На обширных пространствах морских и прибрежно-морских верхне¬
четвертичных казанцевских равнин достаточно наглядно влияние осо¬
бенностей тектонического плана территории на формирование мощно¬
стей мерзлых пород. Относительно небольшие размеры области и то
обстоятельство, что вся ее территория в неотектоническом отношении
соответствует северной части Тазовского свода, не позволяют говорить
о влиянии крупных структур на мощность мерзлых пород. В то же вре¬
мя в пределах области выделяются три антиклинальные структуры вы¬
сокого порядка, к которым приурочены Тазовская, Заполярная и Рус¬
ская газовые залежи. Ряд исследователей [39, 44] отмечали тенденцию
к увеличению мощностей мерзлых пород над газосодержащими куполо¬
видными структурами. Эта тенденция достаточно четко проявляется и
в пределах упомянутых залежей. Так, например, в районе Тазовской
площади, большая часть которой располагается на III террасе р. Таз,
максимальные мощности, достигающие 330 м, отмечаются по данным
электроразведочных работ и промысловых исследований в скважинах
в сводовых частях залежи, в то время как на крыльях ее они состав¬
ляют от 190 до 250 м.
Криолитологические особенности многолетнемерзлых пород. Тер¬
ритория области располагается к северу от Северного полярного круга,
вплоть до 68° с. ш. По-видимому, во время потеплений и даже при по¬
теплении в период голоценового оптимума на территории области со¬
хранялось островное или массивно-островное распространение много¬
летнемерзлых пород. В связи с этим здесь встречаются как синкриоген-
ные, так и эпикриогенные породы.
Синкриогенные породы встречены на значительных участках при¬
брежно-морских казанцевских равнин, а также на отдельных участках
террас и поймы р. Лукыяха. Типичный разрез сингенетически промерз¬
ших казанцевских отложений вскрыт на левом берегу р. Лукыяха в
40 км от ее устья:
1. Моховой покров. Мощность слоя 0,15 м.
2. Суглинок легкий, серовато-коричневого цвета, текучий. С 0,65 м порода мерз¬
лая, представляет собой мутный лед с редкими прослоями легкого суглинка толщиной
1—2 мм. С глубины 1,25 м суглинок менее льдистый, однако прослойки льда занима¬
252
ют 60 % объема породы. Криогенная текстура — тонко- и микрослоистая. Толщина
прослоев льда до 1,0—1,5 см. Расстояние между прослоями льда до 1,0 см. Мощность
слоя 1,45 м.
3. Супесь легкая, серовато-коричневого цвета. Лед в породе в виде тонких, до
2—3 см прослоек, идущих через 2—3 см, а также включений и зерен размером 2—
3 мм. Мощность слоя 0,7 м.
4. Суглинок легкий серого цвета, с пятнами ожелезнения. Прослои и включения
льда занимают 40 % объема породы. Прослои льда толщиной 1—2 мм, расстояние
между прослоями от 5 до 20 мм. В основном прослои льда горизонтальны, однако
встречаются и ледяные шлиры, секущие породу по наклонным плоскостям. Мощность
слоя 1,5 м.
5. Суглинок тяжелый, темно-серого цвета, однородный, сильнольдистый. Направ¬
ление прослоек льда в основном горизонтальное, но встречаются и субвертикальные
прослои. Толщина горизонтальных прослоев льда 1—3 мм, расстояние между ними до
2 см. Толщина вертикальных прослоев льда менее 1 мм. С глубины 4,4 м льдистость
породы заметно уменьшается, расстояние между прослойками льда увеличивается до
4—5 см, направление прослоев льда косое. Мощность слоя 2 м.
6. Суглинок тяжелый, темно-серого цвета с голубоватым оттенком, пластичный и
плотный. Лед в породе в виде разнонаправленных редких прослоев толщиной 3—4 см,
расположенных через 8—10 см. С глубиной расстояние между прослоями увеличива¬
ется, среди них начинает преобладать субгоризонтальное направление. Мощность слоя
2.7 м.
В приведенном разрезе прибрежно-морские казанцевские отложе¬
ния со следами синкриогенеза составляют верхнюю толщу мощностью
5.8 м. В отдельных обнажениях отложений казанцевской свиты мощ¬
ность описанной пачки со следами синкриогенеза достигает 10—12 м.
Салехардская равнина, а также значительная часть казанцевской
равнины и террас мелких и средних рек сложены с поверхности преиму¬
щественно эпигенетически промерзшими отложениями. В том случае
если верхние горизонты отложений таких толщ представлены суглини¬
стыми разностями, для них характерны разреживающиеся с глубиной
слоистые криогенные текстуры при величинах общей льдистости от 30
до 40 %. Влажность минеральных прослоев на глубине 8—10 м нередко
уменьшается до 16—17%.
В песчаных эпигенетически промерзших породах достаточной мощ¬
ности на отдельных участках салехардских и казанцевских равнин пре¬
обладают массивные криогенные текстуры при относительно однород¬
ной (от 15 до 22 %) по разрезу величине весовой влажности. В песча¬
ных отложениях небольшой мощности, подстилаемых суглинистыми
разностями, льдистость в нижней части слоя достигает 40—45 % и в
песках появляются кристаллы, гнезда и шлиры льда.
Торфяно-болотные отложения, как уже отмечалось, имеют в преде¬
лах области весьма ограниченное распространение. Мощность их, как
правило, меньше, чем глубина сезонного протаивания на участках их
развития.
Особенности гидрогеологических условий. Вследствие практически
сплошного распространения непрерывных по вертикали мерзлых пород
большой мощности в пределах области развиты только надмерзлотные,
подмерзлотные воды и воды подрусловых таликов, включая воды, цир¬
кулирующие в талых донных отложениях под озерными акваториями.
Из них некоторое практическое значение имеют лишь воды подрус¬
ловых речных таликов. По химическому составу они соответствуют по¬
верхностным водам, а по условиям питания, режима и разгрузки —
грунтовым. Вследствие ограниченных размеров коллекторов таких вод
в плане возможности их использования для целей водоснабжения весь¬
ма ограничены.
Криогенные процессы и явления. Ведущим криогенным процессом,
развитым практически на всей территории площади описываемой обла¬
сти, является сезонное оттаивание пород. Здесь резко преобладают
устойчивые и длительно устойчивые по температуре пород и умеренно
континентальные по величине амплитуд колебаний температур на по¬
верхности почвы типы сезонного оттаивания супесчано-суглинистых от¬
ложений. Ограниченное распространение имеют смежные с описанными
выше типы сезонного оттаивания — полупереходные по температуре
253
пород и умеренно морские по величине амплитуд колебаний температур
на поверхности почвы.
Глубины сезонного оттаивания пород в целом изменяются от 0,5
до 1,2—1,3 м, редко более. Мощности сезоннооттаивающего слоя в 0,5—
0,6 м фиксируются на плоских торфяниках. На крупных торфяных буг¬
рах пучения они увеличиваются до 0,7—0,8 м. Максимальные глубины
сезонного оттаивания формируются на пятнах-медальонах и сильно
расчлененных преимущественно прибровочных участках озерно-аллю¬
виальных террас и междуречных равнин.
Значительно распространены в пределах области формы рельефа,
связанные с полигональным растрескиванием грунтов — полигональные
и валиковые тундры и особенно пятна-медальоны. Они развиты и на
междуречьях и на террасах мелких и средних рек. Пятна-медальоны
имеют размеры 0,8—1,2 м в поперечнике, ширина валиков 10—12 см.
Внутреннее пространство пятен-медальонов выполнено супесчано-сугли¬
нистым материалом. На отдельных участках казанцевских равнин он
обогащен мелкими, достаточно окатанными гравийными частицами
кварца, халцедона, песчаника. Площади практически сплошного разви¬
тия пятен-медальонов в придолинных участках междуречий достигают
первых десятков квадратных километров. Здесь также весьма развиты
эрозионные формы рельефа — короткие крутостенные овраги и промои¬
ны. Скорость их развития часто достигает 200—300 м в год. В первые
летние месяцы стенки вновь образовавшихся оврагов полностью верти¬
кальны, т. е. в этом случае резко преобладает термоэрозия; формы
рельефа, связанные с термокарстовыми* процессами и процессами пуче¬
ния, развиты в пределах области сравнительно ограниченно.
Заключение. В целом инженерно-геокриологические условия в пре¬
делах области достаточно сложные. Широкое развитие суглинистых
льдистых грунтов ограничивает способы строительства инженерных
сооружений. В то же время слабое развитие торфяников и сравнительно
небольшая заболоченность и заозеренность территории позволяют го¬
ворить о том, что подавляющая часть территории может быть успешно
использована при хозяйственном освоении.
Мессояхинская область
Общие сведения. Территория области расположена в юго-западной час¬
ти Гыданского полуострова. Она включает долину р. Мессояхи и ее
притоков с примыкающими к ним междуречными равнинами. На за¬
паде область ограничена Тазовской губой.
Практически вся территория области расположена в подзоне кус¬
тарниковой тундры с суровым климатом. Холодный период длится 8 ме¬
сяцев. Самый холодный месяц в году — январь, его средняя многолет¬
няя температура составляет —30 °С. Самый теплый месяц — июль со
среднемесячной температурой +9 °С. Среднегодовая температура воз¬
духа составляет —11,3 °С (пос. Антипаюта), —10,2 °С (пос. Тазов-
ский). Амплитуды среднемесячной температуры изменяются в интер¬
вале от 39° на севере до 43° на юге области. Среднемесячное количество
осадков за холодный период в пос. Антипаюта составляет 136 мм, сред¬
негодовое 320 мм. Сильные ветры способствуют неравномерному рас¬
пределению снежного покрова, а повышенные участки нередко лишены
снега.
На плоских нерасчлененных террасах р. Мессояхи и примыкающих
междуречий развиваются бугристые болота с мощностью торфяника до
1,0—2,5 м, на минеральных грунтах развита типичная мохово-лишай¬
никовая тундра с кустарничками. Густые заросли кустарников форми¬
руются на пойме р. Мессояхи, главным образом в ее среднем и ниж¬
нем течении и по ее притокам.
254
В строении рельефа этих территорий принимают участие позднечет¬
вертичные лагунно-морские и аллювиальные террасы и поймы рек. От¬
дельные периферийные участки занимает казанцевская морская равни¬
на, имеющая абсолютные высоты поверхности от 50—60 до 70 м. Абсо¬
лютные отметки большей части территории редко превышают 50 м.
В целом это пологоволнистая и плоская ступенчатая равнина, относи¬
тельно высоко заозеренная.
В неотектоническом плане территория северных и западных райо¬
нов области отвечает Верхнетанамскому мегапрогибу, восточных — ок¬
раине Малохетско-Рассохинского мегавала Северо-Енисейской круп¬
ной структурной ступени. Разрезы отложений районов, занятых поздне¬
четвертичной морской равниной (казанцевской), представлены глав¬
ным образом глинистыми породами, иногда перекрытыми песчаным сло¬
ем мощностью 1—5, реже до 10 м. Большая часть территории сложена
песчано-глинистыми с содержанием органики лагунно-морскими отло¬
жениями третьей террасы. В верхней части ее разреза преобладают су¬
песчаные и суглинистые породы, подстилаемые песками с прослоями су¬
песей и органики. Разрезы второй и первой надпойменных террас пред¬
ставлены исключительно песчаными слоистыми отложениями с линзами
аллохтонного торфа и маломощными прослоями супесей, обогащенных
органикой. Пойменный аллювий только в самых низовьях р. Мессояхи
сложен суглинистыми осадками с растительным детритом, а русловые
фации нацело представлены косослоистыми средне- и чаще мелкозер¬
нистыми песками, местами с примесью гравия и гальки. Широко рас¬
пространены здесь голоценовые озерно-болотные отложения — торф и
гумусированные суглинки, перекрывающие все комплексы пород на зна¬
чительных площадях.
Распространение, температуры и мощность многолетнемерзлых по¬
род. Высокоширотное положение области в условиях сурового климата
предопределило повсеместное, практически сплошное развитие ММП.
Талые породы здесь могут существовать лишь непосредственно под
крупными озерами, а под руслом р. Мессояхи на большем его протя¬
жении, по всей видимости, формируется несквозной талик. Такие же та¬
лики развиты под многочисленными небольшими озерами.
ММП в пределах междуречий имеют среднегодовые температуры
—3... —7 °С. Температуры —5... —7 °С формируются к северу от ши¬
роты среднего течения р. Мудуйяхи на водораздельных уяастках ти¬
пичной южной тундры. В пойме р. Мессояхи и ее притоков на этой же
широте они составляют —3,5... —3,7 °С; на участках, заросших густым
кустарником, повышаются до —2,2... —2,5 °С. О температуре мерзлой
толщи в пределах всей ее мощности дают представление термоГ'раммы,
записанные по замерам на отдельных скважинах Мессояхинской разве¬
дочной площади. Они показывают относительно плавное повышение
температуры от поверхности, где значения ее отрицательные, до 0 °С
на глубинах 400—500 м.
Толщи многолетнемерзлых пород имеют непрерывный разрез по
вертикали от кровли до подошвы. Их монолитность по площади может
нарушаться лишь таликами под руслами реки Мессояхи, главным об¬
разом в нижнем течении и под крупными озерами. Мощность мерзлых
толщ изменяется чаще всего от 150 до 300 м, на поймах и отдельных
участках лайд она уменьшается до 50—100 м, хотя на большей части
территории поймы р. Мессояхи этот показатель редко бывает ниже
150 м. В некоторых районах территории области на отдельных участ¬
ках отмечаются аномально мощные мерзлые толщи, достигающие 350—
370 м.
Криолитологические особенности многолетнемерзлых пород. Ос¬
новная часть отложений представлена генетически неоднородными тол¬
щами, сложенными синкриогенными породами (вверху), подстилаемы¬
ми на небольшой глубине (до 5—7 м) эпикриогенными. К синкриоген-
ным образованиям относится верхняя часть разреза современного ал-
255
Таблица 31
Характеристика многолетнемерзлых пород Мессояхинской области [100]
Генезис
и возраст
пород
Объемная льдистость, %
Состав пород
суммарная
шлировая
Криогенная
текстура
Qm2"3
Суглинки и супеси*
35—45
15—20
Слоистая, сетча¬
тая
40
Суглинки с прослоями
песков
35—45
10—20
Слоисто-сетчатая,
сетчатая
40
То же, под торфом мощ¬
ностью 1—2 м*
45—55
20—25
Сетчатая
50
O'
св
Пески с прослоями су¬
песей*
35—45
Массивная
40
aQ'iv
Пески*
35—45
Массивная
40
aQiv
Пески с прослоями су¬
песей*
30-45
Массивная
35
* Сингенетически промерзавшие в верхней 3—5-метровой части разреза, местами до 10—
12 м.
лювия р. Мессояхи и ее притоков. Кроме того, в ряде разрезов III и II
надпойменных и лагунно-морских террас северной части района отмеча¬
ются толщи суглинистых и супесчано-песчаных пород, вмещающих ре¬
ликтовые сингенетические повторно-жильные льды высотой до 4—7 м.
Обычно участки их распространения непосредственно связаны с мощ¬
ными (до 2—3 м) линзами автохтонных торфяников, залегающих с по¬
верхности, не протаивавших в период климатического оптимума. В не¬
которых разрезах отмечены и пластовые льды, представляющие собой,
очевидно, погребенные остатки припайных льдов [48].
Особенно высокая льдонасыщенность отмечается на участках разви¬
тия супесчано-суглинистых пород, перекрытых торфяными образования¬
ми: суммарная льдистость достигает 50—60 %, а льдистость массивов
за счет повторно-жильных льдов возрастает на 3—5%. Объемная
льдистость супесей и суглинков в таких разрезах обычно не превы¬
шает 40—45 % (табл. 31). На остальных участках льдистость этих по¬
род составляет 30—40 %, криогенная текстура их в основном массив¬
ная. Суглинистые породы характеризуются слоисто-сетчатыми и сетча¬
тыми криогенными текстурами. Льдистость торфов (с учетом наличия
повторно-жильных льдов) достигает 80—90 %.
Реже встречаются массивы террас, синкриогенная пачка в пределах
которых превышает 10 м. Например, песчаная вторая терраса в сред¬
нем течении р. Мессояхи, в разрезе которой И. Д. Даниловым [48] опи¬
саны погребенные пластовые льды мощностью до 1,0—1,5 м, пронизан¬
ные мощными (до 7 м высотой) сингенетическими жилами.
Интересно строение голоценовых пойм и лайд области. Эту об¬
ласть можно охарактеризовать как обширное поле песков. Пески сла¬
гают здесь более 90 % разрезов отложений голоценового возраста. Лишь
в самых низовьях р. Мессояхи пойменная фация представлена супеся¬
ми. Однако мощность их не превышает 1,5—2,0 м, и они в значитель¬
ной мере опесчанены. Криогенные текстуры песков чаще всего массив¬
ные. Примечательно, что пески очень часто средне-, а иногда и крупно¬
зернистые. Встречаются горизонты сильнольдистых среднезернистых
песков с величиной объемной льдистости более 45 %.
256
Особенностью распространения повторно-жильных льдов в поздне¬
голоценовых толщах является их наличие в песчаных русловых фациях
в нижних частях разрезов пойм. Подтверждением возможности синге¬
нетического роста жил в русловой фации на этой территории служат и
наблюдения И. Д. Данилова [48], отмечавшего ледяные жилы высотой
более 3 м (уходящие под урез воды) в аллювиальных песках, слага¬
ющих разрез песчаной отмели.
От состава и льдистости многолетнемерзлых пород в полной мере
зависят их свойства. Гранулометрический анализ отложений третьей
лагунно-морской террасы, которая занимает большую часть площади
области, показывает, что в целом по разрезу преобладают песчаные
разности — пески мелкие и пылеватые. Связные грунты, чаще всего
супеси и суглинки, встречаются значительно реже. Плотность мерзлых
песков изменяется в интервале от 1,53 до 2,05 г/см3. Средние значения
для мелких и пылеватых разностей составляют 1,86 и 1,93 г/см3 соот¬
ветственно. Плотность скелета изменяется в интервале 1,08—1,64 г/см3,
среднее значение этого показателя для мелких и пылеватых разностей
составляет 1,52 г/см3. Плотность супесчано-суглинистых грунтов изме¬
няется в пределах от 1,34 до 2,08 г/см3, плотность скелета — в диапа¬
зоне 0,83—1,75 г/см3.
В разрезах аллювиальных отложений также преобладают мелкие
и пылеватые пески. Плотность мерзлых песков по разрезу достаточно
однородна. Наиболее часто встречающиеся значения этого показателя
для разреза пойменных отложений близки к 2,0 г/см3. Плотность ске¬
лета имеет больший разброс значений по разрезу. Наиболее часто ве¬
личина плотности скелета колеблется в интервале от 1,7 до 1,8 г/см3.
Плотность аллювиальных песков надпойменных террас очень близка к
значениям этого показателя для пойменных отложений. Значения плот¬
ности мерзлых торфов изменяются от 0,8 до 1,1 г/см3. Среднее значение
плотности скелета составляет 0,3 г/см3. Суммарная влажность мерзлых
торфов колеблется в очень широких пределах — от 30 до 3000 %, а
иногда и более. Высокая льдистость обусловливает значительные осад¬
ки при их оттаивании.
Многолетнемерзлые породы всех генетических типов и литологи¬
ческих разностей, встречающихся на территории рассматриваемой об¬
ласти, характеризуются, как показано выше, высокой льдонасыщенно-
стью. При протаивании все они могут давать большую осадку. Потен¬
циальная ее величина при оттаивании 10-метрового слоя только за счет
мезотекстурообразующих льдов может достигать 4—5 м, а с учетом
вытаивания повторно-жильных льдов — и больших величин. Синкрио-
генные толщи отложений в целом характеризуются наибольшими вели¬
чинами потенциальной осадки оттаивания. Значения модуля осадки от¬
таивания элементарного слоя отложений всех литологических разнос¬
тей различного генезиса и возраста колеблются в достаточно широких
пределах. Так, для лагунно-морских отложений третьей террасы, ко¬
торая занимает наибольшую площадь территории области, средние зна¬
чения величины модуля осадки оттаивания элементарного слоя верх¬
ней 10-метровой части разреза для суглинков, супесей и песков состав¬
ляет, по Ю. Б. Баду, 250, 100 и 80 мм/м соответственно. Потенциальная
осадка оттаивания верхней 10-метровой части разреза за счет мезотек¬
стурообразующих льдов для песчано-глинистых отложений третьей ла¬
гунно-морской террасы обычно 2—3,5 м. Для аллювиальных и лагунно¬
морских отложений поймы и лайды модуль осадки оттаивания для су¬
глинистых, супесчаных и песчаных пород составляет 320, 200, 80 мм/м
соответственно. Потенциальные осадки оттаивания верхней 10-метровой
толщи многолетнемерзлых пород на этих элементах рельефа могут при¬
нимать значения от 0,3 до 2,5 м, причем для песков на лайде они
обычно составляют 0,4—0,6 м, а для аллювиальных песчано-глинистых
толщ этот показатель изменяется в пределах 1,0—2,5 м [98, 100].
17 Зак. 514
257
Особенности гидрогеологических условий. Относительно слабая рас¬
члененность большинства районов — благоприятный фактор накопления
влаги и формирования надмерзлотного водоносного горизонта, а вместе
с тем заболачивания территории и усиления термокарстовых и соли-
флюкционных процессов. Наиболее обводнены территории пойм, над¬
пойменных террас и лайды. Под руслами рек и озер в благоприятных,
условиях могут формироваться надмерзлотные воды несквозных тали¬
ков. Здесь они развиты лишь под озерами и в районах поймы р. Мес-
сояхи под ее руслом.
Надмерзлотные воды питаются главным образом за счет атмос¬
ферных осадков, которые накапливаются в сезонноталом слое, а также
за счет льда из оттаявшей за сезон мерзлой породы. Условия разгрузки
надмерзлотных вод определяются степенью расчлененности территории.
Реки, ручьи, овраги, озерные котловины и понижения в рельефе — ос¬
новные естественные дрены, в которые осуществляется разгрузка над¬
мерзлотных вод сезонноталого слоя. Надмерзлотные воды, форми¬
рующиеся на всех элементах рельефа, отличаются очень малой мине¬
рализацией. По химическому составу они гидрокарбонатно-хлоридно-
натриево-кальциевые и гидрокарбонатно-хлоридно-натриево-магниевые.
Воды несквозных таликов также слабоминерализованы и их химиче¬
ский состав мало отличается от состава вод сезонноталого слоя [97].
Криогенные процессы и явления. С севера на юг области просле¬
живается смена типов сезонного протаивания от устойчивого до полу-
переходного (последний развит лишь в-пойме р. Мессояха). Преобла¬
дают умеренно континентальный и континентальный типы сезонного
протаивания (по амплитуде температур на поверхности грунта). Мак¬
симальные глубины сезонного протаивания фиксируются в песчаных по¬
родах на участках, лишенных растительного покрова, а минимальные —
в сильнольдистых породах на заболоченных территориях и торфяных
массивах. На торфяниках глубины сезонного протаивания изменяются
от 0,3 до 0,5 м. В пределах мохово-кустарничковых тундр на поверхно¬
сти третьей лагунно-морской террасы супесчано-суглинистые грунты,
протаивают до глубины 0,4—0,8 м. На пойме р. Мессояхи и ее притоков
глубины протаивания в зависимости от сочетания природных факторов
изменяются в широких пределах. На плоских участках поймы и в меж¬
грядовых понижениях, в районах, осложненных грядами, в условиях
типичной мохово-кустарничковой тундры песчаные породы протаивают
на глубины 0,5—0,9 м. На поверхности гряд, лишенных кустарничковой
растительности вообще или с очень редким кустарничком, глубины
протаивания песчаных пород изменяются от 1,5 до 2,5 м.
В большинстве районов области практически на всех геоморфоло¬
гических уровнях широко распространены участки с полигональным ре¬
льефом. В верхней части разрезов третьей террасы в супесчано-песча¬
ных отложениях сейчас формируются жилы небольшой мощности. Ши¬
рина верхней части жил не более 40 см, причем они резко сужаются
книзу и выклиниваются на глубинах 1,2—1,5 м.
Морозобойные трещины, формирующиеся в прибровочной зоне бе¬
реговых уступов, являются одним из главных факторов интенсивного
развития склоновых процессов по берегам рек в пределах этой запо¬
лярной территории. На р. Мессояха нами наблюдалось смещение по
трещинам огромных блоков мерзлой породы на интенсивно подмывае¬
мых крутых склонах уступа третьей лагунно-морской террасы.
В долине р. Мессояхи на поверхности поймы и I надпойменной
террасы часто встречаются полигонально-валиковые формы рельефа,
отмеченные здесь П. И. Кашперюком. На первой надпойменной террасе,
занятой плоскобугристым торфяником с мохово-лишайниковой расти¬
тельностью на поверхности, повсеместно развиты полигонально-вали¬
ковые формы с размерами сторон полигонов от 4 до 6 м. На таких
участках сотрудниками Тюменской экспедиции геологического факуль¬
тета МГУ буровыми работами были определены размеры отдельных
258
ледяных жил, сформировавшихся на торфяных массивах первой над¬
пойменной террасы. Мощность жил по вертикали составила от 4 до 6 м,
по ширине в верхней их части 3—5 м.
Явления, связанные с сезонным пучением грунтов, в той или иной
•степени распространены практически во всех районах области. Про¬
цесс криогенного пучения развит весьма интенсивно, так как слой се¬
зонного оттаивания сложен в основном пылеватыми суглинками и су¬
песями, нередко обводненными с поверхности. При глубине оттаивания
1,2—1,5 м суммарная величина пучения достигает 10—12 см. Зафикси¬
ровано выпучивание легконагруженных фундаментов, что приводит к
деформациям сооружений.
Наиболее заметен процесс локального пучения грунтов в сезонно¬
талом слое, который приводит к формированию бугристого микрорелье¬
фа. Оно обусловлено образованием инъекционного и сегрегационного
льда. Инъекционный тип подземного льдообразования в сезонноталом
слое проявляется спорадически и приводит к образованию сезонных
бугров пучения. Такие бугры пучения нами отмечались на поверхности
первой надпойменной террасы р. Мессояхи, в ее тыловой части. Высота
бугров не превышает 2 м, диаметр 3—5 м. Верхняя часть разреза на
этих участках представлена торфом. Все они, как уже упоминалось,
расположены в тыловой части террасы, в относительной близости от
выположенного эрозионного уступа второй лагунно-морской террасы.
Новообразование мерзлых пород, сопровождающееся многолетним
пучением и образованием гидролакколитов, наблюдается часто в дни¬
щах спущенных озерных котловин.
Существенную опасность при освоении территории представляют
термокарст и склоновые процессы. В естественных условиях термокарст
развит в виде западин и котловин глубиной 0,5—2 м, занятых озерами
или болотами. При освоении территории и нарушении поверхностных
покровов термокарст, приуроченный к жильным льдам, резко активи¬
зируется, особенно при стоке воды. Ледяные жилы вытаивают полно¬
стью, и торфяник за 2—3 года расчленяется сетью канав глубиной до
3 м с практически вертикальными стенками. Затем стенки оплывают,
и поверхность торфяника оказывается полностью разрушенной. На уча¬
стках, где стока воды нет, интенсивность вытаивания ледяных жил зна¬
чительно ниже. Однако нередко образуется заболоченное понижение
или термокарстовое озеро. При вытаивании сегрегационных льдов обра¬
зуются обширные блюдцеобразные понижения, как правило, заболочен¬
ные.
Склоновые процессы в естественных условиях проявляются актив¬
но на крутых участках склонов в виде солифлюкционных потоков, усту¬
пов и валов высотой 0,5—2 м. При нарушении естественных условий
медленная солифлюкция переходит в быстрые сплывы. Нарушенный
растительный покров обычно сползает отдельными участками вниз по
склону. Обнаженная льдистая порода начинает интенсивно таять и
сплывать вниз по нему же. Процесс солифлюкционного оплывания по¬
степенно захватывает участки склона, где растительный покров не был
нарушен. Зафиксированы участки солифлюкционного оплывания, захва¬
тившие за 2—3 года склоны протяженностью 200—250 м.
При участии поверхностных вод интенсивность разрушения скло¬
нов резко возрастает. Образуются термоэрозионные промоины и овраги.
Так, за 3 года после проведения строительных работ на левом склоне
долины р. Юппояха образовалось несколько оврагов шириной поверху
до 5—7 м, глубиной до 3—3,5 м и протяженностью до 250 м.
Заключение. Территория практически всех районов рассматривае¬
мой области с точки зрения ее хозяйственного освоения представляет со¬
бой объект, характеризующийся в целом достаточно сложной инженер¬
но-геокриологической обстановкой. Практически сплошное распростра¬
нение ММП, обладающих обычно высокой льдистостью (во многих мес¬
тах ее значения резко повышаются за счет формирования повторно¬
17* 259
жильных льдов), является важнейшим фактором, осложняющим хозяй¬
ственное освоение этих территорий. При эксплуатации различных на¬
роднохозяйственных объектов, построенных на мерзлых высокольдис¬
тых грунтах без применения мероприятий по сохранению грунтов в ос¬
новании сооружений в мерзлом состоянии, последние при оттаивании
могут давать большие осадки, вызывая деформации и нарушения нор¬
мального функционирования объектов.
Таз-Хетско-Енисейская область
Общие сведения. Область расположена на севере Таз-Енисейского меж¬
дуречья. Северо-западная граница области проходит по внешней части
долины р. Яры, западная — по долинам рек Мал. Харвутаяха и Нян-
гусъяха, южная и юго-восточная границы совпадают с долинным ком¬
плексом р. Бол. Хетдч (включая его), а северо-восточная проходит по-
внешней бровке террасового комплекса р. Енисей.
Абсолютные высоты междуречий составляют в среднем 100—120 м,
местами 180—200 м. В пределах области широко развиты древние во¬
дораздельные равнины (салехардская и казанцевская), занимающие
более 40 % общей территории. Их рельеф преимущественно холмистый,
иногда холмисто-увалистый. Сложены они, как правило, суглинисто¬
глинистыми грунтами, нередко с включениями грубообломочного мате¬
риала, в верхней части разреза встречаются пески и нередко торфяные
линзы. Второй ярус рельефа области дредставлен ледниковыми и вод¬
но-ледниковыми равнинами зырянского (?) оледенения. Рельеф этих
равнин — чаще всего холмы и увалы, расчлененные глубоко врезанны¬
ми долинами и логами. Однако и среди них, особенно на водно-ледни¬
ковых равнинах, встречаются плоские и мелкохолмистые участки, не¬
редко весьма заозеренные. Состав грунтов ледниковых и водно-ледни¬
ковых отложений разнообразен — от песков крупных до глин, в боль¬
шинстве разрезов отмечаются крупные обломки пород, гальки, гравий,
валуны.
Климат области близок к климату смежных областей. Раститель¬
ность представлена тундровыми, лесотундровыми и реже северотаеж¬
ными ассоциациями. Деревья и кустарники встречаются, как правило,
в долинах рек, на поймах часто образуют густые заросли.
Распространение, температура и мощность многолетнемерзлых по¬
род. Сравнительно высокоширотное положение области и суровость
климатических условий способствует формированию мерзлых толщ,
имеющих в пределах области практически сплошное распространение.
Талые породы развиты, как правило, под крупными озерами и под рус¬
лами крупных рек.
Среднегодовые температуры ММП варьируют в пределах области
в широком диапазоне. На севере на междуречных равнинах встреча¬
ются участки с температурами —3... —7 °С, а на отдельных участках
пойм рек Большая Хета и Русская, особенно вблизи русла, темпера¬
туры грунтов не бывают ниже —1 °С. В южных районах области тем¬
пературы грунтов нигде не опускаются ниже —5 °С. Даже на самых
возвышенных элементах рельефа они составляют —3... —4 °С. К вос¬
току от долины р. Большая Хета, на участках развития лиственничных
и елово-лиственничных редколесий с мощным мохово-кустарничковым
покровом среднегодовые температуры грунтов повышаются до —2...
—2,5 °С, а в пределах речных пойм нередко составляют —0,5... —0,7 °С.
Температуры по всей мерзлой толще, как правило, распределены с
нормальным градиентом и постепенно повышаются (по замерам в глу¬
боких скважинах на территории Мессояхинского и Соленинского место¬
рождений) от —6... —7 °С в верхней части толщи до —3... —4 °С на
глубинах 200—220 м и до 0° на глубинах 350—400 м и глубже (рис. 89).
260
о
ч
а
гоо
т
600-
800
-о
8 t,°G
Рис. 89. Температуры многолетнемерзлых пород по измерениям в глубоких скважинах
на южном куполе Соленинского (а) и Мессояхинского (б) месторождений (по данным
ВНИИГАЗ):
/ — скв. 10 (время выстаивания более двух лет); 2 — скв. 136; 3 — скв. 120; 4 — скв. 109 (7 лет);
5 — скв. 118 (3 месяца); 6 — скв. 126 (1,5 года)
Мерзлыми в пределах Таз-Хетско-Енисейской области являются не
только рыхлые четвертичные отложения, но и подстилающие их до-
плейстоценовые (верхнемеловые) толщи. По данным Усть-Енисейской
экспедиции НИИГА, в скважинах 31-БХ и 34-БХ, пробуренных с отбо¬
ром керна, мощность мерзлых четвертичных отложений составила от
130 до 195 м, а в подстилающих верхнемеловых алевритах с прослоями
песков и песчаников мерзлые породы отмечены до забоя (на глубине
202 м от поверхности). При поисковом бурении было установлено, что
мощность мерзлых толщ в отдельных районах области может превышать
450—475 м, а наиболее характерно залегание подошвы многолетнемерз¬
лых пород на глубинах 400—450 м; немного приподнимается она толь¬
ко под долинами крупных рек (до 280—300 м).
Криолитологические особенности многолетнемерзлых пород. Они
в пределах Таз-Хетско-Енисейской области достаточно разнообразны,
что определяется прежде всего широким спектром фациальных обста¬
новок, характерных для разных районов области в четвертичное время.
Это определило и разнообразие генетических типов отложений и раз¬
личие в режиме их промерзания. Поэтому наряду с довольно мощными
синкриогенными пачками, характерными для позднеплейстоценовых и
голоценовых субаквальных толщ, здесь отмечаются и эпикриогенные
породы, развитые с поверхности и перекрытые небольшой толщей син-
криогенных (в криогенетически неоднородных толщах).
Основной фон криологической обстановки юга области создают
вторично промерзшие эпикриогенные толщи, широко развитые в пре¬
делах салехардской равнины, занимающей здесь большую часть тер¬
ритории. Здесь же достаточно развиты генетически неоднородные тол¬
щи позднеплейстоценового возраста, особенно часто встречающиеся под
261
мощными торфяниками, предохранившими их от протаивания в период
голоценового «оптимума». При продвижении на севере синкриогенные
породы в верхних частях разрезов мерзлых толщ встречаются все ча¬
ще. Доля их участия особенно ощутима в разрезах позднеплейстоцено¬
вых террас, озерных и аллювиальных пойм.
В. А. Соловьев, изучавший криогенное строение мерзлой толщи в
керне глубоких скважин (34-БХ), полагает, что первичное промерзание
произошло в период времени до четвертичной трансгрессии. В каче¬
стве довода он приводит следующие факты. На глубине 117 м отме¬
чается перерыв в осадконакоплении, фиксируемый песчано-галечным
прослоем; под этой границей отмечаются сильная льдонасыщенность,
частослоистая тонко- и среднешлировая криотекстуры, которые разре¬
живаясь, прослеживаются до глубины 180 м уже в отложениях позднего
мела. Резкое уменьшение льдистости отмечено на границе плиоцен-
четвертичных и меловых отложений — более конкретно установить вре¬
мя начала промерзания невозможно.
В дальнейшем, в начале фазы среднечетвертичной трансгрессии,
по мнению В. А. Соловьева, промерзание происходило сингенетично на¬
коплению осадков. Эта часть разреза представлена опесчаненными су¬
песями, сильно льдонасыщенными, с горизонтально-слоистой криотек¬
стурой. В этот период сформировалась довольно мощная (14 м) ледя¬
ная залежь, расположенная в интервале 93—107 м. Залегающие выше
пластового льда осадки глинистого состава промерзли, согласно
В. А. Соловьеву, уже после окончания регрессивной фазы, хотя даже
в начале регрессии некоторое время 1^огли существовать условия, бла¬
гоприятные для промерзания сверху. На это указывают многочислен¬
ные разреживающиеся с глубиной тонкие прослойки льда в верхней
части глинистой толщи. Однако глинистая пачка должна была промер¬
зать и снизу, со стороны пластового льда и ранее промерзшей толщи.
На это указывает сетчатая криотекстура льдистых отложений, лежащих
выше ледяного тела, разреживающаяся вверх по разрезу. Характерно,
что вся пачка осадков, включая лед и перекрывающую его пачку глин,
до глубины 91 м насыщена спикулами губок, осколками диатомовых,
большим количеством радиолярий и морской микрофауной. В. А. Со¬
ловьев датирует их санчуговским временем, а наличие синкриогенного
горизонта на столь большой глубине, перекрытого эпигенетически про¬
мерзшими толщами, заставляет думать, что осадки в мерзлом состоя¬
нии сохранялись здесь весьма продолжительное время — в том числе и
под дном морского водоема. От протаивания их могли предохранить
переохлажденные придонные воды.
Большая часть среднеплейстоценовых отложений в этом регионе
все же промерзала эпигенетически, о чем говорит характер распределе¬
ния криотекстур по разрезу. Суглинисто-глинистые породы салехард¬
ской свиты отличаются высокой льдонасыщенностью, сетчатыми крио¬
генными текстурами с разреживающейся по глубине решеткой и убы¬
ванием объемной льдистости от 65 до 18 % на глубинах 10—12 м. Не¬
редко на глубинах 5—10 м (местами до 15—20 м) отмечаются пласты
льда различного генезиса, существенно осложняющие характер распре¬
деления льдистости. Вполне возможно, что салехардские (санчугов-
ские) толщи на юге области промерзали эпигенетически вторично, пос¬
ле неглубокого оттаивания в наиболее теплые фазы казанцевского
этапа.
Однако большая часть казанцевских отложений в верхней части их
разреза промерзала сингенетически, что привело к формированию ге¬
нетически неоднородных толщ в разрезах казанцевской равнины в пре¬
делах Таз-Хетско-Енисейской области, особенно льдистых (по данным
Г. А. Суханова, до 50—60 %) в верхней части разрезов казанцевской
свиты.
Преобладающая часть разрезов позднеплейстоценовых лагунно¬
морских толщ третьей террасы в верхней своей части представлена син-
262
криогенными породами. В сложении разрезов преимущественное разви¬
тие имеют легкие и средние суглинки, в которых преобладают слоис¬
тые криогенные текстуры. Этим же типом криогенного строения харак¬
теризуются супеси и глины, реже пылеватые пески. В мелких песках
криотекстуры в основном массивные. Это отражается и в льдосодержа-
нии пород — в суглинках и супесях объемная льдистость нередко пре¬
вышает 60—75 %, а в песках чаще всего составляет 25—35 %. Льди¬
стость за счет ледяных включений (по данным института «Фундамент-
проект») в связных грунтах в отдельных случаях может достигать 42—
,57 %, а в среднем составляет 20—35 %. Эти показатели предопределя¬
ют и весьма невысокие значения суммарной плотности грунтов, очень
редко превышающей 1,8 г/см3 и чаще всего составляющей 1,5—1,7 г/см3;
при этом плотность грунта между ледяными включениями довольно по¬
стоянна: в среднем 1,97—1,99 г/см3.
Характерной криолитологической особенностью третьих террас об¬
ласти является весьма широкое распространение на их поверхности об¬
ширных массивов озерно-болотных минеральных отложений и торфяни¬
ков голоценового возраста. Локальное усиление термокарстовых про¬
цессов, затронувших верхние части сильнольдистых тонкодисперсных
толщ, привело к формированию обширных озер в начале голоцена.
Формировавшиеся в них осадки имели преимущественно супесчано-су¬
глинистый состав. Большая часть озерных отложений промерзала син¬
генетически, что выразилось в ритмичном распределении шлиров льда
по разрезу и высокой льдистости отложений (до 50—55 %). В них уже
на ранней стадии формирования (в конце дооптимального этапа голо¬
цена) произошло зарождение повторно-жильных льдов, которое в даль¬
нейшем шло непрерывно и привело к образованию мощных ледяных
клиньев, достигающих в верховьях р. Мессояхи высоты 6—7 м.
Ледниковые и водно-ледниковые отложения зырянской свиты в
пределах Таз-Хетско-Енисейской области относятся к первично промерз¬
шим — в период «оптимума» голоцена они практически не протаивали.
Их отнесение к син- или эпикриогенному типу достаточно затруднитель¬
но, хотя, судя по особенностям их аккумуляции и криогенного строения,
это, скорее, толщи, сингенетически промерзавшие. Им присущи в основ¬
ном слоистые и базальные криотекстуры (данные И. М. Бойковой и
М. А. Минкина), суммарная льдонасыщенность весьма высока, особенно
у тонкодисперсных разновидностей грунтов глин и суглинков она, как
правило, превышает 50%, достигая в отдельных случаях 90—95 %.
У песчаных толщ льдистость существенно меньше — она редко достигает
30—35 %. Грунт между ледяными включениями характеризуется зна¬
чениями плотности в диапазоне 1,88—2,2 г/см3 и коэффициентом порис¬
тости от 0,58 до 0,98. Грунты этого типа характеризуются умеренными
значениями числа пластичности: у глин в среднем 0,2, у суглинков 0,12.
Голоценовые аллювиальные отложения в пределах области сравни¬
тельно маломощны. Они, как правило, представлены песчаными средне¬
льдистыми отложениями, в которых иногда (особенно в пойменных тол¬
щах Малой и Большой Хеты) встречаются включения гальки и гравия.
Льдистость пойменных толщ редко превышает 30—35 %, только на уча¬
стках более мощного старичного или пойменного (внутренней зоны) тон¬
кодисперсного аллювия льдистость может повышаться до 40—45 %.
Особенности гидрогеологических условий. Гидрогеологическая об¬
становка Таз-Хетско-Енисейской области определяется практически
сплошным развитием мощных мерзлых толщ. Наиболее крупные запа¬
сы воды сосредоточены в подозерных и подрусловых таликах и в над-
мерзлотных водах сезонноталого слоя. Более глубокие подмерзлотные
водоносные горизонты изучены в районе Малохетского поднятия
О. В. Равдоникас в 1962 г. По ее исследованиям, кровля нижнеюрского
водоносного комплекса вскрыта в сводовой части поднятия на глубине
800 м и достигала 280 м мощности. А на западном крыле Малохетской
структуры водоносной комплекс мощностью 350 м вскрыт на глубине
263
1090 м. При опробовании водозапасов в верхних частях комплекса де¬
бит скважины достигал 24 м3 в сутки, тип вод здесь хлоридно-натрие-
вый, они достаточно высокоминерализованы до 7—10 г/л. Выше по раз¬
резу О. В. Равдоникас выделила еще ряд водоносных комплексов, в ко¬
торых водообильностью выделяется апт-барремский с удельным деби¬
том 0,016—0,093 л/с.
Криогенные процессы и явления. В пределах Таз-Хетско-Енисейской
'области развиты преимущественно сезонноталые толщи. Мощность слоя
сезонного протаивания изменяется от 0,3—0,5 м на заболоченных уча¬
стках, сложенных супесями и суглинками с включениями органики до
1,5—1,8 м на сухих песчаных массивах. Здесь широко представлен це¬
лый ряд типов сезонного протаивания: повышенно- и резко континен¬
тальные, устойчивые, длительно устойчивые и полупереходные.
Среди криогенных явлений выделяются почти повсеместным раз¬
витием склоновые процессы — солифлюкция, термоэрозия. Интенсив¬
ность термоэрозии особенно велика вблизи речных русел. Эрозионная
деятельность после развития оврага преимущественно направлена на
его расширение и рост отвершков. Повторные наблюдения за ростом
оврагов в сильнольдистых суглинках, подстилаемых песками в районе
пос. Мессояха, показали, что за год могут вырастать боковые отвершки
длиной 22—30 м, шириной до 8 м и глубиной до 3 м, а углубление
тальвега основного оврага за это время составило 0,35 м. Особенно ак¬
тивна глубЦнная эрозия в начале осени, когда борта оврагов, не защи¬
щенные снегом, промерзают, а по тальвегу еще перемещаются времен¬
ные водотоки [95], летом же существенно интенсивнее протекает бо¬
ковая эрозия.
Вследствие широкого развития влажных торфяников и сурового
климата на территории Таз-Хетско-Енисейской области весьма интен¬
сивно развиваются повторно-жильные льды, часто формирующие огром¬
ные полигональные массивы. Здесь же нередко протекают процессы
многолетнего пучения, особенно активного на участках осушения озер —
в хасыреях. На таких участках происходят современное зарождение буг¬
ров пучения и рост бугров, сформировавшихся в более ранние этапы.
Из интересных посткриогенных явлений, отмеченных в пределах об¬
ласти, следует упомянуть западинно-бугристый рельеф, описанный
Е. Б. Белопуховой в бассейне р. Большая Хета, и установленную ею
псевдоморфозу в средней части разреза казанцевской равнины — са¬
мую северную находку этого явления [39]. На поверхностях террас и
водоразделов часто отмечаются массивы выпукло- и плоскобугристых
торфяников, располагающиеся нередко в непосредственной близости
друг к другу.
Заключение. Положение Таз-Хетско-Енисейской области близ гра¬
ницы геокриологических зон прерывистого и сплошного развития мерз¬
лых толщ определяет пестроту и сложность инженерно-геокриологиче¬
ской обстановки ее юга, которую в целом можно отнести к одной из
самых сложных в Западной Сибири, требующей весьма тщательного и
конкретного изучения при освоении.
Нижнеенисейская северная область
Общие сведения. Описываемая область занимает низовья долины
р. Енисей севернее широты устья р. Хантайка. В рельефе ее большую
часть занимает пойма р. Енисей и третья надпойменная терраса; на
правобережье Енисея развиты ледниковая и водно-ледниковая равнина
позднечетвертичного (зырянского) времени. Особенно широко пойма
развита к северу от пос. Усть-Порт, где ширина ее достигает 45—60 км.
Поверхности поймы и третьей террасы плоские, они выделяются
равнинностью, заозеренностью и интенсивной степенью заболоченности.
Напротив, ледниковая и водно-ледниковая равнины имеют холмистый
264
рельеф с заболоченными впадинами и дренированными склонами, на ко¬
торых в южной части области развиты еловые и лиственничные редко¬
лесья. Пойма р. Енисей практически на всем протяжении занята густы¬
ми зарослями кустарника, высотой нередко более 2 м.
Отложения, слагающие пойму, представлены разнозернистыми пес¬
ками, супесями и суглинками с включением гравия и гальки. Водораз¬
дельное плато с поверхности сложено моренными суглинками и водно¬
ледниковыми песками с большим количеством обломочного материала.
В отложениях третьей террасы преобладают слоистые суглинки с боль¬
шим количеством органики.
Распространение, температуры и мощность многолетнемерзлых по¬
род. Породы всех вышеописанных комплексов находятся практически
повсеместно в многолетнемерзлом состоянии. Многолетнемерзлые поро¬
ды формируются даже на заливаемых в весеннее время островах р. Ени¬
сей. Талые грунты развиты под руслом р. Енисей и его крупных прито¬
ков, под акваторией озер, на участках с высокими кустарниками, зано¬
симыми зимой снегом.
Значительная протяженность территории области с севера на юг,
а также неравномерность отепляющего влияния реки обусловили ши¬
рокий диапазон изменения среднегодовых температур грунтов. Так,
если на юге области в пределах поймы они не снижаются ниже —1 °С,
составляя обычно —0,5... —0,7 °С, то в северных районах они пони¬
жаются до —2... —3 °С. Такие температуры формируются на хорошо
дренированных, приподнятых островах поймы, в зимнее время с поверх¬
ности которых снег уносится в пониженные котловины, в результате че¬
го и происходит интенсивное выхолаживание пород. Здесь же, на участ¬
ках поймы с густыми зарослями ивы среднегодовые температуры грун¬
тов нередко на 1,5—2,0 °С выше. Еще более интенсивное отепляющее
влияние на температуры грунтов оказывают теплые воды Енисея. На
участках, примыкающих к руслу Енисея, температура нередко повы¬
шается до —0,5... —1 °С.
Характер мерзлотных условий более высоких элементов долины
Енисея отличен на севере и на юге области. На севере, в районе г. Ду¬
динки ММП имеют преимущественно сплошное распространение. Здесь
мерзлым толщам в пределах первой надпойменной террасы чаще при¬
сущи температуры около —4... —6 °С, а на низкой пойме — около —3...
—4 °С. Однако на отдельных участках здесь можно встретить и преры¬
вистое распространение мерзлых пород — в этих случаях даже толщам
в пределах высокой поймы присущи температуры —0,5... —2 °С, а под
руслом реки, под озерами и даже в устьях крупных логов и под конуса¬
ми выносов больших оврагов среднегодовая температура грунтов не¬
редко выше 0° [68]. На юге близ устья р. Хантайки и в ее долине на
молодых элементах рельефа породы нередко талые. Однако и здесь
даже в пределах прирусловых валов отмечалось наличие мерзлых пе-
релетков мощностью более 2 м, а в пределах торфяных массивов тем¬
пература пород может быть ниже —2 °С (рис. 90)*.
Более низкие температуры формируются на водораздельных ледни¬
ковых и водно-ледниковых равнинах. В южных районах они относитель¬
но высокие и составляют —2... —3 °С. Здесь же на участках торфяников
среднегодовые температуры опускаются ниже —3 °С. К северу от г. Ду¬
динка на междуречных равнинах среднегодовые температуры ниже —3°
развиты повсеместно.
Мощности ММП хорошо изучены лишь в самой северной части опи¬
сываемой области. Здесь глубокими скважинами, пробуренными Усть-
Енисейской экспедицией НИИГА, мерзлый керн поднят с глубин 330—
* Строго говоря, участки, показанные на рис. 90, располагаются несколько вос¬
точнее описываемой нами территории. Однако мы сочли необходимым привести эти
материалы ввиду их информативности и полноты.
265
Рис. 90. Типичные геокриологические раз¬
резы и температурные кривые в районе
Большого Хантанского порога (по Г. С.
Константиновой):
а — скважина в понижении рельефа; б— на ров¬
ной залесенной поверхности; в — на торфяном
бугре. /—торф; 2 —суглинок слоистый (глина
ленточная); 3 — песок с гравием и галькой; 4 —
супесь; 5 — шлиры льда мощностью от 1 до 30 см;
6 — шлиры и линзочки льда мощностью менее
1 см; 7 —гнезда льда; 8 — верхняя (а) и нижняя
(б) поверхности многолетнемерзлых пород
Рис. 91. Криогенная текстура отложе¬
ний, слагающих каргинскую террасу в
Устье р. Сухая Дудинка (по И. Д. Да¬
ниилову) :
1 — супесь; 2 — ленточные глины: мощность
лент 1—4 мм (а) и 10—15 мм (б); 3 — сугли¬
нок темно-серый, неслоистый, грубый, слабо
уплотненный, сильно песчанистый, с галькой,
гравием, мелкими валунами и обломками ра¬
ковин; 4 — песок желтовато-серый, мелкий, с
горизонтальной и косоволнистой слоистостью,
с линзами аллохтонного торфа и обломками
раковин; 5—7 — криогенные текстуры: 5 — сет¬
чатая, 6 — слоистая, 7 — массивная. В ленточ¬
ных глинах присутствуют глинисто-карбонат¬
ные конкреции, датированные (по И. Д. Да¬
нилову, О. Б. Парунину [49]) возрастом
30 000± 700 лет (МГУ — 527)
372 м и даже с 402 м. В южной части области мощность ММП с по¬
верхности редко превышает 35—40 м.
Криолитологические особенности многолетнемерзлых пород. Крио¬
литологические особенности этой области частично охарактеризованы в
работах Г. С. Константиновой, А. П. Тыртикова, Н. С. Шевелевой и
Л. С. Хомичевской, И. Д. Данилова, Л. С. Гарагули и др. Эти мате¬
риалы свидетельствуют о том, что в пределах области развиты толщи
практически всего криогенетического спектра — от мощных синкриоген-
ных толщ в долинном террасовом комплексе Енисея на севере области
до молодых эпикриогенных пород на юге. Самой общей чертой криоген¬
ного строения является преимущественное развитие генетически неод¬
нородных и синкриогенных пород в пределах мерзлых толщ позднечет¬
вертичных террас и поймы и эпикриогенных (?) пород ледникового и
водно-ледникового генезиса. Однако криогенная природа последних
весьма дискуссионна. Особенно наглядно это можно продемонстриро¬
вать на примере весьма характерных для этой области толщ ленточно¬
подобных глин, о криогенетической принадлежности которых высказы¬
ваются полярные суждения. По данным Л. Н. Крицук, описавшей лен¬
точные глины в устье р. Хантайки, они имеют эпикриогенную природу.
Здесь ленточные глины характеризуются крупношлировой слоистой
криотекстурой. Мощность ледяных прослоек в разрезе ленточных глин
в устье р. Хантайки увеличивается с глубиной от 3 до 20 см. Соответст¬
венно увеличивается и расстояние между ними с 5 до 60 см. Максималь¬
ная мощность ледяных прослоев характерна для этих толщ на глуби¬
266
нах 10—12 м. Глубже льдистость резко уменьшается и на глубине 15—
18 м сегрегационный лед уже встречается лишь в виде небольших линзо¬
чек. Характерно, что иногда подстилающие ленточные глины моренопо¬
добные суглинки салехардской свиты часто имеют массивную криотек¬
стуру и сравнительно небольшую льдистость (30—35 %). Эти особенно¬
сти толщ, по мнению Л. Н. Крицук, дают основания для их отнесения к
эпикриогенным. Иного взгляда придерживается И. Д. Данилов, описав¬
ший сходную по составу и строению толщу ленточных глин в разрезе
позднечетвертичной террасы близ устья р. Сухая Дудинка (рис. 91).
Здесь пачка ленточных глин мощностью 6—8 м подстилается суглинка¬
ми с морской малакофауной, ниже постепенно сменяющимися песками
также с обломками морских раковин.
По мнению И. Д. Данилова, в разрезе запечатлены последователь¬
ные стадии развития ингрессивного бассейна лагунного типа. Особен¬
но показателен в этом плане криолитологический облик толщ, в котором
выделяется высокая льдонасыщенность ленточных глин и весьма не¬
значительная льдистость подстилающих их суглинков и песков. Это
заставляет сомневаться в возможности промерзания ленточных глин
сверху — эпигенетическим способом. В этом случае залегающий в раз¬
резе песок должен был представлять собой водоносный горизонт, отку¬
да поступала влага к продвигавшемуся сверху вниз фронту промерза¬
ния, однако при этом трудно объяснима очень малая льдистость разде¬
ляющих пески и глины суглинков. По заключению И. Д. Данилова [48],
более вероятно, что миграция влаги к фронту промерзания осущест¬
влялась сверху из водонасыщенного осадка, а промерзание пород шло
снизу вверх, т. е. сингенетически. Это предположение подтверждается и
криогенной текстурой глин — в разрезе отмечено ритмичное достаточ¬
но равномерное чередование пачек со слоисто-сетчатой и базальной
криотекстурой (см. рис. 91), что также, вероятнее всего,— проявление
синкриолитогенеза. Время накопления ленточных глин и время их про¬
мерзания надежно датировано по радиоуглероду сингенетических гли¬
нисто-карбонатных конкреций, извлеченных из толщ глин [49]. Их воз¬
раст оказался 30 000±700 лет (МГУ-527), что соответствует каргин-
скому этапу, отличавшемуся большой степенью суровости геокриоло¬
гической ситуации [31].
Помимо каргинских толщ сингенетически промерзшими на терри¬
тории области являются пойменные отложения и массивы торфяников.
Однако среди них часто отмечаются участки, промерзание которых бли¬
же к эпикриогенному типу, а в ряде случаев криогенетическую принад¬
лежность толщи однозначно идентифицировать сложно. К ним относят¬
ся промерзающие на пойме подозерные талики. Динамику новообра¬
зования мерзлых пород под днищем спущенного озера наблюдал
В. Г. Кондратьев [68]. Здесь линза мерзлых пород формировалась в
толще несквозного подозерного талика (рис. 92). За первые три года
сформировалась многолетнемерзлая толща мощностью 1,85—3,45 м, а
за 5 лет 2,45—4,60 м, причем продвижение фронта промерзания шло
сверху вниз, однако промерзали нелитифицированные сильновлажные
грунты (т. е. хотя направление промерзания ближе к традиционно по¬
нимаемому эпигенетическому типу, тип промерзания ближе к синге¬
нетическому). С самого начала промерзание этого массива сопровожда¬
лось образованием сегрегационных бугров пучения на наиболее актив¬
но промерзающих участках. За первый год высота бугров достигала
0,1—0,2 м при диаметре основания 8—10 м, а в результате сдувания с
их поверхности снега в зимнее время происходило еще большее охлаж¬
дение; за пять лет промерзания высота бугров достигла 0,3—0,5 м. Буг¬
ры сложены сильнольдистыми породами (льдистость более 60—70 % ),
криогенная текстура их преимущественно линзовидно-слоистая
(рис. 93). По наблюдениям В. Г. Кондратьева [68], формирование буг¬
ров пучения отмечается как на полностью осушенных участках, так и в
мелководных озерках.
267
Рис. 92. Геокриологический разрез спущенного
озера на пойме р. Енисей, близ г. Дудинка [68]:
1— суглинок' озерно-аллювиальный с прослоями супеси
и включениями растительных остатков; 2 — уровень во¬
ды до осуи1ения озера (до 1969 г.); 3— поверхность
снежного покрова на 16.03.1974 г.; 4 — положение грани¬
цы мерзлой толщи (а — на 1971 г,— через 3 года после
осушения озера; б — на 1974 г.—через 5 лет); 5 — буро¬
вые скважины; а — на плоской поверхности, б — на но-
вообразовавшемся бугре пучения; 6 — температура пород
(в °С) на 27.03.1974 г.
Рис. 93. Геокриологический разрез бугра пучения
высотой около 0,5 м, сформировавшегося на дне
спущенного озера через 5 лет после осушения
[68]:
1 — суглинок с прослоями супеси и включениями расти¬
тельных остатков; 2—4 — криогенная текстура: 2 — мас¬
сивная, 3 — порфировидная, 4 — линзовидно-слоистая;
5 — контакт талых и мерзлых пород
Особенности гидрогеологических условий. Территория области ха¬
рактеризуется наличием подземных вод различных типов. Наиболее ши¬
роко развиты надмерзлотные воды, приуроченные к сезонноталому
слою и несквозным таликам различного генезиса: радиационно-тепло¬
вым, подозерным, подрусловым и т. д. Существенно и содержание вод
сквозного талика под руслом Енисея и его наиболее крупных прито¬
ков— рек Фокина, Убойная, Грязная и Хантайка, особенно в их устье¬
вых частях. Вполне возможно, что под ярусом мерзлых пород залегают
мощные (более 100 м) водоносные толщи с солоноватыми и солеными
водами; особенно это характерно для северных районов области.
Криогенные процессы и явления. На территории области достаточ¬
но широко развиты криогенные явления различного происхождения. По¬
вторно-жильные образования весьма широко распространены на севере
области, в южных же ее районах они встречаются реже. Полигонально¬
жильные структуры здесь чаще приурочены к массивам торфяников и
268
Рис. 94. Разрез торфяно-минерального
бугра пучения и окружающих его по¬
нижений на первой надпойменной тер¬
расе р. Хантайки (по А. П. Тыртико-
ву):
/—торф; 2— песок с галькой; 3 — суглинок
слоистый; 4 — ленточная глина; 5 — гнезда
льда; 6 — мощные шлиры льда; 7 — верхняя
граница многолетнемерзлых пород
Дм
описаны в долинах р. Хантайки и ее правого притока р. Сиговой. На по¬
верхности II надпойменной террасы р. Хантайки в торфянике мощно¬
стью более 6 м, сложенном гипново-сфагновым слаборазложившимся
торфом, описаны жилы шириной в верхней части более 1,5 м: жила
вскрыта на 2,5 м, а ее полная вертикальная протяженность очевидно,
превышает 4—6 м. Даже на высокой пойме р. Сиговой (высота поверх¬
ности 5—6 м над меженным уровнем реки) в валунно-галечных суглин¬
ках отмечены сингенетические жилы, по мнению Е. Г. Карпова, расту¬
щие в настоящее время.
В пределах области широко распространены бугры пучения на тор¬
фяных массивах. Высота бугров нередко превышает 7 м, а в отдельных
случаях достигает Эми более. А. П. Тыртиков приводит разрез бугра
пучения высотой 9 м на первой надпойменной террасе р. Хантайки.
Здесь мощность шлиров льда в осевой части бугра превышает 8 м, а
в верхних 1,8 м, сложенных торфом, лед составляет 80—90 % объема
слоя (рис. 94). Бугры пучения в описываемой области имеют, судя по
датировке ,4С из торфа, перекрывающего бугры в районе г. Дудинка,
чаще всего относительно древний (старше 3,5—4 тыс. лет) возраст. Од¬
нако здесь нередко можно встретить и молодые бугры пучения, высотой
до 1,5—2,2 м.
Максимальная глубина сезонного оттаивания пород колеблется в
пределах области от 0,4 (в пределах торфяников на участках с низкими
среднегодовыми температурами) до 1 —1,5 м (в супесчано-суглинистых
отложениях с температурами, близкими к 0 °С. На локальных участ¬
ках в галечниках и крупных песках, где сильное отепляющее влияние
оказывают поверхностные и грунтовые воды, глубина сезонного оттаи¬
вания увеличивается до 2,5 м. Глубина сезонного промерзания в южной
части области, на участках, где развиты сквозные или надмерзлотные
талики, варьирует от 30—40 см на участках обильного снегонакопления
до 70—80 м — при маломощном снежном покрове. В целом по террито¬
рии преобладающим распространением пользуются континентальный и
устойчивый типы сезонного промерзания и оттаивания.
Сравнительно активное сезонное протаивание и промерзание опре¬
деляют и достаточно интенсивное проявление образования пятен-ме¬
дальонов и солифлюкции. Пятнистые тундры развиты практически по
всей территории водораздельной равнины на правобережье Енисея; в
одних местах пятна встречаются реже, в других они покрывают всю
поверхность и отделяются одно от другого лишь узкими полосами дер¬
нины. Диаметр пятен колеблется от 0,5 до 1,5 м. В южных районах об¬
ласти— в бассейне р. Хантайки, где преобладает лесотундровая и та¬
ежная растительность, встречаются лишь отдельные пятна-медальоны,
а очень редко — преимущественно на сильнооторфованном субстрате—
отмечаются группы пятен. Солифлюкционные явления особенно актив¬
ны на склонах речных долин, сложенных пылеватыми грунтами.
Заключение. Учитывая существенную дифференциацию геокриоло¬
гической обстановки по территории области, ее инженерно-геологиче¬
ская ситуация может быть охарактеризована как весьма сложная. Осо¬
269
бенно неблагоприятная она в районах с пестрым распределением пород,,
имеющих различные среднегодовые температуры и льдистость. При ос¬
воении территории особенно следует опасаться активизации процессов
пучения и термокарста, а также солифлюкции и термоэрозии на скло¬
нах.
ГЛАВА IX
геокриологическая характеристика центральной зоны
КОНТИНЕНТАЛЬНОГО РЕГИОНА
Центральная зона — зона совместного распространения многолетнемерз¬
лых и сезонномерзлых пород—занимает огромную площадь и протяги¬
вается от Северного полярного круга до широтного Приобья (см..
рис. 58). Южная граница зоны совпадает с границей распространении
ММП верхнего слоя, проведенной по предельно южным их островам.
Она проходит по линий верховьев р. Пелым — южнее пос. Северный —
пос. Карымкары— севернее г. Ханты-Мансийск — среднее течение
р. Большой Салым — пос. Ярсомовы — г. Нижневартовск — долина
р. Вах — долина р. Дубчес.
Рельеф в пределах зоны достаточно разнообразен. Северные и цент¬
ральные районы расположены в полосе морских трансгрессий и средне¬
четвертичного оледенения и сложены ледниковыми, ледниково-морскими
и морскими отложениями. Участки с холмистым моренным рельефом
хорошо выражены в Приуралье, верховьях р. Таз и Приенисейских райо¬
нах. В центре южнбй части зоны моренный рельеф отсутствует и обшир¬
ные равнины сложены озерно-аллювиальными отложениями. Рельефа
этих равнин более плоский, речные долины врезаны чаще всего неглу¬
боко, а слабодренированные междуречья заняты болотами. Особенно ти¬
пичны для зоны бугристые и выпуклые (грядово-мочажинные сфагно¬
вые) торфяные массивы, формирующиеся в оптимальных для торфона-
копления условиях. К ним относят, в частности, огромные торфяные мас¬
сивы Сургутского Полесья.
Климат Центральной зоны более континентальный, чем Северной.
Для нее характерны умеренно суровая, многоснежная зима (со сред¬
ней температурой января от —20 до —29 °С) и сравнительно теплое
и влажное лето. Осадков выпадает в среднем 450—550 мм в год (Бере-
зово 513 мм, Сургут 482 мм, Толька 549 мм, Игарка 497 мм). Макси¬
мальные мощности снежного покрова отмечены в восточных районах,,
где зимой наблюдается оживленная циклоническая деятельность, и в-
феврале — марте составляют 90—100 см. Среднегодовые температуры
воздуха на севере —8... —9 °С, а вблизи южной границы зоны около
—2... —3 °С. Амплитуды температур воздуха изменяются от 36 °С на
западе до 43 °С на востоке.
Распределение растительности существенно зависит от особеннос¬
тей рельефа, глубины залегания грунтовых вод (для зоны в целом ха¬
рактерно близкое к поверхности залегание грунтовых вод) и литологи¬
ческого состава отложений. В целом зона отличается избыточным ув¬
лажнением, большой заболоченностью и широким развитием торфяных
массивов. Леса приурочены к невысоким холмам и увалам междуре¬
чий, а также дренированным речным террасам и склонам, где они за¬
нимают нередко 50 % территории и более, а к северу от широты Сибир¬
ских Увалов их площади сокращаются до 20 %. В пределах Централь¬
ной зоны широко развита северотаежная и среднетаежная раститель¬
ность.
По характеру площадного распространения многолетнемерзлых и
сезонномерзлых пород, их среднегодовым температурам Центральная
зона Континентального региона Западно-Сибирской плиты разделена на
две подзоны: Игарка-Нумтинскую и Туруханско-Угутскую (см. рис. 58,
табл. 19).
270
Игарка-Нумтинская подзона
Игарка-Нумтинская подзона расположена на севере описываемой зо¬
ны. Южная ее граница проходит по линии верховья р. Ляпин — долина
р. Куноват — оз. Нумто — среднее течение р. Пякупур — долина р. Ху-
досей — устье р. Турухан.
Для этой подзоны характерно прерывистое по площади распростра¬
нение ММП: массивно-островное на большей ее территории и остров¬
ное— на юге в ряде областей. Площадь, занятая ММП, по мере про¬
движения на юг уменьшается. Вблизи Северного полярного круга она
•составляет около 92—95 % территории; у южной же границы подзоны
площадь распространения ММП достигает 40—50 % территории и в
большинстве случаев приурочена к торфяникам. В северной части под¬
зоны существуют мощные мерзлые толщи, прерываемые таликами лишь
в поймах рек Ныда, Евояха, Сандиба, Хэяха и др. В центральных час¬
тях ее широко развиты как сквозные, так и несквозные талики (несли-
вающаяся мерзлота). Последние часто встречаются в пределах надпой¬
менных террас и междуречных равнин. Глубина залегания кровли мно¬
голетнемерзлых пород в этих случаях составляет, как правило, 4—10,
реже 20 м. Приурочены такие талики чаще всего к песчаным отложе¬
ниям с участками, покрытыми достаточно густым березово-лиственнич-
;ным лесом. В южных районах ММП приурочены к торфяникам и участ¬
кам, сложенным суглинками.
Игарка-Нумтинская подзона отличается большой пестротой темпе¬
ратурного поля мерзлых пород. Здесь среднегодовая температура грун¬
тов изменяется в довольно больших пределах: от —4,5 до 3 °С. Основ¬
ной же фон температур многолетнемерзлых пород в ее пределах состав¬
ляет —1... —3 °С. Наиболее высокие температуры (до 2,5—3 °С) встре¬
чены в долинах рек Полуй, Надым и Пур на аллювиальных песчаных
террасах в местах развития сосновых боров и песчаных раздувов. Наи¬
более часто они здесь составляют 1—2 °С. В поймах рек юга подзоны
ММП развиты в виде отдельных массивов. Температура на таких уча¬
стках не опускается ниже —1 °С [100].
В пределах описываемой подзоны выделено 10 областей, отличаю¬
щихся спецификой распространения и температурного режима ММП
^см. рис. 58).
'Зауральская область
Общие сведения. Зауральская область расположена между склонами
Урала на западе и долиной р. Обь — на востоке. На севере она протя¬
гивается вплоть до Полярного круга, а на юге доходит до широты устья
р. Куноват. Близость Полярного и Северного Урала обусловили доста¬
точно суровые климатические условия по сравнению с прилегающими
территориями. Среднегодовая температура воздуха в пос. Мужи со¬
ставляет —6,3 °С. Наиболее холодный период декабрь—январь (сред¬
немесячная температура воздуха в январе —26,3 °С), а наиболее теп-
.лый месяц — август, когда среднемесячная температура воздуха подни¬
мается до 13,9 °С. Общее количество осадков относительно высокое и
колеблется в пределах от 400 до 500 мм в год и более. При этом наи¬
большие их величины характерны для предгорных районов. Значитель¬
ная часть осадков приходится на теплый период. Зима сравнительно хо¬
лодная и относительно снежная, высота снежного покрова 50—60 см.
Заморозки нередки в июне и даже начале июля. Реки очищаются ото
льда в конце мая — начале июня. Охлаждающее влияние Урала, с од¬
ной стороны, и отепляющее вод р. Обь — с другой, привели к своеоб¬
разному распределению растительности по территории. В районах, при¬
легающих к Уралу, большие площади заняты тундрой. По направлению
к р. Обь площадь тундры сокращается, уступая место редкостойным
271
елово-лиственничным и елово-пихтовым лесам, среди которых распро¬
странены торфяные массивы, нередко бугристые, с кустарничковой, а
на севере кустарничково-мохово-лишайниковой растительностью.
Рельеф области (в неотектоническом плане эта территория охва¬
тывает северную часть Северо-Уральской крупной ступени) пологий и
пологохолмистый, сильно расчлененный и лишь центральные участки,
междуречий представляют собой плоскую равнину с широко развитыми
'Крупнобугристыми торфяными массивами. Абсолютные отметки поверх¬
ности изменяются от 50 м в Приобской части до 250 м на Мужинском
Урале и Танью-Обском междуречье. Глубина вреза речных долин не¬
редко составляет 50—60 м и более. Заозеренность территории высокая:
в центральных частях до 20 %, несколько снижается вблизи речных до¬
лин и в пределах Мужинского Урала.
Наибольшую площадь занимают среднечетвертичные возвышенные
равнины, образованные в ходе ледникового, водно-ледникового и ледни¬
ково-морского осадконакопления. Основные морфоскульптурные формы
рельефа крайнего запада области (Зауральские регионы) образованы
ледниковой и водно-ледниковой аккумуляцией зырянского ледника.
Здесь же в бассейнах рек Собь и Танью развит комплекс послеледни¬
ковых озерных террас, сформировавшихся в обширных озерных котло¬
винах за конечно-моренными грядами, образовавшимися после таяния
зырянского ледникового покрова [104]. В южных районах основные
особенности рельефа обусловлены деятельностью ледниковой, флювио-
гляциальной и ледниково-морской аккумуляцией среднечетвертичного'
возраста. *
Разрез среднечетвертичных ледниковых, водно-ледниковых, ледни¬
ково-морских (нерасчлененная толща), а также ледниковых верхне¬
четвертичных образований сложен супесями и суглинками, содержа¬
щими различное количество гравийно-галечникового материала, кото¬
рые в разрезе и по простиранию фациально замещаются песками раз¬
личной крупности с гравием и галькой. Во многих районах, в том числе
и в пределах Мужинского Урала, верхняя часть разреза часто сложена
песками. Среди морских, ледниково-морских образований среднечетвер¬
тичного возраста, занимающих значительные площади к югу от доли¬
ны р. Собь, в верхах разреза преобладают суглинистые разности также
с включением гравийных отложений.
Отложения озерных послезырянских террас представлены в основ¬
ном слоистыми супесями, суглинками и пылеватыми песками с преоб¬
ладанием связных разностей. В строении толщ значительное место за¬
нимает обломочный материал как остроугольной формы, так и хорошо
окатанный. Мощность отложений изменяется от 3 до 15 м. Все комплек¬
сы отложений во многих районах перекрыты торфом различной мощ¬
ности, в большинстве случаев не превышающей 2 м, а в пределах озер¬
ных террас 3—5 м и более. Наибольшая вскрытая мощность торфа на¬
блюдалась в бассейне р. Танью (9,5 м).
Распространение, температура и мощность многолетнемерзлых по¬
род. Многолетнемерзлые породы, развитые с поверхности, имеют здесь
преимущественное распространение. Талые породы занимают относи¬
тельно небольшие площади и приурочены к сильнообводненным моча¬
жинам плоско- и выпукло-бугристых торфяников, развитых на водо¬
раздельных равнинах и речных террасах. Следует отметить, что пло¬
щадь, занятая талыми мочажинами, на севере области не превышает
8—10 % общей площади торфяного массива. В поймах рек Сыня, Вой-
кар и других талые породы широко развиты на покрытых кустарником
и смешанными лесами участках. Кроме того, они встречаются на скло¬
нах и прибровочных частях залесенных речных террас, а также в пре¬
делах отдельных сильно расчлененных участков ледниковых и водно¬
ледниковых равнин, покрытых редкостойными лесами, и на старых га¬
рях [97, 100].
272
Температуры ММП области изменяются от 0 до —3 °С; изредка в
пределах торфяных массивов на наиболее крупных буграх пучения се¬
вера области они опускаются до —4 °С. На междуречных пространст¬
вах, лишенных древесной растительности, они наиболее часто состав¬
ляют от —1 до —2 °С. При этом на севере области близкие темпера¬
туры пород фиксируются как на бугристых торфяниках, так и на участ¬
ках междуречий, лишенных торфяного покрова. На юге области в доли¬
нах рек, на склонах междуречий, где получила развитие лесная расти¬
тельность (часто лиственничные и елово-лиственничные замшелые ле¬
са), температуры ММП повышаются от —1 до —0,3 °С. Более низкие
температуры (от —2 до —1,5 °С) встречаются на безлесных массивах
бугристых торфяников. Температуры талых пород обычно изменяются
от 0 до 1 °С.
Мощность ММП в большинстве районов значительная — в север¬
ных районах достигает 300 м. Строение толщ по разрезу в основном
монолитное. В южных районах, а также в пределах долин рек Танью
и Собь наблюдается двухслойное строение толщ ММР. Слой мерзлоты,
залегающий непосредственно с поверхности, в северных районах (до¬
лины рек Танью, Собь) имеет мощность преимущественно 50—70 м, а
в южных районах 20—30 м. Кровля реликтовых мерзлых толщ обычно
прослеживается на глубинах менее 100 м, а мощность нередко превы¬
шает 200 м. В долине р. Сыня на хорошо дренированных участках,
сложенных сверху песками, наблюдается формирование «несливающих-
ся» толщ ММП. Глубина залегания кровли мерзлых пород составляет
около 10 м.
Криолитологические особенности многолетнемерзлых пород. Прак¬
тически все мерзлые породы области эпигенетически промерзшие. Их
суммарная объемная льдистость изменяется в довольно широких пре¬
делах— максимальные величины (80—90 %) свойственны мерзлым тор¬
фяным породам со слоистой и массивной криогенными текстурами. Объ¬
емная льдистость песчаных пород в большинстве случаев не превышает
25—35 %, для них характерны массивные криогенные текстуры
(табл. 32). В глинистых породах, испытывавших неоднократное протаи-
вание и промерзание и поэтому сильно разуплотненных в верхней части
разреза всех геоморфологических уровней области, широко распростра¬
нены слоистые и сетчато-слоистые криогенные текстуры с разреживаю¬
щейся книзу ледяной решеткой (рис. 95). Породы с массивной криоген¬
ной текстурой встречаются редко. Суммарная объемная льдистость этих
пород в первом случае составляет 45—55 % (сегрегационный лед мо¬
жет занимать от 1/4 до 1/3 объема мерзлой породы, см. табл.,32), в
последнем — не более 30—35 %. Особенно велика льдистость суглинис¬
тых пород в пределах минеральных бугров пучения и выпукло-бугрис¬
тых торфяников. На торфяниках нередко встречаются бугры высотой
7—8 м с прослоями и линзами сегрегационного льда мощностью 1 —
1,5 м.
Многолетнемерзлые породы, слагающие озерные террасы Собьской
и Ворчатоской котловин, представлены повсеместно эпигенетическими
толщами. Их льдистость в большинстве своем определяется литологи¬
ческим составом и условиями промерзания. По литологическому составу
отложения представлены чаще всего суглинистыми образованиями с
включением обломочного материала. Песчаные грунты встречаются
редко. Промерзание этих пород происходило в условиях избыточного
увлажнения, нередко с постоянным подтоком воды. В связи с этим
ММП, слагающие I, II и III озерные террасы, представлены в основном
сильнольдистыми грунтами. Среди криогенных текстур преобладают
слоистые и слоисто-сетчатые. Мощность шлиров льда изменяется от
1 мм до 3 см, расстояние между ними составляет 3—7 см и несколько
увеличивается с глубиной; минеральная порода обычно насыщена очень
тонкими прожилками льда. Нередко в разрезе отложений наблюдаются
включения более мощных (до 1 м) прослоев льда с тонкими включе-
18 Зак. 514 273
Таблица 32
Льдистость и криогенное строение эпигенетических многолетнемерзлых пород
Зауральской области, (по В. Т. Трофимову, Ю. Б. Баду, Г. И. Дубикову,
с дополнениями)
Генезис
и возраст
пород
Объемная льдистость, К
Состав пород
Суммарная
Шлировая
Криогенная
текстура
g> f.
mgQii2-4
Суглинки с прослоями
песка под слоем торфа
45—60
25—35
Слоистая, сетча¬
то-слоистая
55
Суглинки
30—35
Массивная
35
Суглинки с прослоями
песков
35—45
10—12
Слоистая
40
Пески
25—35
Массивная
30
laQ^n
Суглинки под слоем тор¬
фа
55—65
30—40
Слоистая, слои¬
сто-сетчатая
60
Суглинки (бугор пуче¬
ния)
30—35
Массивная
30
Пески и супеси
23—35
' 30
”
gQ2ni
Суглинки
25—60
15—25
Слоистая, слои¬
сто-сетчатая
45
laQxn2-3
Суглинки
30-55
20—30
Слоистая
42
Пески
Суглинки
30—40
Массивная
Крупнослоистая,
слоисто-сетчатая
IQm2-3
35
35—70
20—45
50
aQ4m
Суглинки
25—70
15—40
Слоистая
45
1Q4iii
Суглинки
40—55
15—30
45
Пески
20—35
Массивная
30
ниями суглинистого материала. Суммарная объемная льдистость, как
правило, изменяется от 35 до 70 %, в среднем составляя 45—50 %. Наи¬
большая суммарная льдистость отмечается у суглинистых отложений
III террасы, где она нередко превышает 50 % (см. табл. 32).
Пойменные отложения в пределах области имеют генетически не¬
однородное криогенное строение: верхние 3—4 м представлены сингене¬
тическими породами с ритмично-слоистыми криогенными текстурами,
которые подстилаются типичными эпикриогенными толщами.
Свойства пород данной области в региональном плане изучены сла¬
бо. Естественная влажность озерных отложений в бассейне р. Танью
изменяется от 20 до 51 % для глинистых пород, несколько ниже она у
песчаных разностей. Наибольшие значения влажности характерны для
торфяных отложений со слоистой и сетчатой криогенными текстурами
и могут достигать 100 % и более. Плотность грунтов изменяется от 1,0
до 1,75 г/см3; при этом наименьшие значения характерны для оторфо-
ванных супесей и суглинков.
274
А
В
В
Рис. 95. Состав и криогенное строение многолетнемерзлых пород Зауральской обла¬
сти.
Скважины: А — на поверхности кустарничковой тундры на зырянской ледниковой равнине (район
г. Лабытнанги, южное побережье оз. Вындяда-Хасырей); Б — на бугристом торфянике на поверх¬
ности III озерной террасы (среднее течение р. Танью); В — в елово-лиственично-березовом лесу
на поверхности III озерно-аллювиальной равнины (нижнее течение р. Сыня); Г-на заболоченной
залесенной поверхности III озерно-аллювиальной равнины (низовье р. Обь, район пос. Усть-Вой-
кар); Д — на заболоченной залесенной поверхности I аллювиальной террасы (район пос. Усть-
Войкар). / — суглинки и глины; 2 — суглинки с гравием; 3 — пески с гравием; 4 — торф; 5 — лед;
6 — криогенные текстуры (а — слоистая, б — сетчатая, в — массивная)
Осадки при протаивании мерзлых минеральных пород верхней
10-метровой толщи могут достигать 200—400 мм/м, причем наиболь¬
шие значения их характерны для верхней 3—4-метровой части разреза
грунтовой толщи. Наибольшие осадки до 600—800 мм/м наблюдаются
в пределах бугристых торфяников, сложенных сильнольдистыми раз¬
ностями.
Особенности гидрогеологических условий. Здесь развиты над-, меж-
и подмерзлотные воды и воды сквозных таликов. Грунтовые воды тали¬
ков залегают на глубине 1—2 м, а на заболоченных участках и боло¬
тах— на глубине 0,2—0,5 м. Они, как и большинство вод вышеописан¬
ных областей, проявляют общекислотную агрессивность по отношению
к бетонам.
Криогенные процессы и явления. Относительно большая протяжен¬
ность территории с севера на юг обусловила развитие различных крио¬
генных процессов и интенсивность их проявления, в том числе и типов
18* 275
промерзания и протаивания: в северных районах это длительно устой¬
чивый континентальный мелкий, в южных районах полупереходный уме¬
ренно континентальный мелкий. Наименьшие глубины протаивания (до
0,3—0,6 м) наблюдаются в пределах торфяных массивов. Супесчано-су¬
глинистые отложения протаивают на 0,5—1,2 м, при этом наименьшие
глубины характерны для участков замшелых лесов с мощным моховым
покровом. Пески протаивают на глубину до 1—2 м. Среди мерзлотных
процессов также широко развиты термокарст и связанные с ним формы
рельефа (западины, котловины) и пучение грунтов, особенно интенсив¬
но проявляющееся на торфяниках, где нередко формируются сегрега¬
ционно-инъекционные бугры значительных размеров. Морозобойное рас¬
трескивание развито слабо.
Заключение. Инженерно-геокриологические условия описанной об¬
ласти весьма сложные и изменяются с севера на юг. Наиболее сложны
они в южных районах области, где широко развиты грунтовые толщи с
температурами, близкими с 0 °С, а также и пучение (сезонное и мно¬
голетнее). Наиболее благоприятные условия характерны для возвышен¬
ных участков, сложенных песками.
Усть-Обская область
Общие сведения. Усть-Обская область включает низовья долины р. Обь
(от устья р. Войкар до устья р. Обь) и примыкающую к ней часть до¬
лины р. Полуй. В геоморфологическом отношении она представляет со¬
бой плоскую заболоченную поверхность высокой и низкой пойм и при¬
легающих к устью р. Обь островов Обской губы; частично территория
области захватывает склоны высоких террас (на востоке).
В составе аллювия поймы р. Обь преобладают мелкие, пылеватые
пески, суглинки, супеси и торф. Самые верхние части разреза представ¬
лены в основном оторфованными, супесчано-суглинистыми отложения¬
ми. Высокие террасы сложены различным по составу материалом, сре¬
ди которого в верхней части преобладают мелкие и пылеватые пески.
Распространение, температура и мощность многолетнемерзлых по¬
род. Непосредственно в устьевой части долины р. Обь, где преобладают
в основном мохово-кустарничковые ассоциации, наблюдается очень ши¬
рокое развитие по площади мерзлых пород. К югу площадь ММП не¬
сколько уменьшается, здесь мерзлые породы приурочены к наиболее
возвышенным участкам с мохово-кустарничковой растительностью. На
террасах и склонах водораздельного плато долины р. Обь среднегодо¬
вые температуры грунтов изменяются от —0,1 до —3 °С [89], а под
торфяниками иногда опускаются ниже —4 °С.
Температура ММП поймы изменяется от 0 до —2 °С, причем наи¬
более низкие температуры встречены в центральных возвышенных уча¬
стках островов Обской губы и в пределах соров. Южнее широты г. Са¬
лехард температура мерзлых пород не опускается ниже —1 °С.
Мощность ММП в пределах Усть-Обской области сильно изменяет¬
ся по площади в зависимости от геоморфологической ситуации. На
правобережье р. Обь с поверхности залегает мерзлая толща, мощ¬
ность которой изменяется от 25 до 80 м [11, 39]. Ниже, на глубинах
75—127 м залегает реликтовый слой ММП. Его подошва в пределах
водораздельных останцов залегает на глубине 180—190 м, на озерно¬
аллювиальной равнине— 130—150 м, а в пределах I надпойменной тер¬
расы— около 110 м.
В пределах поймы р. Обь мощность мерзлых пород изменяется от
20 до 80 м, увеличиваясь от зоны прирусловых отмелей к тыловым час¬
тям высокой поймы. Сравнительно большие мощности (от 30 до 80 м)
наблюдаются на участках мелководных соров. Под руслом р. Обь мно¬
голетнемерзлые породы отсутствуют.
276
Криолитологические особенности многолетнемерзлых пород. Самая
характерная криолитологическая особенность области — повышенная
мощность толщи голоценовых отложений поймы р. Обь и лайды Об¬
ской губы (до 25—30 м). Состав этой толщи преимущественно суглинис¬
тый и, судя по криогенному строению, толща в верхней части разреза
лромерзала сингенетически. Нередко мощность такой глинистой пачки
в верхней части разрезов пойм в устье р. Обь и лайды Обской губы
превышает 8—10 м. Льдистость этих толщ достигает 60—70 %. В раз¬
резах, где лайды Обской губы сложены пылеватыми песками, имеющи¬
ми массивную криотекстуру, в них часто отмечаются линзы и прослои
тонкослоистых оторфованных супесей, имеющих ритмичную линзовид-
но-слоистую криотекстуру синкриогенного типа. Льдистость таких сло¬
истых разрезов также велика — более 45—50 % [88, 100].
Для эпикриогенных суглинисто-глинистых пород, слагающих неза-
торфованные участки поверхности террас, характерна невысокая объем¬
ная льдистость, что во многом обусловлено значительным количеством
незамерзшей воды в них. Тем не менее шлировая объемная льдистость
этих пород практически не бывает ниже 10—15%. Существенно ниже
льдонасыщенность пород песчано-супесчаного состава, она редко до¬
стигает 30 %, криогенная текстура здесь, как правило, массивная.
Наибольшей льдонасыщенностью характеризуются суглинистые по¬
роды, перекрытые сверху 2—4-метровым слоем торфа. Им свойственны
слоистые, реже сетчатые, крупношлировые криогенные текстуры. Имен¬
но такие породы слагают подавляющую часть территории всех надпой¬
менных террас. Объемная льдистость песчаных пород с массивной крио¬
генной текстурой обычно составляет 30—40 %, что соответствует влаж¬
ности, близкой к полной влагоемкости, редко выше ее [100].
В пределах торфяных массивов криогенное строение нередко услож¬
няется в основном за счет присутствия сегрегационных и повторно жиль¬
ных макрольдов. Жилы часто имеют неправильную конфигурацию в
разрезе, слои торфов и подстилающего их суглинка нередко вблизи кон¬
такта с жилой поднимаются вверх, что подтверждает сингенетический
характер жильного льдообразования. Торф чаще всего сильно льдо¬
насыщен— объемная льдистость до 80—90 %. Нередко на контакте тор¬
фа с подстилающими породами встречаются линзы сегрегационного
льда мощностью до 1 м.
Особенности гидрогеологических условий. Распространение подзем¬
ных вод в пределах области весьма разнообразно. Помимо пресных
надмерзлотных вод сезонноталого слоя и вод таликов гидрогенного и
радиогенного классов здесь изучены подмерзлотные воды, отмеченные
в меловых песчаных отложениях на глубинах 135, 170 и 201 м. Эти во¬
ды характеризуются высоким напором и значительным засолением. На¬
порные подмерзлотные воды нижнеплейстоценовых отложений встрече¬
ны лишь на отдельных участках, они также отличаются высокой мине¬
рализацией (до 5—10 г/л). Воды, приуроченные к среднеплейстоцено¬
вым отложениям, чаще безнапорные. Только иногда в мерзлой средне¬
плейстоценовой толще попадаются линзы соленых напорных вод, име¬
ющих отрицательную температуру [39, 57].
Криогенные процессы и явления. В пределах поймы р. Обь преиму¬
щественно развиты ММП, а также участки несливающихся мерзлых
толщ. Поэтому здесь следует охарактеризовать как сезонноталый, так и
сезонномерзлый слои. Мощность первого изменяется от 0,6 до 2 м. Мини¬
мальные его мощности присущи оторфованным пойменным высоко¬
льдистым суглинкам в тыловой части поймы, максимальные — к участ¬
кам, заросшим ивняком и осокой, с благоприятными условиями снего¬
накопления. На прирусловых отмелях, в днищах осушающихся соров
нередко наблюдается современная трансформация сезонномерзлых
грунтов в многолетнемерзлые. Максимально возможная мощность се¬
зонномерзлого слоя в пределах области достигает 3 м. На высоких
элементах рельефа на супесях и песках сезонное протаивание в зави¬
277
симости от характера растительности составляет от 0,7 до 1,7 м, а на*
суглинистых грунтах до 1,2—1,4 м. Под торфяниками оно не превы¬
шает 0,7 м. Наиболее широко развиты в пределах области полупереход-
ный и переходный континентальные типы сезонного протаивания и пе¬
реходный тип сезонного промерзания.
Из криогенных явлений также широко развиты термоэрозионные
8роцессы на правобережье р. Обь, где образованы овраги длиной 0,3—
,6 км, а в отдельных случаях до 2 км, нередко с незадернованными
бортами, активно развивающиеся, часто с временными водотоками, оп¬
ределяющими интенсивный донный размыв. Наиболее активное разви¬
тие оврагов связано с весенним снеготаянием. По наблюдениям
В. К. Данько [52], в районе г. Лабытнанги линейный прирост оврагов
в мае—июне достигал 84 м, а за последующие три месяца — всего 5 м.
Овраги в прибрежной части интенсивно растут в глубину — до
0,65 м в год, а склоновые овраги — в длину: до 2—15 м в год. При на¬
рушении поверхностных условий скорость роста последних может со¬
ставлять сотни метров в год [52].
Заслуживают внимания и описанные в минеральных грунтах Усть-
Обской области сингенетические верхнеплейстоценовые повторно-жиль¬
ные льды в толще III террасы на глубинах 3—6 му г. Лабытнанги
и у пос. Аксарка. На глубинах 2—4 м восточнее устья р. Вануйто в
оторфованных супесях описаны жилы шириной более 2,5—3 м и высо¬
той от 3—4 (видимая) до 8—10 (?) м (предполагаемая), указывающие
на то, что в оптимум голоцена эти толщи не протаивали.
Широко развиты в пределах области процессы сезонного и много¬
летнего пучения (сезонные бугры достигают высоты 1—1,5 м, много¬
летние— свыше 2 м), а также термокарста, часто приуроченного к по¬
лигонально-жильным массивам в пределах торфяников. Отмечена ак¬
тивная переработка берегов Обской губы термоабразией, особенно во>
время шторма, приводящей менее чем за сутки к образованию волно¬
прибойных ниш глубиной 5—7 м к обрушению блоков мерзлого грунта
объемом более 500—700 м3 [52].
Заключение. Инженерно-геокриологическая обстановка Усть-Обской
области может быть охарактеризована как весьма сложная в связи с
неоднородным распределением по площади и по разрезу почти всех
вышеперечисленных характеристик мерзлотных условий.
Обь-Надымская область
Общие сведения. Обь-Надымская область включает территорию Обь-
Полуйского и Полуй-Надымского междуречий и северную часть долины
р. Полуй. На юго-западе она ограничена долиной р. Куноват, на запа¬
де— поймой р. Обь (см. рис. 58).
Климат области более континентальный по сравнению с террито¬
риями областей, расположенных на п-ове Ямал, суровый. Среднегодо¬
вая температура воздуха по данным метеостанции г. Салехард —8 °С*
а на южной оконечности области —6 °С (метеостанция Нумто). Самый
холодный период декабрь — январь, когда среднемесячная температура
воздуха в г. Салехард составляет —24,3 27,2 °С, а в районе Нум¬
то — 26,9 °С. Наиболее теплый месяц года — июль, среднемесячная тем¬
пература которого достигает 15,2 °С. Продолжительность периода со
среднесуточной температурой воздуха выше 0 °С составляет 130—
140 дней. Суммарное годовое количество осадков на севере составляет
около 400 мм, а на юге области — около 450 мм. При этом большая
часть их, как и на прилегающих территориях, выпадает в теплый пе¬
риод года. Высота снежного покрова изменяется от 40—50 см в север¬
ных до 70 см и более — в юго-восточных районах области. Устойчивый
снежный покров нередко появляется в конце сентября — начале ок¬
тября.
278
Область расположена в южной лесотундре и в основном в север¬
ной тайге с типичной для нее древесной растительностью. Это обычно
редкостойные леса, на севере области — елово-березово-лиственничные
лишайниково-моховые и лишайниковые с участками тундр. К югу от
широты р. Ярудей они сменяются елово-лиственничными с березой, а
-еще южнее — лиственнично-еловыми с кедром лесами. В бассейне р. На¬
дым распространены сосново-лиственничные леса. Болота, занимающие
огромные площади на междуречьях, преимущественно кустарничково-
лишайниково-моховые с редкими деревьями.
В неотектоническом плане область расположена в пределах Обь-
Казымского сводоподобного поднятия. Рельеф ее в целом плоский, сла-
борасчлененный и малодренированный. Абсолютные отметки поверхно¬
сти изменяются от 30 до 140 м. Наиболее высокие отметки поверхно¬
сти (100—140 м) наблюдаются в северной части области, в районе воз¬
вышенности Салемал. Именно здесь прослеживается самая высокая
расчлененность рельефа. Глубина вреза речных долин составляет 25—
30 м, а на севере области и в пределах Полуйской возвышенности пре¬
вышает 50 м. Междуречные пространства, как отмечено выше, плоские
и сильно заболоченные. Особенно сильно заболочены и заозерены Обь-
Полуйское и Полуй-Надымское междуречья.
Большую часть области (ее юго-восточные и северные районы) за¬
нимает среднечетвертичная морская равнина. Эту равнину на западе
обрамляют озерно-аллювиальные равнины позднечетвертичного возрас¬
та (IV и III террасы), которые развиты в бассейне р. Полуй и широ¬
кой полосой (75—100 км) протягиваются с севера на юг вдоль право¬
бережья р. Обь. На севере области развит комплекс лагунно-морских
террас (I, II и III), а в долине р. Полуй — и аллювиальные террасы.
Отложения, слагающие все вышеуказанные геоморфологические
уровни, представлены различными по литологическому составу дисперс¬
ными породами. Среднечетвертичные отложения салехардской свиты,
представляющие собой сложнопостроенный комплекс морских, ледни¬
ково-морских и прибрежно-морских образований, слагают обычно во¬
дораздельные пространства и нередко вскрываются в цоколе более мо¬
лодых террас. Они имеют мощность в несколько десятков метров, и
лишь в верховьях р. Ярудей (на участках развития линейно-грядового
рельефа) мощность их существенно сокращается. Среди отложений пре¬
обладают суглинистые разности. Во многих местах верхние 3—5 м
разреза представлены песками регрессивной пачки. Отложения поздне¬
четвертичного возраста (аналоги ялбыньинской свиты) представлены в
основном песками, среди которых чаще всего развиты мелкие,и пыле¬
ватые разности, крупнозернистые пески встречаются редко и обычно
приурочены к низам разреза. Разрез озерно-аллювиальных отложений
III террасы, как и отложений лагунно-морских террас, сложен переслаи¬
вающимися песками, супесями и суглинками с преобладанием суглинис¬
тых пород. Аллювиальный комплекс отложений I и II надпойменных
террас и поймы в целом представлен песками с преобладанием мелких
и пылеватых разностей. Суглинки в разрезе встречаются в виде неболь¬
ших прослоев и линз. Так, в пределах поймы р. Полуй они довольно
часто формируются в самой верхней ее части разреза, мощность их со¬
ставляет первые десятки сантиметров. Большинство из описанных от¬
ложений сверху перекрыты толщей торфа с мощностью торфяной зале¬
жи от 1 до 5 м, причем во многих местах она несколько больше 2 м.
Распространение, температура и мощность многолетнемерзлых по¬
род. Современное состояние пород в пределах области достаточно раз¬
нообразное. Если в северной и западной (районы распространения суг¬
линистых заторфованных отложений III озерно-аллювиальной террасы)
ее частях развиты с поверхности преимущественно ММП, то в южных
(Куноват-Полуйское и Ярудей-Хейгияхинское междуречья) достаточно
широко распространены талые грунтовые толщи. Мерзлые породы здесь
приурочены к массивам бугристых торфяников или участкам темно¬
279
хвойных замшелых лесов. Площади развития их хотя и значительные,,
но в целом преобладают талые породы. Непосредственно в долинах рек
Полуй, Собтыюган и более мелких наблюдается еще большая пестрота
в распространении многолетнемерзлых и талых пород.
Среднегодовые температуры мерзлых пород в северных районах об¬
ласти изменяются от —1 до 2,5 °С. При этом наиболее низкие их зна¬
чения приурочены к сильнорасчлененным приподнятым участкам воз¬
вышенности Салемал и развиты к востоку от г. Салехард. Эти участки,
как правило, лишены древесной растительности. Еще более низкие тем¬
пературы (до —3 °С) формируются в пределах бугристо-полигональных
торфяников. В то же время грунты межбугровых понижений имеют
температуру до —1,5 °С. В южных районах области общий фон сред¬
негодовых температур близок к —1 °С. Такие температуры характерны
для участков, занятых елово-лиственничными лесами и сложенных преи¬
мущественно суглинистыми отложениями, а на участках, сложенных в
основном песками, особенно в долинах рек, формируется несливающая-
ся мерзлота. Наиболее низкие значения температур (от —1,5 до —2 °С)
приурочены к выпукло-бугристым торфяникам, а в восточных райо¬
нах— к пологобугристым. В долинах рек на поймах нередко формиру¬
ются ММП с температурой, близкой к О °С; как правило, это частое по
площади чередование мерзлых и талых грунтов. Среднегодовая темпе¬
ратура талых пород обычно не превышает 1 °С, иногда 2 °С.
Температурные замеры ММП ниже зоны годовых колебаний, вы¬
полненные Гидропроектом в скважинах, пробуренных на надпойменной
террасе и междуречье в районе г. Салехард, показали, что температур¬
ная кривая имеет йормальный градиент, а температура не опускается
ниже —0,3 °С (скв. 157) и ниже —0,2 °С (скв. 2). Более низкие темпе¬
ратуры, по-видимому, следует ожидать в центральных районах между¬
речий.
В пределах описываемой области в строении толщ ММП наблю¬
дается следующая закономерность: на междуречных пространствах в
северных районах непосредственно с поверхности развиты преимущест¬
венно монолитные толщи, а в пределах более молодых геоморфологи¬
ческих уровней, в частности, в бассейнах рек Полуй, Собтыюган, Яру*
дей, а также близ широты долины р. Куноват распространены двух¬
слойные многолетнемерзлые толщи. В южных районах (юг междуре¬
чья Куноват — Полуй), а также непосредственно в поймах большинства
рек сформировались реликтовые многолетнемерзлые толщи. Кроме то¬
го, в бассейне рек Полуй и Ярудей широко развиты двухслойные тол¬
щи, в разрезе которых верхний многолетнемерзлый слой залегает на
глубине от 10 до 20 м.
Мощность первого от поверхности слоя ММП, залегающих не¬
посредственно ниже слоя сезонного протаивания, изменяется в широких
пределах: максимальные значения наблюдаются на севере области в
пределах междуречных равнин и составляют 200—260 м, а в отдельных
случаях (на междуречье Полуй — Надым, профиль Танопча — Хетта)
достигают 300 м и более. В западных районах междуречий мощность
его составляет всего 140—150 м. Аналогичное снижение мощности ММП
наблюдается и в пределах междуречий юга описываемой территории.
В долинах рек Полуй, Ярудей и на участках I и II надпойменных тер¬
рас мощность мерзлоты снижается до 30—40 м. Аналогичные мощности
прослеживаются и на поверхности III террасы и казанцевской равнины
в верховьях р. Полуй. В нижнем течении р. Полуй в пределах III тер¬
расы и казанцевской равнины мощность возрастает до 60—80 м. По¬
добный характер распределения мощностей ММП прослеживается и в
бассейне р. Собтыюган.
На участках двухслойного строения толщ ММП глубина залегания
кровли реликтового слоя изменяется от 70 до 200 м и более, а мощ¬
ность— от 70 до 150 м. На междуречьях юга области, в пределах сред¬
нечетвертичной морской равнины, где сверху развиты талые породы,
280
кровля реликтовой мерзлоты залегает на глубинах 100—200 м, а мощ¬
ность предположительно изменяется от 100 до 200 м.
Следует еще отметить, что в пределах области развиты двухслой¬
ные мерзлые толщи, в разрезах которых первый от поверхности слой
ММП залегает на глубинах 10—20 м, а мощность его составляет 20—
30 м. Эти участки, как отмечалось выше, приурочены обычно к доли¬
нам рек, реже встречаются на междуречьях.
Криолитологические особенности многолетнемерзлых толщ. Терри¬
тория описываемой области расположена в зоне, где верхние горизон¬
ты мерзлых толщ в период голоценового климатического оптимума от¬
таивали. В связи с этим многолетнемерзлые толщи, развитые на тер¬
ритории области, представлены эпигенетически промерзшими порода¬
ми. Генетически неоднородные толщи с синкриогенной пачкой мощно¬
стью до 2—3 м в верхней части разреза сформировались и формируют¬
ся лишь в поймах рек, а на севере области — на участках торфяных
массивов. Криогенное строение мерзлых толщ довольно разнообразно.
Суглинистые породы характеризуются обычно слоистой криогенной тек¬
стурой. Шлиры льда имеют различную толщину. Суммарная объемная
льдистость изменяется от 30—40 % в верхней части разреза до 20—25 %
в низах 10-метровой толщи. Под слоем торфа объемная льдистость воз¬
растает до 50—60 %, а максимальные ее значения отмечаются на уча¬
стках многолетних бугров пучения, где толщина текстурообразующих
льдов достигает 2—10 см, а иногда и более. Для мерзлых песков чаще
всего характерна массивная криогенная текстура, осложненная лишь в
верхней части разреза тонкими шлирами льда (обычно вблизи слоя
сезонного протаивания). Как правило, они встречаются у пылеватых
песков. Суммарная объемная льдистость при этом достигает 25—30,
реже 35 %. В песках с прослоями суглинков под слоем торфа она воз¬
растает до 40—45 % (табл. 33).
Наибольшие значения льдистости наблюдаются на участках торфя¬
ных массивов, в которых нередко формируются крупнослоистая или
крупносетчатая криогенная текстура. Их объемная льдистость при этом
возрастает до 60—80 %. В северных районах области к ним приурочены
инъекционные, реже повторно-жильные льды (рис. 96). В пределах
пойм, где в верхней части разреза ММП развиты синкриогенные пач¬
ки, породы сильнольдистые, реже льдистые. В них широко развиты час¬
тослоистые микрошлировые криогенные текстуры.
Результаты изучения свойств отложений свидетельствуют, что их
показатели изменяются в широких пределах, что обусловлено достаточ¬
но разнообразным их гранулометрическим составом и криогенным
строением (льдистостью). Естественная влажность изменяется От 20—
25 % у песков до 300—400 % у торфов. Высокая влажность, достигаю¬
щая иногда 70—80 %, характерна и для суглинистых сингенетически
промерзших отложений поймы. Естественная влажность отложений са¬
лехардской свиты в большинстве случаев не превышает 40—50 %, хо¬
тя ее колебания значительны — от 25 до 100% и более. Наименьшие
значения влажности наблюдаются у песков, составляют 20—25 % и
лишь у оторфованных разностей со слоистой криогенной текстурой до¬
стигают 35—40 %. Глинистые отложения с массивной криогенной тек¬
стурой имеют влажность до 25 %, а у пород со слоистой и слоисто-сет¬
чатой криогенными текстурами она значительно выше. Как правило, при
оттаивании они переходят в текучее состояние.
Плотность грунта отложений салехардской свиты в зависимости от
состава и льдистости изменяется от 0,9 до 2,2 г/см3. Наиболее низкие
показатели у грунтов со слоистой или слоисто-сетчатой криогенными
текстурами, наиболее высокие (1,7—2 г/см3) у глинистых отложений с
массивной криогенной текстурой. Плотность скелета грунта при этом
изменяется от 0,55 до 1,85 г/см3. В соответствии с изменением плотности
грунтов и плотности скелета грунтов изменяется и пористость; наибо¬
лее часто она составляет 35—50 %.
281
Таблица 33
Характеристика многолетнемерзлых пород Обь-Надымской области [100]
Г енезис
и возраст
пород
Объемная льдистость, %
Состав пород
Суммарная
Шляровая
Криогенная
текстура
m, gmQii2-4
Суглинки (бугор пуче¬
ния)
60—75
50—55
Сетчатая
70
Суглинки с прослоями
песков под слоем торфа
50—60
30—35
55
Суглинки с прослоями
песков
30—40
8—12
Слоистая
35
Пески пылеватые
20—35
Массивная
30
Пески под слоем торфа'
35—45
40
pmQ'in
Суглинки с прослоями
супесей и песков
30—40
10—15
Слоистая
35
JaQ'iii
Пески с прослоями су¬
глинков
25—35
Массивная
30
Пески с прослоями су¬
глинков под слоем тор¬
фа
Суглинки
Суглинки и супеси под
слоем торфа
40—45 ,
42
laQin2-3
35—45
20—25
35—40
Слоистая
Слоисто-сетча¬
тая, сетчатая
40
50—60
55
Пески с гравием
30—45
Массивная
40
Пески с прослоями су¬
песей
35—45
40
aQ4m
Суглинки и супеси под
слоем торфа
50—60
25—30
55
Суглинки
35—45
10—15
Слоистая, непол¬
носетчатая
40
Пески пылеватые
30—40
Массивная
35
aQhv
Суглинки и супеси под
слоем торфа
55—65
30—40
Слоистая
60
Суглинки
30—40
10—15
Слоистая, непол¬
носетчатая
35
Пески мелкие
30—35
Массивная
35
aQiv
Суглинки1
45—55
20—30
Слоистая, сетча¬
то-слоистая
50
Супеси1
Пески
40—45
10—15
Слоистая
Массивная
42
25—45
40
1 Промерзшие сингенетически.
282
jPuc. 96. Повторно-жильные льды в торфяном массиве в 10 км севернее г. Салехард
(по Н. С. Даниловой):
1 — жильный лед; 2 — сегрегационый лед; 3 — торф; 4 — супесчано-суглинистая толща; 5 — гра¬
ница слоя сезонного протаивания
В песчаных грунтах салехардской свиты плотность грунтов изме¬
няется от 1 до 2 г/см3, чаще всего 1,6—1,8 г/см3. Наименьшие значе¬
ния характерны для пылеватых оторфованных песков со слоистой крио¬
генной текстурой.
При протаивании мерзлых глинистых пород следует ожидать зна¬
чительные осадки. При этом наибольшие ее значения (400 мм/м) ха¬
рактерны для верхнего 3—4-метрового сильнольдистого слоя. С глуби¬
ной осадка при протаивании снижается до 200 мм/м.
Особенности гидрогеологических условий. По гидрогеологическим
условиям территория области близка к описанным выше. К слою се¬
зонного протаивания приурочены сезонные надмерзлотные воды, зале¬
гающие на глубинах от 0,4 до 1,2 (1,5) м. Воды по составу гидрокарбо-
натно-кальциево-натриевые, отличаются кислой реакцией и общекислот¬
ной агрессивностью к бетонам.
В песчаных отложениях несквозных и сквозных таликов глубина
залегания грунтовых вод составляет 1—3 м, а на возвышенных и при-
бровочных участках 5—7 м. Состав вод гидрокарбонатно-кальциевый
или гидрокарбонатно-натриевый. Минерализация их до 0,3 г/л. Они про¬
являют слабую общекислотную агрессивность к бетонам.
Криогенные процессы и явления. Рассматриваемая область, отли¬
чается широким разнообразием типов, а также глубин сезонного про¬
таивания и промерзания. В самых северных районах области распро¬
странены участки с длительно устойчивым преимущественно континен¬
тальным типом сезонного протаивания, а в южных — переходные уме¬
ренно континентальные и преимущественно континентальные типы се¬
зонного промерзания и протаивания. На большей же части территории
отмечается полупереходный умеренно континентальный и преимущест¬
венно континентальный тип сезонного промерзания. Высокая влажность
пород определяет преимущественно мелкий тип сезонного протаивания
и промерзания.
Разнообразие типов сезонного протаивания приводит к большим
колебаниям слоя сезонного протаивания — промерзания. Наибольшие
его мощности (до 2—2,5 м) характерны для хорошо дренированных,
возвышенных участков, сложенных песками со слабой травянистой и
древесной растительностью; наименьшие (0,4—0,7 м) наблюдаются в
сильнольдкстых торфах с мощным моховым покровом. Супеси и су¬
глинки на севере протаивают на глубину 1—1,8 м, при этом минималь¬
ные значения характерны для оторфованных сильнольдистых разнос¬
тей. В южных районах глубина протаивания в целом несколько. уве¬
283
личивается и на торфах достигает 0,8—0,9 м, на суглинках — 2 м. Глу¬
бина сезонного промерзания южных районов составляет 2—2,5 м.
Среди криогенных процессов по степени распространенности наи¬
более важное значение имеет термокарст, который развивается как по-
повторно-жильным (на севере области), так и по сегрегационным льдам.
Интенсивность термокарста с севера на юг возрастает; большая часть-
термокарстовых форм обусловлена вытаиванием сегрегационных льдов.
Это котловины различных размеров, нередко занятые озерами, западин-
но-кочковатые формы рельефа. Встречаются древние термокарстовые
формы, образовавшиеся в результате вытаивания жильных льдов и
сформировавшие бугристо-западинный рельеф.
Многолетние бугры пучения развиты практически по всей террито¬
рии области. Это преимущественно сегрегационно-инъекционные льды,
хорошо выраженные в рельефе в виде бугров высотой 2—4 м, реже
больше, диаметр их составляет 20—30 м и более. Как правило, бугры
приурочены к торфяным массивам, сверху сложены торфами различ¬
ной мощности, подстилаются сильнольдистыми глинистыми породами,
нередко с ядрами льда различной мощности. В бассейне р. Ярудей рас¬
пространены бугры пучения — гидролакколиты высотой до нескольких
десятков метров и в диаметре 100 м и более [39]. В ядрах этих бугров —
преимущественно инъекционные льды. Приурочены гидролакколиты
преимущественно к выходам на дневную поверхность эоценовых глин,
а в рельефе проявляются в виде крупных бугров, образующих линейно¬
грядовые формы. Процессами пучения захвачены огромные площади:
в западных районах области — это бугристые торфяные массивы, в
восточных — пологобугристые.
Заключение. Приведенный выше материал показывает, что инже¬
нерно-геокриологическая обстановка области сложна. Эта сложность
обусловлена: 1) широким распространением сильнольдистых органо¬
генных пород (торфяные массивы), которые при оттаивании дают зна¬
чительные осадки; 2) широким развитием в южных районах площадей
с частым чередованием талых и мерзлых пород и с температурой, близ¬
кой к 0 °С; 3) интенсивным проявлением термокарста. Наиболее бла¬
гоприятные в инженерно-геологическом плане участки области связаны
с аллювиальными террасами долин рек Полуй и Ярудей, сложенными
песками. Такие же условия характерны и для более высоких междуреч¬
ных равнин, верхняя часть разреза которых сложена песками.
Надымская область
Территория Надымской области выделена в пределах долин р. Надым
и ее притоков. Основную часть области занимают поймы рек и III над¬
пойменная терраса, меньшая площадь занята I и II надпойменными
террасами. Периферийные районы области граничат с водораздельны¬
ми равнинами (казанцевской и салехардской).
Подавляющая часть территории области, за исключением самых
северных лесотундровых районов, расположена в подзоне северной тай¬
ги с суровым климатом: долгая (8—9 мес) холодная зима с постоянны¬
ми, часто сильными ветрами, и короткое (2—3 мес) прохладное лето.
Самый теплый месяц года — июль, среднемесячная температура кото¬
рого в г. Надым составляет 14 °С. Среднемесячная температура самого
холодного месяца — января составляет —28 °С. Среднемноголетняя
температура воздуха в г. Надым —7,7 °С.
Распределение осадков в течение года неравномерно — максималь¬
ное количество приходится на май — август. Летом осадки выпадают
в виде длительных моросящих дождей, а в августе и сентябре — ино¬
гда со снегом. Среднегодовое количество осадков составляет 490 мм, в
том числе осадки холодного времени года 225 мм. Снег выпадает в ок¬
тябре—ноябре и сохраняется в различных районах 6—7 мес. Наиболь¬
284
шие мощности снежного покрова свойственны районам таежной зоны,,
где его высота может достигать 100 см и более. В лесотундровой зоне,
где господствуют зимой сильные ветры преимущественно южных рум¬
бов, происходит постоянное перераспределение снежного покрова. Юж¬
ные ветры сдувают снег с больших площадей и надувают огромные
сугробы на склоны северных экспозиций, в оврагах и логах. В резуль¬
тате здесь на большей части территории формируется снежный покров
небольшой мощности.
В строении рельефа этих территорий принимают участие пойма
р. Надым и ее притоков, I и II аллювиальные и III озерно-аллювиаль¬
ная террасы. Относительное превышение III надпойменной террасы над
урезом воды составляет 20—30 м. Поверхность плоская, на участках,
прилегающих к руслу р. Надым,— пологоволнистая. На некоторых уча¬
стках в долине р. Левая Хетта поверхность осложнена крупными фор¬
мами бугристо-западинного рельефа. Вблизи берегового уступа террасы
довольно часто встречаются крупные площади перевевания песков (раз¬
дувы), где формируются песчаные бугры высотой 1—1,5 м и более,
гряды и котловины выдувания.
Относительное превышение поверхности II надпойменной террасы
над урезом воды в реке 10—16 м. Ширина площадки террасы обычно
не превышает 5 км, ее поверхность плоская. На хорошо дренированных
участках имеются обширные площади перевевания песков. Часто встре¬
чаются высокие дюны. Первая надпойменная терраса имеет относи¬
тельное превышение поверхности 5—8 м. Наиболее широко она развита
в среднем течении р. Надым, где ширина террасы превышает 5 км. От¬
носительное превышение поймы 2—5 м. По строению поверхности и вы¬
соте выделяются высокая и низкая поймы.
Расчлененность поверхностей этих уровней чрезвычайно мала. Наи¬
более эродированные участки территории приурочены к руслам крупных
рек области. По мере удаления от русел рек эрозионное расчленение
становится менее интенсивным, верховья водотоков исчезают среди об¬
ширных торфяных болот, поверхность которых в различной степени ос¬
ложнена грядовыми, плоскобугристыми или крупнобугристыми фор¬
мами.
В неотектоническом плане область расположена на южной окраине
Ямало-Ненецкой крупной моноклинали. Площадь территории почти це¬
ликом совпадает с Обь-Надымской впадиной. Состав отложений верх¬
ней части разреза преимущественно песчаный и лишь в разрезах поймы
(вблизи устья р. Надым) и III надпойменной террасы возрастает роль
супесей и легких суглинков, хотя в целом они развиты нешироко. Су¬
песчано-суглинистые породы — сильно песчанистые. По литологическо¬
му составу геолого-генетические комплексы аллювиальных пород в об¬
щем весьма близки между собой.
На всех элементах рельефа достаточно широко развиты образова¬
ния болотного комплекса, существенно влияющие на характеристики
современного состояния пород верхней части разреза. Они представле¬
ны в основном торфом и перекрывают почти 1/4 площади территории.
До широты р. Танлова торфяники встречаются на всех террасах и за¬
частую занимают большую часть их площади. На пойме торфяные от¬
ложения приурочены лишь к тыловым частям и занимают всего 3 %
площади поймы. Мощность торфяников в большинстве районов состав¬
ляет 1,5—2 м. Однако в ряде районов, например на правобережье
р. Надым ниже впадения р. Правая Хетта, на отдельных участках I тер¬
расы развиты залежи торфа мощностью 5—6 м.
Распространение, температура и мощность многолетнемерзлых по¬
род. Территория области расположена в северной части зоны совместно¬
го распространения многолетне- и сезонномерзлых пород. Состояние от¬
ложений разных районов области различно — если в самой северной ее
части в многолетнемерзлом состоянии (вне акваторий) находится боль¬
шая часть отложений (до 80—85 % территории), то в центральной и
южной мерзлые породы приурочены лишь к площадям обширных тор¬
фяников и развиты в основном в пределах надпойменных террас. Спе¬
цифическая особенность распространения ММП— их преимущественно
массивно-островной характер в пределах поймы и низких террас и ост¬
ровной и редкоостровной в пределах высоких геоморфологических уров¬
ней. Характерная черта криолитологических условий — большие участки
с несливающейся мерзлотой, где кровля ММП залегает на глубине 5—
'20 м.
Надымская область характеризуется очень широким диапазоном
изменения среднегодовых температур пород. Так, в пределах бугристых
торфяников среднегодовая температура пород может достигать —3,5...
—4 °С. На хорошо дренированных прибровочных участках I и II над¬
пойменных террас в южной части области она поднимается до 1,5—
2 °С, а местами и выше. На большей части территории температуры
ММП изменяются в основном от —0,5 до —1,5 °С. На плоских участ¬
ках надпойменных террас, покрытых с поверхности торфом, температу¬
ра от —1,2 до —1,4 °С [72]. На залесенных участках она изменяется
от —0,2 до —1 °С. На участках с несливающейся мерзлотой, приуро¬
ченных к кедрово-лиственничным лесам, температура пород близка к
О °С. В поймах рек ММП на юге области встречаются в виде отдель¬
ных островов в тыловых частях, покрытых моховыми лесами, или под
торфяниками. Как правило, их среднегодовая температура колеблется
от —0,2 дб —1 °С. На песчаных хорошо дренированных территориях с
сосновыми борами и на песчаных раздувах среднегодовая температура
пород составляет в основном 1—1,5 °С, а в отдельных случаях дости¬
гает 2,5—3 °С [3&, 44, 65, 97]. '
Представление о температуре пород по всей мерзлой толще дают
данные термометрии по скважинам близрасположенной Медвежьей пло¬
щади. Особенность большинства кривых термограмм по этой площа¬
ди— очень низкие градиенты изменения температуры в мерзлой толще,
не считая верхних 50—100 м, где температуры пород понижаются от
поверхности. Ниже, почти до подошвы мерзлой толщи, кривые распо¬
ложены в зоне отрицательных температур (от 0 до —4 °С). Они здесь
или практически безградиентные, или имеют положительный градиент
с очень низкими значениями.
Вертикальное строение мерзлых толщ на большей части площади
двухслойное. Однако большие площади периферических относительно
возвышенных районов представлены талыми породами, где мерзлые
толщи залегают на глубине более 50 м. На поверхности III террасы
распространены большие по площади участки с несливающимися мерз¬
лыми толщами, где кровля мерзлых пород залегает на глубинах от 5 до
18 м, а их подошва прослеживается в интервале глубин от 50 до 70 м.
Кровля реликтовых мерзлых пород, слагающих второй слой мерзлой
толщи, в пределах речных долин большинства районов погружена на
глубину более 100 м, их мощность здесь составляет десятки метров.
Мощность реликтовых мерзлых толщ периферических наиболее возвы¬
шенных участков нередко достигает значений, близких к 200 м.
Криолитологические особенности многолетнемерзлых пород. Крио¬
генное строение мерзлых пород области сравнительно однородно. Наи¬
большее распространение имеют эпикриогенные слабольдистые песча¬
ные породы с массивной криогенной текстурой. Однако льдистость пес¬
чаных толщ первых террас во многих районах достаточно высока —
30—40 % • Криогенные текстуры песков здесь чаще всего массивные,
изредка с включениями и прослоями тонких шлиров сегрегационного
льда. Это существенно затрудняет их диагностику, т. е. определение ге¬
нетического типа толщи, тем более что повторно-жильные льды, надеж¬
но идентифицируемые как сингенетические, в толщах песков встреча¬
ются редко. В низовьях р. Надым в аллювиальных пойменных отложе¬
ниях суглинисто-песчаного состава развиты сильнольдистые мерзлые
толщи со слоистой криогенной текстурой. Их объемная льдистость мо-
286
Таблица 34
Характеристика верхней 10-метровой толщи многолетнемерзлых пород
Надымской области [100]
Генезис
и возраст
пород
Объемная льдистость, %
Состав пород
Суммарная
Шлировая
Криогенная
текстура
laQin2-3
Пески пылеватые с про¬
слоями супесей
20—35
Массивная
30
Пески под слоем торфа
35—45
40
aQ4m
Пески пылеватые
30—35
32
Пески пылеватые под
слоем торфа
35—45
40
aQ’iv
Пески пылеватые
30—35
32
>»
Пески пылеватые под
слоем торфа
Суглинки с прослоями
песков
35—45
aQiv
40
45—55
10—15
Слоистая
50
Пески с прослоями су¬
глинков
40—45
Массивная
42
Пески пылеватые
25—35
30
жет достигать 50—55 %. Максимальной льдистостью (70—85 %) харак¬
теризуются торфяные породы, особенно в пределах крупнобугристых
торфяников, а также подстилающие их песчаные породы (табл. 34).
Как уже указывалось ранее, многолетнемерзлое состояние пород
различных геолого-генетических комплексов характерно для многих
районов области, где они занимают часто большие площади на всех эле¬
ментах рельефа. Как известно, в разрезах почти всех геолого-генетиче¬
ских комплексов долины р. Надым и ее притоков преобладают песча¬
ные породы [65, 97]. Суммарная весовая влажность мерзлых песчаных
грунтов с массивной криогенной текстурой изменяется обычно от 20
до 25 % •
Плотность скелета мерзлых песчаных грунтов может изменяться от
1,2 до 1,8 г/см3, причем самые минимальные значения чаще свойствен¬
ны разрезам пойменных отложений. Наиболее часто встречающиеся
значения плотности скелета грунтов в разрезах поймы несколько ниже
в сравнении с этим показателем для разрезов надпойменных террас:
для отложений поймы этот показатель изменяется в интервале 1,5—
1,6 г/см3, для террас—1,6—1,7 г/см3. У оторфованных пылеватых раз¬
ностей в разрезах поймы, характеризующихся слоистой криогенной тек¬
стурой, плотность существенно ниже и в отдельных случаях может
иметь значения менее 1 г/см3. В целом среднее значение плотности за¬
кономерно уменьшается с возрастанием дисперсности песков.
Суммарная весовая влажность суглинистых грунтов со слоистой
криогенной текстурой составляет 45—50 %. Для оторфованных разнос¬
тей со слоисто-сетчатой криогенной текстурой этот показатель повы¬
шается до 60—65 %. Для мерзлых торфов характерно наличие в них
сегрегационного льда, формирующего тонкошлировую линзовидно-пле-
тенчатую и слоистые текстуры. Слоистые текстуры преобладают в раз¬
287
резах торфяных массивов, реже встречаются торфа с массивной крио¬
текстурой. Суммарная весовая влажность торфов очень велика, даже в
торфах с массивной криогенной текстурой она может достигать 1000—
1500 %, а объемная льдистость 90—95 %.
Супесчано-песчаные грунты в подавляющем большинстве разрезов
непросадочны или могут дать очень небольшую тепловую осадку при
оттаивании, которая, как правило, не превышает 0,15—0,20 м. Однако
ria участках, где они перекрыты 2—4-метровым (иногда и более мощ¬
ным) слоем автохтонных торфяных пород, величина осадки 10-метрово¬
го разреза возрастает до 2,6—3 м за счет высокой сжимаемости торфа
при оттаивании и большей его доли в разрезе по отношению к слабо-
сжимаемой минеральной части. Песчано-глинистые грунты поймы ни¬
зовьев р. Надым характеризуются более низкими значениями потен¬
циальных осадок оттаивания верхней 10-метровой части разреза. Их
величина обычно составляет 0,5—1 м.
Особенности гидрогеологических условий. Наиболее важное значе¬
ние с точки зрения формирования и развития геокриологической обста¬
новки, а также в свете практических задач имеет верхний водоносный
комплекс, сложенный породами средне-позднеолигоценового и плейсто-
цен-голоценового возраста. Условия и время существования, водообиль-
ность, динамика подземных вод и другие характеристики комплекса пол¬
ностью определяются существующими мерзлотными условиями. Здесь
выделяют следующие основные типы вод: 1) надмерзлотные, среди ко¬
торых выделены воды сезонноталого слоя и многолетних несквозных
таликов (подрусловых, подозерных и не^ливающейся мерзлоты); 2) та-
ликовых зон, т. е. сквозных таликов, ограниченных мерзлыми породами
по боковым поверхностям; 3) межмерзлотные — в немерзлых и талых
слоях, ограниченных сверху и снизу ММП.
Водоносный горизонт сезонноталого слоя приурочен к районам раз¬
вития ММП. Водовмещающие породы — супесчано-песчаные и песчаные
в границах слоя сезонного оттаивания. Встречаются эти воды и на тор¬
фяниках. Мощность слоя сезонного оттаивания в целом изменяется от
0,8 до 3 м. Наибольшие глубины сезонного оттаивания отмечены в пес¬
чаных отложениях, лишенных растительного покрова. Мощность водо¬
носного горизонта, как правило, не превышает 0,5—0,7 м, так как в
водонасыщенном состоянии находится самая нижняя часть слоя сезон¬
ного оттаивания. Химический состав вод отражает химико-минералоги¬
ческие особенности вмещающих пород. Эти воды из-за тесной связи с
болотами имеют бурый цвет, неприятный запах, содержат значитель¬
ные количества органических веществ, реакция кислая. Состав вод обыч¬
но гидрокарбонатно-кальциевый. Величина минерализации до 0,05 г/л.
Питание водоносного горизонта происходит преимущественно за счет
атмосферных осадков. Горизонт в основном безнапорный, но в момент
промерзания грунтовые воды могут приобретать временный напор.
Водоносный горизонт многолетних несквозных таликов существует
на залесенных участках в долинах рек, под озерами и руслами неболь¬
ших рек северных районов области. Водовмещающие породы горизон¬
та — супесчаные и песчаные средне-позднечетвертичного возраста. Ко¬
эффициент фильтрации этих пород обычно составляет 1—3 м/сут. Глу¬
бина залегания грунтовых вод колеблется от 5—7 м в северных до 30—
40 м в более южных районах. По химическому составу воды этого го¬
ризонта в большинстве гидрокарбонатно-натриевые, слабокислые.
Удельный дебит скважин в г. Надым, пройденных в аллювиальных от¬
ложениях, составляет 2 л/с. Питание водоносного горизонта осущест¬
вляется за счет инфильтрации атмосферных осадков и, по-видимому,
за счет подтока с водоразделов к долинному комплексу. Разгрузка
происходит в речную сеть, как правило, в виде пластовых выходов.
Воды таликовых зон существуют под руслами рек, наиболее круп¬
ными озерами, в отложениях поймы, а также на сильнозалесенных уча¬
стках долинного комплекса. Наиболее хорошо изучены воды первого от
288
поверхности водоносного, горизонта. Глубина их залегания на поймах
в среднем составляет 1—2 м и может достигать глубин 4—4,5 м. На
первой террасе глубина залегания зеркала может достигать 6—7 м,
на второй террасе 8—8,5 м. Эти воды в большинстве случаев безнапор¬
ные, их мощность может составлять 30—35 м. Водовмещающие поро¬
ды— пески и супеси средне-позднечетвертичного и голоценового возрас¬
та. Водоупором чаще всего служат суглинистые образования ямаль¬
ской серии. По химическому составу воды в основном гидрокарбонат¬
ные, слабокислые и обладают относительно невысокой минерализацией
(0,03—0,3 г/л). Питание вод почти всегда происходит за счет инфильт¬
рации атмосферных осадков. Разгрузка их происходит в речную сеть,
часто в виде пластового высачивания.
Межмерзлотные воды находятся в слоях и линзах пород между
двумя мерзлыми толщами — современной (верхней) и реликтовой (ниж¬
ней). Наиболее изучен среднечетвертичный водоносный горизонт, свя¬
занный с осадками салехардского возраста, которые представлены мор¬
скими, ледниково-морскими и прибрежно-морскими песками, супесями
и суглинками с гравием, галькой и валунами. Мощность водоносного го¬
ризонта меняется от 5 до 20 м, высота напора 20—25 м. Подстилается
водоносный горизонт суглинками, перекрывается мерзлыми песками и
супесями, температура которых близка к 0 °С. Воды пресные с минера¬
лизацией от 0,06 до 0,09 г/л. Состав их обычно смешанный. В отдельных
случаях преобладают гидрокарбонатно-кальциево-магниевые воды.
Криогенные процессы и явления. На территории области, как уже
отмечалось выше, наряду с ММП, занимающими огромные площади,
особенно на севере, достаточно широко распространены талые породы,
которые тяготеют главным образом к южным районам. Устойчивость
и глубины сезонного протаивания и промерзания тесно связаны с тем¬
пературным режимом на поверхности (амплитуды температур) грунтов
и в их толще (среднегодовыми температурами пород). Температурному
режиму грунтов на территории области (по амплитудам) соответствует
преимущественно умеренно континентальный тип сезонного промерза¬
ния и протаивания грунтов. По среднегодовым температурам выделяют
полупереходный и переходный (главным образом для южных районов)
типы сезонного промерзания — протаивания грунтов.
В лесотундровых районах области, большая часть площади кото¬
рых занята поймой, на песчано-глинистых грунтах в пределах редко¬
стойных лиственничных лишайниково-моховых лесов с покровом, в ко¬
тором преобладают мхи, глубины сезонного протаивания на участках с
торфянистым слоем менее 20 см составляют 50—90 см. Обнаженные гли¬
нистые породы (суглинки, супеси) протаивают на 100—145 см. ПОд ли¬
шайниками и ивняками суглинки протаивают на 60—120 см. Пески под
сильно замшелыми лесами протаивают на глубину 60—150 см. На хо¬
рошо дренированных открытых участках террас под лишайниками глу¬
бина протаивания в песчаных грунтах достигает 2,5 м.
Промерзание на талых участках в поймах рек, занятых ивняками
и ольшанниками, где зимой накапливается очень много снега, на суг¬
линках происходит на глубину 50—70 см, на песках 40—80 см. Столь не¬
большая глубина промерзания обусловлена теплоизолирующим влия¬
нием высокого снежного покрова. В таежных районах области, где ши¬
роко распространены и многолетнемерзлые, и талые грунты, наиболь¬
шую площадь поверхности террас занимают торфяники, покрытые кус¬
тарничками и лишайниками. Они протаивают на глубину 40—70 см.
Обнаженный торф — на глубину 60—80 см. Песчаные грунты на пойме
и террасах преобладают и находятся обычно в талом состоянии, за ис¬
ключением заторфованных и сильно замшелых участков. Глубина про¬
мерзания в зависимости от различий растительного покрова, а также
мощности и плотности снежного покрова составляет от 40 до 160 см.
На территории области практически на всех элементах рельефа в
пределах торфяных массивов широко развиты плоскобугристые и круп¬
19 Зак. 514 289
нобугристые образования, причем последние больше тяготеют к южным
районам области. Бугры высотой 2—3 м и более обычно ограничены за¬
болоченными понижениями. Эти формы рельефа многие исследователи
относят к остаточно-полигональным образованиям. В этих же районах
широко развиты термокарстовые формы рельефа.
В различных районах области остаточно-полигональные формы часто
встречаются в виде участков с западинно-бугристым рельефом. Эти
формы достаточно ярко выражены, представляют собой чередование
пологовершинных или плосковершинных бугров, возвышающихся в раз¬
ной степени над основанием западин. Западинно-бугристый рельеф раз¬
вит в основном на залесенных участках II и III надпойменных террас,
где ММП обычно отсутствуют. В долине р. Левая Хетта крупные формы
западинно-бугристого рельефа развиты на поверхности III террасы.
Бугры здесь часто сливаются, образуя довольно высокие, вытянутые
вдоль реки гряды с пологими склонами.
Заключение. Вся.,территория области расположена в зоне совмест¬
ного распространения многолетнемерзлых и талых пород. Широкое раз¬
витие торфяных болот, грунты в пределах которых находятся почти
повсеместно в многолетнемерзлом состоянии,— характерный признак
для многих ее районов. Морфологические особенности торфяных мас¬
сивов — ярко выраженный бугристый рельеф с глубокими заболочен¬
ными термокарстовыми понижениями, типичный для многих районов
области. На рассматриваемой территории отмечен достаточно широкий
диапазон среднегодовых температур грунтов (от положительных до
отрицательных) даже в пределах небольших по площади участков.
Все эти особенности природной обстановки обусловливают слож¬
ность многих районов области с точки зрения хозяйственного освоения.
Территории во многих районах слабопроходимы даже для гусеничного
транспорта. Строительство дорог, нефтегазопроводов, линий электропе¬
редач и других линейных объектов сопряжено здесь с большими труд¬
ностями.
Надым-Пуровская область
Общие сведения. Надым-Пуровская область занимает южную часть Не¬
нецкой возвышенности. Границами ее на севере служат северные бор¬
та долин рек Ныда и Евояха, долинные комплексы рек Надым и Пур
на западе и востоке и отроги Сибирских увалов на юге.
Климат области континентальный, избыточно увлажненный. Сред¬
няя температура воздуха в пределах области изменяется от —6,9 до
—7,6 °С. Снежный покров сохраняется в течение 220—230 дней — с се¬
редины сентября до начала мая, мощность его зависит от рельефа и сте¬
пени залесенности поверхности и изменяется от 0,1 м на вершинах без¬
лесных бугров до 1,5—4 м у подножья уступов, в эрозионных формах
рельефа, в сомкнутых лесах. Среднегодовое количество осадков 410—
460 мм, причем большая часть (70—75 %) их приходится на теплый пе¬
риод.
Территория области расположена в подзонах северной тайги и юж¬
ной лесотундры, что определяет ее значительную (от 40 до 80 %) зале-
сенность. Большая протяженность области в меридиональном направ¬
лении обусловила пестроту и неоднородность растительного и почвен¬
ного покровов. В древесном ярусе господствуют хвойные породы — лист¬
венницы, в южных и центральных районах к ней примешиваются ель,
сосна, кедр, а также береза. Мхи не имеют широкого распространения
в отличие от лишайников. Тундровые сообщества сохраняются на вер¬
шинах холмов и склонах, обращенных в сторону господствующих вет¬
ров. Значительные площади занимают низинные болота и торфяники
с травяно-моховыми и сфагново-кустарничково-лишайниковыми расти¬
тельными сообществами. В почвенном покрове преобладают гидроморф-
290
ные минеральные, болотные и заболоченные почвы, структура которых
отличается сложностью и комплексностью.
В пределах области широко (78 % всей территории) развиты вы¬
сокие равнины морского и озерно-аллювиального генезиса. Салехард¬
ская морская равнина (абс. отм. 60—120 м), занимающая всю цент¬
ральную часть Надым-Пуровского междуречья, представлена плоскими
недренированными водоразделами с обширными массивами болот и тор¬
фяников; в меньшей степени распространены холмистые, глубоко рас¬
члененные (15—20 м) водоразделы, тяготеющие к новейшим тектони¬
ческим поднятиям (междуречья рек Большой Ярудей, Правая Хетта,
левобережье среднего течения р. Пурпе, междуречье рек Тыдыотта и
Ягенетта). На отрогах Сибирских Увалов и междуречьях рек Ныда, Сэ-
дэяха и Правая Хетта, а также Ямсавей и Ягенетта эта морская рав¬
нина имеет пологохолмистую и пологоволнистую залесенные поверхно¬
сти, расчлененные сетью малых долин.
На междуречье Правая Хетта — Бол. Ярудей ограниченно развита
IV прибрежно-морская равнина с абс. отм. 40—50 м и пологохолмистым
расчлененным рельефом. Вдоль всех рек района вытянуты широкими
полосами III и IV озерно-аллювиальные равнины (с абс. отм. 35—45 и
25—35 м соответственно) вытянуты широкими полосами вдоль всех рек
района. Их отличают выположенный рельеф, интенсивные заболочен¬
ность и заозерность, обилие массивов торфяников и бугров пучения;
приречные части равнин с пологоволнистым рельефом расчленены се¬
тью логов и ручьев.
Заозеренность неравномерная: от почти полного отсутствия озер на
сводовых частях положительных структур (Медвежий вал) до 60—80 %
на их склонах (левобережье р. Пякупур). Преобладают термокарсто¬
вые озера глубиной до нескольких метров, в меньшей степени — до
12 м.
В структурно-тектоническом отношении Надым-Пуровская область
расположена в пределах Северо-Ненецкого сводоподобного поднятия,
испытывающего в новейший этап устойчивые положительные движения,
дифференциация скорости которых наследует структурный план плат¬
форменного чехла. Наибольшие амплитуды характерны для Танловско-
го, Медвежьего и Уренгойского мегавалов.
Большое участие в геологическом строении принимают морские,
ледово- и ледниково-морские отложения салехардской свиты, занимаю¬
щие центральную водораздельную часть области. Морские казанцевские
отложения развиты очень ограниченно только по правобережью р. На¬
дым, от ее устья до долины р. Правая Хетта. Комплексы континенталь¬
ных озерно-аллювиальных отложений ялбыньинской свиты и зырянско-
каргинской толщи приурочены к долинам крупных рек и играют под¬
чиненную роль. Отложения молодых аллювиальных террас имеют не¬
широкое распространение и концентрируются вдоль речных долин.
В строении разреза салехардских морских отложений можно выде¬
лить два основных типа разреза: 1) развит преимущественно в цент¬
ральной части области и представлен прибрежно-морскими песками от
мелко- до крупнозернистых; 2) глинистый разрез характерен для боль¬
шей части территории и представлен чередованием супесей, суглинков,
реже глин — типично водных, мореноподобных и переходных фаций, со¬
держащих незначительное количество гравийного материала и вклю¬
чения растительных остатков.
Морские отложения казанцевской свиты отличаются большой из¬
менчивостью петрографического состава в разрезе и в плане: присут¬
ствуют все петрографические типы пород от крупных песков до глин,
среди которых преобладают пылеватые разновидности. Озерно-аллюви¬
альные отложения ялбыньинской свиты представлены песками разно¬
зернистыми и мелкими, редко супесями и суглинками, содержащими
редкие включения гравия и прослои перемытого торфа. Озерно-аллю¬
виальные отложения III террасы содержат пески пылеватые и мелкие
19* 201
с большим содержанием глинистых и пылеватых фракций, с включе¬
нием гравия и гальки, в верхней части разреза с линзами и прослоями;
супесей или суглинков.
Аллювий поймы, I и II надпойменных террас представлен практи¬
чески целиком песками мелкими и пылеватыми с линзами крупнозер¬
нистых песков; в пойменных и старичных фациях присутствуют про¬
слои супеси и суглинка.
Голоценовые биогенные образования распространены на всех гео¬
морфологических уровнях, приурочены к плоским нерасчлененным час¬
тям водоразделов, тыловым частям речных террас, выполняют обшир¬
ные приозерные котловины, хасыреи, долины логов, ручьев и другие
понижения рельфа и представлены торфом максимальной мощностью
(до 5,5 м) в пределах речных долин и несколько меньшей (0,5—4 м) —
на водоразделах.
Распространение, температура и мощность многолетнемерзлых по¬
род. Характерная особенность геокриологических условий в связи со
значительной протяженностью области в меридиональном направле¬
нии — четко выраженная широтная зональность всех основных геокрио¬
логических характеристик: распространения ММП в плане, их темпера¬
туры, мощности, льдистости, глубины и типов сезонного протаивания —
промерзания. С севера на юг возрастает площадь развития немерзлых
пород (от„25 до 90 %), повышается температура в однотипных условиях
теплообмена (на 0,5—1 °С на каждые 100 км), уменьшается макси¬
мальная мощность мерзлой толщи (от, 250—300 м и более до 50 м)„
сокращаются количество макроледянцх включений и глубина сезонно¬
го промерзания. ‘
Вместе с тем в распределении по площади ММП и их основных
характеристик в пределах области выделяют четкую региональную обус¬
ловленность, связанную с дифференцированным характером неотекто-
нических движений, определяющих степень эрозионного расчленения и
заозеренность территории. В силу этого типы мерзлых пород тесно свя¬
заны с типами местности.
В пределах воздымающихся блоков (эрозионные, придолинные,
холмистые типы местности) ММП либо отсутствуют (центральные и
южные районы области), либо имеют прерывистое с поверхности рас¬
пространение, близкую к 0 °С температуру и двухслойное строение в
разрезе (на сеТЗещГобласти)ТНапротив, в опускающихся блоках (доли¬
ны рек, центральные и тыловые части террас и равнин) широко распро¬
странены мерзлые толщи, имеющие наиболее низкие температуры, вы¬
сокую льдистость и наибольшую мощность.
Основными факторами, формирующими температурный режим по¬
род и обусловливающими характер распространения ММП с поверхно¬
сти в пределах области, являются условия дренированности, состав по¬
верхностных отложений, характер напочвенного покрова и микрорельеф,
определяющий мощность снежного покрова.
В северной части области (подзона южной лесотундры) ММП ха¬
рактеризуются прерывистым строением. Они отсутствуют главным об¬
разом под руслами рек, ручьев и днищами глубоких (более 10 м) озер,
встречающихся в пределах тектонически активного левобережья р. Пур.
Под большинством термокарстовых озер формируются несквозные та¬
лики, мощность которых в зависимости от размеров и глубины озер из¬
меняется от 12 до 85 м. На дренированных придолинных участках реч¬
ных террас и озерно-аллювиальной равнины, сложенных песками, ММП
имеют островное распространение, здесь отмечается понижение кровли
мерзлых толщ с 3 до 10 м. Понижение кровли таких толщ происходит
также в обводненных болотах и глубоких полосах стока, где скапли¬
вается много снега.
В центральной части области (подзона северной тайги) ММП раз¬
виты главным образом в пределах плоских, заболоченных, недрениро-
ванных (центральных и тыловых) частей высоких равнин и на высокой
292
пойме притоков рек Пур и Надым. На водоразделах эти породы при-
урочены к торфяникам и заторфованным безлесным участкам, где они
занимают 50—90 % площади. Сплошность их прерывается озерами, во¬
дотоками и обводненными болотами. В соответствии с особенностями
заозеренности территории максимальная прерывистость толщи ММП
отмечается в верховьях рек Сёдэяха и Пурпе и на междуречье Евояха и
Ямсавей. Сквозные талики формируются под руслами средних и малых
рек и ручьев, на низкой пойме, под грядово-мочажинными болотами.
В долинах притоков рек Пур и Надым ММП распространены до¬
статочно широко (занимают до 50—60 % площади) и приурочены к.
залесенным (приустьевым и центральным) частям высокой поймы с уг¬
нетенными сфагновыми рединами либо с сомкнутыми лесами или к
массивам плоских выпукло-бугристых торфяников и минеральных буг¬
ров пучения в тыловых частях высокой поймы. Площадь, занятая мерз¬
лыми породами в долинах притоков рек Пур и Надым, возрастает от
истоков к устьям.
В придолинных (дренированных) залесенных частях водоразделов
острова ММП встречаются в долинах ручьев и временных водотоков,
где они приурочены главным образом к небольшим массивам торфя¬
ников. Площадь развития мерзлых пород в этих типах местности не
превышает 5—10 %.
В южной части области площадь, занятая ММП, значительно со¬
кращается за счет изменения как климатических, так и ландшафтных
условий: в структуре ландшафтов доминируют придолинные и холмис¬
тые типы местности и увеличивается заозеренность в пределах озерно¬
болотистых типов местности.
Температура пород изменяется в широких пределах — от 0 до
—5 °С в зависимости от зональных и местных факторов теплообмена.
Наиболее высокие температуры характерны для залесенных придо¬
линных дренированных участков, сложенных песками, в центральных и
южных районах области, а наиболее низкие — для обширных водораз¬
дельных массивов бугристых торфяников в северной части области.
По характеру ландшафтных условий, определяющих структуру ра¬
диационно-теплового баланса, в пределах области выделяются зале¬
сенные, безлесные, заболоченные участки и торфяники, в пределах ко¬
торых формируется своеобразный температурный режим горных пород.
Залесенные участки, тяготеющие к долинам рек и краевым частям
водоразделов, характеризуются положительными (0—2 °С) темпера¬
турами в центральных и южных районах области и близкими к 0 °С от¬
рицательными температурами на севере (южная лесотундра). Наиболее
высокие температуры формируются на придолинных дренированных
участках озерно-аллювиальных равнин и речных террас, сложенных пес¬
ками. В пределах аналогичных участков прибрежно-морской равнины,
сложенной суглинками, температура пород оказывается ниже на 0,5—
1 °С. Самые низкие температуры на дренированных, залесенных водо¬
раздельных участках характерны для крутых склонов северной экспози¬
ции. Залесенные участки высокой поймы притоков рек Надым и Пур ха¬
рактеризуются более низкой температурой пород, чем на водоразде¬
лах, что объясняется их слабой дренированностью и большей сомкну¬
тостью крон. В приустьевых участках высокой поймы этих рек темпера¬
тура ММП опускается до —2 °С.
В пределах безлесных участков, представляющих собой переход¬
ную зону между придолинными залесенными участками и водораздель¬
ными торфяниками, температура пород, как правило, близка к 0 °С и
только на севере области она опускается до —3 °С [77]. В пределах
болот и заболоченных участков температура пород, как правило, поло¬
жительна и также близка к О °С в центральных и южных районах об¬
ласти. На севере среди болот нередко встречаются несливающиеся (вы¬
сокотемпературные) толщи мерзлых пород. Глубокое залегание ММП
свойственно заболоченным ложбинам стока, широко распространенным
293,
на плоских водораздельных поверхностях с обширными массивами тор¬
фяников.
Низинные болота в пределах спущенных озер — хасыреев имеют
близкую к О °С температуру: положительную на стадии травяных и тра¬
вяно-моховых болот и отрицательную — на стадии мохово-кустарнич-
ковых болот. Более низкая температура мерзлых пород характерна для
^древних торфяных болот (торфяников). В зависимости от размеров тор-
'фяников в плане, мощности торфа, литологического состава подстилаю¬
щих пород, местоположения участка (в долине или на водоразделе) тем¬
пература мерзлых пород изменяется от 0 до —5 °С. Наиболее высокие
температуры мерзлых пород у низких торфяников высокой поймы при¬
токов рек Надым и Пур, ложбин стока в холмистых и приречных типах
местности, а также в днищах хасыреев. Самые низкие температуры мно¬
голетнемерзлых пород формируются в обширных массивах водораз¬
дельных торфяников в центральных и северных районах области. При
этом температура пород, слагающих крупнобугристые торфяники, при¬
мерно на 1 °С ниже минимальных значений. Температура мерзлых по¬
род минеральных бугров и' гряд пучения, развитых преимущественно в
тыловых частях надпойменных террас и днищах хасыреев, определяет¬
ся размерами бугра, характером поверхности, составом грунтов слоя
сезонного протаивания и изменяется от 2 до —5 °С [19, 20].
Данные замеров температуры в разведочных скважинах Уренгой¬
ской и Медвежьей структур демонстрируют повышение температуры
мерзлых пород с глубиной (ниже слоя, с годовыми ее колебаниями) с
градиентом менее 3 °С/100 м [10, 11]. ,
В пределах Центральных недренированных частей водораздельных
равнин и аллювиальных террас в северных и центральных районах об¬
ласти мощность мерзлых пород достигает 300 м; к южной границе она
сокращается в верхнем слое до 50 м. В пределах дренированных при¬
речных участков речных террас мерзлые толщи либо отсутствуют (в
центральных и южных районах области), либо имеют двуслойное строе¬
ние. По данным бурения на воду, мощность верхнего слоя ММП на во¬
доразделе рек Ныда и Пангоды составляет 30—50 м; второй слой мерз¬
лых пород залегает на глубине 80—100 м.
В долинах рек мощность мерзлых пород на севере области изме¬
няется от 2 до 100 м; в южной части области мерзлые породы, разви¬
тые с поверхности, в поймах рек отсутствуют. Кровля глубоко залега¬
ющих ММП находится на глубине от 100 до 200 м, а мощность их не
превышает 100 м.
Мощность ММП, развитых в пределах холмистых и пологоувалис¬
тых типов местности морских террас (имеющих здесь островное рас¬
пространение), составляет 10—20 м. Небольшая мощность (от 1 до
20 м) мерзлой толщи характерна также для участков их современного
образования как в долинах рек, так и на водоразделах (краевые части
болот, днища хасыреев, бугры пучения в пределах пойменных болот;
заболоченные редколесья на водоразделах и т. д.).
Криолитологические особенности многолетнемерзлых пород. На-
дым-Пуровское междуречье расположено в зоне, где в голоценовый
•оптимум происходило протаивание мерзлых с поверхности пород, вслед¬
ствие чего криогенное строение и льдистость ММП, как и влажность
немерзлых толщ, определяются литологическим составом отложений и
степенью их дренированности.
Основное развитие имеют эпигенетические мерзлые породы, и толь¬
ко на участках современной аккумуляции (высокая пойма, обширные
водораздельные болота, холмистые и увалистые типы местности) разви¬
ты генетические неоднородные толщи с маломощным (1—2 м) сингене¬
тическим слоем в верхней части разреза.
В пределах области отмечена четкая генетическая связь состава,
криогенного строения и льдистости мерзлых пород с ландшафтом тер¬
ритории. Придолинные и эрозионные типы местности, сложенные пес-
294
нами и являющиеся областями питания подземных вод, характеризу¬
ются минимальной льдистостью и преимущественно массивными крио¬
генными текстурами. В центральных и южных районах области подоб¬
ные участки сложены талыми маловлажными породами. Суммарная
влажность мерзлых песков 20%, т. е. меньше полной влагоемкости.
В прослоях супесей и суглинков, развитых преимущественно в озерно¬
аллювиальных отложениях, встречаются тонкие прожилки и прослой¬
ки льда. Незначительную льдистость имеют и мерзлые суглинки, сла¬
гающие эрозионные и пологоувалистые типы местности. Их влажность
изменяется от 20 до 30 % (к массе сухой навески), криогенные тексту¬
ры преимущественно редкослоистые тонко- и микрошлировые.
Значительно большей льдистостью мерзлых пород характеризуют¬
ся недренированные участки, в пределах которых отмечен высокий уро¬
вень грунтовых вод, а промерзание отложений шло с подтоком влаги
(озерно-болотные, хасырейные типы местности на водоразделах и вы¬
сокие поймы рек). Для мерзлых пород, слагающих эти типы местности,,
характерны чрезвычайное разнообразие шлировых криогенных текстур
и высокая объемная льдистость. Преимущественно песчаные разрезы
сложены массивными или порфировидными криогенными текстурами,,
однако льдистость их значительно выше, чем на дренированных участ¬
ках. Если при промерзании песчаной толщи возникал напор грунтовых
вод, то в толще развита шлировая криогенная текстура, свойственная
массивам бугристых торфяников. Такие текстуры развиты на междуре¬
чьях Надым и Правая Хетта, Евояха и Ягенетта. Аналогичные криоген¬
ные текстуры формируются при промерзании современных озерно-аллю¬
виальных отложений в поймах средних рек. Пески нередко бывают рас¬
пученными, их суммарная влажность превышает полную влагоемкость.
Мерзлым глинистым породам в пределах недренированных участков
свойственны высокая (до 50 %) льдистость и слоистые, сетчатые, сло¬
исто-сетчатые, преимущественно толсто- и среднешлировые криогенные
текстуры.
Неоднородные по составу толщи мерзлых пород, представленные
чередованием прослоев песка и глинистых пород, характеризуются
сложным криогенным строением — присутствуют слои с массивной, сло¬
истой и сетчатой криогенными текстурами.
Еще большей льдистостью характеризуются современные и голо¬
ценовые биогенные отложения (торф), развитые исключительно в пре¬
делах озерно-болотных и хасырейных типов местности и тыловых час¬
тях высокой поймы. Суммарная влажность мерзлого торфа значительно
превышает 100 % по отношению к массе сухой навески. Для мерзлого
торфа характерны линзовидные, слоистые и микрошлировые криоген¬
ные текстуры. При возникновении напора воды при промерзании водо¬
насыщенного торфа или подстилающих его донных отложений форми¬
ровались порфировидная, сетчатая или толстослоистая криогенные тек¬
стуры. Подобные разрезы типичны для III озерно-аллювиальной равни¬
ны в восточной части области на междуречьях Ямсавей—Евояха и Ям-
савей—Ягенетта, где в днищах древних хасыреев в интервале глубин
от 1 до 2 м встречаются в подстилающем торф суглинке прослои льда
мощностью от 0,3 до 1,2 м.
Максимальная льдистость ММП в пределах описываемой области
характерна для участков разгрузки грунтовых вод, где в процессе их
промерзания создавался локальный гидростатический напор (тыловая
часть поймы и надпойменных террас, краевая часть высоких уровней,
днища хасыреев) и формировались бугры и гряды пучения. Высота
бугров и гряд обычно не превышает нескольких метров, мощность ледя¬
ного ядра соизмерима с высотой бугра. Наиболее часто они встреча¬
ются в краевых частях локальных тектонических структур, причем наи¬
большие по величине бугры пучения — гидролакколиты встречаются в
днищах древних хасырейных ванн левобережья р. Пур (севернее р. Ям¬
савей) в районах близкого залегания палеогеновых глин.
295
Объемная льдистость верхнего слоя ММП увеличивается за счет
повторно-жильных льдов, развитых исключительно в пределах озерно¬
болотных и хасырейных типов местности высоких уровней (полигональ¬
ные торфяники) на севере области (примерно до широты г. Надым).
Мощность ледяных жил составляет 1,5—2 м, ширина их на поверхности
0,5—1 м. Жилы в основном законсервированы и залегают на глубине
0,3—0,5 м под слоем мха и торфа. На междуречье Мал. и Бол. Ямсавей
встречаются ледяные жилы, захороненные под торфом на глубине 1,4—
1,7 м.
Описанные выше криогенные текстуры свойственны эпикриоген-
ным отложениям. Для синкриогенных отложений, развитых на участ¬
ках современной аккумуляции осадков и имеющих в области незначи¬
тельную мощность, характерны повышенная объемная льдистость и
частослоистая или линзовидная тонко- и микрошлировая криогенная
текстура с отдельными горизонтальными прослоями льда до 1 см.
Особенности гидрогеологических условий. В пределах Надым-Пу-
ровского междуречья эти условия определяются его принадлежностью
к северной части Западно-Сибирского артезианского бассейна и раз¬
витием ММП. Это предопределяет большую сложность формирования,
режима и распространения подземных вод верхнего гидрогеологиче¬
ского комплекса, объединяющего водоносные и водоупорные отложе¬
ния олигоцен-четвертичного возраста. Области их питания — придолин-
ные и эрозионные территории, сложенные песками, а разгрузка осу¬
ществляется в речную сеть.
Выделяют надмерзлотные, межмеррлотные и подмерзлотные воды
и воды сквозных таликов. Надмерзлотные воды сезонноталого слоя при¬
урочены к участкам развития ММП с поверхности, и площадь их рас¬
пространения увеличивается с юга на север, а глубина залегания по¬
дошвы определяется мощностью слоя сезонного оттаивания. Источни¬
ком питания служат атмосферные осадки и текстурообразующие льды
этого слоя.
Межмерзлотные воды распространены в долинах рек в северных
районах области, где мерзлые толщи имеют двухслойное строение.
Мощность этого горизонта изменяется от 25 до 90 м; воды напорные,
глубина залегания от 10 до 100 м. Удельный дебит скважин изменя¬
ется от 0,5 до 5,3 л/с (по данным ЗапСибНИГНИ). Питание осущест¬
вляется путем инфильтрации атмосферных осадков и поверхностных вод
по таликовым зонам, разгрузка идет в речную сеть.
Подмерзлотные воды распространены повсеместно, но в пределах
области изучены слабо. Глубина их залегания уменьшается с севера
на юг вследствие сокращения мощности мерзлых толщ, воды напорные.
Воды сквозных таликов существуют под руслами рек и глубокими
озерами, питаются атмосферными осадками, поверхностными и над-
мерзлотными водами. В южных районах области, где ММП имеют ост¬
ровное распространение, наблюдается тесная гидравлическая связь
между различными водоносными горизонтами и комплексами. Воды
.всех горизонтов однородны по химическому составу — гидрокарбонат¬
ные кальциево-натриевые, пресные (минерализация не превышает
*0,5 г/л), исключение составляют линзы минерализованных внутримерз-
лотных вод.
Криогенные процессы и явления. Среднегодовые температуры пород
области близки к 0 °С, что обусловливает преобладание переходных и
полупереходных типов сезонного протаивания на севере и сезонного
промерзания на юге. Приречные и эрозионные местности с песчаным
разрезом характеризуются глубокими (от 1,5 до 4 м) переходными
континентальными типами сезонного промерзания — протаивания.
В холмистых местностях с преобладанием в разрезе связных пород
развиты глубокие (1 —1,5 м) переходные континентальные типы сезон¬
ного протаивания на севере и сезонного промерзания на юге. В преде¬
лах центральных и тыловых частей речных террас и водоразделов пре¬
296
обладают мелкие (0,3—0,5 м) полупереходные (в центральных частях
области) и длительно устойчивые (на севере) повышенно-континен¬
тальные типы сезонного оттаивания. Для высокой поймы средних и
мелких рек характерны умеренно континентальные переходные мелкие
и средние типы оттаивания.
Значительное преобладание по площади переходных типов сезон¬
ного протаивания — промерзания — причина активного современного
образования ММП, проявляющегося как в долинах рек, так и на во¬
доразделах в пределах озерно-болотных и холмистых местностей [72].
Новообразование мерзлых пород отмечено и в южных районах, а в
озерно-болотных местностях сопровождается сезонным и многолетним
пучением. В этих местностях проявляются заболачивание и термокарст,
развивающиеся за счет протаивания льдистых мерзлых пород и макро-
ледяных включений, а на севере области — процессов морозобойного
растрескивания. Придолинные и эрозионные местности характеризуют¬
ся развитием эрозионных, солифлюкционных и эоловых процессов.
В поймах средних и мелких рек наблюдается практически весь комп¬
лекс криогенных процессов.
Заключение. Геокриологическая обстановка Надым-Пуровской об¬
ласти сложна и неоднородна. Существующее динамическое равновесие
ММП с природными условиями легко нарушается, особенно при хозяй¬
ственном освоении территории. При изменении условий теплообмена
происходит новообразование и протаивание мерзлых толщ, сопровожда¬
ющиеся процессами пучения, термокарста, заболачивания и др. Наибо¬
лее сложны в инженерно-геологическом отношении центральные и ты¬
ловые части террас и водоразделов в северных и центральных районах
области.
Пуровская область
Общие сведения. Пуровская область охватывает долину р. Пур от ни¬
зовьев рек Пякупур и Айваседапур на юге до широты устья р. Евояха
на севере (см. рис. 58). В области расположена пойма, I, II и III над¬
пойменные террасы р. Пур и его крупных притоков (рек Евояха, Ям-
совей и др.) и ограничена с запада и востока уступами высоких мор¬
ских и озерно-аллювиальных равнин. Относительное превышение над
урезом воды в р. Пур составляет 1—7 м на пойме, 8—12 м на I, 15—
22 м на II и 25—35 м на III надпойменных террасах. Долина р. Пур
имеет корытообразную форму поперечного профиля и асимметричное
строение. На правом берегу надпойменные террасы прослеживаются уз¬
кими (2—5 км) прерывистыми полосами. На левом берегу их общая
ширина составляет 5—10 км, а к северу от р. Ямсовей 10—20 км. Плос¬
кие заболоченные поверхности террас слабо расчленены неглубокими
(2—5 м) долинами малых рек и ручьев, а в низовьях р. Сягой-Хадуттэ
осложнены линейно-грядовым рельефом. Пойма р. Пур — сегментно¬
гривистая, с многочисленными протоками и старицами.
Левый берег долины р. Пур отличается обилием озер. На правом
берегу озёра имеют, как правило, локальное распространение — в тыло¬
вых частях террас. Лишь у северной границы области (устье р. Игар-
ка-Хадытаяха) правобережные надпойменные террасы повсеместно за-
озерены (40—50 %). Наибольшие скопления озер отмечены на между¬
речье Евояха—Ямсовей и к северу от р. Есетаяха. В пойме р. Пур за-
озеренность составляет 10—15 %. Преобладают узкие извилистые ста¬
рицы глубиной не более 3—5 м. Лишь у северной границы области в
пойме появляются скопления крупных озер (до 1 км в поперечнике —
группа озер Сягой-Хадуттэто).
Климат области континентальный. Среднегодовая температура воз¬
духа составляет на юге —6,8 °С (Тарко-Сале), на севере —7,6 °С
(Уренгой). Амплитуда среднемесячных температур воздуха составляет
297
40 СС. Переход температуры через 0 °С происходит весной во второй
половине мая, а осенью — в начале октября. В конце октября устанав¬
ливается снежный покров, который держится около 8 мес, достигая в
феврале средней мощности 0,6 м (в лесах до 1 —1,2 м). Разрушение
-снежного покрова происходит в конце мая — начале июня. Годовое ко¬
личество осадков ~400 мм, зимой выпадает лишь 20—30 % годовой
нормы. Скорости ветра невелики: 3—4 м/с, повторяемость их макси¬
мальна зимой и в переходные сезоны — 50—65 %. Зимой преоблада¬
ют южные и юго-восточные ветры, летом — северные.
Большая часть области (от южной границы до низовьев р. Мал-
хойяха) расположена в северотаежной природной подзоне. Леса зани¬
мают здесь 35—50 % площади. Сосредоточены они главным образом
в пойме, а также на прибровочных дренированных частях надпойменных
террас. Пойменные леса наиболее высокие (средняя высота деревьев
10—15 м) и сомкнутые. В составе древостоя кедр, береза, лиственница,
сосна. Характерен густой подлесок из ольхи, шиповника, рябины, жимо¬
лости. Для прирусловой поймы типичны высокоствольные травяные
березки с фрагментами злаково-разнотравных лугов.
На дренированных песчаных участках надпойменных террас про¬
израстают сосново-лиственничные и сосново-кедровые лишайниковые
леса на подзолистых почвах, имеющие нередко парковый характер. На
более влажных участках они сменяются сосново-кедрово-еловыми и бе¬
резово-еловыми травяными и зеленомощными лесами на таежно-гле-
евых и поверхностно-глеевых суглинисто-супесчаных почвах.
Плоские центральные части надпойменных террас полностью заня¬
ты озерами и болотами. Преобладают плоские низкие торфяники с оби¬
лием озерков и мочажин, травяно-моховые болота и топи. В тыловых
частях пойм и террас встречаются выпукло- и крупнобугристые торфя¬
ники.
Северную часть области относят к южной лесотундре. Здесь умень¬
шается сомкнутость и высота древесного яруса, в составе древостоя
нет кедра и сосны. Преобладают березово-лиственничные и березово-
елово-лиственничные редколесья, а в пойме — редкостойные леса. Сре¬
ди болот доминируют низкие плоскобугристые торфяники. Резко сни¬
жается доля выпукло- и крупнобугристых торфяников, появляются не¬
большие массивы полигональных торфяников в хасыреях и полосах
-стока.
Пуровская область расположена в пределах крупной тектонической
структуры первого порядка — Пурского мегапрогиба, приуроченного к
зоне Уренгойско-Колтогорского глубинного разлома. Современная гид¬
росеть в общих чертах повторяет древнюю.
Мощность аллювиальных отложений в пределах поймы р. Пур до¬
стигает 15—20 м; в долинах притоков- р. Пур, а также на надпоймен¬
ных террасах развиты эрозионно-аккумулятивные отложения: мощность
аллювия здесь изменяется от 5 до 15 м. Подстилаются аллювиальные и
озерно-аллювиальные отложения морскими верхне-среднеплейстоцено¬
выми отложениями преимущественно песчаного состава. По данным
геологов ВНИГРИ, широкое распространение имеют мелкозернистые
пески некрасовской серии верхнего палеогена. В пределах центральных
и тыловых частей речных террас, где широко развиты торфяники, ал¬
лювиальные и озерно-аллювиальные отложения перекрыты торфом,
мощность которого изменяется от 0,5 до 3 м, редко больше.
На севере области, в низовьях долины р. Сягой-Хадуттэ в преде¬
лах линейно-грядового рельефа местности близко к поверхности зале¬
гают морские палеогеновые отложения, сложенные глинами и перекры¬
тые песчаным аллювием мощностью 3—6 м на грядах и 10—15 м в по¬
нижениях между ними.
Распространение, температура и мощность многолетнемерзлых по¬
род. Описываемая область характеризуется прерывистым по площади
и разрезу распространением ММП. В южной ее части (в подзоне се-
298
Айс.опш.\и)
Рис. 97. Характер распространения многолетнемерзлых пород в долине р. Пур (к се¬
веру от устья р. Малхойяха):
1—торф (b IV); 2 — пески мелкие; 3 — пески пылеватые; 4 — супеси и переслаивание супесей и
суглинков; 5 —суглинки; 6 — граница распространения многолетнемерзлых пород.
Среднегодовая температура многолетнемерзлых пород в скважинах (отрицательные в °С): 1—4,3;
2 — 3,1; 3 — 2,3; 4 — 2,8; 5 — 0,8; 6—1,2; 7 — 0; 8 — 0,3; 9 — 0,4; 10 — 0,4; 11—0,2. Н — мощность
многолетнемерзлых пород верхнего слоя по данным ВЭЗ (в м). Цифры в кружке — естественная
влажность (в %)
верной тайги) они характеризуются массивно-островным и островным
распространением. Острова мерзлых пород приурочены в основном к
массивам торфянико^разв~йтым как в поймах рек, так и на террасах»
егтъКже к участкам с густым (сомкнутым) замшелым лесом, произрас-
таюшдм_ша-суглинистых породах. Севернее низовьев р. Молхойяха (в
подзоне южной лесотундры) ММП характеризуются массивно-остров¬
ным распространением (рис. 97). Они отсутствуют (или залегают на
глубине до 7—20 м) на придолинных дренированных участках речных
террас и гривистой части поймы, под руслами рек и днищами озер,
а также в местах разгрузки подземных вод различных горизонтов.
В этой части области преобладают гидрогенные и гидрогеогенные ти¬
пы таликов в отличие от южной части области, где широко распростра¬
нены радиационно-тепловые талики.
Температура горных пород в пределах области изменяется в широ¬
ких пределах — от 1 до —4 °С в зависимости от зональных и местных:
факторов теплообмена. Наиболее высокая положительная температура
горных пород характерна для дренированных приречных участков тер¬
рас, сложенных песками на юге области. Севернее р. Молхойяха анало- f
гичные участки характеризуются близкими к 0 °С отрицательными тем¬
пературами. Положительной температурой (также близкой к 0 °С) ха¬
рактеризуются обводненные участки в пределах озерно-болотных типов
местности на юге области. При этом на I надпойменной террасе, где
широко развиты обширные массивы торфяников, в узких полосах стока
можно наблюдать понижение кровли высокотемпературных мерзлых
пород. На севере области температура мерзлых пород на заболоченных
участках также близка к 0 °С. В пределах хасыреев и в заболоченных
ложбинах стока температура горных пород положительна на участках
травяных и травяно-моховых болот и отрицательна на участках мохово-
кустарничковых болот. В пределах I надпойменной террасы р. Пур на
севере области она достигает —2,5 °С.
Залесенные участки поймы р. Пур и его притоков характеризуются
высокотемпературными (от 0 до —1 °С) ММП. Напротив, наиболее
низкие температуры (до —3 °С) типичны для низких и бугристых мерз¬
лых торфяников. Величина температуры (в пределах одной природно-
климатической зоны) зависит от размеров торфяника в плане, мощно¬
сти слоя торфа, местоположения на геоморфологическом уровне, ми¬
крорельефа. Наиболее высокие температуры (от 0 до —0,5 °С) харак¬
терны для низких торфяников высокой поймы р. Пур и ее крупных при¬
токов. В пределах надпойменных террас температура ММП на торфя-
299
■никах изменяется от 0 до —2 °С на юге и от —2 до —3 °С на севере
-области. Более низкие температуры характерны для торфяников I над¬
пойменной террасы, а также для бугристых торфяников, развитых в
тыловых частях пойм и террас.
В пределах описываемой области распространены монолитные и
двухслойные по строению многолетнемерзлые толщи, а также глубоко-
залегающие и несливающиеся. Монолитные толщи, залегающие не¬
посредственно с поверхности, в большинстве своем приурочены преи¬
мущественно к III озерно-аллювиальной равнине по левобережью
р. Пур. Реже они встречаются и на II надпойменной террасе на севере
•области. По скважинам, расположенным юго-западнее пос. Тарко-Сале,
отмечены мощности ММП, несколько превышающие 150 м (в пределах
таких толщ). В северном направлении мощность возрастает и в тыловых
частях III террасы составляет около 200 м.
Двухслойные толши ММП развиты достаточно широко. Они отме¬
чены в пределах всей додйны р. Пур на пойме, I и II надпойменных тер¬
расах. При этом мощность верхнего слоя на пойме р. Пур изменяется
от нескольких метров на юге до 60—100 м в северных районах области.
Мощность верхнего слоя в пределах надпойменных террас также из¬
меняется с юга на север и соответственно составляет 30—60 и 80—
120 м. Кровля ММП второго слоя залегает на глубинах от 100 до 200 м,
а в пределах I, II и III надпойменных террас — и менее 100 м. Анало¬
гичная глубина залегания кровли характерна и для глубокозалегающих
мерзлых толщ. Мощность их изменяется ,от 100 до 200 м в пределах
надпойменных террас и составляет менее 100 м на пойме.
КриолитологичеСкие особенности многолетнемерзлых пород. Крио¬
генное строение и льдистость пород Пуровской области определяются
литологическим составом пород и условиями их промерзания. Посколь¬
ку в пределах описываемой области происходило протаивание ММП в
климатическом оптимуме голоцена, здесь широко развиты эпигенети¬
ческие толщи. Маломощные (2—3 м) сингенетические отложения в пре¬
делах генетически неоднородной толщи развиты на участках новейшей
аккумуляции в пределах высокой поймы р. Пур и его притоков и на
всех надпойменных террасах, где развиты обширные массивы.
В описываемой области отмечена четкая связь состава, криоген¬
ного строения и льдистости мерзлых пород с ландшафтным строением
территории. В пределах дренированных приречных типов местности,
наиболее широко развитых на II и III террасах и сложенных мелко- и
среднезернистыми кварцевыми песками, влажность отложений невели¬
ка— 3—8 %. Как уже отмечалось выше, на юге области они находятся
в талом состоянии, на севере кровля ММП залегает на глубину 7—
15 м. Невысокой влажностью характеризуется также верхняя часть ли¬
тологического разреза на гривистой части поймы р. Пур и ее крупных
притоков.
Значительно большей влажностью обладают суглинистые породы в
приречных частях террас, песчаные отложения на I террасе и особенно
отложения в пределах озерно-болотных типов местности и центральных
частей поймы р. Пур. Мерзлые пески в пределах недренированных уча¬
стков имеют влажность от 15 до 30 % и характеризуются преимущест¬
венно массивными криогенными текстурами. Влажность суглинков и
супесей составляет 40—80 %. Для них характерны преимущественно
тонкошлировые частослоистые криогенные текстуры.
Еще большей влажностью (льдистостью) характеризуются биоген¬
ные отложения, широко развитые в пределах озерно-болотных типов
местности и центральных частей высокой поймы, где они слоем мощно¬
стью до 3—4 м перекрывают минеральные отложения. Суммарная
влажность мерзлого торфа к массе влажной навески составляет 85—
95%, для него характерна микро- и тонкошлировая горизонтально-сло¬
истая и линзовидная криогенная текстура. Высокая льдистость и сред¬
не-, толстослоистые криогенные текстуры характерны для отложений
300
тыловых частей поймы и надпойменных террас, а также для палеогено¬
вых глин, слагающих линейно-грядовый рельеф в низовьях р. Сягой-
Хадуттэ. Промерзание отложений здесь происходило с подтоком влаги
из разгружавшихся водоносных горизонтов. Мощность ледяных про¬
слоев в органоминеральных буграх пучения достигает 1—2 м.
На севере описываемой области ледяные линзы мощностью 1—3 м
встречаются в основании полигональных торфяников на I надпойменной
террасе р. Пур. Небольшое распространение на севере области имеют
повторно-жильные льды мощностью 2—2,5 м, приуроченные к хасыреям
и полосам стока. По данным ВЭЗ, в пределах поймы р. Пур отмечается
наличие горизонтов мощностью 4—10 м и более с удельными электри¬
ческими сопротивлениями несколько десятков тысяч ом-метров, по-ви¬
димому, связанных с прослоями сильнольдистых песков или ледяными
линзами.
Особенности гидрогеологических условий. Приуроченность описы¬
ваемой области к зоне прерывистого распространения мерзлых толщ
имеет определяющее значение для распространения подземных вод, их
режима и химического состава. Воды I гидрогеологического этажа —
надмерзлотные, сквозных и несквозных таликов — залегают близко к
поверхности — на глубине 0—0,5 м на недренированных участках цент¬
ральных и тыловых частей поймы и надпойменных террас. Эти воды,
безнапорные в летнее время, приобретают в процессе промерзания
криогенный напор. Они связаны с поверхностными водами, которые яв¬
ляются их основным источником питания, имеют гидрокарбонатно-каль-
пиевый или натриевый состав, ультрапресные или. пресные,"обладают
общекислотной и выщелачивающей агрессивностью к бетону, нередко
содержат значительное количество органических веществ (на участках
развития болот и торфяников).
На дренированных участках высокой поймы (гривистая пойма) и в
пределах приречных участков надпойменных террас уровень этих вод
составляет 2—5 м. С юга на север возрастает площадь развития над-
мерзлотных вод. На участках новообразования ММП (тыловая и цент¬
ральная части поймы на юге области) грунтовые воды становятся на¬
порными; высота напора может достигать нескольких метров.
Воды гидрогенных таликов (подозерных и подрусловых) наиболее
широко развиты на севере области, где заозеренность территории до¬
стигает 50 %. Глубина подозерных таликов в зависимости от их разме¬
ров и глубины изменяется от нескольких метров до нескольких десят-.
ков метров. Под узкими и глубокими озерами (вероятно, тектониче¬
ского происхождения), по-видимому, существуют сквозные таликц. Во¬
ды этих таликов ультрапресные гидрокарбонатные натриевые или маг¬
ниевые с различным содержанием ионов кальция и сульфатов (в зави¬
симости от степени криогенной метаморфизации), ультрапресные и прес¬
ные.
Высокая тектоническая активность в кайнозое привела к широкому
развитию в пределах долины р. Пур разрывной тектоники и наличию
трещинных подземных вод, связанных с руслами рек и ручьев, днищами
тектонических озер. Наиболее широко эти воды развиты в тыловых
частях поймы и надпойменных террас, а также на севере области, в
краевой части Самбургского локального поднятия (с промерзанием
этих вод связано формирование линейно-грядового рельефа).
Подмерзлотные воды имеют повсеместное распространение, глуби¬
на их залегания и гидродинамический напор определяются мощностью
многолетнемерзлых толщ и закономерно возрастают с юга на север, от
лоймы к надпойменным террасам.
Данных о межмерзлотных водах в пределах описываемой области
нет. Однако по аналогии с долиной р. Надым можно предположить ши¬
рокое развитие подземных вод этого типа, приуроченных к отложениям
палеодолины р. Пур. По данным исследований сотрудников ЗапСиб-
НИГНИ, воды этого типа — наиболее обильные.
301
Криогенные процессы и явления. Сезонное промерзание и протаива-
ние горных пород описываемой области, как и остальные показатели
геокриологических условий, определяются ландшафтным строением тер¬
ритории. Важнейшее значение для формирования глубины и типов се¬
зонного промерзания (протаивания) имеют литологический состав по¬
род и их влажность, определяемые условиями дренируемости террито¬
рии, и среднегодовая температура пород. Поэтому в пределах различных
типов местности развиты различные типы сезонного протаивания — про¬
мерзания.
Приречные типы местности надпойменных террас и гривистой части
поймы, сложенные маловлажными песками, характеризуются глубоки¬
ми типами сезонного промерзания (1,5—2 м на юге области) и сезон¬
ного оттаивания (2,5—3,5 м на севере). Для центральных и тыловых
частей высокой поймы и надпойменных террас (озерно-болотные типы
местности) характерны мелкие типы промерзания (0,3—0,8 м на юге)
и протаивания (0,6—0,8 м на севере) в песках, супесях, суглинках и
торфе.
По среднегодовым температурам для южных районов области ха¬
рактерны исключительно переходные типы сезонного промерзания —
протаивания в пределах поймы и приречных участков II и III надпоймен¬
ных террас и переходные и полупереходные типы сезонного оттаивания
для озерно-болотных участков I и II надпойменных террас в районах
широкого развития торфяных массивов. На севере области преоблада¬
ют длительно устойчивые типы сезонного' оттаивания, развитые во всех
литологических тицах грунтов, и перехЬдные типы сезонного промер¬
зания исключительно в хорошо промытых мелкозернистых песках. По
амплитудам температур на поверхности почвы развиты континенталь¬
ные (на юге) типы сезонного промерзания — протаивания в пределах
надпойменных террас, умеренно континентальные — в пределах зале¬
сенной части поймы р. Пур и ее притоков и повышенно-континенталь¬
ные— в пределах озерно-болотных типов местности в южных и север¬
ных районах области.
Основная особенность южной (северотаежной) части террито¬
рии— резкое преобладание переходных типов сезонного протаивания—
промерзания с температурой горных пород 0±1 °С. Под влиянием раз¬
личных факторов, влияющих на теплообмен горных пород с атмосфе¬
рой, мерзлые и талые породы легко изменяют свое состояние. Процес¬
сы многолетнего протаивания и новообразования мерзлых пород актив¬
но развиваются в естественных и особенно в нарушенных условиях при¬
родной среды. В естественных условиях новообразование ММП происхо¬
дит за счет короткопериодных колебаний климата (в приречных типах
местности), появления и разрастания сфагнового покрова на слабодре-
нированных залесенных участках высокой поймы и водоразделов и в
краевых частях болот, затенения поверхности в сомкнутых пойменных
лесах, многолетнего пучения в тыловых частях высокой поймы и промер¬
зания днищ хасыреев.
Техногенные изменения ландшафта, связанные с планировкой тер¬
ритории, вырубкой леса в пойме и уничтожением сфагнового покрова
ведут к протаиванию маломощных толщ высокотемпературных много¬
летнемерзлых пород. Напротив, вырубка леса на приречных участках
и сокращение мощности снежного покрова приводят к поднятию кровли
мерзлых толщ и их новообразованию на немерзлых участках.
В приречных типах местности развиты эоловые и слабовыражен-
ные эрозионные процессы, в тыловых частях поймы и надпойменных
террас — многолетнее пучение и термокарст. Сезонное пучение широко
развито в пределах озерно-болотных типов местности как на юге, так
и на севере области. На северной окраине области в хасыреях и поло¬
сах стока локально развиты морозобойное растрескивание и формирова¬
ние повторно-жильных льдов.
302
Заключение. Приведенный выше материал показывает, что Пуров¬
ская область характеризуется сложными геокриологическими условия¬
ми: а) островным развитием с поверхности высокотемпературных на
юге и низкотемпературных на севере ММП; б) широким распростране¬
нием монолитных, двухслойных и глубокозалегающих толщ ММП;
в) сложностью гидрогеологических условий, обусловленных строением
и мощностью ММП; г) широким развитием сильнольдистых пород и
связанных с ними криогенных процессов и явлений.
Пур-Тазовская область
Общие сведения. Пур-Тазовская область занимает значительную часть
обширного междуречного пространства и вытянута с севера на юг бо¬
лее чем на 250 км. На севере граница области проходит вдоль Север¬
ного полярного круга, на юге по широте пос. Толька (см. рис. 58). С за¬
пада и востока территория области ограничена долинами рек Пур и Таз.
Климат области континентальный с довольно низкими температу¬
рами в холодный период продолжительностью 8—9 мес. Среднегодовая
температура воздуха составляет в г. Уренгой —8,5 °С, в пос. Тарко-Са-
ле —7,9 °С, а в пос. Толька —7,2 °С. Общее количество осадков не¬
сколько изменяется с севера на юг области: минимальное выпадает в се¬
верных районах — 460 мм (г. Уренгой), а максимальное в южных —
543 мм (пос. Толька). Основное количество осадков выпадает в теплый
период года (в июне — августе). Устойчивый снежный покров появляет¬
ся в конце сентября — начале октября. Мощность снежного покрова из¬
меняется от 50 см на севере области до 60 см и более на юге. Плот¬
ность снежного покрова 0,2—0,3 г/см3.
На территории области преобладают два типа растительности: в се¬
верных районах, расположенных в пределах лесотундры,— угнетенные
березо-лиственничные леса с обширными массивами торфяников, по¬
крытых растительными ассоциациями болотного типа; в южных райо¬
нах, расположенных в северотаежной подзоне,— преимущественно сос¬
ново-лиственничные леса с примесью березы, кедра, реже ели, разде¬
ленные значительными массивами бугристых и грядово-мочажинных
торфяников с типичной болотной растительностью.
В неотектоническом отношении территория области приурочена к
Тазовскому новейшему сводоподобному поднятию. С запада она огра¬
ничивается меридионально ориентированным Уренгойским мегапроги¬
бом, а с востока — Худосейским мегапрогибом.
Большую часть области занимает верхнечетвертичная озерно-аллю¬
виальная равнина, и лишь в центральных и южных районах прослежи¬
ваются отдельные участки среднеплейстоценовой морской равнины. Ре¬
льеф области в целом плоский, слабо расчлененный и слабо дрениро¬
ванный. Абсолютные отметки — 50—70 м, реже выше. Одна из наибо¬
лее характерных черт области — сильная заозеренность и заболочен¬
ность. Здесь очень широко развиты значительные по площади плоско-
и выпукло-бугристые торфяники с мощностью торфяной залежи более
2 м.
В центральных и южных районах области развиты среднечетвер¬
тичные отложения салехардской свиты. В отложениях свиты преобла¬
дают глинистые породы — пылеватые суглинки и легкие глины. Пески
разной дисперсности имеют подчиненное значение и залегают преиму¬
щественно в верхней части разреза. Мощность отложений составляет
несколько десятков метров, резко сокращаясь (до 10—15 м) на участ¬
ках развития линейно-грядового рельефа, где близко к поверхности за¬
легают эоценовые и олигоценовые породы.
На большей части территории Пур-Тазовского междуречья развиты
верхнечетвертичные озерно-аллювиальные отложения (аналоги ял-
быньинской свиты), представленные переслаиванием песков, супесей
303
и суглинков, причем в разрезе резко преобладают песчано-супесчаные
породы. Пески обычно мелкие и пылеватые, суглинки легкие и сред¬
ние, залегают в виде прослоев в толще песчано-супесчаных пород или
слагают самую верхнюю часть разреза. Мощность пород — несколько
десятков метров. Химико-минеральный состав указанных грунтов доста¬
точно полно охарактеризован В. Т. Трофимовым и А. В. Груздозым
[44, 97].
' Четвертичные отложения подстилаются олигоценовыми и эоценовы-
ми породами. Континентальные олигоценовые отложения лигнитонос¬
ной формации (мощностью до 150 м) представлены кварцевыми каоли-
низированными однородными мелкими, реже средней крупности песка¬
ми. Эоценовые породы кремнисто-терригенной формации представлены
диатомовыми глинами и диатомитами.
Распространение, температура и мощность многолетнемерзлых по¬
род. Вследствие значительной протяженности области с севера на юг
здесь достаточно четко прослеживается зональность природных усло¬
вий. Хорошо проявляется она и в распространении талых и мерзлых по¬
род и в типичных значениях их среднегодовых температур. В самой се¬
верной части области, вплоть до широты среднего течения р. Варка-
сылькы распространение мерзлых толщ на междуречных пространствах
практически сплошное. Лишь на самых расчлененных и возвышенных
участках салехардских равнин, сложенных с поверхности песками, по¬
роды имеют положительные температуры. Однако и в этих случаях ча¬
ще всего формируются несквозные талики, Достаточно крупный талик
такого типа зафиксирован в верховьях р. Бол. Тотыдеотта в районе-
отметки 83,3 м. В долинах малых и средних рек северной части области
в таком состоянии находятся большая часть их пойм и отдельные зале¬
сенные участки надпойменных террас, причем в последнем случае в та¬
лом состоянии находится самая верхняя 5—10-метровая часть разреза.
Обширные площади таких «несливающихся» мерзлых пород отмечают¬
ся на террасах в пределах Пур-Тазовского междуречья рек Бол. То¬
тыдеотта и Варкасылькы.
Южнее широты р. Варкасылькы площадное распространение мерз¬
лых пород резко уменьшается. Помимо влияния зональных факторов
это связано и с тем обстоятельством, что в центральном и южном райо¬
нах области на междуречных пространствах преобладают в верхних
частях разреза песчаные отложения казанцевской и салехардской свит.
Как правило, все участки, сложенные с поверхности песками, находятся
в талом состоянии, а мерзлые породы развиты на плоских и бугристых
торфяниках и реже на плоских залесенных и заболоченных участках с
лесной растительностью. При этом в центральной части Пур-Тазовско¬
го междуречья вплоть до широтного отрезка р. Часельки мерзлые поро¬
ды занимают до 50 % его территории, а в самой южной части области —
не более 30 % •
В соответствии с изменением распространения мерзлых и талых по¬
род происходит и смена типичных значений их среднегодовых темпера¬
тур. В северной части области преобладают горные породы с темпера¬
турами —2... —3 °С. Наиболее низкие их значения (—3... —4 °С) фик¬
сируются на слабо расчлененных заторфованных и заозеренных участ¬
ках прибрежно-морских казанцевских равнин. На участках, сложенных
с поверхности супесчано-суглинистыми отложениями, среднегодовые
температуры составляют —2... —3 °С, а на песчаных 0... —2 °С.
В центральном и южном районах области температуры мерзлых по¬
род как на торфяниках, так и на минеральных грунтах обычно изменя¬
ются от 0 до —1 °С и лишь на отдельных выпукло-бугристых торфяни¬
ках понижаются до —1,5 °С. Температуры талых пород здесь изменя¬
ются в значительно больших пределах: на расчлененных участках пес¬
чаных салехардских равнин, покрытых сосновыми и лиственничными
лесами, они достигают 2—2,5 °С; большая часть таких отложений, вклю¬
чая и заболоченные участки, имеет температуры 0,5... 1 °С.
304
Таблица 35
Характеристика многолетнемерзлых пород Пур-Тазовской области [100]
Г енезис
и возраст
пород
Объемная льдистость, %
Состав пород
Суммарная
Шлировая
Криогенная
текстура
m, gmQn2-4
Суглинки
25—40
10—15
Слоистая
35
Суглинки и супеси под
слоем торфа
45—55
20—25
Сетчатая, слои¬
сто-сетчатая
50
laQ'in
То же
Пески с прослоями су¬
песей под слоем торфа
30—40
10—15
Слоистая
Массивная
35
30—40
35
Пески с прослоями су¬
глинков под слоем тор¬
фа
35—50
До 5
Массивная, ред¬
кослоистая
40
Многолетнемерзлые толщи, развитые в пределах области, разли¬
чаются по своему строению и мощности. В северной части преобладают
монолитные, залегающие непосредственно с поверхности мерзлые тол¬
щи. Их мощность изменяется преимущественно от 200 до 350 м. Южнее
долины р. Варкасылькы большую часть территории области занимают
двухслойные по разрезу многолетнемерзлые толщи. Для первого от
поверхности слоя мерзлых толщ наиболее характерны мощности от
50 до 150 м. Кровля глубокозалегающей толщи отмечается на глубинах
от 180 до 210 м, а подошва — от 280 до 350 м.
Следует отметить, что для этой области характерно широкое рас¬
пространение несливающихся ММП, приуроченных к залесенным участ¬
кам водораздельных равнин и надпойменных террас речных долин и
сложенных с поверхности песчано-супесчаными грунтами. В их преде¬
лах талые с поверхности породы (без учета слоя сезонного промерза¬
ния) могут иметь мощность от 4 до 20 м.
Криолитологические особенности многолетнемерзлых пород. В пре¬
делах области развиты в основном эпигенетически промерзшие породы.
Такой способ промерзания суглинисто-глинистых пород в условиях зна¬
чительной обводненности предопределил их высокую льдонасыщейность
в самой верхней 3—5-метровой части разреза, сравнительно высокую
льдистость песчаных пород (табл. 35), влажность которых часто равна
или выше полной влагоемкости. Больше всего содержат льда торфяные
породы голоцена (до 70—80 %) •
Особенности гидрогеологических условий. Гидрогеологические осо¬
бенности рассматриваемой территории во многом обусловлены, а иногда
и полностью определяются существующими мерзлотными условиями.
В связи с этим здесь можно выделить следующие основные типы под¬
земных вод: над-, меж-, подмерзлотные и воды таликовых зон.
К надмерзлотным относят воды сезонноталого слоя и многолетних
несквозных таликов. Воды сезонноталого слоя формируются в летний
период и приурочены к районам развития ММП, залегающих непосред¬
ственно с дневной поверхности. Мощность данного водоносного гори¬
зонта определяется величиной слоя сезонного протаивания, но, как пра¬
вило, не превышает 0,5—0,7 м, так как в водонасыщенном состоянии
находится лишь самая нижняя часть пород слоя сезонного протаивания.
Обычно эти воды из-за тесной связи с болотами содержат значитель¬
ное количество органических веществ и имеют кислую реакцию. По со¬
ставу они в большинстве случаев гидрокарбонатные с минерализацией,
20 Зак. 514 305
не превышающей 0,1 г/л. Горизонт в основном безнапорный, но в мо¬
мент промерзания в нем может возникать временный напор.
Воды многолетних несквозных таликов развиты практически на
всех залесенных участках преимущественно в южной части территории.
Водовмещающие породы — супесчаные и песчаные средне- и верхне¬
четвертичные. Глубина залегания зеркала грунтовых вод обычно со¬
ставляет 3—5 м, возрастая на приречных участках до 15—20 м. Водо-
упором водоносного горизонта служит толща ММП, но местами она
может замещаться среднечетвертичными суглинистыми и глинистыми,
а иногда, по-видимому, глинистыми породами палеогенового возраста,
самая верхняя часть которых может находиться в талом состоянии.
Мощность водоносного горизонта обычно составляет 5—10 м. По хими¬
ческому составу воды в основном гидрокарбонатно-натриевые или гид-
рокарбонатно-кальциевые, слабокислые, с общей минерализацией от
0,05 до 0,4 г/л.
Межмерзлотные воды связаны со средне- и нижнечетвертичными
отложениями. Водовмёщающие породы среднечетвертичных отложе¬
ний— пески, супеси и суглинки с гравием и галькой, относящиеся к са¬
лехардской свите. Распространены эти воды, как правило, спорадически;
в большинстве случаев они обладают напором до 20—25 м. Мощность
водоносного горизонта меняется от 5 до 20 м. Состав вод в основном
смешанный с минерализацией, не превышающей 0,6 г/л.
Можно'предполагать наличие межмерзлотных вод, заключенных в
песчаных континентальных породах некрасовской серии, там, где эти
образования залегают близко к поверхности. В настоящее время эти
воды практически не изучены. Однако по водообильности, химическому
составу и минерализации они должны быть близки к водам, заключен¬
ным в отложениях некрасовской серии в пределах таликовых зон, с ко¬
торыми имеют тесную гидравлическую связь
Воды таликовых зон в пределах рассматриваемой территории до¬
вольно широко развиты в ее южной части. Приурочены они к озерно¬
аллювиальным верхнечетвертичным пескам и супесям и к песчаным и
гравийно-песчаным отложениям ямальской серии. Следует отметить, что
водовмещающими породами могут также служить спорадически раз¬
витые песчаные и песчано-гравийные образования, линзовидно залега¬
ющие в мощной суглинистой толще салехардской свиты, за счет чего
водоносный горизонт будет приобретать местные, иногда довольно зна¬
чительные по величине напоры. Глубина залегания грунтовых вод рас¬
сматриваемого типа изменяется от 2 до 15 м и более. Минерализация
может варьировать от 0,02 до 0,5 г/л, но чаще она составляет 0,2—
0,3 г/л. По составу воды гидрокарбонатно-кальциевые или гидрокарбо¬
натно-натриевые, изредка хлоридно-натриевые. Все воды, как правило,
слабокислые.
Криогенные процессы и явления. В пределах Пур-Тазовской обла¬
сти наибольшее развитие получили следующие мерзлотные процессы:
сезонное протаивание и промерзание, пучение, термокарст, новообразо¬
вание мерзлоты, причем сезонное промерзание и протаивание пород по
типам и глубине целиком аналогично Надым-Пуровской области. Про¬
цессы пучения наиболее ярко выражены в пределах крупных торфяни¬
ков, в результате чего сформировались выпукло-бугристые и пологобуг¬
ристые торфяные массивы; преобладают пологобугристые массивы, тор¬
фяная залежь которых подстилается мощной пачкой песчаных пород.
Высота выположенных, иногда плоских бугров в пределах таких масси¬
вов не превышает 1,5—2 м.
Их площадь может изменяться в широких пределах от 1—1,5-104
до 10-104 м2 и более. Выпукло-бугристые торфяные массивы развиты ис¬
ключительно на участках, сложенных глинистым грунтом. Высота буг¬
ров в пределах области может достигать 10—12 м. Площадь бугров в
основании целиком зависит от высоты бугра и изменяется от 50
до 3-104 м2.
306
В пределах области- нередко отмечаются участки новообразования
мерзлоты. Это преимущественно небольшие по площади пологие бугры
пучения высотой не более 0,5—1 м, приуроченные к заболоченным, та¬
лым с поверхности, участкам торфяных массивов.
Термокарст в пределах области развит повсеместно. В отличие от
соседних областей здесь многие термокарстовые озера имеют четко вы¬
раженную ориентацию с юго-востока на северо-запад, что А. П. Тырти-
ков связывает с характером распределения снежного покрова, обуслов¬
ленного преобладающим направлением ветров.
Инженерно-геокриологические условия области в целом разнооб¬
разны. Это обусловлено широким развитием с поверхности многолетне¬
мерзлых и несливающихся мерзлых толщ, криогенных форм рельефа.
Наиболее благоприятны для освоения дренированные территории, кото¬
рые, как правило, приурочены к присклоновым участкам террас, сло¬
женных песчано-супесчаными грунтами. Наиболее сложными условиями
характеризуются массивы льдонасыщенных выпукло-бугристых торфя¬
ников.
Среднетазовская область
Общие сведения. Среднетазовская область охватывает среднюю часть
долины р. Таз (см. рис. 58). Северная ее граница проходит несколько
южнее устья р. Русская, южная — к северу от пос. Красноселькуп.
Значительная вытянутость территории области с севера на юг соз¬
дает довольно ощутимые различия климатических условий. Среднегодо¬
вая температура воздуха в пос. Сидоровск —9,2 °С, а в районе
пос. Красноселькуп около —8,5 °С. Наиболее холодный период ян¬
варь — февраль, когда среднемесячные температуры опускаются до
—30 °С, а среднемесячная температура в июле не превышает 15 °С.
Общее количество осадков изменяется от 350 мм на севере области до
450 мм — на юге. При этом большее количество осадков выпадает в
теплое время (с апреля по октябрь). Максимальная высота снежного
покрова достигает 50 см.
Большая часть территории области расположена в зоне северной
тайги. В северных районах развиты лиственничные и березово-листвен¬
ничные леса и редколесья в сочетании с болотными тундрами, в юж¬
ных— лиственно-еловые, лиственничные леса, местами с кедрами, а на
пойме в сочетании с ивняками. Торфяные массивы занимают довольно
обширные территории и приурочены к поверхностям I, II и III террас.
В геоморфологическом плане территория области представляет со¬
бой долину р. Таз, включающей пойму и три надпойменные террасы.
В орографическом плане она занимает часть Тазовской низменности с
относительно небольшими превышениями над урезом реки — 3—5 м для
поймы и 25 м для III террасы.
Поверхность террас ровная, расчлененность территории небольшая
и лишь в прибрежных частях довольно часто наблюдаются овраги с
глубиной вреза до 10 м и несколько больше. Близость реки, общий
уклон поверхностей террас в сторону реки являются причинами отно¬
сительно небольшой заозеренности террас, особенно их прибрежных
участков. Озера, как правило, приурочены к тыловым частям террас,
где они занимают значительные площади и развиты обширные по пло¬
щади торфяные массивы.
Территория долины р. Таз со времени среднего плейстоцена испы¬
тывала и испытывает, по данным Ю. Ф. Андреева, относительное опус¬
кание. Все это наложило отпечаток на литологический состав отложе¬
ний описываемой области, характерная особенность которой — относи¬
тельно широкое развитие суглинистых разностей. Аллювиальные отло¬
жения, слагающие пойму, представлены песчаными разностями со мно¬
жеством прослоев и линз супесей и суглинков, нередко составляющих
20* 307
Рис. 98. Положение кровли многолетне¬
мерзлых пород на участке развития не-
сливающейся мерзлоты в районе, сло¬
женном супесчаными породами. Долина
р. Таз на широте р. Варкасылькы,
III надпойменная терраса (по материа¬
лам Желдорпроекта):
I — супеси; 2 — пески; 3 — кровля многолет¬
немерзлых пород
до 50 % ее разреза [65]. В разрезах I и II надпойменных террас преоб¬
ладают в основном мелкие и пылеватые пески. Суглинки и супеси в ви¬
де прослоев встречаются часто. В отложениях III террасы соотноше¬
ние песчаных и суглинистых грунтов примерно одинаково, и лишь на
отдельных ее участках в разрезе наблюдается преобладание супесей и
суглинков. Мощность аллювиальных отложений поймы, I, II и III озер¬
но-аллювиальных террас изменяется от 5 до 25 м. Мощность торфа
в большинстве случаев не превышает 1,5—2 м, а в районе пос. Красно-
селькуп она возрастает до 3—3,5 м. Все эти отложения подстилаются
среднечетвертичными грунтами морского генезиса, среди которых ча¬
ще всего преобладают глинистые разности.
Распространение, температура и мощность многолетнемерзлых по¬
род. Описываемая область расположена в зоне массивно-островного раз¬
вития ММП: мерзлые грунты, залегающие непосредственно с поверхно¬
сти, развиты довольно Широко и занимают более 60 % территории. Та¬
лые и немерзлые породы здесь сформировались в пойме р. Таз и ее при¬
токов, а также на приподнятых, хорошо дренированных участках, сло¬
женных обычно песчаными отложениями. Здесь нередко наблюдают об¬
разование несливающейся мерзлоты, кровля которой залегает на глу¬
бине 10—12 м (рис. 98). Такие участки установлены на II надпоймен¬
ной террасе на левом и правом берегах р. Таз к югу от устья р. Вар¬
касылькы.
Многолетнемерзлые грунты, занимающие 15—20 % территории в
пойме, формируются, как правило, в тыловых частях или на участках,
где широко развиты суглинистые, обычно заторфованные отложения и
мощный моховый покров. Существенно большую площадь занимают
ММП в пределах надпойменных террас, развитые здесь как на участ¬
ках распространения торфяников, так и в замшелых лесах, растущих
на супесчано-суглинистых отложениях.
Среднегодовые температуры мерзлых пород изменяются от —0,1 до
—3,5 °С, при наиболее часто встречающихся значениях от —0,5 до
—1,5 °С. Самые низкие температуры грунтов отмечаются на участках
обширных торфяных массивов (преимущественно буграх пучения), что
в основном связано с выхолаживанием их в зимнее время. На поймах
рек чаще всего формируются ММП, чередующиеся с талыми (темпера¬
туры близки к 0 °С, а в тыловых частях понижаются до —0,5... —1 °С).
В пределах залесенных участков надпойменных террас основной темпе¬
ратурный фон около —1,5 °С.
Различные геолого-геоморфологические особенности отдельных
районов области и история их развития в среднечетвертичное — совре¬
менное время обусловили разнообразный тип строения и мощность мно¬
голетнемерзлых толщ. Так, если в пределах поймы мощность ММП,
развитых непосредственно под слоем сезонного оттаивания, составляет
10—15 м, то на участках II и особенно III террасы она достигает 30—
40 м. Максимальные значения ее наблюдаются в северо-западной части
области на участках развития III озерно-аллювиальной равнины и со¬
ставляют 70—90 м.
Неоднократные изменения условий теплообмена на протяжении
четвертичного периода привели к неравномерному развитию ММП и
308
формированию различных типов их строения по вертикали. На большей
части территории развито двухслойное по разрезу строение толщ много¬
летнемерзлых пород. В пределах области наблюдаются следующие ти¬
пы строения толщ многолетнемерзлых пород: 1) ММП начинаются сра¬
зу от слоя сезонного протаивания, ниже залегают талые, под которыми
снова прослеживаются мерзлые (реликтовые) толщи; 2) сверху зале¬
гают талые, затем слой «несливающейся» мерзлоты, ниже талые, а еще
ниже реликтовый слой; 3) сверху залегают талые грунты, ниже — мерз¬
лые (реликтовая толща). Глубина залегания кровли реликтового слоя
составляет 100—200 м, мощность также 100—200 м. Первый из указан¬
ных типов развит повсеместно, второй — на отдельных участках II над¬
пойменной террасы, третий — под поймой и реже террасами.
Криолитологические особенности многолетнемерзлых пород. Прак¬
тически все мерзлые отложения описываемой области эпигенетически
промерзшие. Генетически неоднородные толщи, в которых верхняя часть
разреза представлена синкриогенными породами, встречены в пойме
р. Таз в виде частого по площади чередования мерзлых и талых грун¬
тов. Для всех этих пород характерна повышенная льдистость в верхней
3—4-метровой части разреза, обычно четко проявляется связь между
гранулометрическим составом и льдистостью пород. В глинистых поро¬
дах наиболее часто развиты слоистые криогенные текстуры с различной
толщиной ледяных шлиров. Объемная льдистость глинистых пород из¬
меняется от 25 до 50 %. Песчаные породы с массивной криогенной тек¬
стурой имеют объемную льдистость от 12 до 30 %, а на участках с мощ¬
ным покровом торфа — от 40 до 45 %. Наибольшей же льдонасыщенно-
стью (80—90 %) характеризуются торфяные породы [97].
Породы, развитые на территории области, по гранулометрическому
составу довольно разнообразны, что в сочетании с неодинаковыми крио¬
генными текстурами обусловливает значительные различия инженерно¬
геологических характеристик грунтов. Пески различного гранулометри¬
ческого состава, как правило, имеют плотность твердых частиц 2,65—
2,70 г/'см3, оторфованные пески — 2,50—2,57 г/см3. Мерзлые пески с мас¬
сивной криогенной текстурой имеют плотность скелета—1,4—1,6 г/см3,
а оторфованные разности со шлирами льда — 0,9—1,0 г/см3. Пористость
песчаных грунтов изменяется в целом от 25 до 60 %, при этом у песча¬
ных осадков поймы она составляет до 40—45 %, несколько снижается
у песков надпойменных террас. Максимальные значения пористости (до
60 %) характерны для оторфованных пылеватых песков.
Аналогичный разброс показателей наблюдается и у глинистых по¬
род. Плотность твердых частиц изменяется от 2,67 до 2,74 г/см3, при¬
чем наименьшие ее значения характерны для супесей, а наибольшие —
для тяжелых суглинков и глин. Плотность скелета грунтов, наиболее
часто встречающаяся, составляет 1,40—1,70 г/см3. Наименьшие ее зна¬
чения встречаются у сильнольдистых глинистых грунтов, имеющих сло¬
истую и сетчатую криогенные текстуры. Здесь ее величины нередко
снижаются до 0,90—1,10 г/см3. Пористость этих грунтов также велика
и изменяется от 31 до 60%, при этом наибольшие ее значения харак¬
терны для связных грунтов поймы.
Породы области не засолены, а их нормативное сопротивление нор¬
мальному давлению в зависимости от температуры и криогенного строе¬
ния изменяется от 7-102—9-102 кПа (при температуре —1 °С) до
14-102—16-102 кПа (при температуре —3 °С) у песков с массивной
криогенной текстурой, у связных грунтов при льдистости менее 40 % и
температуре 3—4 °С—7 • 102—9-102 кПа.
Особенности гидрогеологических условий. Широкое развитие ММП
в значительной степени обусловило гидрогеологические условия верх¬
ней части отложений области. Среди них обособляются воды сезонно¬
талого слоя, несквозных таликов и подмерзлотные.
Воды сезонноталого слоя развиты на всех геоморфологических
уровнях. Глубина и мощность их полностью определяются глубиной про-
309
таивания и изменяются от 0,3—0,5 м на торфяниках до 1—2 м на пес¬
чаных отложениях. По составу они пресные, обладают общекислотной
агрессивностью по отношению к бетонам. Для целей водоснабжения
они не пригодны и лишь осложняют инженерно-геокриологическую об¬
становку (при промерзании нередко происходит площадное пучение
грунтов или образование сезонных бугров пучения). В пойме р. Таз
в пределах несквозных таликов широко развиты безнапорные пресные
воды. Глубина их залегания составляет первые метры. Практически все
они имеют связь с водами реки. Дебиты их не определены. В отложе¬
ниях I и II аллювиальных террас глубина залегания часто безнапор¬
ных грунтовых вод изменяется от 4 до 10 м.
Криогенные процессы и явления. Для криогенных процессов, разви¬
тых в описываемой области, характерна закономерная смена одних про¬
цессов другими при движении с севера на юг. Так, в самых северных
районах преобладает полупереходный тип сезонного промерзания и
протаивания, а в южных районах — переходный, преимущественно кон¬
тинентальный. Высокая влажность отложений обусловила преимуще¬
ственно мелкий тип протаивания — промерзания. Глубина сезонного
протаивания в зависимости от литологического состава пород, их влаж¬
ности и ландшафтных условий изменяется от 0,7 до 2 м. Наименьшие
ее значения свойственны торфяным массивам, наибольшие (2—2,5 м) —
хорошо дренируемым песчаным участкам.
Среди других криогенных процессов и явлений широко развит тер¬
мокарст по сегрегационным и сегрегационно-инъекционным льдам, его
интенсивность в южном направлении резко возрастает. Интенсивно про¬
являются процессы сезонного и многолетнего пучения грунтов, нередко
с образованием новых бугров пучения, особенно в пределах торфяных
массивов. Интенсивность морозобойного растрескивания даже на севе¬
ре области резко снижается по сравнению с более северными террито¬
риями.
Заключение. Описанный материал показывает, что инженерно¬
геокриологические условия области достаточно сложны. Наиболее бла¬
гоприятны они в пределах талых участков I и II надпойменных террас,
сложенных песчаными породами.
Таз-Енисейская область
Общие сведения. Таз-Енисейская область занимает большую террито¬
рию в северо-восточной части Западной Сибири (см. рис. 58). Она за¬
ключена между долинами рек Таз и Енисей и ограничена на севере ли¬
нией пос. Сидоровск—озера Советские—верховья р. Бол. Хета—г. Игар¬
ка, а на юге — пос. Красноселькуп—г. Туруханск.
Большая часть территории области находится на самом севере та¬
ежной зоны, а ее северные районы относятся к лесотундре. Область от¬
личается суровым климатом с длительной холодной зимой (продолжи¬
тельность холодного времени 8 мес) и прохладным летом. Среднемесяч¬
ная температура самого холодного месяца (января) в пунктах Игарка
и Сидоровск составляет —31,7 и —31 °С, в более южных районах — Ту¬
руханск и Красноселькуп — соответственно —29,9 и —30,9 °С. Средне¬
месячная температура самого теплого месяца (июля) составляет соот¬
ветственно: в г. Игарка и пос. Сидоровск —14,6 °С, г. Туруханск
—16,2 °С, пос. Красноселькуп —15,4 °С. Среднегодовая температура
воздуха в г. Игарка (—9,5 °С) — самая низкая для северных, а в
пос. Красноселькуп (—8,5 °С) —для южных районов области. В пунк¬
тах Сидоровск и Туруханск среднегодовая температура воздуха равна
—9,2 и —7,8 °С соответственно. Среднегодовое количество осадков в
пунктах Игарка и Сидоровск — 497 и 433 мм, в том числе осадки хо¬
лодного периода года — 243 и 187 мм соответственно. Половина осад¬
ков этого периода приходится на октябрь — декабрь. Появление устой¬
310
чивого снежного покрова- отмечается уже в конце сентября — начале ок¬
тября. Максимальная мощность снежного покрова нередко превышает
60 см. Сильные ветры вызывают перераспределение снежного покрова.
На открытых участках снег выдувается, накапливаясь в большом коли¬
честве в понижениях рельефа.
Рельеф области достаточно своеобразен: на северо-западе он пред¬
ставлен морскими, ледниково-морскими и озерно-аллювиальными рав¬
нинами, а на востоке и юго-востоке — ледниковыми формами. Геомор¬
фологические контрасты обусловливают большие различия условий ув¬
лажнения, которое проявляется в довольно частой смене ландшафтов.
Рельеф западных и северо-западных районов, занятых верхнечетвертич¬
ными озерно-аллювиальными и среднечетвертичными морскими равни¬
нами, в целом плоский, слабо расчлененный и обычно слабо дренирован¬
ный. Для большинства восточных и северо-восточных районов типичен
пологоувалистый или пологохолмистый, участками сильно холмистый
и грядовый рельеф с формами ледниковой и водно-ледниковой аккуму¬
ляции. Абсолютные отметки изменяются от 50 до 140 м, в отдельных
районах достигают 180—200 м.
В неотектоническом плане территория области отвечает Русской
структурной ступени и краевой юго-западной части Игарско-Дудинского
склона, а также охватывает краевые части Баихинского сводоподобного
поднятия и Енисейского мегапрогиба Северо-Енисейской крупной струк¬
турной ступени.
Верхняя часть разреза отложений салехардской и казанцевской
равнин представлена в основном супесчано-суглинистыми породами. На
больших площадях восточных районов области верхняя часть резреза
представлена песчано-глинистыми с обломочным материалом ледни¬
ковыми и водно-ледниковыми верхнечетвертичными образованиями. На¬
иболее заторфованы западные и центральные районы области.
Распространение, температура и мощность многолетнемерзлых по¬
род. Таз-Енисейская область занимает заполярные и приполярные тер¬
ритории, в пределах которых широко распространены ММП. Общая
площадь их на севере области составляет около 90 % территории. Та¬
лые с поверхности породы встречены лишь в прирусловых частях рек и
на заболоченных участках по периферии крупных озер. Кроме того,
талые с поверхности породы (несливающаяся мерзлота, по наблюде¬
ниям Б. И. Втюрина, Н. С. Даниловой и др.) встречаются на неболь¬
ших хорошо дренированных песчаных грядах, поросших редким лист¬
веннично-березовым лесом.
Температура талых пород близка к 0 °С и редко достигает 0,5—
0,6 °С. В условиях лесотундры на водораздельных поверхностях средне¬
годовая температура ММП чаще всего изменяется от —2 до —2,5 °С.
Наиболее холодными являются породы в пределах торфяных массивов
на севере области, где их среднегодовая температура опускается от
—4 до —4,5 СС (верховья р. Покойницкая). Изменение среднегодовой
температуры грунта в смежных районах связано в основном со сменой
растительного покрова, обусловливающей специфику снегонакопления.
На участках, покоытых густой растительностью, среднегодовая темпе¬
ратура ММП изменяется от —0,5 до —1,5 ЬС, а на безлесных плоских
равнинах, часто заболоченных и заторфованных,— от —2 до —2,5 °С.
Температура пород в пределах всей мерзлой толщи, судя по ре¬
зультатам термометрии скважин, очень незначительно меняется с глу¬
биной, а часто эти изменения не отражены на термограмме при точеч¬
ных замерах электротермометром. Термограммы по скважинам Кост-
ровской площади (среднее течение р. Турухан) в большинстве своем
безградиентные на отрезке до глубины 250—300 м, и в пределах этого
интервала температура в точках имеет отрицательные значения, близ¬
кие к —1 °С. Ниже этого интервала отмечается заметное повышение
температуры на 2—3 °С на каждые 100 м глубины.
311
На большей части территории области ММП имеют монолитное
строение как по площади, так и по разрезу. Двухслойное строение раз¬
реза мерзлых толщ характерно лишь для самых южных районов доли¬
ны р. Турухан. Мощность мерзлых толщ, имеющих монолитный раз¬
рез, здесь часто превышает 200 м, а в северных районах она обычно
больше 300 м. Значения меньше 300 м для этих территорий аномально
малы. В отдельных местах подошва мерзлых толщ опускается на глу¬
бину до 400 м. На юге области, в районах с двухслойным строением
мерзлых толщ, мощность верхнего слоя ММП составляет обычно 40—
50 м, однако нередко во многих местах подошва верхнего слоя может
погружаться на 70—80 м и более. Мощность межмерзлотного талика
обычно не менее 50 м. Глубины залегания подошвы мерзлой толщи в
этих районах отвечают общему фону глубин более северных районов с
монолитным строением мерзлых толщ, т. е. в большинстве своем они
обычно превышают 300 м.
Криолитологические особенности многолетнемерзлых пород. Тер¬
ритория области характеризуется широким распространением супесча¬
но-суглинистых эпигенетически промерзших пород. Тонкодисперсный со¬
став отложений предопределил преобладание слоистых текстур эпикрио-
генных толщ. Мерзлые толщи отличаются высокой льдонасыщенностью
в самой верхней 3—5-метровой части разреза. Влажность песчаных по¬
род с массивной криогенной текстурой часто близка или больше полной
влагоемкости. Льдонасыщенность торфяных пород достигает 70—80 %,
супесчано-суглинистых пород — 25—40 %> и более. Генетически неодно¬
родные толщи в основном приурочены к поймам рек, они имеют преи¬
мущественно песчаный состав с редкослоистыми тонкошлировыми крио¬
текстурами и льдистостью 20—40 %.
Плотность мерзлых супесчано-суглинистых грунтов изменяется в
очень широких пределах в зависимости от генетической принадлежно¬
сти мерзлой толщи, которую они слагают. Максимальные значения это¬
го показателя для супесчаных разностей — 2 г/см3, минимальные —
1,5 г/см3. Естественная влажность изменяется от 15 до 40 %. Плотность
суглинистых грунтов изменяется чаще всего в интервале от 1,1 до
2,2 г/см3, причем максимальные значения этого показателя чаще всего
характерны для тяжелых суглинков. Естественная влажность этих об¬
разований может принимать значения от первых десятков процентов до
200 % и более у оторфованных разностей.
Особенности гидрогеологических условий. Грунты на всей террито¬
рии области находятся в многолетнемерзлом состоянии, образуя на
больших площадях практически сплошной надежный водоупор. Атмос¬
ферная влага накапливается лишь в самой верхней сезонноталой части
разреза на глубине 0,6—1,7 м (редко более), на участках, сложенных
песчаными породами. Состав вод сезонноталого слоя гидрокарбонатно¬
кальциевый, минерализация их не превышает 0,1—0,3 г/л.
Криогенные процессы и явления. На территории области преобла¬
дают полупереходные и переходные умеренно континентальные и конти¬
нентальные типы сезонного протаивания грунтов. Глубины протаивания
изменяются от 0,5—0,7 м в торфяных грунтах до 1,5—1,7 м в минераль¬
ных.
Большинство районов области характеризуется существенной слож¬
ностью геокриологической обстановки, обусловленной широким разви¬
тием (особенно в западных районах) криогенных образований: плоско¬
бугристых торфяников, повторно-жильных льдов и полигонального ре¬
льефа на торфяных массивах, бугров пучения. Все эти явления обуслов¬
ливают в целом очень высокую льдистость грунтов на больших пло¬
щадях.
Заключение. Вся территория области характеризуется широким
развитием эпикриогенных супесчано-суглинистых (в меньшей степени
песчаных) грунтов с высокой льдистостью. Западные районы области
отличаются развитием обширных плоскобугристых торфяных массивов
312
на льдистых супесчано-суглинистых грунтах морского генезиса, широ¬
ким распространением полигональных и пучинных образований на тор¬
фяниках. Самые восточные районы области характеризуются преиму¬
щественным развитием высокольдистых эпикриогенных суглинков лед¬
никового генезиса. В центральных районах области в верхней 10-метро¬
вой части разреза сравнительно широко распространены песчаные эпи-
криогенные льдистые породы, перекрытые в разных местах торфом
мощностью до 2 м, редко более. Неодинаковый характер инженерно¬
геокриологической обстановки различных районов области требует в
каждом конкретном случае специального подхода к оценке территории
применительно к различным видам наземного строительства.
Нижнеенисейская область
Общие сведения. Нижнеенисейская область включает долину р. Енисей
от устья р. Хантайка до р. Курейка (см. рис. 58). В геоморфологиче¬
ском отношении — это широкая пойма р. Енисей с участками I, II ал¬
лювиальной и III озерно-аллювиальной террас, а также частично за¬
падная часть водно-ледникового водораздельного плато на правом бе¬
регу р. Енисей. Поверхность этих уровней довольно плоская, с отдель¬
ными холмами и грядами на водораздельной равнине.
Аллювиальные и озерно-аллювиальные отложения представлены
пылеватыми песками, супесями и преобладающими суглинками. В их
составе присутствует большое количество гравия и гальки. Водораз¬
дельное плато с поверхности сложено моренными и водно-ледниковыми
образованиями зырянского возраста, которые, как правило, представ¬
лены суглинками и песками с включениями гравия, гальки и валунов.
Распространение, температура и мощность многолетнемерзлых по¬
род. Многолетнемерзлые породы в пределах области развиты довольно
широко и занимают около 80 % территории. Талые с поверхности поро¬
ды встречаются лишь в пределах поймы р. Енисей и в прирусловых
частях ее притоков, под озерами диаметром более 30—40 м, а также на
небольших участках сильнозаболоченных межгривных понижений водо¬
раздельного плато и III террасы. Среднегодовая температура талых
грунтов составляет 0,2—0,5 °С и только на низкой пойме р. Енисей
может достигать 1,2—1,4 °С.
Среднегодовые температуры ММП в пределах водораздельных рав¬
нин севера области, лишенных древесной растительности, в супесчано¬
суглинистых отложениях составляют от —1,5 до —2 °С. На плоских
слабодренированных участках I и II надпойменных террас со* слабо¬
развитым древостоем температура супесчано-суглинистых пород повы¬
шается до —1... —1,5 °С, а в залесенных частях террас до —0,1...
—0,5 °С. В густых замшелых лесах на относительно дренированных уча¬
стках поймы, сложенных с поверхности супесчано-суглинистыми отло¬
жениями, среднегодовая температура многолетнемерзлых пород —
—0,1... —0,2 °С.
Мощность толщи ММП сильно изменяется в зависимости от гео¬
морфологической приуроченности массива. В пределах водно-леднико¬
вой равнины мощность многолетнемерзлой толщи часто превышает
300 м, а в пределах террасового комплекса составляет 15—30 м. На пой¬
ме р. Енисей мощность многолетнемерзлых толщ не превышает 15—
20 м. Интересно отметить, что массивы наиболее мощных мерзлых толщ
здесь часто приурочены к участкам распространения зарослей кустар¬
ников, которые защищают поверхность от летнего прогрева. На остро¬
вах р. Енисей — Совхозный, Медвежий, Плахинский, Опечек и других —
мощность многолетнемерзлой толщи увеличивается от нескольких мет¬
ров в прирусловой зоне до 15—17 м в центре островов.
В пределах поймы, как правило, многолетнемерзлая толща имеет
двухслойное строение. Кровля реликтового мерзлого слоя здесь обычно
313
залегает на глубинах более 100 м, а мощность нижнего слоя мерзлых
пород редко превышает 100 м.
Криолитологические особенности многолетнемерзлых пород. Выяв¬
лено, что в пределах доголоценовых элементов рельефа преобладают
эпикриогенные породы, которыми сложены большие массивы водно-лед¬
никовых и ледниковых равнин. Частая встречаемость здесь вторично
промерзших пород (оттаявших в оптимум голоцена) определяет срав¬
нительно невысокую льдонасыщенность мерзлых толщ — в основном не
превышающую 35—45 %. Лишь в пределах торфяных массивов льдис-
тость резко возрастает до 50—60 %.
Синкриогенные породы в пределах области чаще всего приурочены
к пойменным толщам. На синкриогенный характер пойменных толщ
указывает прежде всего часто встречающееся равномерное распреде¬
ление льдистости и влажности (50—60 %) мерзлых пород по всей 10—
15-метровой толще, наличие ледяных шлиров в средней и нижней час¬
тях толщи при их отсутствии вверху (рис. 99). Присутствие древесных
остатков (тальник), у которых не наблюдается никаких признаков раз¬
рушения древесины, также указывает, скорее всего, на одновремен¬
ность их захоронения и промерзания.
Не исключена и синкриогенная природа каргинских ленточных
глин, криолитологические особенности которых изучены весьма деталь¬
но. Наиболее представительный разрез каргинской лагунно-морской
(аллювиальной — ?) террасы — подземелье Игарской мерзлотной стан¬
ции ИМ СО АН СССР. Здесь в интервале qt 4,1 до 16 м залегают лен¬
точные глины, перекрытые песчано-супесча^о-суглинистыми отложения¬
ми. Криогенная текстура всей толщи преимущественно слоистая с раз¬
реживающимися книзу шлирами. В верхней части толщи шлиры тон¬
кие, их мощность колеблется от долей сантиметра до первых санти¬
метров; на глубине 6—8 м их мощность составляет около 10 см, а на
глубине 12,5—14 м — около 30 см. По характеру криогенного строения
толща может быть отнесена к эпигенетической. Однако имеет ряд при¬
знаков, свидетельствующих о синкриогенном промерзании пород. Сре¬
ди них в первую очередь стволы погребенных деревьев (более 30 штук),
приуроченные к песчаной линзе в толще ленточных глин, расположен¬
ной на глубине 6—7 м от поверхности. Стволы, по заключению В. Р. Фи¬
лина, принадлежат лиственнице и не подвергались деятельности древо¬
разрушающих грибов, окислению или гумификации — это свидетельст¬
вует о том, что от момента гибели деревьев до их консервации в мно¬
голетнемерзлой'толще прошло не более 100 лет, что указывает на воз¬
можность синкриогенного промерзания толщи. Стволы неоднократно
датированы по радиоуглероду. Уже первые датировки — более 24 500 лет
(МО-4), 21 350+650 лет (ГИН-28) указали на древний каргинский воз¬
раст древесины. Позднее ее возраст был уточнен — получены даты
35 400+300 лет (ГИН-140) и 33 030+550 лет (КРИЛ-56). Эти даты
свидетельствуют о том, что накопление пород и их промерзание про¬
изошло не менее 35 000 лет назад, причем промерзание пород было од¬
нократным и в дальнейшем они никогда не оттаивали. На это же ука¬
зывают криотекстурные особенности толщи — минеральные прослойки
мерзлой ленточной глины на контакте с ледяными шлирами имеют ост¬
рые четкие края, а, по мнению А. М. Пчелинцева, если бы глины хотя
бы однажды протаивали, то минеральные прослойки имели бы оплыв¬
ший вид.
Эти материалы указывают на сохранение мерзлого состояния по¬
род на отдельных массивах в районе г. Игарка в период оптимума.
В этом отношении показательна и 30-метровая залежь пластового льда
«Ледяная гора», изученная на юге описываемой области в районе устья
р. Курейка [76, 91]. Каков бы ни был генезис этой залежи (а он в на¬
стоящее время является предметом острой полемики), она определенно
доголоценового возраста (органический материал из вмещающих лед
отложений датирован 36000—39 000 лет), а следовательно, практически
314
Рис. 100. Распределение льда в осевой части
бугра и в межбугровом понижении торфяного
массива на высокой террасе р. Енисей:
1 — торф; 2 — суглинок; 3 —граница слоя сезонного
оттаивания; 4 — шлиры льда; 5 — гнезда льда. Циф¬
ры — льдистость пород (в %)
Рис. 99. Криолнтологическое строение, температура и суммарная влажность (к сухой
навеске) пойменного массива р. Енисей в 30 км севернее г. Игарка (по Н. С. Шеве¬
левой) :
1—суглинок тяжелый, иловатый, серый с включениями гальки и гравия; 2 — супесь иловатая
тяжелая (суглинок легкий), темно-серая с редкими включениями гравия; 3 — включения древес¬
ных остатков хорошей сохранности; 4 — граница слоя сезонного оттаивания. Криотекстуры: 5 —
массивная; 6 — равномерно-слоистая среднешлировая (мощность шлиров 3—6 см)
на всей территории Нижнеенисейской области не исключена вероят¬
ность обнаружения наряду с эпикриогенными и синкриогенных доголо-
ценовых пород.
Оценка и определение осадки мерзлых толщ при оттаивании, про¬
веденные на различных по льдосодержанию массивах, показали, что
многолетнемерзлые озерно-ледниковые отложения, промерзшие без под¬
тока воды, при протаивании дают просадку около 25%. Эксперимен¬
тально установлено, что при протаивании толщи озерно-ледниковых су¬
глинков до глубины 14 м происходит просадка пород на 2,6 м. Много¬
летнемерзлые озерно-ледниковые отложения, промерзшие с подтоком
воды, дают существенно большую осадку — до 30%, такую же осадку
можно прогнозировать и для массивов выпукло-бугристых торфяников.
Аллювиальные отложения, представленные суглинками, дают просадку
при протаивании около 20 %.
Особенности гидрогеологических условий определяются прежде все¬
го несплошным по площади распространением ММП и их двухслойным
315
строением по вертикали. Это обусловливает наличие практически всех
видов внутригрунтовых вод: над-, меж- и подмерзлотных, а также вод
различных таликов. Межмерзлотные воды залегают на различных глу¬
бинах: на пойме р. Енисей они вскрываются уже на глубине 6—17 м,
а на высокой террасе в скважинах водоносный горизонт встречен на
глубинах 15—30 м.
Криогенные процессы и явления. Сезонное протаивание на терри¬
тории Нижнеенисейской области изучено весьма полно. Почти на всех
элементах рельефа слой сезонного протаивания часто составляет 1—
2 м, уменьшаясь в пределах торфяников до 0,3—0,8 м. На участках
распространения талых пород сезонное промерзание может достигать
2—2,5 м. Для территории области наиболее характерны переходный и
полупереходный континентальный (реже повышенно-континентальный)
типы сезонного протаивания и промерзания.
Среди криогенных явлений особенно широко развиты бугры пуче¬
ния, часто достигающие высоты 5—8 м, сверху перекрытые торфом
мощностью 0,3—10 mw и сложенные, как правило, высокодисперсными
льдонасыщенными породами (рис. 100). Судя по радиоуглеродным да¬
тировкам торфа из разрезов бугров, составившим от 7330±80 лет
(КРИЛ-118) до 3930±50 лет (КРИЛ-125), большинство бугров сфор¬
мировалось сравнительно давно — почти сразу после периода голоцено¬
вого оптимума. Однако некоторые исследователи (Г. С. Констатинова,.
А. П. Ты{5тиков) указывают на вероятность более молодого возраста
отдельных бугров.
В пределах торфяников изредка (встречаются повторно-жильные
льды, собственно -же полигональный рельеф развит значительно шире.
В районе Игарской мерзлотной станции установлены, по данным
Н. С. Шевелевой и Л. С. Хомичевской, большие величины сил мороз¬
ного выпучивания, изменяющиеся в зависимости от типа грунта и его
влажности от 50 до 400 кг на 1 см периметра сваи.
Заключение. Инженерно-геокриологическую обстановку области
можно охарактеризовать как очень сложную, что обусловлено неравно¬
мерным распространением мерзлых толщ, их высокой льдистостью на
многих участках и сравнительно высокими температурами. Решение о
сохранении мерзлого состояния или оттаивания многолетнемерзлой
толщи при строительстве в пределах области почти в каждом конкрет¬
ном случае надо принимать отдельно.
Туруханско-Угутская подзона
Туруханско-Угутская подзона в типологическом плане является подзо¬
ной островного и редкоостровного развития ММП. Она протягивается
широкой полосой от Урала до р. Енисей (см. рис. 58). Для этой тер¬
ритории характерны избыточное увлажнение, достаточно умеренная
теплообеспеченность, широкое развитие древесной растительности (цен¬
тральная и южная части северной тайги и север средней тайги). В этих
условиях сформировались высокотемпературные ММП. Наиболее ши¬
рокое островное распространение они получили в северной половине
подзоны. В южной части, где среднегодовые температуры ММП состав¬
ляют обычно от —0,2 до —0,1 °С, их распространение редкоостровное.
Повсеместно наиболее низкие температуры мерзлых пород отмечаются
на бугристых торфяниках.
В южных районах (низовья рек Салым и Бол. Юган) ММП зани¬
мают относительно небольшие площади. Встречаются они как на меж¬
дуречьях в пределах торфяников, занимая обычно их окраинные участ¬
ки, так и в поймах небольших рек и ручьев. В последнем случае — это
бугры пучения, сложенные торфом и суглинками или глинами; встре¬
чаются и минеральные мерзлые бугры, сложенные суглинками. Тем¬
пература таких пород от —0,1 до —0,2 °С.
316
Талые грунты имеют в основном температуру от 0,1 до 2 СС. Более
высокие температуры (до 3 °С) формируются в песчаных грунтах, по¬
крытых сосновыми лесами с лишайниковым покровом. Наиболее широ¬
ко они развиты на водораздельных пространствах левобережья р. Обь,
сложенных водно-ледниковыми образованиями.
В пределах описываемой подзоны выделено 13 областей (см.
рис. 58, табл. 19), краткая геокриологическая характеристика которых
приведена ниже.
Хулга-Обская область
Общие сведения. Хулга-Обская область расположена между склонами
Северного Урала на западе, долиной р. Обь — на востоке, с юга она
ограничена долиной р. Северная Сосьва, а на севере граничит с За¬
уральской областью.
Климатические условия области достаточно суровые, хотя и не¬
сколько благоприятнее, чем в Зауральской области, расположенной се¬
вернее. Так, среднегодовые температуры здесь на 1—2 °С выше и в
пос. Саранпауль составляют —5,6 °С, а в пос. Березово —4,8 °С. Наи¬
более холодные условия в районах, примыкающих к склонам Север¬
ного Урала, где продолжительность морозного периода на 10—15 дней
больше, чем в восточных районах, и составляет до 190 дней в году.
Большая часть осадков обычно выпадает в теплый период года с апре¬
ля по октябрь, а их общее количество изменяется от 400 мм/год в вос¬
точных районах до 450—500 мм/год в Зауралье. Высота снежного по¬
крова изменяется от 50 до 70 см в центральных и приуральских рай¬
онах области. Переходы температуры через 0 °С в течение суток на¬
блюдаются в середине апреля, в сентябре систематически появляются
дни со сменой положительной и отрицательной температур в течение
суток, а в октябре число таких дней достигает 50 %.
Описываемая область расположена в таежной зоне. Лесом здесь
покрыто от 35 до 50 % и более территории. Наиболее густо залесены
хорошо дренированные возвышенные участки центральной части обла¬
сти; залесенность снижается в Зауралье и особенно на равнинных и за¬
болоченных участках в верховьях рек Кемпаж и Лесмиеган. Именно
здесь широко развиты редкостойные сосново-кедровые с лиственницей
замшелые леса, а в южных районах — березово-сосновые с лиственни¬
цей, березовые с елью, лиственницей, кедром. В поймах рек обычно
произрастают еловые и пихтово-еловые с кедром и березой мелко-
травно-кустарничково-зеленомошные леса. Леса в разной степени за¬
мшелые, нередко мощность мохового покрова достигает 30—40 см, на
дренированных территориях в сосновых лесах мощность напочвенного
покрова значительно меньше и не превышает 10 см.
Территория области расположена в южной части Мужино-Черно-
горской возвышенности. Рельеф области пологохолмистый, абсолют¬
ные отметки поверхности составляют 100—200 м. Наиболее приподнята
центральная часть области, прилегающая к верховьям рек Кемпаж и
Вогулка, где максимальные отметки достигают 273 м. В целом рельеф
области сильно расчлененный, расстояние между соседними пониже¬
ниями 0,6—1,2 км. Речные долины глубоко врезанные. Глубина вреза
30—100 м, а в среднем составляет около 40—50 м, несколько снижаясь
в пределах междуречных территорий. Угол наклона поверхности состав¬
ляет до 1,5° и резко повышается в пределах речных долин. Днища до¬
лин рек широкие, заболоченные.
В неотектоническом плане территория области довольно сложная,
занимает среднюю часть Северо-Уральской крупной структурной сту¬
пени, в пределах которой выделяют ряд структур более низкого по¬
рядка. Восточная часть области расположена в пределах Сосьвинско-
Кемпажского сводоподобного поднятия, западнее четко выделяется Са-
317
ранпаульский мегапрогиб, а западная часть территории совпадает с се¬
верной оконечностью Лозьвинско-Пелымского мегапрогиба. Суммарные
амплитуды новейших тектонических поднятий изменяются от 50 м в
пределах Саранпаульского мегапрогиба до 200 м в пределах сводопо¬
добного поднятия.
Верхняя часть разреза в подавляющем числе районов представле¬
на толщей среднечетвертичного возраста сложного генезиса, включаю¬
щей ледниковые, водно-ледниковые, ледниково-морские отложения, фа-
циально замещающие друг друга. Среди водно-ледниковых отложений
преобладают пески различной дисперсности, обычно с гравием, галеч¬
никами, реже в разрезе наблюдаются супеси и прослои суглинков. Сре¬
ди песчаных разностей часто преобладают пески средней крупности,
мелкие и пылеватые; гравелистые встречаются реже и тяготеют к
Уралу.
Моренные отложения чаще всего сложены плотными супесями и
суглинками с гравийно-галечниковым материалом, количество которого
в большинстве районов 'не превышает 5—10 % и возрастает до 25—
50 % в Зауральских районах.
Ледниково-морские отложения обычно преобладают в низах раз¬
реза и представлены слоистыми или мореноподобными суглинками раз¬
личной дисперсности. Они характеризуются меньшим содержанием об¬
ломочного материала. Общая мощность толщи 30—80 м.
В районах, тяготеющих к долине р. Обь, развиты верхнечетвертич¬
ные отложения ялбыньинской свиты и надпойменных террас. Послед¬
ние также развиты в долинах рек Хулг^ и Ляпин. Представлены они
мелкими и пылеватыми песками, супесями, суглинками. Обычно в верх¬
ней части разреза преобладают суглинистые разности и лишь в разре¬
зах I и II надпойменных террас — мелкие и пылеватые пески. Дисперс¬
ность, как правило, увеличивается с запада на восток. Для озерно¬
аллювиальных отложений ялбыньинской свиты характерны включения
растительных остатков.
В северо-западных и западных районах области развиты леднико¬
вые и водно-ледниковые песчаные отложения зырянского оледенения,
занимающие небольшие площади. Моренные толщи представлены су¬
песчано-суглинистыми разностями. Количество обломочного материала
в них значительно выше, чем в среднечетвертичных отложениях.
Все эти отложения подстилаются терригенными юрскими и мело¬
выми конгломератами, песчаниками, алевролитами, аргиллитами, песка¬
ми, а на юге — эоценовыми кремнистыми образованиями. Они выходят
на поверхность в долинах рек, глубоких ручьев в долине р. Вогулка
н в районах, примыкающих к Уралу.
С поверхности четвертичные отложения во многих районах пере¬
крыты торфами. Особенно широко они развиты в долинах рек Обь
и Ляпин, на поверхности надпойменных террас, занимая до 30—40 %
их территории. В пределах междуречий торфяники распространены
реже и занимают различные понижения в рельефе на плоских слабо-
расчлененных участках. Площади отдельных торфяных массивов со¬
ставляют от 0,5 до 2 км2. Средняя мощность торфов не превышает 2 м,
хотя на поверхности надпойменных террас в долинах рек Ляпин и Обь
она нередко достигает 3—4 м.
Распространение, температура и мощность многолетнемерзлых по¬
род. Хулга-Обская область характеризуется островным развитием ММП.
Наиболее широко мерзлые породы, развитые с поверхности, распро¬
странены в пределах надпойменных террас, где они в основном при¬
урочены к площадям развития торфяников и занимают до 40—50 %
территории. На междуречьях формирование мерзлоты связано, с одной
стороны, с бугристыми торфяными массивами, с другой — с участками
темнохвойных лесов на суглинистых отложениях с мощным моховым
покровом. В целом количество мерзлых участков в южном направлении
несколько сокращается, и здесь широко представлены острова частого
318
по площади чередования мерзлых и талых пород. На отдельных участ¬
ках, сложенных глинистыми разностями, встречены участки несливаю-
щейся мерзлоты, приуроченной, как правило, к положительным формам
мезо- и микрорельефа.
Среднегодовые температуры ММП на подошве слоя годовых ну¬
левых колебаний обычно изменяются от 0 до —1 °С и лишь в северных
районах области 1,5...—2 °С. Такие температуры встречены на
торфяных массивах с суглинистым субстратом несколько южнее долины
р. Сыня, а также в Зауральских районах. В преобладающей части цен¬
тральных районов области в пределах торфяников температура состав¬
ляет —0,5 ... —0,6 °С, а в южных районах повышается до —0,2 °С. Тем¬
пература минеральных мерзлых пород несколько выше и составляет
преимущественно —0,2 ... —0,4 °С, в южных районах она близка к 0 °С.
Талые породы развиты под лесами на всех геоморфологических
уровнях. Температура этих пород в зависимости от поверхностных усло¬
вий, состава и влажности пород изменяется от величин близких к 0 °С
до 1,5—2 °С и на большей части территории составляет 0,5—0,6 °С. Наи¬
более высокие температуры (до 2 °С) характерны для песчаных грун¬
тов, покрытых сосновыми лесами.
В пределах описываемой области по особенностям вертикального
строения толщ ММП выделяют следующие подтипы: 1) ММП начи¬
наются от слоя сезонного протаивания; 2) несливающаяся мерзлота,
подстилаемая слоем реликтовых мерзлых толщ, разделенных талым
слоем; 3) реликтовые мерзлые толщи, залегающие на большой глу¬
бине.
Мощность мерзлых пород, залегающих непосредственно под слоем
сезонного протаивания, изменяется от 10—15 м на юге до 30—50 м на
севере территории. Наибольшая его мощность зафиксирована на се¬
вере области и составляет 80 м. Глубина залегания кровли несливаю-
щейся мерзлоты отмечена на глубинах от 10 до 20 м и лишь на отдель¬
ных участках севера области в суглинках она меньше 10 м. Мощность
верхнего слоя мерзлых толщ во всех этих районах составляет 20—30 м.
Реликтовая мерзлая толща, по-видимому, развита на всей территории
области. Глубина залегания ее кровли находится в интервале 100—
200 м, а мощность не превышает 100 м. Этот глубокозалегающий слой
отсутствует лишь под руслами крупных рек.
Криолитологические особенности многолетнемерзлых пород. Много¬
летнемерзлые породы Хулга-Обской области главным образом эпиге¬
нетически промерзшие. Сингенетические мерзлые породы формируются
лишь в самой верхней части разрезов болотных отложений и поймен¬
ного аллювия. Льдистость пород в верхней части разреза различна и
с глубиной уменьшается. Наибольшая льдистость (до 70—80 %) свой¬
ственна мерзлым торфам со слоистой, слоисто-сетчатой толстошлировой
и линзовидной текстурами (рис. 101). Торфа с массивной криогенной
текстурой имеют льдистость до 25—30 %. Среди глинистых пород ши¬
роко распространены сильнольдистые и льдистые мерзлые породы со
слоистой и сетчато-слоистой криогенными текстурами. Толщина шлиров
изменяется от 1 до 5 мм, нередко встречаются шлиры льда мощностью
от 1 до 3 см, расстояние между шлирами при этом составляет 2—3 см.
Объемная льдистость суглинков при этом изменяется от 30 до 50 %.
Среди песчаных пород явно преобладают породы с массивной криоген¬
ной текстурой и влажностью до 20—25 % [100].
Наименьшая плотность грунта характерна для сильнольдистых тор¬
фов. Нередко она составляет 0,69—0,80 г/см3, а плотность скелета грун¬
та при этом — 0,20—0,40 г/см3. Плотность водно-ледниковых песков ко¬
леблется от 1,42 до 2 г/см3, она несколько снижается у песчаных раз¬
ностей ялбыньинской свиты, особенно у оторфованных сильнольдистых
песков с сетчатой криогенной текстурой, и составляет 1,04—1,10 г/см3.
Плотность моренных суглинков и супесей изменяется в пределах 1,37—
319
Рас. 101 Лннзовидная и линзовидно-плстенчатая криогенная текстура в эпигенетиче¬
ски промерзших низинных торфах выпукло-бугристых торфяных массивов в районе
пос. Азовы 'Фото II. И. Кашперюка
2,22 г/см3, при этом наименьшие значения ее характерны для сильно-
льдистых суглинков с сетчато-слоистой криогенной текстурой, наиболь¬
шие— с массивной криотекстурой.
Льдистые и сильнольдистые суглинки и торфа характеризуются
низкими значениями сопротивления вертикальному давлению. Осадки
при протаиванип их могут достигать 20 40 см/м; при этом наиболее
существенные их значения характерны для верхней части разреза. При
оттаивании суглинки переходят в пластичное и скрытотекучее состоя¬
ния. Наибольшие значения осадок при протаиванип (60—80 см/м) ха¬
рактерны для торфов (табл. 36).
Особенности гидрогеологических условий. Грунтовые воды, находя¬
щиеся в песчаных отложениях несквозных и сквозных таликов, зале¬
гают на глубинах от 1 до 20 м. Наименьшие их значения приурочены
к верхнечетвертпчпым отложениям надпойменных террас, где на участ¬
ках, примыкающих к торфяникам, они могут находиться у самой по¬
верхности. Максимальные значения глубин залегания грунтовых толщ
приурочены к приподнятым, расчлененным участкам междуречий.
В большинстве же районов они залегают па глубине 2—5 м Глубина
залегания надмерзлотмых грунтовых вод составляет 0,2—0,5 м. Воды
характеризуются низкой минерализацией (0,05 —0,3 г/л); преимуще¬
ственно гпдрокарбонатно-кальциевым составом, загрязненностью орга¬
ническими примесями, проявляют общекпелотиую агрессивность к бето¬
нам (надмерэлотные воды сезонноталого слоя обладают таким же свой-
с гвом).
Криогенные процессы и явления. В пределах области распростра¬
нены: переходный (в южных) и полуиереходный (в северных районах)
типы сезонного протапвания — промерзания; по амплитудам — преиму¬
щественно континентальный и умеренно континентальный типы; по
влажности- - преимущественно мелкий тип сезонного протапвания- -
промерзания Наименьшие глубины протапвания- промерзания харак¬
терны для торфяных отложений, где они чаще всего не превышают
0,7—0,8 м. Супесчаные и суглинистые породы в зависимости от условии
(растительного покрова, льднстостн) протаивают на глубину до 1,2 м;
наибольшая глубина характерна для песчаных пород и достигает 2 м.
320
Таблица 36
Экспериментальные величины модуля осадки при оттаивании
элементарного слоя различных типов торфа бугристых торфяных массивов
Хулга-Обской и Зауральской областей при нагрузках,
близких к естественным (По П. И. Кашперюку)
-О.
а.
о
н
Видовой
состав торфа
Криогенная
текстура
71 CL
V о
К 04
о h
£ 2
и t:
о к
О
г;
R о -
2 с ш
h U
и -
2 н
н 2
с:
л <и
11
О
2
дуль
дкп, мм/м
Н
Л t
LC со
“ О. та
с°о
р: £
с S
£ СП
CJ оД'
о
со
О та
<• о
оК
Ангустифолиум
Порфировнд-
0.3—0,5
300
250
15
6
40
О
пая
QQ
О
Фускум
Плетенчатая
0,4—0,7
610
310
0,10
13
3
235
X
а
0,7—0,9
625
370
—
11
1,5
240
О)
CQ
Ангустифолиум
Порфировнд-
0,5—0,7
825
—
0,09
5
5
ПО
ная
i
Древесно-травя-
Порфировнд-
0,5—0,7
260
210
25
О
70
НОН
ная
0,7—0,9
400
280
—
22
3
250
X
Плетенчатая
0,9—1,1
1050
—
—
24
4
420
О
Сетчатая
1,1 —1,3
645
380
—
24
2
205
X
а>
1,3—1,5
810
—
—
24
2
260
cl
Ч)
Плетенчатая
1,5—1,7
740
400
0,14
22
3
305
с
1,7—2
560
270
0,12
21
4
250
Травяно-сфагно-
Сетчатая
0,9—1,1
615
310
0,12
22
2
270
В ы и
Древесно-травя¬
ной
Линзовидная
1,0—1,2
590
200
-
22
3
200
я:
Древесный
Линзовидно-
1,2—1,5
770
340
0,15
40
22
250
S
слоистая
к
Древесно-осоко-
Слоистая
1,0—1,2
600
300
—
23
4
210
я
СП
вый
Я
X
Травяной
Порфировнд-
1,6—1,8
1260
920
—
27
4
290
Сфагновый
1,3—1,6
1010
740
—
18
3
260
"
пая
Линзовидная
1,8—2
1200
935
—
12
7
260
Наибольшие глубины сезонного промерзания (2—2,5 м) форми¬
руются на участках сосновых боров, сложенных песчаными грунтами;
глубины 1,2—1,8 м — в смешанных лесах на участках с супесчано-су¬
глинистыми породами.
Среди мерзлотных процессов широко развит термокарст, приводя¬
щий к формированию различного рода понижений в рельефе (рис. 102).
На участках распространения торфяных массивов проявляются процес¬
сы сезонного и многолетнего пучения, создающие как отдельные бугры,
так и бугристые площади, приподнятые над основной поверхностью.
В темнохвойных и смешанных лесах (преобладают темнохвонные) с
мощным моховым покровом наблюдается образование перелетков и
даже многолетнемерзлых пород.
Заключение. Инженерно-геокриологические условия области доста¬
точно сложны. Это объясняется, с одной стороны, широким развитием
высокотемпературных ММП, которые при нарушении природных усло¬
вий могут переходить в талое состояние, с другой — наличием участков
низкотемпературных талых грунтов, где в ходе естественного развития
природных факторов или при техногенном вмешательстве человека воз¬
можно образование перелетков и ММП. Территория области также
осложнена широким развитием термокарста и пучения.
21 Зак. 514
321
Рис. 102. Термокарстовая западина в центральной части крупного бугра пучения, раз¬
витого на периферии выпукло-бугристого торфяного массива, расположенного на по¬
верхности III аллювиальной террасы (левобережье протока р. Обь в районе избы
Илья-Горт). Фото П. И. Капшерюка
Северо-Сосьвинская область
Общие сведения. Территория области ограничена восточным склоном:
Северного Урала и долиной р. Обь, а с юга — южной границей рас¬
пространения ММП с поверхности (см. рис. 58) и включает долины
рек Северная и Малая Сосьва и Северо-Сосьвинскую возвышенность.
Климат области континентальный, средняя годовая температура
воздуха в пос. Березово —4,8 X, в пос. Няксимволь —3,2 °С. Годовое
количество атмосферных осадков 400—550 мм, основная часть их вы¬
падает в безморозный период. Появление устойчивого снежного покро¬
ва, максимальные мощности которого достигают 60—70 см, отмечается
в конце октября.
Растительность области довольно разнообразна. Наряду с масси¬
вами сосновых боров и березняков, развитых на наиболее возвышенных
дренированных участках, здесь широко развита темнохвойная тайга из
кедра, ели п пихты, приуроченная к переувлажненным участкам долин
рек. На заболоченных территориях развиты кочковатые и грядово-мо-
чажинные болота со сложными растительными ассоциациями.
В тектоническом отношении характеризуемая область включает в
себя самую южную часть Сосышнско-Кемпажского сводоподобного под¬
нятия, Сосьвинско-Лысьвинскую структурную ступень и Тапсуйско-
Лозьвинский мегавал. Поверхности структур осложнены куполообраз¬
ными и валообразными поднятиями субмеридиональной ориентировки.
Их орографическое оформление произошло в конце олигоцена — нача¬
ле неогена. В течение всего четвертичного времени основная часть тер¬
ритории испытывала однонаправленные воздымания различной интен¬
сивности. Основные морфоскульптурные формы рельефа созданы лед¬
никовой и водно-ледниковой аккумуляцией среднечетвертичного ледни¬
ка и эрозионной деятельностью рек. Рельеф области возвышенный, по¬
лого- и холмисто-увалистый, абс. отм,- - от 20 до 300 м. Наиболее воз¬
вышенные участки приурочены к ледниковым и водно-ледниковым рав¬
нинам (Люлимворская возвышенность). Долины рек симметрично тер¬
расированы: в них выделены комплекс трех надпойменных террас и
пойма. Долины рек врезаны в среднем на 40—60 м, днища их широкие.,
интенсивно заболочены.
322
Прилегающие к речным долинам участки междуречных равнин рас¬
членены эрозионной сетью, сравнительно хорошо дренированы. Пло¬
ский и пологоволнистый рельефы междуречий рек Ворья, Висим и Ял-
бынья, Малая и Северная Сосьва способствуют процессам заболачи¬
вания, и здесь во впадинах развиты обширные, в основном кочковатые
и грядово-мочажинные болота с участками выпукло-бугристых торфя¬
ников. Мощность торфяных залежей изменяется от 0,5 до 7 м и состав¬
ляет в среднем около 2 м.
В наиболее возвышенных частях территории и в Предуралье верх¬
няя часть разреза сложена среднечетвертичными водно-ледниковыми и
ледниковыми отложениями мощностью 50—70 м, которые представле¬
ны в основном песками различной дисперсности. Также встречаются
гравий, галечники, редко супеси и прослои суглинка. Периферийные
участки междуречных равнин перекрыты верхнечетвертичными озерно-
аллювнальными песчано-супесчано-суглннистыми отложениями ялбынь-
инской свиты мощностью 10—12 м, изредка до 30 м. Аллювий рек пред¬
ставлен в основном песчаными отложениями, хотя нередко в верхней
части разрезов II террасы и поймы рек Северная и Малая Сосьва
встречаются супесчано-суглинистые разности. Все эти отложения во
многих районах перекрыты современными болотными образованиями —
торфом, мощность которого изменяется от 0,5 до 7,6 м при средней ве¬
личине 2,1 м, причем многолетнемерзлые залежи бугристых торфяных
массивов представлены в основном низинным типом торфа [67, 74],
верховые и переходные торфа слагают лишь самые верхние части раз¬
резов в межбугровых понижениях.
Распространение, температура и мощность многолетнемерзлых по¬
род. Самые южные острова ММП встречены в юго-западной части об¬
ласти в пойме р. Пелым и чуть южнее 62° с. ш. (в 25 км южнее изб
Тур-Пауль) на поверхности высокой поймы р. Тапсуй в ее среднем
течении. Севернее они развиты на различных геоморфологических уров¬
нях как в долинах рек, так и на водораздельных поверхностях. Мас¬
сивы ММП занимают небольшие (не более 10% территории) участки.
В большей степени они распространены на высокой пойме, I и II над¬
пойменных террас, в оврагах и логах, меньше — на III озерно-аллюви¬
альной террасе и водораздельных поверхностях.
Наиболее часто ММП встречаются на участках, переходных от тор¬
фяников к заболоченным краевым частям редкостойных кедрово-еловых
лесов, т. е. в местах, где с поверхности залегает торф мощностью свы¬
ше 0,3 м, подстилающийся, как правило, супесчано-суглинистыми или
глинистыми отложениями (рис. 103, 104). Участки распространения
ММП выражены в рельефе в виде отдельных бугров пучения высотой
до 3—3,5 м или небольших по площади (не более 0,2 км2) узких (100—
150 м шириной) вытянутых (до 600—700 м длиной) массивов пучения
высотой 2,5—3 м и более (рис. 105).
На междуречных пространствах мерзлые породы встречаются
реже--обычно в густых кедровых, елово-кедровых и иногда вторичных
березовых лесах. Они приурочены к небольшим по площади участкам
вдоль бортов ручьев и падей, к крутым склонам северной экспозиции
в днищах выположенных ложбпнообразных понижений с мощным (бо¬
лее 30 м) моховым покровом, под которым залегают суглинки и глины.
Среднегодовые температуры ММП изменяются в небольших преде¬
лах и чаще составляют от —0,1 до —0,2 °С. Более низкие температуры
(до —0,4 °С) формируются на высоких хорошо дренированных торфя¬
ных буграх с мощным моховым покровом. Исследования сотрудников
ПНИИИСа [106] показали наличие очень небольшого по величине тем¬
пературного градиента в мерзлых породах.
Температура талых пород изменяется от 0 до 2 °С и выше. Наибо¬
лее высокие температуры развиты в пределах водно-ледниковой равни¬
ны на участках, сложенных песчаными хорошо дренированными грун¬
тами и покрытых сосновыми лишайниковыми лесами. В районах раз-
21* 323
Рис. 103. Характер распространения много¬
летнемерзлых н талых порол в пределах
высокой поймы р. Целым у пос. Пелым (по
Г. И. Дубикову и Л. М. Шмелеву [58]):
j _ граница распространения многолетпемерзлых
пород; 2 - торф, 3-- глина; 4— суглинок; 5 — пе¬
сок
Рис. 104. Характер залегания многолет¬
немерзлых пород на западном склоне
Люлнмворскон возвышенности (район
пос. Патрасуй) (по В. Т. Трофимову.
А. В. Груздову):
1 - граница распространения многолетнсме|п-
лых пород; 2 - • пески гравелистые; 3 — супе¬
си; 4 _ суглинки; 5 — мохово-торфяной покрой.
6 — точки ВЭЗ: 1 — первая надпойменная тер¬
раса; II—склон среднечетвертичной равни¬
ны
Рис. 105. Массив (гряда) пучения на окраине торфяника, расположенного на поверх-
ности 1 надпойменной террасы р. Тапсуй в ее устьевой части. Фото П. И. Кашперюка
вития суглинистых толщ, покрытых сосново-кедровыми и лиственнич¬
ными зеленомощными лесами, температура обычно составляет 0,5 —
0,6 °С, а на склонах северной экспозиции несколько ниже.
Характерная черта области -развитие двухслойных по строению
толщ ММП, характерное для участков развития с поверхности ММП.
Однако здесь преобладают все же глубокозалегающие мерзлые толщи,
которые в силу незначительных их мощностей (не более 40 м) имеют
прерывистое (в виде крупных массивов-линз) по площади развитие.
Максимальные глубины погружения таких мерзлых толщ здесь состав¬
ляют 140—160 м.
Мощность ММП верхнего слоя мала и изменяется незначительно:
в пределах области колеблется от 6—7 м под отдельными буграми пу¬
чения до 15—20 м на участках массивов пучения, хотя в отдельных
районах может достигать 30 40 м (см. рис. 104). Па минеральных
с поверхности грунтах мощность /ММП пс превышает 12—15 м.
324
Криолитологические особенности многолетнемерзлых пород. Много¬
летнемерзлые породы области промерзали исключительно эпигенетиче¬
ски. Сингенетическими образованиями, как и в соседних областях под¬
зоны, здесь можно считать лишь самые верхние части торфяных зале¬
жей многолетнемерзлых торфяных массивов и отложений высокой
поймы.
В пределах области эпигенетически промерзшие толщи могут быть
представлены различными по составу отложениями. Так, ледниковые,
озерные п аллювиальные суглинки, слагающие верхние горизонты ММП
водораздельных поверхностей и надпойменных террас и перекрытые
с поверхности слоем торфа мощностью 1—6 м, на глубине 8 10 м под¬
стилаются песками. Наиболее характерны для суглинков слоистые и
сетчатые тонко-, реже среднешлировые криогенные текстуры. Изредка
в нижних частях таких разрезов встречаются линзы крупнокристалли¬
ческого льда. Льдистость суглинисто-глинистых пород изменяется от
30—35 % в нижних частях разрезов до 60—65 % в приконтактных с
торфом горизонтах. Наиболее часто встречающиеся значения льдисто-
сти — 45—50 %, плотность твердой компоненты- 2,67—2,7 г/см3. Плот¬
ность пород изменяется от 1,4 до 1,95 г/см3, а значение плотности ске¬
лета от 1,1 до 1,6 г/см3. Пористость суглинков колеблется от 45 до 75 %;
потенциальная осадка при оттаивании--от 10 до 40 см/м.
В многолстнемерзлых песчаных отложениях аллювиального, водно¬
ледникового и озерно-аллювиального комплексов преобладают породы
с массивной криогенной текстурой, их объемная льдистость обычно не
превышает 25- 30 %. Плотность песков---от 1,42 до 2 г/см3, а плот¬
ность скелета у песков средней крупности изменяется в пределах 1,46—
1,81 г/см3, у мелких — 1,42—1,73 г/см3, а у пылеватых — снижается дс
1,3—1,54 г/см3 [65]. Пористость всех разностей довольно высокая--
среднее значение обычно превышает 40 %. Потенциальная тепловая
осадка при оттаивании таких песков минимальная и не превышает
2- -3%.
Наибольшие осадки (до 60—70 см/м) при лротаивании ММП будут
наблюдаться, как и в других областях региона, в пределах бугристых
торфяных массивов, сложенных сильнольдистыми торфами и подсти¬
лающими их супесчано-суглинистыми отложениями. Криогенное строе¬
ние в основном среднеразложившихся торфов (/? = 20—25 %) в преде¬
лах бугристых торфяных массивов не отличается большим разнообра¬
зием и характеризуется массивными, порфировидными и линзовидны¬
ми текстурами. Мощность линзочек и шлиров льда может достигать
1—1,5 см, хотя чаще всего составляет 0,1—0,3 см. В отдельных случаях
на контакте торф — минеральная порода могут встречаться линзы и
прослои льда мощностью до 1—1,5 м, приуроченные к наиболее круп¬
ным в массиве буграм пучения. Мерзлые торфа обладают наибольшими-
значениями льдистости (до 80—85 %) по сравнению с другими поро¬
дами, находящимися в многолетнемерзлом состоянии. Суммарная весо¬
вая влажность торфов области изменяется в широких пределах, наи¬
более частые значения составляют 500—600 %; плотность изменяется
от 0,67 до 1,26 г/см3; средние значения плотности скелета низинных
торфов здесь составляют 0,16 г/см3; зольность их составляет в среднем
15 -16 %.
Особенности гидрогеологических условий. По отношению к много¬
летнемерзлым толщам в области различают воды: надмерзлотные СТС,
надмерзлотпые несквозных таликов, подмерзлотные и талых пород.
Надмерзлотные воды залегают в основном на глубинах от 0,2 до 0,8 м
и заключены большей частью в торфах. Они характеризуются очень
низкой минерализацией (0,02—0,1 г/л) и загрязнены органическими при¬
месями. Эти воды, как правило, проявляют общекислотную агрессив¬
ность к бетонам.
Подмерзлотные грунтовые и воды талых грунтов залегают на раз¬
личных глубинах от 0,1—0,2 м на талых болотах до 15—20 м у бровок
325
ссз
Гас. 106. Разрез бугра пучения с термокарстовон западиной в пределах выпукло-буг-
phtioro торфяного массива, расположенного на поверхности высокой поймы р. Север¬
ная Сосьва в районе пос. Хулюмсунт:
/ — граница многолетнемерзлых пород: 2 — суглинок; 3 — супесь: 4- песок; 5—11 — низинные тор-
фы: 5 — березовый, 6 — древесно-травяной, / — хвощовой, 8 — дрсвесно-осоковый. 9 — осоковый,
Ю — древесно-сфагновый, // — сфагновый; 12 — древесно-сфагновый переходный торф; 13 — границы
различных видов торфа; Н — характеристики торфа (в %): степень разложения торфа (первая
цифра), зольность (вторая цифра); 15 — граница литологических разностей; 16 — потенциальная
тепловая осадка грунта при оттаивании; 17 — сцепление (в МПа)
аллювиальных террас. По особенностям режима и химического состава
эти воды мало отличаются от соседних областей. Они также проявляют
лишь обшекпелотпую агрессивность к бетонам (углекислотная агрес¬
сивность их не изучена).
Криогенные процессы и явления. Значительная протяженность об¬
ласти, различное состояние пород обусловливают существенное разно¬
образие типов сезонного промерзания и оттаивания пород. Наиболее
широко распространены полупереходный и переходный (для сезонно^-
мерзлых пород) и переходный (для ММП) умеренно континентальный
и континентальный преимущественно мелкий и реже средний типы се¬
зонного промерзания и оттаивания на песчаных, реже глинистых, и на
торфяных грунтах. Минимальные глубины оттаивания (0,6- -1,1 м)
свойственны торфам; максимальные глубины (1,5—2 м) отмечаются на
участках пойм, сложенных с поверхности песками. Глубины сезонного
промерзания изменяются в широких пределах от 0,2—0,4 м на обвод¬
ненных торфяных мочажинах болот до 2,5—3 м на песчаных прибро-
вочных участках террас. Следует отметить, что наибольшие глубины
промерзания зафиксированы на участках обрывистых склонов надпой-
326
Рис. 107. Термокарстовая западина на поверхности крупного бугра пучения в преде¬
лах выпукло-бугристого торфяного массива, развитого иа I надпойменной террасе в
среднем течении р. Северная Сосьва в районе устья р, Висим. Фото П. И. Кашперюка
менных террас и достигают 4- 5 м на поверхности террасы, образуя
часто перелеткп.
На мерзлых торфяных массивах широко развит термокарст, кото¬
рый формирует обширные западины глубиной I -1,5 м и более (рис. 106,
107). Термокарст образуется в результате естественной смены в преде¬
лах торфяных массивов растительных сообществ (постепенного старе¬
ния и разреживания елово-кедрового леса) и при антропогенном воз¬
действии на последние.
Следует отметить, что в пределах области помимо термокарста на¬
блюдается и новообразование мерзлоты. В силу того что для суще¬
ствования мерзлых пород здесь необходимо определенное сочетание
геолого-географических условий (супесчано-суглинистый или глинистый
состав отложений, наличие мощного, более 20 см мохового покрова или
слоя торфа, повышенная влажность грунтов, залесенность территории
и большая сомкнутость крон), новообразование мерзлоты сопровожда¬
ется пучением промерзающих пород и образованием небольших по пло¬
щади (3 5 м в поперечнике) бугров, высота которых редко превышает
1,2 м.
Заключение. Инженерно-геокриологические условия области отно¬
сительно различны в разных ее частях. Наибольшей сложностью они
отличаются в местах развития торфяных ММП с активным развитием
на них термокарстовых и в меньшей степени пучинных процессов. Наи¬
более благоприятные условия для освоения отмечены в районах с отно¬
сительно дренированными талыми песчаными грунтами, хотя и здесь
при освоении территории необходим учет значительных глубин промер¬
зания таких грунтов. Основные трудности проведения строительства,
особенно линейного, обусловлены в области значительной увлажненно¬
стью территории и активными процессами болитообразования.
Нижнеобская область
Общие сведения. Нижнеобская область занимает пойму р. Обь ог ши¬
роты пос. Шурышкары на севере до широты пос. Елизарово — иа юге
(см. рис. 58). Климатические условия ее близки к условиям прилегаю-
327
•щих территорий и довольно суровы на всем ее протяжении. Так, сред¬
негодовые температуры воздуха на севере области (метеостанция
пос. Мужи) составляет —6,3 °С, в южных районах она несколько выше
и в пос. Октябрьское составляет —3,6 °С, а в средней ее части —4,8 °С.
Среднеянварские температуры в пределах области достаточно близки
по своим значениям и на севере они составляют —26,3 °С, а на юге
,—25,1 °С. Самый теплый месяц — июль (среднемесячная температура
составляет на севере и юге примерно около 15 °С; на 1—1,5 °С она вы¬
ше лишь в самых южных ее районах).
Общее количество осадков составляет 400—450 мм/год, большая
часть которых выпадает летом. При этом большая протяженность об¬
ласти с севера на юг определяет неравномерное их распределение: наи¬
большее количество осадков выпадает на участке Перегребное — Ели-
зарово, наименьшее — в северных районах. Зимой территория области
долго покрыта снегом. В результате сноса снега с окружающих терри¬
торий в долину высота снежного покрова здесь значительно выше, чем
на междуречьях, и составляет нередко 1 м и более. Лед на реке уста¬
навливается в конце октября — начале ноября, река очищается от льда
в мае.
Территория области в орографическом плане представляет собой
ровную поверхность с отдельными участками гривистого рельефа. Вы¬
сота поверхности над урезом воды в реке составляет 4—5 м; ширина
поймы достигает 20—35 км на южном участке и 50—60 км в северных
районах области.
В пределах области Обь — типичная равнинная река, изобилует
озерами, старицами, а русло распадается на ряд рукавов, соединенных
многочисленными протоками, особенно сильно она расчленяется к се¬
веру от с. Перегребного. Течение реки в межень спокойное, интенсивное
увеличение скорости происходит в период половодий, особенно весен¬
него, когда уровень воды повышается на 5—6 м, а в отдельные годы —
до 11 м. Второй паводок связан с интенсивными летними осадками,
обычно в августе, когда поднятие уровня воды достигает 1 м.
Среди отложений, слагающих пойму в пределах описываемой об¬
ласти, развиты различные литологические разности — от песков до
глин. В целом в разрезах преобладают слоистые суглинистые разности.
Наиболее повышенные участки поймы сложены слоистыми песчаными
грунтами, среди которых преобладают мелкие и пылеватые. Аналогич¬
ным материалом сложены верхние части кос и формирующихся остро¬
вов. Более грубый песчаный материал встречается редко и лишь на
участках, где река размывает грубозернистые отложения среднечетвер¬
тичного возраста. На участке Белогорского материка, где р. Обь под¬
мывает моренные образования, на бечевнике нередко наблюдают скоп¬
ления грубообломочного материала (от гравия до валунов). В районе
пос. Октябрьское в строении поймы прослеживается двучленный раз¬
рез: верхняя часть сложена слоистой толщей супесчаного состава мощ¬
ностью 3—4 м, ниже залегают довольно плотные глины. В меженный
период вдоль береговой линии на участках со спокойным течением вод
Оби формируется «няша», представленная илистым материалом.
Распространение, температура и мощность многолетнемерзлых по¬
род. Умеренная теплообеспеченность области в сочетании с огромным
■отепляющим влиянием вод р. Обь препятствует формированию ММП
даже в тыловых частях поймы на большей части территории. Они раз¬
виты лишь в самых северных районах и приурочены преимущественно
к останцам I надпойменной террасы, реже заторфованным поймам. На
останцах в районе пос. Азовы, Мужи широко развиты бугристые тор¬
фяники (мощность торфа 3—3,5 м), подстилающиеся обычно глинисты¬
ми разностями. Среднегодовая температура ММП составляет
—0,4...—0,5 °С. Талые грунты имеют среднегодовые температуры
ниже 2 °С.
328
Мощность первого от поверхности слоя ММП достигает 30 м. Ре¬
ликтовый слой, судя по скважинам профиля Азовы — Мужи и скважи-
нам в пос. Усть-Войкар, развит также в районах, окаймляющих остан-
цовые террасы. Глубина залегания кровли составляет 85—180 м, а.
мощность изменяется от 50 до 130 м.
Криолитологические особенности многолетнемерзлых пород. В опи¬
сываемой области развиты преимущественно эпигенетически промерз¬
шие многолетнемерзлые толщи. Торфяные залежи, находящиеся в мерз¬
лом состоянии, имеют обычно слоистую или сетчатую криогенные тек¬
стуры с толщиной шлиров от 1—2 мм до 2 см, нередко в торфе наблю¬
даются прослои и линзы льда мощностью до 5—10 см. Объемная льди-
стость пород изменяется от 30 % у торфов с массивной криотекстурой
до 60—80 % и более — с сетчаткой; как правило, наибольшая льди-
стость прослеживается до глубины 2,5—3 м.
Суглинистые отложения, залегающие под слоем торфа, имеют раз¬
личные криотекстуры — от массивной до крупнослоистой. Толщина шли¬
ров и прослоев льда достигает'5—6 см и даже 10 см, льдистость пород
при этом изменяется от 20 до 50—60 %. На глубинах от 6 до 10 м не¬
редко встречаются прослои льда толщиной до 1,2—1,5 м. Песчаные
породы имеют обычно массивную криогенную текстуру, нередко с тон¬
кими шлирами или гнездами льда, объемная льдистость их достигает
30—35 %.
В соответствии с криогенными текстурами изменяются и свойства
мерзлых отложений. Естественная влажность песков изменяется от 20'
до 50%, плотность скелета грунтов от 1,8 до 1,02 г/см3. Значительный
разброс показателей наблюдается и у глинистых пород. Плотность
грунта изменяется от 0,79 до 2,08 г/см3, а плотность скелета грунта —
от 0,29 до 1,7 г/см3. Наименьшие значения плотности характерны для
суглинков с крупношлировой слоистой криотекстурой. Еще более низ¬
кие показатели плотности грунта и плотности скелета грунта характер¬
ны для торфа. При оттаивании этих пород следует ожидать значитель¬
ные осадки.
Особенности гидрогеологических условий. Глубина залегания грун¬
товых вод талых зон и надмерзлотных вод небольшая и составляет
0,5—2 м и лишь на приподнятых участках поймы достигает 4,5—5 м...
Воды пресные, по свойствам аналогичны водам смежных областей.
Криогенные процессы и явления. Небольшое площадное распростра¬
нение ММП определяет характер распространения мерзлотных процес¬
сов. Наиболее важный из них — сезонное промерзание талых грунтов к:
оттаивание мерзлых. Среди типов сезонного протаивания — промерза¬
ния, по классификации В. А. Кудрявцева, в пределах области развиты
переходный и полупереходный преимущественно умеренно континен¬
тальный. Глубина сезонного протаивания на торфяниках составляет
0,5—0,7 м. Талые суглинистые грунты промерзают до глубины 1,8—2 м,
несколько большая глубина промерзания характерна для песчаных от¬
ложений.
Относительно высокие среднегодовые температуры участков много¬
летнемерзлых грунтов определяет широкое развитие термокарста по
сегрегационным льдам. Также широко развиты процессы пучения как
сезонные, так и многолетние, приводящие к образованию бугров пуче¬
ния высотой до 6—7 м на торфяных массивах. В них нередко форми¬
руются ядра льда мощностью до 1 —1,5 м [23].
Заключение. Приведенный материал показывает, что в пределах
описываемой области ММП распространены ограниченно, имеют очень
высокую льдистость, при их оттаивании вероятны значительные осадки.
Для талых пород характерна небольшая глубина залегания грунтовых
вод и периодическое затапливание поверхности поймы паводковыми во¬
дами. В целом область является перспективной для поисков подземных
вод.
329>
Куноват-Казымская область
Общие сведения. Куноват-Казымская область расположена в северо-
западной части центра Западно-Сибирской плиты. На западе она огра¬
ничена р. Обь, на востоке — верховьями р. Надым, на юге — р. Казым
(см. рис. 58).
Климат района континентальный. Средняя годовая температура
'воздуха —5,3 °С (пос. Нумто). Среднегодовая скорость ветра 4,2 м/с.
Годовая сумма осадков составляет 431 мм. Высота снега на открытых
участках (торфяники, болота) составляет 0,4—0,5 м, на залесенных —
до 0,65 м.
Рассматриваемая область расположена в зоне северной тайги. Наи¬
более дренированные участки заняты сухими кедрово-березово-сосновы¬
ми лишайниковыми лесами, менее дренированные — угнетенными елово-
березово-сосновыми сфагново-зеленомошными редколесьями. Тундровая
растительность представлена кустарничково-лишайниковыми сообще¬
ствами, болотная — сфагново-осоковыми, сфагново-пушицевыми и тра¬
вяно-моховыми сообществами.
По схеме геоморфологического районирования Западно-Сибирской
плиты [97] большую часть данного региона относят к области средне¬
четвертичных морских террас, охватывая Верхне-Надымский и Полуй-
Казымский районы развития повышенных расчлененных и слаборасчле-
ненных пблогоувалистых и холмисто-увалистых заболоченных равнин.
Южную часть области занимает плоская слаборасчлененная поверх¬
ность аллювиальных террас р. Казым.» В западной части региона лока¬
лизуется КуноватЖазымский район развития среднечетвертичных хол¬
мисто-увалистых равнин сложного ледникового и водно-ледникового ге¬
незиса. К р. Обь примыкает область позднечетвертичных плоских аллю¬
виальных и озерно-аллювиальных террасовых равнин. Характерная осо¬
бенность восточной и южной частей территории — исключительно высо¬
кая заболоченность и заозеренность.
В структурно-тектоническом плане исследуемая территория распо¬
ложена в пределах Нижнеобской структурной ступени, осложненной
структурами более высокого порядка — Верхнеполуйско-Казымским
склоном, Нижнесосьвинским мегапрогибом. Суммарные амплитуды нео-
тектонических движений в пределах указанных структур не превышают
100—150 м.
Наибольшее распространение имеют морские, ледниково-морские и
прибрежно-морские среднечетвертичные осадки. Они характеризуются
высокой фациальной изменчивостью с некоторым преобладанием супес¬
чано-суглинистых разностей. В верховьях р. Полуй с поверхности вскры¬
ваются морские эоценовые глины ирбитской свиты. В пределах Куноват-
Казымского междуречья распространены ледниковые, водно-ледниковые
и ледниково-морские среднечетвертичные отложения, представленные
преимущественно песками. На значительных площадях водораздельных
пространств минеральные породы перекрыты торфом мощностью до
2—4 м.
В строении аллювиальных уровней долинного комплекса рек пре¬
обладают мелкие и пылеватые пески. В верхней части разреза III тер¬
расы р. Обь доминируют супесчано-суглинистые разности, в разрезе
более молодых уровней (исключая пойму) —пески.
Распространение, температура и мощность многолетнемерзлых по¬
род. Основная, зонально обусловленная закономерность распростране¬
ния ММП в данной области — их приуроченность к торфяникам, отор-
фованным поверхностям и буграм пучения, занимающим около 40 %
территории. Площади, занятые мерзлыми породами в границах масси¬
вов торфяников и оторфованных поверхностей, а также мощность и
температура мерзлых пород определяются размером массивов и сте¬
пенью их расчлененности термокарстовыми и эрозионно-термокарстовы¬
ми образованиями. В крупных слаборасчлененных массивах плоских и
ззо
бугристых торфяников на севере эти площади составляют 50—90 %г
максимальная мощность мерзлых толщ верхнего слоя — до 70 м, сред¬
няя годовая температура пород — до —2 °С. В пределах менее крупных
расчлененных торфяников, где более 50 % площади занято озерами и
болотами, мощность ММП верхнего слоя уменьшается до 20—50 м, а
среднегодовая температура составляет —0,5 ... —1 °С. В небольших
сильнорасчлененных торфяных' массивах южной части региона они за¬
нимают не более 10 % площади, мощность их не превышает 10—20 м,
среднегодовая температура пород —0,1 ... —0,5 °С.
Многолетние бугры пучения, образующие массивы на периферии
торфяников в северной части региона, характеризуются значительной
мощностью мерзлых толщ (50—70 м) и минимальной для района сред¬
негодовой температурой пород (—1,5...—2,5 °С). Локальные бугры
пучения, расположенные в заболоченных депрессиях и долинах водото¬
ков, имеют мощность ММП до 30 м и температуру —0,1 ... —1 °С.
В замшелых редколесьях и на осоково-сфагновых болотах встречаются
маломощные (1—5 м) линзы таких пород.
В западной части области на плоских слаборасчлененных поверх¬
ностях надпойменных террас мерзлые породы приурочены не только
к торфяникам, но и к участкам замшелых темнохвойных лесов на тон¬
кодисперсном субстрате, а также к склонам и днищам глубоких овра¬
гов и балок.
Криолитологические особенности многолетнемерзлых пород. В пре¬
делах данной области в многолетнемерзлом состоянии находятся мор¬
ские, прибрежно-морские, ледниковые, водно-ледниковые, озерно-аллю¬
виальные, аллювиальные, озерно-болотные и биогенные четвертичные
отложения, а также морские палеогеновые отложения.
Прибрежно-морские и водно-ледниковые пески характеризуются
массивной криогенной текстурой с единичными разноориентированными
шлирами льда толщиной в доли миллиметра, приуроченными к гори¬
зонтам оторфованных и пылеватых песков. Среднеарифметическая вели¬
чина суммарной влажности песков с массивной криотекстуоой — 22%.
В пылеватых песках, имеющих микрослоистую коиотекстуру, влажность
достигает 23—27 %. Объемная масса скелета грунта 1,6—2,2 г/см3, ве¬
личина относительной осадки при оттаивании 0,01—0,07.
Морские суглинки и глины имеют толстослоистую криотекстуру.
Включения льда представлены горизонтальными шлирами толщиной
1—5 см, интервал между ними — 20 см. Между крупными шлирами льда
расположены редкие разноориентированные шлиры толщиной до 1—
2 мм. В целом льдистость морских суглинков невелика, среднеарифме¬
тическая величина суммарной влажности — 48%. Объемная масса ске¬
лета грунта 1,5—1,8 г/см3, относительная осадка при оттаивании 0,18—
0,30.
Морские эоценовые глины ирбитской свиты, вскрывающиеся в ли¬
нейно-ориентированных грядах и буграх пучения, характеризуются вы¬
сокой льдистостью — суммарная влажность не превышает 100%. Наи¬
более характерные криогенные текстуры — толстослоистая и слоисто¬
сетчатая, толщина шлиров льда 10—20 см, отмечаются отдельные лин¬
зы и штоки льда толщиной 50—60 см.
Озерно-аллювиальные пески характеризуются массивной криотек¬
стурой. Среднеарифметическая величина суммарной влажности грунтов
21 %, объемная масса скелета 1,6—1,8 г/см3, относительная осадка при
оттаивании — 0,01—0,13. Озерно-аллювиальные суглинки имеют микро-
и тонкослоистые криогенные текстуры, включения льда представлены
преимущественно горизонтальными шлирами толщиной 0,05—1 см с ин-
тервалОхМ 0,1—2 см. В отдельных горизонтах наблюдается толстослои¬
стая криотекстура — горизонтальные шлиры льда толщиной 10—30 см
с интервалом 2—8 см. Средняя величина суммарной влажности суглин¬
ков— 40—70 %, объемная масса скелета грунта—1,1—1,7 г/см3, отно¬
сительная осадка при оттаивании 0,15—0,40.
331
Аллювиальные пески характеризуются массивной криогенной тек¬
стурой при величине суммарной влажности 18—23 %. Относительная
осадка при оттаивании 0,03—0,07. Аллювиальные супеси и суглинки
имеют тонкослоистые и слоисто-сетчатые криогенные текстуры. Вели¬
чина суммарной влажности в среднем 40—52 %. Относительная осадка
•при оттаивании редко превышает 0,2. Наибольшей льдонасыщенностью
характеризуются верхние горизонты аллювиальных суглинков, перекры¬
тые 2—4-метровой толщей торфа: значение суммарной влажности грун¬
тов достигает 80—100 %, для них характерны толстослоистые и слои¬
сто-сетчатые криогенные текстуры. Значение относительной осадки до¬
стигает 0,4 и более.
Характерные особенности озерно-болотных отложений — значитель¬
ная оторфованность и высокая льдонасыщенность. Пылеватым песча¬
ным оторфованным грунтам свойственны в основном микро- и тонко¬
слоистые криотекстуры. Шлиры льда имеют толщину от долей милли¬
метра до 0,5 см с интервалом 0,5—5 см. Среднеарифметическая вели¬
чина суммарной влажности — 25%. Максимальная суммарная влаж¬
ность оторфованных песков достигает 60 %. Объемная масса скелета
грунта 1,5—1,7 г/см3, относительная осадка при оттаивании при влаж¬
ности 17—25% составляет 0,01—0,09, при влажности 60%—0,3. Су¬
глинки и супеси характеризуются тонко- и толстослоистой, реже сетча¬
той криотеКстурой. Толщина шлиров льда в среднем 0,2—1,5 см, иногда
:3—5 см, интервал между шлирами от 0,1 до 5 см. Среднеарифметиче¬
ская величина суммарной влажности суглинков — 64 %. Объемная мас¬
са скелета грунта —0,8—1,5 г/см3, отнбсительная осадка при оттаива¬
нии — 0,3—0,5.
Биогенные отложения (торф) широко распространены на всех гео¬
морфологических уровнях. Мерзлый торф характеризуется высокой
льдонасыщенностью, среднеарифметическая величина суммарной влаж¬
ности— 425 %, максимальная — 2500 %. Включения льда представлены
разноориентированными шлирами и многочисленными гнездами разме¬
ром в среднем 0,1—0,3 см, иногда до 5—8 см. Встречаются прослои
льдогрунта мощностью 0,1—0,3 м. Объемная масса скелета грунта при
влажности 400—900 % составляет 0,1—0,3 г/см3, относительная осадка
при оттаивании — 0,3 и более.
Особенности гидрогеологических условий. В данной области наи¬
большее инженерно-геологическое значение имеют надмерзлотные воды
и воды таликовых зон. Надмерзлотные воды приурочены к СТС и к не¬
сквозным таликам.
Воды сезонноталого слоя существуют в течение 4—5 мес, зимой
полностью промерзают. Водовмещающая порода — преимущественно
торф. Мощность водоносного горизонта колеблется от 0,3 до 0,8 м, во-
дообильность весьма незначительна. Воды безнапорные, имеют неболь¬
шую минерализацию (20 мг/л), содержат значительное количество орга¬
нических веществ. По составу они в основном гидрокарбонатно-натрие-
вые, общая жесткость не более 0,1 мг-экв/л; реакция кислая, слабо¬
кислая.
Надмерзлотные воды несквозных таликов развиты в основном в
пределах современных термокарстовых образований на торфяниках.
Мощность водоносного горизонта изменяется от 1 до 15 м и более; во-
доупором служат ММП. Водовмещающие породы в большинстве слу¬
чаев— озерно-болотные отложения (торф, супеси, пески). По химиче¬
скому составу воды относят к гидрокарбонатно-натриевым; они имеют
слабокислую реакцию и небольшую минерализацию.
Воды таликовых зон распространены под руслами рек, под озера¬
ми, а также на залесенных и заболоченных участках долин и между¬
речий. В озерно-болотных отложениях мощность водоносного горизонта
2—10 м. Водовмещающие породы — торф, оторфованные супеси и пе¬
ски, водоупором служат аллювиальные, озерно-аллювиальные и морские
332
суглинки и глины. Воды горизонта безнапорные, ультрапресные (сухой
остаток составляет 20—40 мг/л), гидрокарбонатно-натриевые, гидро-
карбонатно-кальциевые; реакция слабокислая и кислая. Подземные
воды современных аллювиальных отложений приурочены к поймам рек.
Мощность водоносного горизонта, как правило, не превышает 10 м,
в долине р. Обь — до 30 м, водовмещающие породы — пески. Воды от¬
носят к пресным, ультрапресным, гидрокарбонатно-натриевым. Подзем¬
ные воды морских, прибрежно-морских отложений приурочены к пескам
салехардской свиты. Водоупором служат морские суглинки и глины.
Глубина залегания вод от 1 до 10 м и более. По степени минерализа¬
ции воды — пресные, ультрапресные, по составу — гидрокарбонатно-
натриевые, гидрокарбонатно-кальциевые, хлоридно-натриевые; имеют
слабокислую реакцию.
Криогенные процессы и явления. В данной области преимуществен¬
ное распространение имеет сезонномерзлый слой, сложенный минераль¬
ными грунтами (песками, реже супесями и суглинками), лишь в боло¬
тах и в пределах замшелых редколесий верхние горизонты этого слоя
представлены торфом. Мощность сезонномерзлого слоя колеблется от
2—3 м на дренированных залесенных участках до 0,5—1 м в заболо¬
ченных понижениях.
Сезонноталый слой, состоящий в основном из торфа, приурочен к
торфяникам, многолетним буграм пучения и отдельным участкам за¬
мшелых редколесий. Глубина сезонного протаивания на торфяниках со¬
ставляет 0,45—0,7 м, в пределах бугров пучения она возрастает до 0,8—
1,2 м. Минимальная для района мощность сезонноталого слоя (0,3—
0,4 м) зафиксирована в замшелых редколесьях, где отмечено наличие
мощного сфагнового покрова. По классификации В. А. Кудрявцева,
распространены переходные и полупереходные типы сезонного промер¬
зания и протаивания. Это обусловливает большую динамичность и воз¬
можность взаимоперехода сезонного промерзания и сезонного протаи¬
вания, что вызывает развитие термокарста и современного многолетнего
промерзания.
Среди криогенных процессов особое место по степени распростра¬
ненности и практической значимости принадлежит термокарсту. Совре¬
менные и древние термокарстовые образования гидротермического и ин-
соляционного типов приурочены преимущественно к торфяникам. Около
70 % (по площади) всех просадочных форм составляют термокарстовые
образования, сформировавшиеся при вытаивании сегрегационных
льдов. Согласно морфогенетической классификации термокарстовых об¬
разований Западной Сибири, это — озера, хасыреи, плоскозападинные
формы. Термокарстовые формы, образовавшиеся вследствие вытаива¬
ния сегрегационно-инъекционных льдов, имеющих в районе незначи¬
тельное распространение, встречаются редко и составляют около 10 %
(провально-котловинные формы на вершинах и склонах бугров пу¬
чения). Небольшое распространение имеют также древние термокар¬
стовые формы, образовавшиеся вследствие вытаивания повторно-жиль¬
ных льдов (остаточно-полигональные, скрытополигональные).
Многолетние бугры пучения широко распространены в долинах
водотоков и на междуречьях, где они приурочены к периферийным
участкам торфяников и к заболоченным депрессиям. Современные буг¬
ры пучения имеют ограниченное распространение. По особенностям
строения выделяют две разновидности бугров пучения: 1) имеющие
льдогрунтовое ядро мощностью 4—7 м и более, залегающее с глубины
2—4 м; 2) не имеющие ярко выраженного льдогрунтового ядра. Для
пород, слагающих эти бугры, типичны многочисленные включения льда
в виде шлиров толщиной от 1 до 8 см, относительно равномерно рас¬
пределенные по разрезу супесчано-суглинистых отложений.
К формам криогенного пучения относят также линейно-ориентиро¬
ванные гряды высотой до 4—6 м, протяженностью до нескольких сотен
метров. Они сложены льдонасыщенными суглинками и глинами средне¬
333
четвертичного и эоценового возраста. Ледяного и льдогрунтового ядра?
в теле гряд не отмечается.
Широко распространенный геологический процесс — заболачивание.
Эрозионные процессы проявляются сравнительно слабо вследствие не¬
значительных уклонов поверхности и сплошной ее задернованностц.
Лишь в западной, Приобско-Приказымской части области эрозионные
формы имеют широкое распространение. При техногенных воздействиях,
эрозия резко активизируется. В северной части области на незадерно-
ванных участках локально проявляются эоловые процессы, формирую¬
щие песчаные раздувы.
Заключение. Специфические особенности инженерно-геокриологиче¬
ской обстановки рассматриваемой области таковы: 1) высокая степень
дифференциации инженерно-геокриологических условий, частое чередо¬
вание мерзлых и талых грунтов различного состава, имеющих резко
различные водно-физические и физико-механические свойства; 2) раз¬
витие высокотемпературных динамичных ММП, характеризующихся не¬
устойчивостью к техногенным воздействиям; 3) высокая льдистость
верхних горизонтов мерзлых толщ, сложенных, как правило, торфом,,
что определяет возможность развития техногенных тепловых осадок;
4) активное проявление современных геологических процессов (наибо¬
лее характерны для центральных и восточных районов — термокарст,
западных — зрозия); 5) широкое распространение слабых и заторфо-
ванных грунтов (озерно-болотные, аллювиальные, биогенные), требую¬
щих применения специальных методов исследования при их использо¬
вании в качестве оснований инженерных ^сооружений.
Белогорская область
Общие положения. Описываемая область расположена в пределах Бе¬
логорского материка. С севера она ограничена долиной р. Казым, на
юге — распространена до широты устья р. Назым, на западе ее граница
проходит по р. Обь, а на юго-востоке по долине р. Назым и от верховь¬
ев р. Назыма резко уходит на северо-восток к верховьям р. Казым
(см. рис. 58).
Климатические условия области суровые — длительная холодная
зима и короткое относительно прохладное лето. Продолжительность
безморозного периода составляет максимум 90 дней в году. Наиболее
холодный месяц — январь, когда температура воздуха нередко дости¬
гает —40—45 °С при среднемесячной температуре —25,1 °С. Самый теп¬
лый месяц в году — июль.
Суммарное количество осадков относительно большое — до
450 мм/год. Большая часть их приходится на теплый период года. Ле¬
том нередко над территорией формируются зоны с пониженным давле¬
нием, и тогда осадки выпадают в виде затяжных дождей. Значительная
залесенность территории определяет равномерное распределение снеж¬
ного покрова, высота его здесь достигает 60 см и более. Снег тает мед¬
ленно и постепенно, что в значительной мере препятствует повышению
температуры воздуха. Заморозки нередки даже в середине июня.
Область целиком находится в подзоне средней тайги. На суглини¬
стых грунтах здесь широко представлены елово-кедровые и кедрово¬
еловые с лиственницей леса; нередко здесь же присутствует пихта, об¬
разуя пихтово-елово-кедровые зеленомошные леса. Все они обычно за¬
нимают центральные районы области. Ближе к р. Обь широко пред¬
ставлены елово-березовые и осиново-березовые с примесью темнохвой¬
ных леса. На песчаных грунтах широко развиты сосновые леса с лист¬
венницей, местами кедром. Плотность леса, занимающего до 70—80 %
территории области, повсеместно высокая.
В неотектоническом плане территория области совпадает с Бело¬
горским сводоподобным поднятием, где суммарные амплитуды новей¬
334
ших тектонических деформаций (поднятий) достигают 150—175 м. Вы¬
сокая активность неотектонических движений в сочетании с близостью
местного базиса эрозии определяет высокую степень расчлененности
рельефа. Рельеф в целом пологохолмистый. Абсолютные отметки по¬
верхности составляют 100—200 м, наиболее высокие — 210—230 м.
Глубокое расчленение (глубина вреза нередко достигает 50 м и бо¬
лее) — причина относительной высокой степени дренированности терри¬
тории, особенно ее участков, непосредственно примыкающих к берегам
р. Обь. В восточных районах области достаточно широко представлены
заболоченные и заторфованные территории.
Верхняя часть разреза отложений области представлена средне¬
четвертичными водно-ледниковыми образованиями, которые подстила¬
ются одновозрастными моренными отложениями. В разрезе первых
чаще встречаются песчаные разности (от гравелистых до пылеватых),
особенно широко развитые в восточных районах, где преобладают пески
мелкие и средние. Мощность их изменяется от нескольких до первых
десятков метров. Моренные отложения супесчано-суглинистого состава
в западных районах нередко выходят на дневную поверхность. Среди
них наиболее распространены легкие и средние суглинки. В разрезе
как первых, так и вторых часто наблюдаются включения грубообло¬
мочного материала (гальки, гравия и валунов). Скопления их широко
представлены на бечевнике р. Обь. В долинах рек Охлым и Назым рас¬
пространены комплексы надпойменных террас, сложенных песчаными
•отложениями, а также песчаные отложения позднечетвертичного воз¬
раста— аналоги ялбыньинской свиты, которые также развиты вдоль
многих участков побережья р. Обь.
Распространение, температура и мощность многолетнемерзлых по¬
род. Многолетнемерзлые грунты на территории области, развитые с по¬
верхности, занимают очень небольшую площадь. Они здесь сформиро¬
вались в виде небольших островов в пределах торфяников, в днищах
речных долин и реже на междуречьях на участках темнохвойных лесов
с мощным моховым покровом. Развиты они чаще всего в северных рай¬
онах. Как правило, это сравнительно небольшие возвышающиеся на
0,5—1,5 м мерзлые бугры, реже образующие единые поля пучения. Тем¬
пература грунтовых толщ составляет —0,2 . .. —0,3 °С. Мощность их при
этом составляет 2—3, реже 30—50 м. Наибольшие мощности свойствен¬
ны относительно возвышенным торфяникам.
Следует отметить, что в пределах области развит практически по¬
всеместно реликтовый слой ММП. Мощность его изменяется от 50 до
140 м, а глубина залегания кровли обычно составляет 108—140 м. Наи¬
большие глубины залегания кровли ММП, как правило, приурочены к
долинам рек, где и наблюдается наименьшая их мощность.
Температура талых пород области довольно разнообразна. Наибо¬
лее высокие температуры формируются на дренированных междуречьях,
сложенных песками, покрытых сосновыми лесами. Они обычно состав¬
ляют 1—2 °С, но нередко достигают 3 °С в южных районах. Суглини¬
стые грунтовые толщи, обычно приуроченные к склонам долин и овра¬
гов, покрытые лиственнично-кедровыми замшелыми лесами, имеют сред¬
негодовые температуры 0,4—1,2 °С. При этом на склонах южной экс¬
позиции она на 0,6—0,8 °С выше, чем на склонах северной экспозиции,
где при благоприятных условиях возможно формирование перелетков
и даже ММП [89, 100, 118].
Криолитологические особенности многолетнемерзлых пород. Много¬
летнемерзлые грунты промерзали эпигенетически. Верхняя часть их раз¬
реза в большинстве случаев сильно льдонасыщена. Особенно высокую
объемную льдистость имеют торфяные породы (до 60—80 %). Им ха¬
рактерна обычно слоистая толстошлировая криогенная текстура. Плот¬
ность грунта в связи с этим небольшая и нередко не превышает 0,8—
0,9 г/см3. Несколько меньшей льдистостью обладают подстилающие
торфа супеси и суглинки (до 45—55 %). Этим породам свойственны
335
также слоистые криогенные текстуры, причем количество и мощность
ледяных шлиров с глубиной резко уменьшаются. Плотность их состав¬
ляет 1,80—2,00 г/см3 и лишь в интервалах глубин, примыкающих непо¬
средственно к перекрывающим торфам, значительно уменьшается.
Мерзлые песчаные породы, подстилающие торф, имеют массивную
криогенную текстуру. Их объемная льдистость составляет в среднем
20—25 %. В связи с высокой льдистостью многолетнемерзлые торфа и
суглинистые породы при протаивании дадут значительные (40—50см/м>
осадки.
Особенности гидрогеологических условий. На большей части терри¬
тории первый от поверхности водоносный горизонт приурочен к талым
водно-ледниковым отложениям. Как правило, глубина залегания вод
небольшая и составляет 0,5—3 м. На наиболее возвышенных участках
междуречий и на приречных территориях они залегают на глубине от
10 до 20 м. Обычно воды пресные, проявляют общекислотную агрессив¬
ность по отношению к бетонам.
Криогенные процессы и явления. В пределах Белогорской области
широко развиты процессы сезонного промерзания и протаивания пород.
Здесь преобладают полупереходные преимущественно умеренно конти¬
нентальные, а в северных районах переходные умеренно континенталь¬
ные типы промерзания. В восточных и северо-восточных районах области
распространены континентальный и реже повышенно-континентальный
типы. По влажности это преимущественно мелкий тип в песчаных, гли¬
нистых и торфяных грунтах. На участках развития ММП формируются
переходные и реже полупереходные типы'сезонного протаивания. Глу¬
бина сезонного промерзания в зависимости от условий и литологическо¬
го состава изменяется от 1 до 2,5 м. Наименьшие ее значения харак¬
терны для торфяных болот, а наибольшие — для возвышенных хорошо
дренированных участков, сложенных песчаными грунтами. Глубина
протаивания сильнольдистых торфяных массивов составляет 0,7—1 м,.
несколько больше — до 1,2—1,5 м — в суглинистых отложениях.
На участках развития мерзлых пород интенсивно протекают про¬
цессы термокарста, формирующие в пределах торфяников множество
понижений, нередко заполненных водой. В прилегающих районах в
сильно замшелых лесах, сложенных суглинистыми отложениями, воз¬
можно формирование ММП.
Заключение. Инженерно-геологическая обстановка описываемой об¬
ласти в целом по сравнению с большинством районов севера более бла¬
гоприятна. Для нее характерно незначительное по площади развитие
высокотемпературных ММП, приуроченных в основном к торфяным мас¬
сивам, небольшое развитие заболоченных территорий и широкое раз¬
витие эрозии и оползней вдоль побережья р. Обь. Наиболее благопри¬
ятны для проведения строительства различных промышленных соору¬
жений и населенных пунктов хорошо дренированные участки, непосред¬
ственно примыкающие к руслу р. Обь.
Сибирско-Увальская область
Общие сведения. Сибирско-Увальская область занимает центральную
часть Сибирских Увалов. Южная граница области проходит по линии
исток р. Казым — среднее течение р. Энтль-Имиягун — исток р. Етын-
пур — широтное течение р. Еркалнадейпур (см. рис. 58).
Вся территория области представляет собой плоскую достаточно
заболоченную водораздельную поверхность. Абсолютные отметки обыч¬
но составляют 120—150 м, в восточных районах (междуречье Тольки и
Часельки) они опускаются до 90—ПО м. Орографически это плоская,
местами пологоувалистая, в различной степени заболоченная и заозе-
ренная поверхность. Характерны холмы и гряды различного простира¬
ния, относительная высота их до 10—20 м; широко распространены об¬
336
ширные безлесные пространства — торфяники, занимающие около 50 %■
территории.
Климат области континентальный, суровый, средняя годовая тем¬
пература воздуха в пос. Нумто составляет —5,3 °С, в пос. Кочевые
—4,4 °С. Годовое количество атмосферных осадков 450—600 мм, боль¬
шая часть их выпадает в безморозный период года.
Район находится в зоне северной тайги. На вершинах и склонах
гряд преобладают смешанные березово-елово-кедровые леса; напочвен¬
ный покров преимущественно мохово-лишайниковый. Поймы рек и ручь¬
ев заняты березово-еловыми лесами с зеленомошно-сфагновым напоч¬
венным покровом. На торфяниках, характеризующихся тундровым ти¬
пом растительности, преобладают полярная березка и багульник; повсе¬
местно распространен мохово-лишайниковый напочвенный покров.
Сибирские Увалы — крупнейшая надпорядковая положительная
неотектоническая структура. Их орографическое оформление произо¬
шло в конце олигоцена — начале неогена в результате резкой активи¬
зации дифференцированных тектонических подвижек вдоль широтной
системы разломов. Суммарная амплитуда неотектонических движений
в пределах исследуемого района составляет 100—125 м. В течение всего-
плейстоцена территория испытывала однонаправленные воздымания
различной интенсивности. В эпоху самаровского оледенения здесь сфор¬
мировалась сложно построенная полигенетическая толща ледниковых,
водно-ледниковых и морских осадков, отражающая многократную сме¬
ну условий седиментации. На границе среднего и позднего плейстоцена
произошла активизация неотектонических движений. Осевая часть Си¬
бирских Увалов подвергалась расчленению сетью долин ручьев и лож¬
бин временных водотоков на пологоувалистые участки, в результате
чего произошла перестройка первичного водно-ледниково-морского
рельефа на структурно-денудационный.
В строении верхней части геологического разреза (до глубины 10—
15 м) принимают участие следующие основные геолого-генетические
комплексы отложений: среднеплейстоценовый прибрежно-морские и
водно-ледниковые (пески, суглинки); верхнеплейстоценовые и голоцено¬
вые озерные (суглинки, заторфованные илы); верхнеплейстоценовые и
голоценовые аллювиальные (преимущественно пески), верхнеплейсто-
цен-голоценовые элювиально-делювиальные (суглинки, супеси); голоце¬
новые биогенные (торф). В разрезе описываемой территории под об¬
ширными участками среднемощных (2—4 м) толщ торфяных отложе¬
ний, как правило, залегают среднечетвертичные водно-ледниковые пе¬
ски, которые в северном направлении фациально замещаются одновоз¬
растными прибрежно-морскими песками и суглинками. Глинистые лед¬
никовые образования с гравийно галечниковым материалом непосред¬
ственно в верхней части разреза встречаются довольно редко.
Распространение, температура и мощность многолетнемерзлых по¬
род. В пределах области ММП распространены в виде отдельных
островов и приурочены в основном к участкам, сложенным торфами.
В верховьях рек Казым, Пякупур и Вэнгапур массивы мерзлых пород
занимают до 40—50 % территории (рис. 108). Столь же широкое раз¬
витие ММП получили на северо-востоке области (Пур-Толькинское
междуречье). В центральной, наиболее возвышенной и менее заболо¬
ченной части области площадь развития ММП существенно уменьша¬
ется. Они распространены на ограниченных по размерам участках тор¬
фяников, а также под темнохвойными густыми лесами с мощным мохо¬
вым покровом. Такие леса, как правило, растут на супесчано-суглини¬
стых отложениях и развиты на склонах и днищах ложбин и по глу¬
боко врезанным оврагам (правобережье р. Пякупур).
Следует отметить, что характер распространения ММП в пределах
торфяных массивов области существенно отличен от соседних. Если на
западе и востоке подзоны большая часть мерзлых массивов приурочена
к залесенным краевым частям торфяников, то в описываемой области
22 зак. 514 337
Рис 108. Пологие бугры пучения в пределах крупного озерково-грядово-мочажшшого
болом, расположенного на поверхности морской средиечетзертнчнон равнины в райо¬
не оз Нумто Фою П. И. Кашперюка
ММП чаще всего развиты в центральных частях кочковатых и грядо-
во-мочажинных торфяных массивов, а краевые залесенные участки на¬
ходятся в тало,',! состоянии. По-впдпмому, это обуслев те но историей
развития самих торфяных массивов, их морфологией и характером под¬
стилающих отложении [67].
Среднегодовые температуры отложений в области изменяются от
3 до —1,7 °С Наиболее низкие среднегодовые температуры (—1,7 °С)
формнрукмея в пределах выпукло-бугристых торфяных массивов на
крупных безлесных буграх пучения (район Чертовых озер), возвышаю¬
щихся пал окружающими заболоченными пространствами, где мощ¬
ность снега вследствие ветрового переноса минимальная. Для много¬
летнемерзлых пород, развитых на пологобугристых торфяниках и на
участках сомкнутых темнохвопных лесов, наиболее характерны средне¬
годовые температуры в интервале от - 0,1 до - 0,5 С. Максимальные
положительные температуры, достигающие 3 ГС, формируются на по¬
крытых сосновыми лесами территориях, сложенных с поверхности сла¬
бовлажными хорошо фильтрующими песками [65]. Под торфяными бо¬
лотами на сильно обводненных мочажинах температура грунтов со¬
ставляет 1—2 СС.
В пределах районов распространения ММП, развитых с поверхно¬
сти, мерзлые толщи имеют двухслойное строение. Мощность мерзлых
толщ верхнего слоя в большинстве случаев составляет первые десятки
метров, изменяясь от 4 до 40 м. Наиболее типичные для области мощ¬
ности мерзлых пород верхнего слоя—15—20 м. Второй слой ММП
(реликтовая мерзлота) залегает на глубине не менее 100 м и распро¬
странен по всей территории как в пределах развития с поверхности
ММП, так и под талыми в верхней части разреза участками. Следует
указать, что мерзлые породы второго слоя могут отсутствовать под рус¬
лами и поймами крупных и средних рек и под акваториями большин¬
ства озер Глубина залегания кровли глубоко залегающих мерзлых
пород в пределах области нс ниже 180—200 м. Мощность этих толщ
изменяется незначительно и составляет 120—180 м.
Криолитологические особенности многолетнемерзлых пород. На
описываемой территории развиты исключительно эпигенетически про¬
мерзшие .ММП. Спнкрпогепнымп образованиями здесь можно считать
338
лишь самые верхние части (30--50 см) торфяных залежей многолетне¬
мерзлых торфяных массивов.
В пределах области эпигенетически промерзшие толщи могут быть
представлены различными по составу отложениями. Так, озерные су¬
глинки, слагающие верхние горизонты ММП и, как правило, перекры¬
тые с поверхности слоем торфа мощностью 1- 4 м, на глубине 5—10 м
подстилаются песками. Наиболее характерные криогенные текстуры су¬
глинков— микро- и тонкослоистые; включения льда представлены пре¬
имущественно горизонтальными шлирами толщиной от 0,5 до 10 мм,
интервал между ними не выдержан, в среднем составляет от 1 до 20 мм.
В отдельных горизонтах наиболее мощных пачек суглинков наблюда¬
ется толстослоистая криотекстура: горизонтальные и слабонаклонные
шлиры льда толщиной в среднем 10- 30 мм, с интервалом 20 -80 мм.
Грунт, заключенный между крупными шлирами льда, содержит редкие
вертикальные и горизонтальные шлиры толщиной до 1 мм. Средняя
суммарная влажность озерных суглинков составляет 40—70 %, влаж¬
ность минеральных прослоек—около 30 %■
В нижних горизонтах пачек озерных суглинков, близ контактов
с подстилающими их песками, льдистость грунтов уменьшается, сум¬
марная влажность их не превышает, как правило, 40%. Эти горизонты
имеют микрослоистую криотекстуру, включения льда представлены го¬
ризонтальными шлирами толщиной от 1 до 2 мм с интервалом от 10 до
80 мм. С глубиной наблюдается разреживание ледяных шлиров.
Плотность твердой компоненты этих пород чаще всего составляет
2,69—2,72 г/см3. Плотность их в зависимости от глубины залегания и
льдистостп изменяется от 1,45 до 1,94 г/см3, а величина плотности ске¬
лета—от 1,10 до 1,57 г/см3 (чаще всего 1,25 1,35 г/см3). Пористость
суглинков колеблется от 45 до 66%. Тепловая осадка при оттаивании
изменяется от 0,12 до 0,34.
Многилетнемерзлые песчаные отложения аллювиального, водно-
ледниковоги и прибрежно-морского генезиса, обычно залегающие под
слоем торфа, имеют в основном массивные криогенные текстуры. В су¬
глинках разноориентированные прерывистые шлиры и линзочки льда
в приконтактном с торфом слое иногда образуют микро- и тонкошли-
ровую, размером от долей миллиметра до 0,2 см, частую линзовидную
или линзовидпо-слоистую криогенные текстуры. Суммарная весовая
влажность песков составляет 17—25 %, отдельные «иссушенные» гори¬
зонты, где грунт слабо сцементирован льдом, имеют влажность менее
10%. Следует отметить, что распределение льдистости песков по раз¬
резу в основном равномерное и составляет в среднем 26- 28 %. Плот¬
ность песков изменяется в соответствии с преобладанием тех пли иных
разностей: у песков средней крупности в пределах 1,53--2,20 г/см3
(в среднем 1,70 г/см3), у мелких— 1,54 2,10 г/см3 (1,86 г/см3), у пыле¬
ватых снижается до 1,58 1,86 г/см3. Плотность скелета песков, состав¬
ляет 1,98 -2,05 г/см3. Пористость увеличивается с повышением дисперс¬
ности и изменяется от 22 до 46 %.
Для многолетнемерзлых болотных отложений, представленных тор¬
фом мощностью до 3—4 м, практически повсеместно слагающих верх¬
ние горизонты ММП, характерны в основном массивные и порфиро-
видные криогенные текстуры. Такие текстуры развиты преимуществен¬
но в слаборазложившихся нормальнозольных торфах. Для средне- и
хорошо разложившихся торфов свойственны микро- и тонкошлировые,
часто линзовидпые и линзовидпо-слоистыс криогенные текстуры п лишь
в самых нижних частях торфяных залежей, где встречаются маломощ¬
ные высокозольные (25 -30 %) низинные сильно разложившиеся (40—
50%) торфа, развил,: слоистая и сетчатая тонкошлировые криогенные
текстуры (табл. 37, рис. 109). Мерзлые торфа .характеризуются наибо¬
лее высокой льдиетостью. Объемная льдистость их может достигать
80—85 %. Суммарная весовая влажность изменяется в /шзолыю широ¬
ких пределах: от 180 до 1800 %, и более при среднем значении 660 %.
Таблица 37
Наиболее характерные криогенные текстуры пологобугристых
торфяных массивов в районе оз. Нумто и физические свойства торфов
(по П. И. Кашперюку)
Криогенная
текстура
Естест¬
венная
влаж¬
ность, %
Плотность,
г/см3
Плотность
скелета,
г/см3
Степень
разложе¬
ния, %
Зольность,
Коэффи¬
циент
пористости
Массивная и пор¬
фировидная
350- 1340
0,66—0,94
0,08—0,14
2—18
1—34
1,51
700
0,81
0,10
6
22
Линзовидная и
линзовидно-слои¬
стая микро- и
тонкошлировая
частая
220—1830
0,62—0,86
0,04-0,22
4—35
8—42
14,5
630
0,80
0,11
21
28
Слоистая и сет¬
чатая тонкошли¬
ровая
490—640
0,65—0,78
0.06—0,38
23—61
20—50
12,0
550
0,74
0,12
39
41
Рис. 109. Состав и криогенное строение пологобугристого торфяного массива, распо¬
ложенного на салехардской прибрежно-морской равнине в районе оз. Нумто:
а —небольшой бугор среди термокарстовой западины; б — плоская поверхность массива; 1—3 —
низинные виды торфа: /—древесно-травяной, 2 — древесно-гипновый, 3 — осоково-гипновый; 4—6 —
переходные виды торфа: 4 — древесно-травяной, 5 — древесно-сфагновый, 6 — осоково-сфагновый;
7 — верховой торф фускум; 5 — песок; 9 — глубина сезонного оттаивания; 10—15 — криогенные тек¬
стуры: 10 — порфировидная, 11 — линзовидная, 12 — линзовидно-слоистая, 13 — линзовидно-плетен-
чатая, 14 — неполносетчатая, 15—массивная; /? — степень разложения торфа; А — зольность; W —
естественная влажность торфа; WM — естественная влажность минерального грунта (отсчет по
верхней шкале)
Плотность торфов возрастает с увеличением влажности и зольности и
изменяется от 0,62 до 0,86 г/см3. Среднее значение плотности скелета
торфов области, по данным П. И. Кашперюка [67], составляет
0,12 г/см3. Коэффициент пористости варьирует от 6 до 25. Степень раз¬
ложения торфов изменяется от 4 до 50 %. Зольность торфа преимуще¬
ственно невысока и составляет 7—10 %, и только придонные низинные
торфа имеют зольность 24—27 %.
Исследования грунтов на осадку (в пределах 10-метровой толщи
многолетнемерзлых торфяных массивов) при их оттаивании показали,
340
что величина осадки зависит прежде всего от мощности торфяной за¬
лежи и состава подстилающих их минеральных грунтов [67, 100].
В пределах области величина осадки при оттаивании мерзлых торфов
•составляет 25% при разбросе значений 4—42%. В то же время вели¬
чина осадки при оттаивании песков, подстилающих в пределах области
большую часть многолетнемерзлых торфов (пологобугристые торфяные
массивы), редко достигает 5—6%. Таким образом, средневзвешенная
величина потенциальной тепловой осадки при протаивании грунтов мно¬
голетнемерзлых торфяных массивов практически целиком зависит от
осадки торфов и, как правило, для всей 10-метровой толщи не превы¬
шает 28—30 % мощности торфяной залежи.
Особенности гидрогеологических условий. В пределах области
встречаются следующие разновидности подземных вод по отношению
к многолетнемерзлым толщам: надмерзлотные воды сезонноталого слоя,
надмерзлотные воды несквозных таликов, воды сквозных таликов, меж-
и подмерзлотные воды. Все эти воды образуют сложную водоносную
систему, горизонты которой взаимосвязаны и часто переходят друг
в друга.
Надмерзлотные воды слоя сезонного протаивания, развитые в теп¬
лое время года, и воды несквозных таликов встречаются в пределах
многолетнемерзлых торфяных массивов и залегают на глубине 0,3—
6,5 м. По своим свойствам они аналогичны болотным водам. Подмерз¬
лотные воды залегают на значительной глубине (от 8—10 м и ниже),
как правило, напорные и тесно взаимосвязаны с водами обширных та¬
лых пространств, которые залегают на глубинах от 0,1—0,2 м (в тор¬
фяных грунтах) до 1—3 м (в песках). Минерализация этих вод не пре¬
вышает 0,2—0,3 г/л, по отношению к бетонам они проявляют обще¬
кислотную, а местами и углекислую агрессивность.
Криогенные процессы и явления. Среди современных криогенных
процессов и явлений, существенно осложняющих инженерно-геокриоло¬
гические условия, в первую очередь следует отметить сезонное промер¬
зание и оттаивание пород, широкое развитие термокарста и пучения,
особенно в центральных и северных районах области. На участках раз¬
вития ММП, сложенных с поверхности, как правило, торфами, наибо¬
лее часто развит переходный умеренно континентальный, а на безлес¬
ных наиболее высоких буграх пучения — континентальный преимуще¬
ственно мелкий тип сезонного оттаивания. Глубина сезонного оттаива¬
ния изменяется в незначительных пределах от 0,4 до 0,8 м и только на
участках, сложенных с поверхности глинистыми и песчаными грунта¬
ми, она может достигать 2—2,2 м.
Талые с поверхности участки характеризуются более широким на¬
бором типов сезонного промерзания. Здесь наряду с переходным уме¬
ренно континентальным типом сезонного промерзания довольно широко
представлены полупереходный умеренно континентальный и континен¬
тальный типы, а на песчаных раздувах и повышенно-континентальный.
В зависимости от состава и влажности пород слоя сезонного промерза¬
ния здесь формируются в основном мелкий и средний тип сезонного
промерзания, причем на торфах глубины промерзания составляют
0,6—1 м, на суглинках и супесях—1,2—1,8 м, на песках — 2—2,5 м,
достигая в отдельных случаях 3—3,2 м [44].
Термокарстовые формы рельефа данной области в генетическом
и морфологическом отношении весьма однообразны, поскольку они свя¬
заны в основном с вытаиванием сегрегационных льдов. Наиболее рас¬
пространены следующие виды термокарстовых образований: озера, пло-
ско-западинные формы (блюдцеобразные западины), провально-котло¬
винный, западинно-бугристый микрорельеф.
Наиболее ярко современный термокарст выражен на северном
склоне Сибирских Увалов, где преобладают пески и наблюдается по¬
вышенная мощность снежного покрова. На водораздельной части Си¬
бирских Увалов этот процесс не проявляется столь определенно. Это
341
связано с наличием здесь суглинистых отложений, залегающих под.
слоем торфа, затрудняющего процесс многолетнего протанвания грун¬
тов вследствие больших затрат на фазовые переходы при протаивании.
Процессы пучения обусловили развитие в области крупных масси¬
вов и отдельных бугров пучения, образующих выпукло-бугристые и по¬
логобугристые торфяные массивы (см. рис. 108, 109). Выпукло-бугри¬
стые торфяные массивы состоят из разновысоких, довольно крутых
бугров высотой от 1,5 до 6 м и диаметром у основания от 5—6 м ДО'
первых десятков метров. Пологобугристые торфяные массивы образо¬
ваны небольшими по высоте (0,8—1,2 м) очень выположенными бло¬
ками торфяников, часто образующих единый плоский массив. Современ¬
ные бугры пучения, формирующиеся в пределах указанных выше торфя¬
ных массивов на месте термокарстовых западин и в краевых частях мо¬
чажин, имеют высоту не более 1—1,5 м и в поперечнике не превышают
4—5 м.
Заключение. Инженерно-геокриологические условия центральной
части Сибирских Увалов сложные: на севере значительные площади за¬
няты массивами сильнольдистых, высокотемпературных ММП, на юге —
^поля развития болот и крупных торфяников, промерзающих на незна¬
чительную глубину и обладающих низкой несущей способностью. Наи-
' более благоприятные условия для освоения — в центральных частях
области на относительно дренированных талых с поверхности участках,
сложенных песчаными грунтами. Относительно благоприятными усло¬
виями характеризуются значительные территории в пределах развития
многолетнемерзлых пологобугристых тЪрфяных массивов в случае спе¬
циальных мер по сохранению или восстановлению нарушенного расти¬
тельного покрова, препятствующего развитию эрозионных и термокар¬
стовых процессов.
Назым-Среднеобско-Вахская область
Общие сведения. Назым-Среднеобско-Вахская область расположена в
центральной части Западно-Сибирской низменности. С севера эта тер¬
ритория ограничена Сибирскими Увалами, с юга — широтным отрезком
р. Обь (см. рис. 58).
Климат территории области континентальный, средняя годовая тем¬
пература воздуха составляет —4,4 °С (по данным метеостанций Ерма-
ково и Кочевые). Максимум температуры воздуха отмечается в июле,
минимум — в январе. Годовое количество осадков составляет 550—
600 мм, причем основная их часть (60—70 %) выпадает в теплый пе¬
риод. Высота снежного покрова на открытых участках составляет 0,5—
0,65 м, в лесах достигает 1,5 м. Среднегодовая скорость ветра состав¬
ляет 2,5—5 м/с, наибольшие скорости ветра наблюдаются в переходные
периоды. Летом преобладают северные ветры, зимой — западные и юго-
западные, весной и осенью — юго-западные.
Область расположена в зоне северной тайги. Торфяники — наибо¬
лее распространенный тип природных микрорайонов в Сургутском По¬
лесье— заняты участками низкорослого угнетенного соснового кустар-
ничково-мохового редколесья. Лишь на вершинах и склонах песчаных
гряд, встречающихся среди обширных плоских торфяников, произра¬
стают сосновые и сосново-кедрово-березовые кустарничково-моховые и
кустарничково-лишайниковые леса. В самой северной части этой тер¬
ритории торфяники безлесны. Здесь преобладают полярная березка и
багульник, в напочвенном покрове — мхи и лишайники. Растительность
болот представлена сфагново-осоковыми, сфагново-пушицевыми ассо¬
циациями.
Поверхность в пределах рассматриваемой области характеризуется
слабой расчлененностью рельефа, исключительно высокой заболоченно¬
стью и заозеренностью (Сургутское полесье). Обширные болотные си¬
342
стемы связаны в единый бассейн, который прерывается лишь речными
долинами и песчаными грядами высотой до 10 м, шириной в среднем до
100 м и протяженностью в сотни метров. Озера занимают местами до
60—80 % территории, размеры их от нескольких десятков метров до
10 км в диаметре, глубина, как правило, составляет первые метры. Реч¬
ные долины, окаймленные узкими (до 1—3 км) лентами лесов и вытя¬
нутые прямыми параллельными линиями с севера на юг, резко выделя¬
ются на плоской заболоченной равнине. Глубина вреза речных долин не
превышает 10—20 м, русла сильно меандрируют в нешироких поймах,
плавно переходящих в склоны долин.
В неотектоническом плане область расположена на сочленении
крупных структур. Западная и северная ее части подчиняются Пурско-
Тромъеганскому мегавалу и крайним западным районам Верхнетазов-
ского валоподобного поднятия Сибирско-Увальской гряды. На юге и
востоке она отвечает северным районам Среднеобской крупной впадины
(Нижнеюганская впадина) и Южно-Енисейской крупной структурной
террасы (северная часть Приобской структурной ступени и Вахско-
Сымский мегапрогиб).
В строении верхней части геологического разреза принимают уча¬
стие среднечетвертичные ледниковые, водно-ледниковые и озерно-аллю¬
виальные, верхнечетвертичные озерно-аллювиальные, верхнечетвертич¬
ные и голоценовые озерные и аллювиальные, голоценовые элювиально¬
делювиальные и биогенные отложения.
Озерно-аллювиальные отложения (ялбыньинская свита), имеющие
преобладающее распространение в районе, представлены тонко- и мел¬
козернистыми песками, супесями и суглинками, содержащими обильные
растительные остатки и прослои торфа. Мощность отложений состав¬
ляет 10—15 м.
Среднечетвертичные ледниковые отложения, представленные в ос¬
новном супесчано-суглинистыми породами, широко развиты в пределах
Аган-Коликъеганского междуречья. В северной части бассейна р. Вах
развиты также среднечетвертичные водно-ледниковые и озерно-аллюви¬
альные песчаные отложения, во многих районах перекрытые торфом.
Озерные отложения (преимущественно суглинки) залегают в верхней
части разреза, содержат растительные остатки. Аллювиальные отложе¬
ния представлены песками мелкозернистыми, пылеватыми (русловая
фация) и супесчано-суглинистыми отложениями (пойменная фация).
Илы и суглинки старичной фации имеют незначительное распростра¬
нение.
Биогенные отложения (торф) распространены чрезвычайно'широко.
Торфяники представлены в основном верховыми, реже — переходными и
низинными типами залежей. По ботаническому составу залежи преоб¬
ладают сфагновые, осоковые и гипновые виды торфа. Мощность торфа
составляет в среднем 1—4 м.
Распространение, температура и мощность многолетнемерзлых по¬
род.'Многолетнемерзлые породы распространены в основном в север¬
ной части территории и приурочены к торфяникам, а в бассейне
р. Вах — и к темнохвойным замшелым лесам. Острова ММП занимают
не более 20 % площади торфяников. Участки распространения ММП
четко распознают на крупно- и среднемасштабных аэрофотоснимках
по более светлому тону (незалесенные, наиболее приподнятые участки
торфяников).
В центральной и южной частях области ММП развиты ограничен¬
но. Маломощные линзы мерзлых пород с поверхности встречаются толь¬
ко на слабозалесенных торфяниках, под наиболее крупными кочками
диаметром 3—15 м, где отмечена максимальная мощность преимуще¬
ственно сфагнового мохового покрова (0,3—0,4 м). Мощность линз
мерзлых пород 1—5 м при глубине сезонного протаивания 0,35—0,5 м.
Образовались эти линзы вследствие современного многолетнего промер¬
зания, возможно, часть их является перелетками. В целом в централь¬
343
ной и южной частях рассматриваемой области такие редкие маломощ¬
ные линзы ММП занимают около 1 % территории.
Средняя годовая температура ММП в пределах области составляет
обычно —0,1 °С. Очень широко развиты участки, в пределах которых
прослежено частое по площади чередование многолетнемерзлых и та¬
лых пород с температурой, близкой к 0 °С. Необходимо отметить, что
определенные признаки деградации ММП этой территории в настоящее
в|5емя отсутствуют. Аналитические расчеты, осуществленные по мето¬
дике В. П. Чернядьева [ПО], свидетельствуют о стационарном состоя¬
нии 10—15-метровой толщи ММП данной территории.
Районы, в пределах которых с поверхности существуют ММП,
имеют двухслойный разрез мерзлых толщ (на остальной территории
развиты только глубокозалегающие мерзлые толщи). На севере терри¬
тории процент площади, занятой двухслойными мерзлыми толщами,
значительно выше, чем в южной части. Мощность верхнего мерзлого-
слоя здесь редко превыщает 10 м, лишь в самых северных районах их
подошва местами погружается на большую глубину. Кровля реликто¬
вых мерзлых толщ залегает обычно на глубине более 100 м, их мощ¬
ность неодинакова. На юге обычно она не превышает 100 м, на севере
постепенно увеличивается до 120—150 м.
Криолитологические особенности многолетнемерзлых пород. Состав
и криогенное строение в основном эпикриогенных ММП относительно од¬
нообразны — верхние горизонты сложены торфом мощностью от 1 м
и более. Льдонасыщенность торфа (до 70—90 %) и подстилающих их
глинистых пород (до 40—50 %) очень велика. Для последних наиболее
характерны толстоШлировые слоистые криогенные текстуры, причем
льдистость за счет сегрегационного льда достигает 20—25 %. Песчаные
породы, подстилающие торф, также нередко имеют высокую льди¬
стость— до 30—40 %. Однако в этих же районах очень часто встреча¬
ются участки, где льдистость мелких и пылеватых песков не превышает
20—25 %. В центральной и южной части области, где достаточно ак¬
тивно формируются перелетки, в мерзлом состоянии находится верх¬
ний горизонт органогенных отложений — сфагновый, плохо разложив¬
шийся торф, наиболее характерные для него криогенные текстуры —
порфировидная, микрослоистая. С глубиной льдистость уменьшается, и
нижние горизонты ММП практически лишены видимых включений
льда.
Разрезы, сложенные сильнольдистыми торфами мощностью 3—4 м,
подстилаемые сильнольдистыми суглинисто-глинистыми породами, ха¬
рактеризуются наибольшими потенциальными тепловыми осадками (3—
3,5 м, а местами и 4—4,5 м). В районах, где развиты мощные (до 5—
10 м) мерзлые сильнольдистые торфяники, величины осадки даже для
разрезов, в которых торфа подстилаются песчаными породами, могут
превысить 3—4 м для 10-метрового разреза [98, 100].
Особенности гидрогеологических условий. В данной области пре¬
имущественное распространение имеют воды таликовых зон. Мощность
водоносного горизонта до 15 м, воды в целом безнапорные, минерали-
ция обычно не превышает 10—30 мг/л, по составу воды гидрокарбонат-
но-натриевые и кальциевые, реакция слабокислая и кислая.
Надмерзлотные воды в рассматриваемой области распространены
ограниченно и приурочены к сезонноталому слою и к несквозным та¬
ликам. Эти воды существуют в течение 4—5 мес, зимой промерзают.
Водовмещающие породы преимущественно торф, в меньшей степени —
супеси и пески. Мощность водоносного горизонта — от 0,3 до 1 м, водо-
обильность незначительна. Воды безнапорные, имеют небольшую ми¬
нерализацию (до 20 мг/л), по составу в основном гидрокарбонатно¬
натриевые, реакция кислая, слабокислая.
Надмерзлотные воды несквозных таликов, как правило, развиты
в пределах современных термокарстовых образований и по составу гид-
рокарбонатно-натриевые, слабоминерализованные, реакция слабокислая.
344
Криогенные процессы и явления. В рассматриваемой области рас¬
пространен переходный тип сезонного промерзания и протаивания.
Мощность сезонноталого слоя, сложенного торфом, составляет 0,45—
0,8 м, на слабозалесованных замшелых участках с бугристым микро¬
рельефом— 0,35—0,6 м. Сложен сезонноталый слой торфом. Глубина
сезонного промерзания колеблется от 1—2 м на залесенных грядах, где
сезонномерзлый слой сложен песками, супесями, суглинками, до 0,4—
0,65 м — в болотах и на залесенных торфяниках, где созонномерзлый
слой сложен торфом.
Из криогенных процессов и явлений широкое распространение
имеет новообразование мерзлоты. Многолетние бугры пучения встре¬
чаются лишь у северной границы района. Высота бугров — до 3—4,5 м;
с поверхности они сложены торфом, подстилающимся сильнольдисты¬
ми суглинками и супесями.
Северная часть рассматриваемой территории характеризуется раз¬
витием современных и позднеголоценовых термокарстовых образований
в торфяниках. Разнообразие видов термокарстовых форм невелико, по¬
скольку они связаны с вытаиванием в основном лишь сегрегационных
.льдов. Наиболее распространенные виды термокарстовых образова¬
ний— озера, хасыреи, плоско-западинные, провально-котловинные фор¬
мы. Большая часть этих образований характеризуется сквозными та¬
ликами, лишь под небольшими плоско-западинными и провально-котло¬
винными формами кровля ММП залегает на глубине от 1 до 10 м и бо¬
лее. Современный термокарст проявляется в прогрессирующем много¬
летнем протаивании грунтов под заболоченными понижениями и в тер-
мообразионной переработке берегов водоемов.
В южной части области просадочные формы рельефа представле¬
ны реликтовыми образованиями — озерными котловинами и обширными
заболоченными депрессиями. Происхождение наиболее крупных озер
связано с протаиванием мерзлых торфяников в период среднеголоце¬
нового климатического оптимума.
Прогнозные расчеты изменения геокриологических условий при
наиболее характерных техногенных воздействиях (уплотнение снежно¬
го покрова, удаление растительного покрова, удаление растительного и
снежного покровов) показали, что уплотнение снежного покрова вызы¬
вает существенное понижение среднегодовой температуры грунтов.
Снятие мохового покрова при сохранении естественного снежного по¬
крова ведет к повышению средней годовой температуры пород на 0,5—
0,7 °С, вызывающему многолетнее протаивание мерзлых пород. Наибо¬
лее низкая расчетная температура пород (до —4 °С) получена для
участков, с которых удалены снежный и моховой покровы.
Заключение. Высокая заболоченность большинства районов в сово¬
купности со сложной геокриологической обстановкой, проявляющейся
в островном распространении ММП, их высокой льдистости и значи¬
тельной тепловой потенциальной осадке, создают сложные условия для
хозяйственного освоения этих территорий. Линейное и гражданское
строительство требует здесь тщательных инженерно-геологических ис¬
следований и специальных инженерных мероприятий при возведении
различных сооружений.
Среднеобская область
Общие сведения. Среднеобская область занимает пойму р. Обь в ши¬
ротном ее течении от г. Ханты-Мансийск до г. Нижневартовск (см.
рис. 58). Климатические условия области достаточно суровые: корот¬
кое лето и длинная холодная зима, среднемесячная температура самого
холодного месяца (январь) —26,1 °С (г. Сургут), —26,6 °С (г. Нижне¬
вартовск), но нередки морозы от —40 °С и более. Зимой часты метели,
а осенью в долине р. Обь — густые туманы. Среднегодовая температура
345
воздуха в г. Ханты-Мансийск —2,8 °С, в г. Нижневартовск —3,8 °С. Ко¬
личество осадков высокое: от 400—450 мм/год в г. Ханты-Мансийск до-
500 мм/год и более в районе г. Нижневартовск. Лед на р. Обь образу¬
ется в последней декаде октября, сходит в первой декаде мая. Поло¬
водье бурное, затягивается на два месяца и более. Уровень воды в реке
поднимается на 5—7 м, бывают годы, когда уровень воды в районе
устья р. Иртыш поднимается на 11 м. Река разливается на многие ки¬
лометры, образуя сплошное «море».
Растительность поймы достаточно разнообразна. На западе области
эго в основном злаково-осоковые луга в сочетании с ивняками и осоко¬
выми лугами. Осоковые луга занимают пониженные участки поймы, ив¬
няки— несколько повышенные и дренированные территории, нередко
образуя густые заросли. Восточнее р. Сургут широко развиты сочета¬
ния ивняков, мелколиственных и хвойно-мелколиственных лесов с осо¬
ковыми и злаковыми лугами.
Река Обь на этом участке распадается на ряд крупных рукавов, а
ширина поймы достигает ^0—50 км. Поверхность поймы ровная и пло¬
ская, разбита на отдельные участки протоками реки, старицами, озера¬
ми, отдельные районы ее осложнены гривистыми формами рельефа.
Заболоченную и заозеренную поверхность поймы ежегодно заливает па¬
водковыми водами.
Отложения, слагающие пойму, представлены в нижней части фа¬
циями руслового, вверху — фациями пойменного и старичного аллювия.
В русловых фациях преобладают пески, чаще мелкие, пылеватые, реже
средней крупности. Верхняя часть разрезов представлена переслаиваю¬
щими песками и суглинками с преобладанием последних. Общая мощ¬
ность аллювия превышает 30 м.
Распространение, температура и мощность многолетнемерзлых по¬
род. Достаточно высокая теплообеспеченность в сочетании с отепляю¬
щим влиянием вод р. Обь препятствуют здесь широкому формированию
ММП. В пределах области они зафиксированы Л. Т. Роман пока на
торфянике в тыловой части поймы в районе г. Сургут. Подстилающий
слой представлен суглинками и глинами. Температура мерзлых грунтов
близка к 0 °С. Мощность мерзлой толщи составляет первые метры,
т. е. в мерзлом состоянии находится лишь торф. Следует также отме¬
тить, что на глинистых грунтах, сильно заторфованных и приподнятых
над окружающей поверхностью, возможно формирование перелетков.
Так, работами Ханты-Мансийского геофизического треста они вскрыты
в пойме скважиной на глубине 3,5—4 м.
Температуры талых грунтов достаточно высокие. На дренирован¬
ных участках, сложенных песками, они достигают 2—3 °С, а на замше¬
лых лугах, приуроченных к сильно увлажненным суглинкам, не превы*
шают 1—1,5 °С.
Криолитологические особенности многолетнемерзлых пород. Много¬
летнемерзлые торфа, прослеженные в пределах области, промерзали эпи¬
генетически. Их криогенная текстура до глубины 2 м слоистая, местами
массивная. На границе с суглинками прослеживается прослой льда
мощностью 20—30 см. Степень разложения торфа от 20 до 30 %. Плот¬
ность грунта изменяется от 1 до 1,04 г/см3, а плотность скелета грунта
при этом составляет 0,144—0,220 г/см3. Полевые испытания, проведен¬
ные Л. Т. Роман, показали, что относительная осадка торфа со слои¬
стой криогенной текстурой изменяется от 0,1—0,2 без нагрузки до 0,4—
0,5 при нагрузке 0,1 МПа. Несколько меньше показатели относительной
осадки у торфа с массивной криогенной текстурой.
Особенности гидрогеологических условий. Гидрогеологические осо¬
бенности описываемой области аналогичны таковым Нижнеобской об¬
ласти. Грунтовые воды залегают на небольших глубинах. Они, как пра¬
вило, пресные, гидрокарбонатные по составу, проявляют общекислотную
агрессивность по отношению к бетонам.
346
Криогенные процессы и явления. Сезоннопромерзающие грунты об¬
ласти характеризуются полупереходными преимущественно умеренно
континентальными типами сезонного промерзания в песках, супесях, су¬
глинках. Наименьшие глубины промерзания характерны для сильно
оторфованных суглинков, где они составляют 1—1,2 м, и лишь на от¬
крытых приподнятых участках суглинки промерзают на 1,5—1,8 м. Пе¬
ски на возвышенных дренированных участках промерзают на 2,5—3 м.
Среди современных криогенных процессов развито сезонное пучение су¬
глинистых пород и, как отмечалось выше, в определенных условиях
возможно формирование перелетков.
Заключение. Инженерно-геокриологические условия области в це¬
лом характеризуются повсеместным распространением сезонномерзлых
грунтов, неглубоким залеганием грунтовых вод, широким развитием
территорий, периодически затапливаемых паводковыми водами.
Салым-Юганская область
Общие сведения. Салым-Юганская область расположена на самом юге
описываемой подзоны и занимает территорию низовьев рек Салым и
Юган и их междуречий. С севера область ограничена поймой р. Обь,
на юге ее граница проходит по самым южным островам ММП, встре¬
чающихся в естественных условиях (см. рис. 58).
Климат области характеризуется продолжительной холодной зимой
и коротким относительно теплым летом. Среднеянварская температура
воздуха по г. Ханты-Мансийск —25 °С, среднеиюльская +17,1 °С при
среднегодовой температуре воздуха —2,8 °С. Переход средней суточной
температуры воздуха через О °С весной чаще всего наблюдается в
третьей декаде апреля. Средняя продолжительность безморозного пе¬
риода составляет 90—95 дней. Заморозки возможны в сырых местах
даже в июле — августе. Переход средней суточной температуры через
О °С осенью чаще всего происходит в первой декаде октября. Количе¬
ство осадков достигает 450—500 мм/год, при этом большая часть их
приходится на теплый период с апреля по октябрь. Летом возможно
выпадение осадков в виде ливней, но большая часть их выпадает в виде
затяжных моросящих дождей. Значительная залесенность территории
обусловливает практически равномерное распределение снежного по¬
крова, и лишь на открытых участках торфяников и болот мощность его
значительно меньше. Высота снежного покрова в целом составляет
50—60 см.
Область расположена в лесной зоне, в подзоне средней тайги. Леса
занимают от 25 до 50 % территории. Наибольшая залесенность наблю¬
дается на Салым-Юганском междуречье и особенно в долинах рек Са¬
лым и Юган, несколько меньшая — в западных районах области. На
Салым-Юганском междуречье преобладают осиново-березовые и бере¬
зово-осиновые с примесью темнохвойных мелкотравно- и кустарничково-
зеленомошные леса. Долины рек Балык, Салым и Юган заняты преиму¬
щественно кедрово-елово-сосновыми и кедрово-еловыми с березой ле¬
сами. Часто здесь же встречаются темнохвойные леса с преобладанием
ели. Значительная часть территории междуречий, особенно к западу от
р. Бол. Салым, занята верховыми сосново-кустарничково-сфагновыми,
грядово-мочажинными, грядово-озерково-мочажинными болотами.
Рельеф территории ровный и плоский, слегка волнистый с общим
уклоном в сторону р. Обь. Абсолютные отметки поверхности составляют
40—80 м, наибольшие их значения достигают 97 м на Салым-Юганском
междуречье. Расчлененность территории очень слабая — глубина вреза
речных долин достигает 25 м.
Область занимает центральную часть Среднеобской крупной впади¬
ны— надпорядковой неотектонической структуры — и расположена в
южной части Нижне-Юганской впадины — структуры первого порядка.
347
В геологическом отношении в строении территории принимают участие-
среднечетвертичные озерно-аллювиальные отложения, чаще всего пред¬
ставленные суглинками и глинами разной дисперсности. Они занимают-
большие площади на Салым-Юганском междуречье. К северу от них
распространены верхнечетвертичные образования: озерно-аллювиальные
(аналоги ялбыньинской свиты) и комплекс отложений надпойменных
террас. Верхняя часть разреза озерно-аллювиальных отложений и
III' террасы представлена чаще всего переслаиванием суглинков и пе¬
сков с преобладанием первых. Отложения террас и поймы нередко
сложены песками. Все эти отложения на многих участках территории
перекрыты озерно-болотными образованиями, в большинстве — торфом.
Мощность его различна и изменяется от 2,5 до 4 м и более.
Распространение, температура и мощность многолетнемерзлых по¬
род. Грунтовые толщи в пределах области находятся как в многолетне¬
мерзлом, так и в сезонномерзлом состоянии. Формирование ММП здесь
происходит в районах с густыми темнохвойными лесами с мощным мо¬
ховым покровом, произрастающим на суглинках, или на участках раз¬
вития торфяников, подстилаемых глинистыми грунтами. Обычно эти:
участки приподняты над окружающей поверхностью. Образование ММП
также наблюдается и на поймах мелких ручьев и рек под темнохвой¬
ными сомкнутыми лесами. Площади мерзлых пород в целом неболь¬
шие: это преимущественно чередование мерзлых бугров размером 10X
Х20 м (20x40 м) и талых межбугровых понижений общей площадью
100x200 м. Наиболее мощные и низкотемпературные мерзлые толщи
формируются на суглинистых грунтах, дклонах северной экспозиции,
покрытых елово-моховыми сомкнутыми лесами. Температура ММП
здесь нередко понижается до —0,5 °С и даже несколько ниже. В преде¬
лах поймы на буграх пучения температуры ММП обычно составляют от
—0,1 до 0,2 °С, более низкие (от —0,3 до —0,5 °С) —в тыловых частях
террас, сложенных заторфованными суглинками, с поверхностями пере¬
крытыми торфом и мощным моховым слоем.
Температура талых пород колеблется в широких пределах — от 0,1
до 3,5 °С. Наиболее высокие температуры талых пород (от 2 до 3,5 °С)
формируются на участках, верхняя часть разреза которых сложена пе¬
сками или переслаиванием песчаных и суглинистых грунтов и покрытых
смешанными лесами с преобладанием сосны. Такие температуры про¬
слеживаются как в пределах высоких равнин, так и на речных терра¬
сах. Более низкие среднегодовые температуры (до 2 °С) формируются
в пределах замшелых лесов, а также в центральных частях торфяных
массивов.
Мощность ММП, залегающих непосредственно под слоем сезонного
оттаивания, небольшая и составляет 8—15 м. Наибольшие мощности
при этом формируются на суглинистых грунтах, покрытых темнохвой¬
ными сомкнутыми лесами.
Реликтовый слой мерзлоты в пределах области развит повсеместно,
прослежен скважинами и геофизическими работами. Глубина залегания
его кровли в среднем течении р. Бол. Юган составляет 83—97 м, а мощ¬
ность до 30 м. На большей части территории кровля реликтовой толщи
находится на глубинах от 140 до 200 м, а мощность нередко превышает
100 м.
Криолитологические особенности многолетнемерзлых пород. Много¬
летнемерзлые породы этой области промерзали эпигенетически. Большая
обводненность пород обусловила их высокую льдонасыщенность. В буг¬
рах пучения, высота которых нередко превышает 3—5 м, отмечаются
линзы и прослои льда различной мощности. Так, прослежены линзы
льда мощностью до 3,5 м на торфянике у тылового шва поймы притока
р. Мал. Балык. Все мерзлые отложения пойм, как правило, суглини¬
стые, также очень льдистые (более 40%), криогенная текстура слои¬
стая, льдистость за счет шлиров сегрегационного льда часто больше-
348
25 %. Свойства мерзлых пород по своим показателям близки к свой¬
ствам вышеописанных территорий.
Особенности гидрогеологических условий. Грунтовые воды, заклю¬
ченные в четвертичных отложениях, в пределах области залегают на
глубине от 0,2 до 15 м. Наибольшая глубина приурочена к возвышен¬
ным участкам Салым-Юганского междуречья, а также к прибрежным
территориям. В пределах развития болот грунтовые воды залегают не¬
посредственно с поверхности. Воды обычно загрязнены органическим»
примесями, проявляют общекислотную агрессивность по отношению к
бетонам. В пределах участков развития мерзлых пород надмерзлотные
воды залегают на глубинах 0,5—1,2 м.
Криогенные процессы и явления. На территории области преобла¬
дает полупереходный преимущественно умеренно континентальный тор¬
фяной и глинистый, и лишь на участках надпойменных террас преиму¬
щественно песчаный тип сезонного промерзания. На участках мерзлых
пород формируется переходный тип сезонного протаивания. Глубина
промерзания в пределах торфяников наименьшая (не превышает 1 м).
Суглинистые породы промерзают в зависимости от поверхностных усло¬
вий на 1,2—1,8 м, песчаные грунты на открытых территориях — на 2—
2,5 м. На участках развития мерзлых торфяников глубина протаивания
составляет 0,6—0,8 м. Суглинки протаивают до 1,2 м.
Среди других криогенных процессов развиты термокарст и сезонное-
и многолетнее пучение, в результате последнего образуются бугры вы¬
сотой 3—5 м и диаметром до 10 м, в ядрах которых часто формируются
линзы льда. Сезонное пучение грунтов при промерзании талых пород
нередко вызывает осложнения при строительстве инженерных сооруже¬
ний, в частности при строительстве железных и автомобильных дорог.
Заключение. Геокриологические условия области, несмотря на не¬
большое площадное развитие мерзлых толщ, достаточно сложные, что
обусловлено широким развитием сильнообводненных пучинистых грун¬
тов и болот. Наиболее простые инженерно-геокриологические условия
характерны для участков надпойменных террас, сложенных песками.
Аган-Дубчесская область
Общие сведения. Область занимает территории водораздельной равни¬
ны в верховьях рек Пур и Таз, а также части бассейнов рек Аган, Вах
и Енисей в пределах Аган-Коликъеганской и Верхнетазовской возвы¬
шенностей. Она протягивается на юге от низовьев р. Дубчес до вер¬
ховьев р. Сабун (см. рис. 58).
Большая часть территории расположена в пределах северной тайги,
лишь ее юго-восточная часть занимает северные районы средней тайги.
Восточное положение области характеризует повышенную континенталь-
ность климата большинства ее районов. Амплитуда среднемесячной
температуры в пос. Толька, расположенного несколько севернее обла¬
сти, составляет 46,4 °С. Продолжительность холодного времени года
8 мес. Температура самого холодного месяца года (января) за много¬
летний период составляет —30,1 °С, самого теплого (июля) —16,3 °С.
Среднегодовая температура воздуха в пос. Толька до —7,2 °С. Средне¬
годовое количество осадков составляет 543 мм, причем около 40 % осад¬
ков приходится на холодное время года. Неравномерное распределение
снежного покрова и его перераспределение в течение зимы в условиях
повышенной расчлененности многих районов и ярко выраженной нерав¬
номерности растительного покрова определяют в известной степени раз¬
личный характер температурного режима грунта на отдельных уча¬
стках.
Область совпадает с площадью развития ледниковых и водно-лед¬
никовых среднечетвертичных равнин с возвышенным расчлененным
349
рельефом. Абсолютные отметки изменяются от 100 до 200 м, а на юго-
западе до 285 м. Поверхность равнин пологохолмистая и пологоували¬
стая, неровная, расчленена оврагами и балками. Глубина вреза эро¬
зионной сети достигает 60 м. Южные и восточные районы значительно
заболочены. Площади развития торфяников приурочены к отрицатель¬
ным формам рельефа и плоским центральным частям междуречий.
В неотектоническом плане территории соответствует Верхнетазов-
скЬе валоподобное поднятие, а на востоке ее районы совпадают с обла¬
стью Дубчесского сводоподобного поднятия Сибирско-Увальской гряды.
Среди отложений, слагающих разрезы, преобладают суглинистые и пес¬
чаные разности ледникового и водно-ледникового генезисов с включе¬
нием большого количества обломочного материала. В разрезах речных
пойм преобладают песчаные грунты.
Распространение, температура и мощность многолетнемерзлых по¬
род. На большей части территории области грунты находятся в талом
сильно увлажненном состоянии. Многолетнемерзлые породы приуроче¬
ны главным образом к площадям распространения торфяных массивов.
Температура их близка к 0 °С. Лишь в окраинных частях торфяников,
наиболее возвышающихся над плоскостью болот, она приближается к
— 1 °С. В большинстве этих районов наблюдается частое по площади
чередование многолетнемерзлых бугров и талых понижений. На участ¬
ках с темнохвойными лесами на суглинистых грунтах при благоприят¬
ных микроклиматических условиях идет формирование многолетнемерз¬
лых пород. Чаще всего они встречаются ,в долинах узких ручьев или
на склонах северной экспозиции. Температуры грунтов на этих участках
составляют —0,1 ... —0,5 °С.
Температура талых пород в елово-кедровых замшелых лесах, про¬
израстающих на суглинистых грунтах, обычно ниже 1 °С, а на участках
смешанных лесов она повышается до 1,3—1,5 °С. Наиболее высокие
среднегодовые температуры (2—3 °С) талые песчаные грунты имеют
на участках сосновых лесов.
На территории области в верхней части разреза развиты ММП,
имеющие двухслойное строение и на большей площади залегающие
под слоем талых пород мощностью 100 м и более. Подошва ММП про¬
слеживается на глубине около 300 м, а в восточной части области (бу¬
ровой профиль'по р. Елогуй)—на глубинах от 300 до 400 м. Мощ¬
ность верхнего слоя ММП может изменяться от первых метров (на уча¬
стках с частым чередованием многолетнемерзлых и талых пород) до
первых десятков метров (на торфяных массивах в условиях более низ¬
ких температур грунта).
Криолитологические особенности многолетнемерзлых пород. Эпи-
криогенные ММП, имеющие температуру обычно не ниже —1 °С, непо¬
средственно связаны с распространением выпукло-бугристых торфяни¬
ков; они распространены также и на участках темнохвойных замшелых
лесов. Очень часто, особенно в южных районах, появляются участки пе¬
строго чередования мерзлых и талых пород. Многолетнемерзлые породы
представлены чаще суглинистыми и торфяными грунтами. Объемная
льдистость суглинистых пород обычно довольно высока и нередко дости¬
гает 45—55 %, причем в основном за счет высокого содержания сегре¬
гационного льда, формирующего слоистую крупношлировую криоген¬
ную текстуру. Льдистость супесчано-песчаных пород обычно не превы¬
шает 35—40 % (при естественной влажности, близкой к значению пол¬
ной влагоемкости). На участках пестрого чередования мерзлых и водо¬
насыщенных талых пород песчаные породы сильно льдонасыщены, объ¬
ем льда-цемента в них может достигать 45—50 %. Торфяные породы со¬
держат до 80—90 % льда-цемента и сегрегационного льда.
Разрезы, сложенные сильнольдистыми суглинистыми породами, пе¬
рекрытыми сильнольдистыми торфами мощностью до 3—4 м, характе¬
ризуются высокими потенциальными тепловыми осадками, высокие зна-
350
чения которых характерны также для интенсивно распученных новооб¬
разований многолетнемерзлых суглинистых пород, не перекрытых сколь¬
ко-нибудь значительным слоем торфа: при оттаивании верхней 10-ме¬
тровой части их разреза величины осадок могут изменяться от 1,5 до
2,5 м. Большие потенциальные осадки оттаивания — в самой верхней
3—5-метровой наиболее льдонасыщенной части разреза [100].
Особенности гидрогеологических условий. Распространение, условия
залегания и водообильность первого от поверхности водоносного гори¬
зонта обусловлены пестрой сменой генетических и литологических ти¬
пов отложений, включающих подземные воды этого горизонта, а также
морфологическими различиями отдельных ее районов. Подземные воды
наиболее широко распространены в среднечетвертичных песчаных от¬
ложениях водно-ледникового генезиса и в голоценовых озерно-болот¬
ных образованиях. Достаточно водообильны и голоценовые аллювиаль¬
ные образования, представленные обычно отложениями песчаного со¬
става. Глубина залегания зеркала грунтовых вод в различных условиях
колеблется от 0,5 до 5 м. На возвышенных, хорошо дренированных
участках глубина их залегания возрастает до 8—10 м, а на участках
водно-ледниковых равнин, примыкающих к глубоко врезанным речным
долинам, их зеркало понижается на глубины 15—20 м.
На участках массивов ММП, приуроченных к торфяникам, в сезон¬
ноталом слое существуют надмерзлотные воды, залегающие на глуби¬
нах до 1 м. Воды первого от поверхности водонасосного горизонта на
торфяных массивах формируются также в условиях частого чередова¬
ния, обычно на небольших площадях многолетнемерзлых и талых пород
с температурами, близкими к 0 °С. По своим свойствам воды торфяных
массивов аналогичны болотным. Все воды рассматриваемого горизонта
пресные (величина сухого остатка 0,06—0,7%), гидрокарбонатно-каль-
циево-магниевые или гидрокарбонатно-кальциево-натриевые, безна¬
порные.
Криогенные процессы и явления. Подавляющая часть площади рас¬
сматриваемой территории характеризуется полупереходным с редкими
участками переходного, преимущественно континентальным и умеренно
континентальным типами сезонного промерзания и протаивания грун¬
тов. Глубины сезонного промерзания супесчано-суглинистых грунтов
изменяются на различных участках от 1,4 до 1,8 м, песчаных — от 1,6
до 2,2 м, а в особо благоприятных условиях — от 2,5 м и более. Мощный
сезонномерзлый слой формируется в условиях возвышенных дрениро¬
ванных и малоснежных участков, на территориях, сложенных песчаны¬
ми породами, в прибрежных дренированных зонах и др. Торфяные,грун¬
ты промерзают на глубину до 0,8—1 м, на суглинистых — в темнохвой¬
ных замшелых лесах — более 1 м.
В пределах участков распространения ММП довольно широко раз¬
виты процессы термокарста и пучения, под влиянием которых происхо¬
дят расчленение торфяников и формирование крупнобугристых мас¬
сивов.
Заключение. Отложения первых от поверхности геолого-генетиче¬
ских комплексов на подавляющей части площади их развития в преде¬
лах области находятся в талом состоянии. Многолетнемерзлые породы
на торфяных массивах и на участках в специфических условиях темно¬
хвойной тайги имеют редкое островное распространение и занимают
сравнительно малую площадь. Возвышенное положение многих районов
области с песчаным составом грунтовых толщ в условиях хорошего дре¬
нирования делает эти территории приоритетными в инженерно-геологи¬
ческом отношении. Вне торфяных массивов на участках темнохвойных
замшелых лесов при благоприятных условиях, вызванных нарушением
естественного температурного режима на поверхности грунта, в про¬
цессе хозяйственного освоения территории существует большая вероят¬
ность новообразований ММП.
351
Верхнетазовская область
Общие сведения. Верхнетазовская область занимает территорию южной
части долины р. Таз (южнее пос. Красноселькуп), включая пойму и
три надпойменные террасы и низовьев большинства ее притоков.
Климат области континентальный, отличается довольно низкими
температурами в холодный период. Среднегодовая температура воздуха
в fioc. Красноселькуп составляет —8,5 °С, в районе пос. Толька —7,2 °С.
Годовое количество осадков — 450—500 мм, основная их часть выпа¬
дает в теплое время года, хотя мощность снежного покрова в области
более высокая, чем на севере и западе региона и составляет 70—80 см.
Устойчивый снежный покров образуется в середине октября.
Растительность области типична для северной тайги. На севере
преобладают елово-лиственничные, на юге — березово-кедровые леса,
которые на высоких надпойменных террасах сменяются сосновыми ле¬
сами. На севере и юго-западе области большие массивы заняты болот¬
ными ассоциациями, развитыми на бугристых и грядово-мочажинных
торфяных массивах.
В неотектоническом отношении северная часть области приурочена
к Худосейскому мегапрогибу, который с запада ограничивается Тазов-
ским, а с востока Баихинским новейшими сводовыми поднятиями. Юж¬
ная часть области расположена в пределах Казым-Толькинского мега¬
прогиба, захватывая часть Баихинского сводового поднятия. По дан¬
ным Ю. Ф. Андреева, почти вся территория области от среднечетвер¬
тичного времени до голоцена испытывал^ и испытывает относительное
опускание и только*юго-восточная часть (верховья р. Таз) находится
в зоне активных позднечетвертичных поднятий.
Рельеф области обусловлен развитием поймы и трех надпойменных
террас и характеризуется в целом незначительным расчленением и раз¬
витием заболоченных и заторфованных поверхностей. Абсолютные от¬
метки рельефа изменяются от 18—20 м на севере до 60—70 м на II и
III надпойменных террасах в долинах рек Ратта, Покалькы, Каралькы.
Относительные превышения на юге области могут достигать 45—50 м.
Расчлененность и дренированность территории невелики и наиболее зна¬
чительны лишь в .прибровочных частях террас. На некотором расстоя¬
нии от бровок на надпойменных террасах развиты значительные по пло¬
щади торфяные болота и озера различных размеров.
Аллювиальные отложения, слагающие пойму, I и II надпойменные
террасы и имеющие мощность от 5 до 25 м, характеризуются преобла¬
данием связных грунтов в разрезах поймы (до 55 %) и песчаных в раз¬
резах I и II надпойменных террас до 58 и 66 % соответственно, причем
в разрезах II террасы преобладают пылеватые разности [65]. Харак¬
терная особенность долины р. Таз — довольно широкое развитие глини¬
стых пород в разрезах поймы и всех надпойменных террас. Эту особен¬
ность обусловливают два главных фактора: 1) наличие в верхней части
разрезов междуречий в бассейне р. Таз наряду с песками, супесями и
суглинками казанцевской и салехардской свит, глинистых образований
морены и 2) особенности неотектонического развития территории обла¬
сти в позднечетвертичное время, которые нашли свое отражение, в част¬
ности, в продольных профилях р. Таз и ее притоков. Наибольшее раз¬
витие глинистые породы имеют в пределах III озерно-аллювиальной
террасы, здесь преобладают супеси и средние суглинки.
В пределах весьма значительных территорий на некотором удале¬
нии от бровок поймы и террас аллювиальные и озерно-аллювиальные
отложения долины р. Таз перекрыты голоценовыми болотными образо¬
ваниями, представленными в основном торфом. Мощность торфа изме¬
няется от 0,5 до 6 м, причем преобладают здесь низинные типы залежей.
Распространение, температура и мощность многолетнемерзлых по¬
род. В долине р. Таз сезонномерзлые породы занимают подавляющую
часть территории. Многолетнемерзлые толщи распространены в преде¬
352
лах области крайне неравномерно. На севере области (до устья р. Толь-
ка) ММП развиты преимущественно на торфяниках в пределах только
надпойменных террас. Отложения, слагающие пойму, на этом участке
долины р. Таз находятся в основном в талом состоянии. Общая пло¬
щадь, занятая мерзлыми породами, составляет около 25 % территории.
На субширотном участке долины р. Таз мерзлые породы встреча¬
ются реже (10—15% площади). Однако их пространственное распре¬
деление более равномерно. Особенность этого района — частая встречае¬
мость небольших по площади участков с ММП в пределах пойм рек
Таз, Каралькы, Поколькы, Ратта, Ширта и др. Если на террасах
мерзлые породы развиты в краевых залесенных частях торфяников, то
на пойме, как правило, — на минеральных грунтах, причем довольно
часто даже на супесях и песках. Такие участки характеризуются доста¬
точно высоким увлажнением грунтов (естественная влажность 28—
29%) и наличием густых (сомкнутость крон 0,8—1) елово-кедровых и
березово-кедровых лесов с густым подлеском.
В поймах таких рек, как Таз, Ратта, Ширта, Каралькы, встре¬
чаются участки с ММП, которые сформировались в совершенно отлич¬
ных, чем в соседних областях, ландшафтных условиях. Так, если на
западе и в центральных по долготе областях ММП в поймах рек при¬
урочены к периферийным, наиболее дренированным участкам торфяных
массивов, то здесь они формируются даже на песчаных отложениях, а
их массивы, как правило, не выражены в рельефе. Температура мерз¬
лых пород в поймах рек колеблется от —0,1 до —0,8 °С, чаще всего
она составляет —0,2 ... —0,4 °С.
Формирование ММП в столь, казалось бы, неблагоприятных усло¬
виях объясняют двумя взаимосвязанными причинами: с одной стороны,
наличием в поймах рек густых темнохвойных лесов с сомкнутостью
крон, близкой к 1, которые значительно уменьшают мощность снежного
покрова зимой и почти полностью затеняют поверхность в теплое время
года, а с другой — стекание в зимнее время холодных масс воздуха
в узкие глубокие долины (байкальский тип мерзлоты).
Среднегодовые температуры ММП изменяются от 0 до —2 СС. Ми¬
нимальные температуры грунтов отмечены на выпукло-бугристом тор¬
фяном массиве I надпойменной террасы в районе устья р. Худосей.
В основном температура ММП области составляет от —0,2 до —0,5 °С.
Температуры талых пород не превышают 2 °С, а наиболее часто состав¬
ляют 0,5—1,5 °С.
В пределах области ММП залегают как непосредственно с поверх¬
ности, так и на значительных глубинах, формируя монолитную, двух¬
слойную и глубокозалегающую по разрезу многолетнемерзлые толщи.
К северу от оз. Пякыльто в пределах наиболее крупных выпукло- и по¬
логобугристых торфяных массивов ММП могут достигать мощности
120—150 м, хотя наиболее типичны 30—80 м. Южнее развитые с поверх¬
ности ММП имеют мощность от 10 до 50 м, причем максимальные их
величины приурочены к торфяным массивам. Реликтовый слой мерзло¬
ты — глубокозалегающие толщи — широко развит по площади и зале¬
гает на глубинах 150—200 м. Мощность этого слоя около 100—150 м.
Он, как правило, отсутствует на поймах и под акваториями озер.
Криолитологические особенности многолетнемерзлых пород. Аллю¬
виальные и озерно-аллювиальные отложения долины р. Таз промерзали
в основном эпигенетически. Лишь в самых верхних частях разрезов
отложений поймы и торфяных массивов породы могли промерзать син¬
генетически, формируя генетически неоднородные толщи ММП. Несмо¬
тря на это, для всех отложений характерна повышенная льдистость в
верхней части разреза. Для глинистых пород наиболее характерны
слоистая и сетчатая криогенные текстуры с различной мощностью ле¬
дяных прослоев (от первых миллиметров до 5—10 см), при которой
суммарная влажность чаще всего составляет 30—50 %, плотность гли¬
нистых пород изменяется от 1,40 до 1,75 г/см3, а на участках развития
23 Зак. 514 353
торфяных залежей может при¬
ближаться к 1 г/см3. Пористость
таких пород изменяется в широ¬
ких пределах — от 35 до 60%.
Песчаные аллювиальные от¬
ложения поймы, I и II надпой¬
менных террас, находящиеся в
многолетнемерзлом состоянии,
характеризуются в основном мас¬
сивной криогенной текстурой и
только в верхних частях разре¬
зов этих отложений, отличаю¬
щихся повышенной пылевато-
стью частиц и заторфованно-
стью, можно встретить линзовид¬
ные и линзовидно-слоистые тон-
кошлировые криогенные тексту¬
ры. Льдистость песчаных пород
изменяется от 24 до 30 %, сум¬
марная их влажность составляет
от 17 до 23 %, исключение могут
составлять*^ ряде районов лишь мерзлые пылеватые пески, суммарная
весовая влажность которых на II и III надпойменных террасах может
местами достигать 35—40 %. В связи С'этим льдистость описываемых
комплексов в целом различна, поскольку их дисперсность неодинакова.
Пески различного гранулометрического состава, как правило, имеют
плотность от 1,26 до 1,97 г/см3. Плотность скелета изменяется в преде¬
лах от 1,35 до 1,60 г/см3, в отдельных случаях у оторфованных пыле¬
ватых песков с линзовидной криогенной текстурой она может снижать¬
ся до 1,0 г/см3. В большинстве случаев мерзлые песчаные породы об¬
ласти с массивной криогенной текстурой характеризуются предельными
сопротивлениями нормальному давлению при температурах выше —1 °С
от 7 до 9 МПа.
Торфяные породы, которые, как уже указывалось, на значитель¬
ных площадях перекрывают отложения любого из описанных комплек¬
сов, представлены различными типами, причем преобладают залежи
низинного и переходного типов, характеризующиеся массивной и пор¬
фировидной криогенными текстурами. Для нижних частей разрезов,,
представленных хорошо разложившимися зольными низинными торфа¬
ми, наиболее типичны линзовидно-слоистые и слоистые тонко- и средне-
шлировые частые криогенные текстуры. На отдельных буграх в преде¬
лах выпукло-бугристых торфяных массивов на контакте торф — мине¬
ральная порода встречаются нередко линзы чистого льда, мощность
которых нередко составляет 1,5—2 м (рис. ПО). Суммарная льдистость
торфов может достигать 85—90 %, суммарная весовая влажность их
изменяется от 150 до 2000 % и более, и соответственно осадки при от¬
таивании могут достигать 65—70 см/м. Степень разложения торфов об¬
ласти измеряется в весьма широких пределах — от 2 до 60%, а золь¬
ность от 3 до 50 %. Плотность торфов изменяется от 0,67 до 1,20 г/см3,
плотность скелета соответственно от 0,05 до 0,30 г/см3.
Особенности гидрогеологических условий. Надмерзлотные воды в
площадном отношении приурочены к районам развития ММП. Мощ¬
ность водоносного горизонта целиком определяет величина слоя сезон¬
ного оттаивания, который изменяется от 0,5 м в торфяных до 3 м в
песчаных породах. Химический состав вод отражает химико-минерало¬
гические особенности пород, в которых они заключены. Состав вод обыч¬
но гидрокарбонатно-кальциевый. Величина минерализации до 0,05 г/л.
Воды таликов — горизонтов в подрусловых потоках — по-видимому,
не имеют напора. Направление их движения совпадает с направлением
354
Рис. 110. Разрез части вынукло-бугристого
торфяного массива, расположенного в рай¬
оне оз. Пякыльто на поверхности первой
надпойменной террасы:
1 — торф; 2 — оторфованный суглинок; 3 — линза
льда; 4 — граница многолетнемерзлых пород
течения в реках. По химическому составу они близки к водам поверхно¬
стных водотоков.
Воды первого от поверхности водоносного в пределах террас и пой¬
мы горизонта имеют широкое распространение и залегают на глубинах
от 0,5 до 4,5 м. Как правило, эти воды безнапорные, по химическому со¬
ставу в основном гидрокарбонатные слабые и обладают невысокой мине¬
рализацией — 0,03—0,3 г/л. Питание водоносного горизонта идет в боль¬
шинстве случаев за счет инфильтрации атмосферных осадков. Разгруз¬
ка грунтовых вод происходит в речную сеть, чаще в виде пластового
высачивания.
Криогенные процессы и явления. Современные криогенные процес¬
сы и явления, развитые в пределах области, связаны в основном с ди¬
намикой ММП и в значительной степени определяют морфорельеф по¬
верхности и обусловливают инженерно-геокриологические особенности
территории. Один из таких процессов — сезонные промерзания и оттаи¬
вание пород. Так, на участках развития ММП преобладает в основном
переходный преимущественно континентальный тип оттаивания, причем
этот тип развит как в пределах торфяных, так и минеральных (песча¬
ных и глинистых) пород. В зависимости от состава и льдистости пород
глубины оттаивания изменяются от 0,4—0,6 м на торфах до 2—2,2 м
на участках пойм, сложенных песками.
Типы сезонного промерзания на территориях талых и немерзлых
пород отличаются значительным разнообразием. Здесь на залесенных
участках поймы и надпойменных террас, сложенных с поверхности су¬
песчано-песчаными и реже суглинистыми породами, преобладает в ос¬
новном переходный континентальный тип сезонного промерзания. Этот
же тип развит в талых мочажинных выпукло-бугристых и пологобугри¬
стых торфяных массивах. Глубины сезонного промерзания на супесча¬
но-суглинистых породах составляют от 1,3 до 2 м, на песках достигают
2,5—3 м. Незначительные глубины промерзания (не более 0,8 м) отмеча¬
ются на обводненных участках торфяных массивов. На безлесных хоро¬
шо дренированных участках, сложенных песками, развиты полупереход-
ные континентальные типы сезонного промерзания. Глубина промерза¬
ния здесь достигает 3—3,5 м.
На территории области процессы пучения обусловили развитие
крупных массивов и отдельных бугров пучения. Современные пучинные
формы в виде небольших бугров высотой 0,5—0,8 м и диаметром 3—5 м
либо террасок вокруг крупных бугров формируются в мочажинах на по¬
верхности выпукло-бугристых и пологобугристых торфяных массивов.
Такие формы встречены севернее р. Часелька.
Термокарстовые формы рельефа распространены на всей террито¬
рии области. Наиболее ярко современный термокарст выражен на уча¬
стках развития многолетнемерзлых торфяных массивов. На юге терри¬
тории он проявляется в виде боковой термоэрозии отдельных торфяных
бугров пучения. Склоны таких бугров крутые, лишенные растительного
покрова имеются вывалы торфа, на вершинах часто встречаются пятна
хорошо разложившегося черного торфа. Севернее устья р. Толька тер¬
мокарст представлен в виде плоских блюдцеобразных западин и неболь¬
ших воронок, которые на торфяных массивах быстро заполняются водой,
образуя небольшие озера.
На минеральных породах в рельефе проявляется только древний
термокарст, выраженный в виде обширных площадей с бугристо-запа-
динным рельефом. В обнажениях таких участков вскрывается большое
количество псевдоморфоз по повторно-жильным льдам, свидетельствую¬
щих о наличии здесь ранее морозобойного растрескивания и формиро¬
вании повторно-жильных льдов.
Заключение. Наиболее благоприятными инженерно-геокриологиче¬
скими условиями в Верхнетазовской области характеризуются талые
участки I и II надпойменных террас, сложенных песчаными или супес¬
чаными породами. Именно в таких условиях возведены все сооружения
23* 355
в поселках Красноселькуп и Толька. На участках развития ММП усло¬
вия проведения строительства наиболее сложные. Возведение инженер¬
ных сооружений в таких условиях должно предусматривать самый ши¬
рокий круг задач инженерных изысканий, учитывающих возможность
изучения развития здесь оврагов, термокарста и процессов пучения. В
то же время опыт строительства перевалочной базы на выпукло-бугри¬
стом торфяном массиве в районе оз. Пякыльто показывает, что при оп¬
ределенных мерах по охране окружающей среды и рекультивации не¬
устойчивых природных комплексов возможно ограниченное строительст¬
во даже на многолетнемерзлых бугристых торфяных массивах.
Ширтинско-Худосейская область
Общие сведения. Территория области расположена в пределах Таз-Ени-
сейского междуречья ц ограничена на севере долинами рек Худосей и
Турухан, а на юге — долинами рек Таз и Елогуй (см. рис. 58).
Климат области континентальный. Среднегодовая температура
воздуха изменяется от —7 до —8,5 °С (в пос. Красноселькуп —8,5 °С,
пос. Туруханск —7,8 °С, пос. Толька —7,2 °С). Средняя температура
воздуха за холодный период составляет —18 °С. Осадки выпадают в
основном в, теплую половину года, суммарная величина осадков соста¬
вляет 450—500 мм. Мощность снежного покрова в пределах области
выше, чем в соседних западных областях, и составляет 80—90 см. Устой¬
чивый снежный покров образуется в середине октября.
Растительность типична для северной тайги. На севере области
развиты преимущественно лиственничные леса, на юге — сосновые,
встречаются массивы березовых и кедровых лесов. Для болот и торфя¬
ных массивов характерны мохово-кустарничковые ассоциации раститель¬
ности.
Вся территория области в неотектоническом плане отвечает Баихин-
скому сводовому поднятию Северо-Енисейской крупной структурной
ступени, характеризуется возвышенным рельефом и имеет абсолютные
отметки от 120 до 195 м. В геоморфологическом отношении территория
представляет собой водораздельную' холмистую равнину, основные чер¬
ты рельефа которой созданы ледниковой деятельностью в среднечетвер¬
тичное время. Здесь развиты возвышенные, в большинстве районов от¬
носительно дренированные среднечетвертичные ледниковые и водно¬
ледниковые равнины, в пределах которых крупные болота и обширные
торфяники имеют ограниченное развитие и приурочены к отрицатель¬
ным формам рельефа. В верхней части разреза среднечетвертичных от¬
ложений преобладают песчаные водно-ледниковые и суглинистые мо¬
ренные образования, местами содержащие большое количество fpa-
вийно-галечникового и валунного материала. Лишь на западе области
ледниковые отложения отсутствуют — здесь развиты ледниково-морские
отложения салехардской свиты.
Верхняя часть разреза отложений равнины представлена в основ¬
ном песками и суглинисто-глинистыми породами с плохо окатанными
гравием, галькой и валунами. В восточной части области суглинистые
отложения перекрыты водно-ледниковыми грубозернистыми песками с
окатанным обломочным материалом. Торфяные отложения занимают от¬
носительно меньшие площади по сравнению с соседними областями и
представлены преимущественно низинными и в меньшей степени пере¬
ходными торфяными залежами, сложенными среднеразложившимися,
нормальнозольными и зольными торфами.
Распространение, температура и мощность многолетнемерзлых по¬
род. Многолетнемерзлые породы, залегающие непосредственно под сло¬
ем сезонного протаивания, встречаются отдельными островами, общая
площадь которых составляет около 30 % территории. Они приурочены в
основном к выпукло-бугристым торфяникам и темнохвойным замшелым
356
лесам, развитым на глинистых породах. Следует отметить, что мерзлые
породы в долинах небольших рек области (Нижняя Батха, Ширта) бо¬
лее широко развиты, чем на водораздельных пространствах, где торфя¬
ные массивы встречаются значительно реже. Характерная особенность
области — довольно широкое развитие ММП в поймах мелких рек, ха¬
рактеризующихся большой глубиной вреза и узкими долинами. Здесь
ММП развиты в местах произрастания густых лиственнично-кедровых
лесов на супесчаных и суглинистых отложениях.
Специфика распространения ММП данной области — довольно ши¬
рокое развитие участков с частым по площади чередованием небольших
островов (в основном отдельных бугров пучения) мерзлых и талых по¬
род. Такие участки характерны не только для торфяных болот, но и
для обширных сильно заболоченных залесенных территорий водораз¬
дельных равнин и пойм рек.
Среднегодовые температуры мерзлых толщ в пределах области из¬
меняются от 0 до —1,5 °С. На большей части территории они состав¬
ляют от —0,1. . .—0,5 °С. Минимальные температуры отмечаются на
наиболее крупных безлесных буграх крупнобугристых торфяников.
Среднегодовые температуры талых грунтов несколько ниже, ,чем на со¬
седних территориях, и составляют в основном —0,5. . .— 1 °С.
Многолетнемерзлые породы в пределах области развиты как не¬
посредственно с поверхности, так и на значительной глубине, формируя
реликтовый слой. Мощность ММП верхнего слоя, как правило, не пре¬
вышает 60 м, минимальные его мощности составляют 8—10 м. Участки
с маломощными мерзлыми толщами представляют собой частое по пло¬
щади чередование небольших бугров и массивов пучения ( в основном
в пределах торфяных массивов), окруженных талыми породами. Кров¬
ля реликтовых мерзлых толщ погружена на глубину 110—150 м, мощ¬
ность слоя изменяется незначительно и составляет 150—200 м.
Криолитологические особенности многолетнемерзлых пород. Много¬
летнемерзлые породы области и их криогенное строение изучены очень
слабо. Многолетнемерзлые породы, залегающие непосредственно с днев¬
ной поверхности, как указывалось выше, развиты в пределах торфяных
массивов и темнохвойных замшелых лесов, растущих на глинистых по¬
родах. Эпигенетические условия промерзания этих пород определили
специфику их криогенного строения и, в частности, закономерное разре¬
живание ледяных шлиров вниз по разрезу и формирование наиболее
льдистых пород в приповерхностных горизонтах. Суглинисто-глинистые
породы характеризуются преобладанием слоистых и сетчатых средне- и
толстошлировых криогенных текстур. Толщина шлиров льда чаще всего
составляет 0,5—1,5 см, достигая в средних и нижних частях разрезов
4—5 см. Льдистость таких пород составляет 40—45 %, достигая в от¬
дельных случаях 55—60 %, их плотность изменяется от 1,2 до 1,75 г/см3,
плотность скелета грунта — от 1 до 1,45 г/см3. Пористость глинистых по¬
род области отличается высокими значениями и может достигать 60—
65%.
Многолетнемерзлые торфа отличаются большим разнообразием кри¬
огенных текстур, преобладают линзовидные текстуры. Верхние части
залежи слоя сезонного оттаивания характеризуются массивной и пор¬
фировидной криогенными текстурами. В основной массе торфа развиты
разновидности тонкошлировых, частых линзовидных (линзовидная, лин-
зовидно-плетенчатая, линзовидно-слоистая) криогенных текстур. В
слоях наиболее разложившегося торфа и в придонных горизонтах золь¬
ных торфов развиты преимущественно слоистые и сетчатые, реже атак-
ситовые криогенные текстуры. В отдельных буграх пучения на кон¬
такте торф — минеральная (суглинисто-глинистая) порода встречаются
линзы льда мощностью от 10—15 см до 1,5—2 м. Льдистость торфов из¬
меняется от 40 до 85%, плотность — от 0,65 до 1,22 г/см3, плотность
скелета — от 0,02 до 0,32 г/см3, коэффициент пористости — от 2 до 70 и
более.
357
Особенности гидрогеологических условий в пределах области изу¬
чены крайне слабо. Воды первого от поверхности водоносного горизонта
(надмерзлотные воды и воды сквозных таликов) приурочены к толщам
среднечетвертичных водно-ледниковых песчаных, голоценовых болотных
образований и к среднечетвертичным супесчано-суглинистым моренным
отложениям. Глубина их залегания небольшая и обычно колеблется от
0,5 до 4 м. На талых болотных массивах грунтовые воды залегают не¬
посредственно у поверхности, либо не глубже 0,3 м. По своим свойст¬
вам эти воды аналогичны водам ранее описанных областей: они прес¬
ные (величина сухого остатка 0,06—0,7 г/л), гидрокарбонатно-кальцие-
во-магниевые или гидрокарбонатно-кальциевые, безнапорные, проявля¬
ют общекислотную агрессивность к бетонам.
Криогенные процессы и явления. В районах распространения ММП
широко протекают процессы термокарста, термоэрозии и пучения. Под
влиянием этих процессов происходит расчленение пологобугристых тор¬
фяных массивов. Широко развиты процессы сезонного промерзания и
оттаивания пород: преобладают переходные и полупереходные конти¬
нентальные, реже умеренно' континентальные их типы. Минимальные
глубины оттаивания и промерзания — 0,6—0,8 и 0,5—1,2 м соответствен¬
но характерны для торфов. Супесчано-суглинистые породы в зависимо¬
сти от их влажности и растительного покрова оттаивают на глубину до
1,5 м и промерзают до 2 м, а пески промерзают на глубину до 2,5—3 м.
Заключение. Инженерно-геокриологическая обстановка области в
целом достаточно сложна и весьма разнообразна в различных ее ча¬
стях. Наиболее благоприятны для освоения территории развития талых
участков, сложенных достаточно мощными песчаными толщами. Наибо¬
лее сложные условия строительства существуют на территориях распро¬
странения многолетнемерзлых торфяных массивов, отличающихся слож¬
ностью рельефа поверхности (развитие крупных бугров пучения), суще¬
ственной динамикой мерзлых пород, интенсивным развитием термокар¬
стовых, термоэрозионных и пучинных процессов.
Среднеенисейская область
Общие сведения. Территория области занимает долину р. Енисей в
среднем течении. С севера (от широты устья р. Турухан) на юг (до
устья р. Подкаменная Тунгуска) ее протяженность превышает 300 км.
Основную площадь области занимает пойма, комплекс надпоймен¬
ных террас р. Енисей, ледниковые и водно-ледниковые равнины по ее
правобережью. Состав грунтов весьма разнообразен — от крупных пес¬
ков русловой фации аллювия до ленточных глин водно-ледникового ге¬
незиса.
Наиболее характерная черта геологического строения четвертичных
отложений области — ложбины ледникового выпахивания*, обнаружен¬
ные на западе области по рекам Келлог и Елогуй и на левобережье
р. Енисей в 5 км ниже д. Лебедь. Первая ложбина имеет субширотное
простирание, прослеживается на расстоянии около 50 км. Ее ширина от
5 до 10 км, а глубина от 50 до 250 м. Ложбина заполнена толщей ва¬
лунных суглинков и ленточных глин, перекрытых с поверхности водно¬
ледниковыми песками, в отдельных местах достигающих мощности бо¬
лее 40 м. В толще валунных четвертичных суглинков на глубинах более
100 м обнаружены ледниковые отторженцы мощностью в 80 и 65 см,
сложенные мезозойскими глинами и песками. Экзарационная равнина
у д. Лебедь одна из наиболее глубоких — ее днище располагается на
342 м ниже уровня моря. Мощность отдельных мореноподобных гори¬
зонтов, заполняющих рытвину, составляет 72 и 141 м.
* Конечно, не исключена вероятность того, что это первичные депрессии или древ¬
ние погребенные долины.
358
В ряде районов области распространены отложения морского и
прибрежно-морского генезиса средне- и позднечетвертичного возраста.
С. Л. Троицкий приводит более 40 местонахождений моллюсков в пре¬
делах Среднеенисейской области (отмечая в большинстве случаев приз-
наки их вторичного залегания). Основные разрезы морских отложений
плейстоцена описаны в районах г. Туруханск, поселков Татарское и
Бахта, причем в долине р. Турухан встречены остатки морских рыб и
ежей. Толщи морских отложений здесь представлены чаще всего суг¬
линками и супесями, а на самых высоких элементах рельефа перекры¬
ты чехлом песков. Аллювиальные толщи пойм и надпойменных террас
сложены, как правило, песчано-супесчаными отложениями с большим
количеством обломочного материала.
В пределах Среднеенисейской области в основном развиты северо¬
таежные леса. Граница северной и средней тайги проходит примерно
на широте долины р. Мангутиха.
Распространение, температура и мощность многолетнемерзлых по¬
род. Многолетнемерзлые породы, развитые с поверхности, занимают да¬
же на севере области не более 50 % площади, а к югу их площадь
уменьшается до 15 % и менее. Южнее пос. Сургутиха встречаются лишь
весьма небольшие по площади массивы ММП, возникающие в особо
благоприятных для промерзания геолого-географических условиях. В
пределах области широко распространены толщи несливающихся мерз¬
лых пород, встреченные почти на всех элементах рельефа. Даже на
пойме р. Енисей встречены обширные их массивы (рис. 111) среди пре¬
имущественно талых отложений.
Среднегодовые температуры ММП в большинстве районов области
составляют —0,5. . .0 °С [89]. Только на высоких элементах рельефа в
пределах торфяников температуры могут быть ниже —0,8 °С. В преде¬
лах области А. И. Поповым отмечены как случаи новообразования мерз¬
лых пород (перелеток на пойме р. Енисей в устье р. Сарафаниха и в
нескольких точках на пойме р. Турухан), так и ее деградации (в окре¬
стностях пос. Старотуруханск).
Мощность слоя ММП, залегающих с поверхности на пойме, состав¬
ляет от 5 до 12 м (рис. 112), а в пределах бугристых торфяников иног¬
да превышает 15 м. Существенно большие мощности реликтовых мерз¬
лых толщ, залегающих в пределах области на глубинах 150—200 м:
установлено, что подошва этих толщ залегает на глубинах 220—400 м
(а в отдельных случаях и на глубинах 440—500 м), т. е. их общая мощ¬
ность нередко превышает 200 м, достигая в районах близ р. Елогуй
(см. рис. 111) 300 м. Г. Б. Острый и В. В. Баулин отмечают, что положе¬
ние подошвы реликтовых ММП и их мощность в пределах области тес¬
но связаны с геологическим строением вследствие увеличения теплово¬
го потока на сводах геологических структур, где мощность мерзлых по¬
род существенно сокращается по сравнению с крыльями. Однако та¬
кое соотношение иногда нарушается вследствие вариаций положения
кровли реликтовой многолетнемерзлой толщи, вызванных экзогенными
причинами.
Криолитологические особенности многолетнемерзлых пород в пре¬
делах области изучены весьма ограниченно. Толщи генетически неодно¬
родных песчаных пород в пределах пойм, как правило, характеризуют¬
ся сравнительно невысокой льдонасыщенностью (не более 40%). Лишь
в верхних частях разрезов, где состав грунтов утяжеляется, появляются
слоистые тонкошлировые текстуры, и льдистость несколько возрастает.
Эпикриогенные толщи приурочены к торфяным массивам, более льдо¬
насыщенны (до 50%), а вне торфяников их льдистость также не пре¬
вышает 40 %.
Толщи ММП в районе пос. Вороново приурочены к северным скло¬
нам речных долин на участках замшелых темнохвойных лесов. Они,
как правило, представлены средне-, реже сильнольдистыми суглинка¬
ми.
359
Рис. 111. Залегание реликтовой толщи многолетнемерзлых пород в низовьях р. Ело-
гуй (по Г. Б. Острому):
Отложения: 1 — четвертичные; 2 — верхнемеловые; 3 — нижнемеловые; 4 — верхнеюрские; 5 — сред¬
неюрские; 6 — кембрия и ордовика; 7 — протерозоя; 5 — дизъюнктивные нарушения; 9 — границы
реликтовой многолетнемерзлой толщи '
С к'В а ж и н ы
17
16 П 12
10 9
7
г. Туруханск и пос. Татарск, вскрывших многолетнемерзлые породы (по А. А. Зем¬
цову):
/ — глина; 2 — песок; J — супесчано-суглинистые отложения; 4 — границы многолетнемерзлой толщи
Особенности гидрогеологических условий. В пределах области гид¬
рогеологические условия предопределены прерывистым характером рас¬
пространения мерзлых толщ, в результате чего широко развиты атмо-
сферно-инфильтрационные и радиогенные талики. Этому способствуют
значительное количество атмосферных осадков и высокая степень тре¬
щиноватости пород коренного ложа. Нередко в пределах области встре¬
чаются постоянно действующие источники, выводящие на поверхность
пресные и соленые воды.
Криогенные процессы и явления. Мощность слоя сезонного прота-
ивания и промерзания в пределах области, как правило, довольно ве¬
лика— почти на всех типах грунтов она превышает 1 м, а на песках
иногда достигает 2—2,5 м. Здесь преобладают переходный и полупере-
ходный континентальный и повышенно-континентальный типы сезонно¬
го оттаивания и промерзания.
360
Наиболее характерные криогенные образования — бугры пучения,
как правило, небольших размеров (высота до 4 м) и термокарстовые
формы различной морфологии. Среди последних преобладают мелкие
образования: западины, блюдца и т. п., развитие которых сдерживается
сравнительно невысокой льдонасыщенностью пород.
Заключение. Оценить инженерно-геокриологическую обстановку об¬
ласти можно достаточно определенно — условия строительства здесь
сложные. Его следует проводить почти во всех без исключения случаях
с предварительным оттаиванием пород, а когда это невозможно, то с
предельной теплоизоляцией (или с принудительным охлаждением пород
во время строительства и эксплуатации сооружений).
ГЛАВА X
ГЕОКРИОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ЮЖНОЙ ЗОНЫ
КОНТИНЕНТАЛЬНОГО РЕГИОНА
Эта зона расположена к югу от широтного отрезка р. Обь и долины
р. Вах. На западе она несколько сдвигается к северу и захватывает
бассейн р. Конда (см. рис. 58). Территория ограничена с запада, юга
и востока естественными границами региона, которые проведены по
линии выклинивания сплошного чехла осадочных мезозойских и кайно¬
зойских отложений палеозойскими образованиями Урала, Казахского
мелкосопочника, Алтайской горной системы и Енисейского кряжа.
Основные элементы рельефа зоны — широкие плоские междуречья,
представляющие собой аккумулятивные и аккумулятивно-денудацион¬
ные озерно-аллювиальные равнины. Возраст равнины центральной ча¬
сти — среднечетвертичный, а западной и восточной равнин — плиоцен-
раннечетвертичный. Большие пространства этих равнин в северной ча¬
сти зоны заняты грядово-мочажинными болотами.
Другой элемент рельефа зоны — долины крупных рек с комплек¬
сом террас, ширина которых составляет нередко десятки километров.
Поверхность террас в северной части зоны также сильно заболочена
и заозерена. Здесь широко развиты торфяные массивы. На поймах рек
Обь, Иртыш и их притоков огромные площади занимают луга. Отложе¬
ния междуречий преимущественно представлены суглинками, а в раз¬
резах террас преобладают пески разной дисперсности. Для зоны харак¬
терно широкое развитие в верхах разреза облёссованных толщ, распро¬
странение которых приурочено к хорошо дренированным участкам как
террас, так и озерно-аллювиальных равнин.
В результате изменений климата в термический оптимум голоцена
районы умеренных и южных широт Сибири, входящие в состав описы¬
ваемой зоны, находятся в настоящее время вне области развития мно¬
голетней мерзлоты. Геолого-генетические комплексы отложений, обна¬
жающиеся выше уреза рек к югу от широтного отрезка р. Обь, пред¬
ставлены главным образом талыми породами. Потепление климата в
период оптимума привело к вытаиванию повторно-жильных льдов на
территории южной части Западной Сибири, оставивших широкую зону
со следами реликтового термокарста (западинно-бугристый рельеф), ха¬
рактерного для современной области распространения сезонномерзлых
пород. Термокарстовые западины (реликты многолетней мерзлоты) опи¬
саны для различных районов юга Западной Сибири и Северного Ка¬
захстана многими авторами. Следы же солифлюкционных смятий, свя¬
занных с действием длительной сезонной мерзлоты, наблюдают вплоть
до пустынь Средней Азии.
Основные черты современной геокриологической обстановки Южной
зоны определяются следующими факторами: 1) непосредственной бли¬
зостью южной границы криолитозоны; 2) наличием на северной окра¬
ине и в северо-восточном секторе глубокозалегающих реликтовых мерз¬
лых толщ четвертичного возраста; 3) аномально высокими значениями
361
глубинного теплопотока в Приуральской и существованием обратного
температурного градиента в Приенисейской частях; 4) длительным и
глубоким сезонным промерзанием пород — ведущим мерзлотным про¬
цессом на рассматриваемой территории, определяющим формирование
особой группы длительно сезонномерзлых почв и существование под¬
чиненных сезонных криогенных процессов и явлений (пучение, наледе-
образование, криогенное выветривание и т. д.); 5) короткопериодными
колебаниями температуры около О °С на севере зоны, которыми опреде¬
ляется динамика современных мерзлотных условий.
В настоящее время в верхних частях разрезов всех геоморфологи¬
ческих элементов развиты, как уже отмечалось, лишь сезонномерзлые
породы. Образование многолетнемерзлых пород здесь возможно лишь
в аномально благоприятных условиях. В северных районах зоны такие
условия могут возникнуть лишь на приподнятых участках, с которых
сдувается снег. В более южных районах зоны образование многолет¬
немерзлых пород возможно лишь при искусственном увлажнении грун¬
тов в сочетании с затенением участков [110].
В пределах описываемой зоны выделено три подзоны: Советско-
Устьтымская подзона, Новосибирская и Ишим-Семипалатинская.
Советско-Устьтымская подзона
Советско-Устьтымская подзона, расположённая на севере Южной зоны
(см. рис. 58), в типологическом плане пр/едставляет собой подзону раз¬
вития сезонномерзлых и потенциально возможного образования много¬
летнемерзлых пород при естественном изменении природной обстанов¬
ки.
Рельеф подзоны плоский. Для центральных (Иртыш-Обских) рай¬
онов характерна значительная заболоченность. Наиболее высокие аб¬
солютные отметки поверхности приурочены к западной и восточной ее
частям и достигают 80—95 и 150—165 м соответственно. На основной
территории абсолютные отметки не превышают 70—80 м. Большую ча¬
сть территории занимает среднечетвертичная озерно-аллювиальная рав¬
нина. На востоке рельефообразующие отложения позднеплиоцен-ранне-
четвертичного возраста. На западе подзоны среднечетвертичная равни¬
на сложена водно-ледниковыми песчаными отложениями. Ближе к до¬
линам рек значительные площади занимает озерно-аллювиальная рав¬
нина позднечетвертичного возраста, сложенная песчано-суглинистыми
разностями (аналоги ялбыньинской свиты). В долинах крупных и сред¬
них рек четко выделяются пойма и три террасы, сложенные в основном
песчано-супесчаными отложениями.
Среднегодовые температуры грунтов подзоны положительные. Ве¬
личина их колеблется в основном от 0 до 3°С, составляя в большей части
районов, сложенных суглинистыми и торфяными грунтами, 0,5—2 °С.
Наиболее низкие положительные температуры характерны для участ¬
ков елово-кедровых зеленомошных замшелых лесов на суглинистых
грунтах, а также для пихтово-елово-кедровых густых земшелых лесов
(на севере Вах-Кетьского междуречья). Температуры грунтов здесь не
превышают 1,2 °С. На водораздельных равнинах, участках развития
торфяников, подстилаемых суглинками и возвышающихся над общей
поверхностью, температура несколько выше и составляет 1,8 °С. Более
высокие температуры типичны для районов развития песков.
В пространственном распределении выделяют две аномалии. К
Приуральской части, где существует аномально высокий глубинный
теплоток, приурочены и наиболее высокие значения среднегодовых тем¬
ператур пород (3—4 °С). Влияние повышенного теплопотока снизу
здесь частично нивелирует роль поверхностных факторов формирова¬
ния, что подтверждается почти одинаковыми температурами пород (око¬
362
ло 3 °С) на большом протяжении с юга на север независимо от ланд¬
шафтных условий. В Приенисейской части низменности аномально низ¬
кие значения теплопотока снизу способствуют максимальному проник¬
новению к югу глубокозалегающих реликтовых мерзлых толщ. Экра¬
нируя глубинный теплопоток, реликтовый мерзлый слой определяет слой
существования обратного температурного градиента между земной по¬
верхностью и кровлей: 3—5 °С на поверхности почвы, 2—3 °С на по¬
дошве слоя годовых теплооборотов и О °С в реликтовой мерзлой толще.
На востоке и на севере центральной части подзоны многолетнемерзлые
породы залегают лишь на больших глубинах. В пределах подзоны кров¬
ля реликтового слоя мерзлоты вскрывается на глубинах 200—250 м.
Мощность мерзлой толщи не превышает 100—150 м, причем наиболь¬
шие мощности приурочены к восточной части подзоны.
Учитывая, что на территории подзоны с поверхности в мерзлом со¬
стоянии породы находятся лишь в холодный период, их геокриологиче¬
ская характеристика будет дана лишь для слоя сезонного промерза¬
ния, мощность которого в пределах подзоны изменяется значительно
и обусловлена типами сезонного промерзания, зависящими от средне¬
годовых температур пород, амплитуд температур на поверхности, со¬
става и влажности пород. Обобщая закономерности распространения
каждого из четырех классификационных признаков в отдельности,
можно охарактеризовать пространственную изменчивость их основных
сочетаний. Для подзоны наиболее типичны переходный и полупереход-
ный типы сезонного промерзания, умеренно континентальный и уме¬
ренно морской по амплитудам температур, мелкий по влажности в ор¬
ганогенных и суглинистых грунтах, средний — в песках и дренирован¬
ных местах, где формируется низкотемпературный (2—3 °С) длительно
устойчивый тип сезонного промерзания.
Мощность слоя сезонного промерзания изменяется от 0,5—0,6 м
на торфяных грунтах в пределах мочажин до 3—3,5 м на хорошо дре¬
нированных, присклоновых участках аллювиальных террас, сложенных
песками. Для естественных среднетаежных ландшафтов подзоны на
супесчано-суглинистых отложениях мощность слоя сезонного промерза¬
ния составляет, как правило, 1,4—2 м. В пределах торфяных массивов
глубина сезонного промерзания изменяется от 0,5 до 1,2 м.
Криогенное строение слоя сезонного промерзания отличается свое¬
образием и зависит от типов сезонного промерзания. Массивная и пор¬
фировидная криогенные текстуры характерны для песков и торфа. При
этом тип льда-цемента определяется влажностью отложений: поро-
вый — при мелком типе сезонного промерзания (когда пески насыще¬
ны влагой или уровень грунтовых вод залегает вблизи поверхности),
пленочный — при среднем, когда влажность песков не превышает 10—
12%. Для глинистых пород с преобладанием мелкого сезонного про¬
мерзания типичны слоистые криогенные текстуры, причем наиболее
льдистые грунты с толстыми шлирами льда приурочены к нижней ча¬
сти сезонномерзлого слоя. Такие текстуры формируются в случае близ¬
кого залегания грунтовых вод, обеспечивающих подток влаги к фронту
промерзания. Льдистость пород слоя сезонного промерзания изменяет¬
ся в значительных пределах и обусловлена составом и степенью увлаж¬
ненности слагающих пород. Минимальные значения льдистости (10—
15%) свойственны песчаным отложениям, максимальные — торфам
(40-60 %).
Гидрогеологические условия подзоны мало отличаются от описан¬
ных выше особенностей таликовых зон южных областей соседней, бо¬
лее северной подзоны. Пресные воды, повсеместно распространенные в
пределах подзоны, залегают в слое сезонного промерзания пород или
около него на глубине 0,5—2 м. Более высокий уровень вод (0,1—0,3 м)
можно встретить на сильнообводненных участках торфяных массивов.
Грунтовые воды в пределах дренированных территорий залегают на
глубинах 3—5 м и обеспечивают подток влаги к фронту промерзания,
363
с которым в основном связано увеличение влажности приповерхност¬
ных горизонтов слоя сезонного промерзания.
Глубина сезонного промерзания, являясь важнейшей характеристи¬
кой, необходимой для практической деятельности в области распрост¬
ранения сезонномерзлых пород, полностью определяется климатически¬
ми условиями осенне-зимнего сезона. Колебания глубины год от года
в одной точке тесно связаны с амплитудой температур на поверхности,
и в зависимости от ее изменения глубина сезонного промерзания может
увеличиваться до 1—1,5 м при практически неизменной среднегодовой
температуре пород. При этом на суглинках даже в малоснежные зи¬
мы, по данным Н. А. Березиной, глубина промерзания увеличивается
более чем на 0,5 м. В пределах торфяных массивов на многих сильно
заносимых участках даже в холодные зимы водонасыщенный торф мо¬
жет вообще не промерзать [97].
С типами сезонного промерзания и их сочетаниями связаны основ¬
ные закономерности площадного распространения современных криоген¬
ных процессов — сезонного пучения и местами морозобойного растре¬
скивания пород. К пучиноопасным относятся районы с мелким типом
промерзания пород, т. е. практически вся таежная территория (за
исключением участков с песчаными разностями и прибортовых частей
долин). Здесь темпы сезонного промерзания велики. Происходит оно
в условиях открытой системы с подтоком влаги, чем обеспечиваются
наиболее благоприятные условия для пучения грунтов. Достаточно од¬
нородный состав, равномерная повышенная обводненность и близкие
температуры суглинистых грунтов в подзоне определяют здесь широкое
площадное развитие' этого процесса. Движения поверхности земли
(подъем при промерзании и опускание при оттаивании), не выраженные
в формах рельефа, называют гидротермической или морозной пульса¬
цией.
Используя терминологию В. Л. Невечери и связав ее с типами се¬
зонного промерзания пород, на рассматриваемой территории выделе¬
ны: 1) районы с весьма интенсивным пучинообразованием, приурочен¬
ные к мелкому типу сезонного промерзания слоя в суглинистых грун¬
тах; 2) районы с интенсивным пучинообразованием, связанные со сред¬
ним типом сезонного промерзания пород и амплитудой температур А0
не более 15 °С; 3) районы со слабым проявлением пучения — средний
тип сезонного промерзания пород по влажности в сочетании с конти¬
нентальным (А0=15—17 °С) или повышенно континентальным типами
сезонного промерзания пород.
С нарастанием континентальности типов сезонного промерзания по¬
род с севера на юг в этом же направлении возрастает возможность ак¬
тивности процессов морозобойного растрескивания на техногенно ос¬
военных землях: увеличивается глубина трещин и уменьшаются разме¬
ры полигонов, обусловленные морозобойным растрескиванием. Так как
при постоянных температурах морозобойное растрескивание определя¬
ется изменениями амплитуды температур на поверхности, то с увеличе¬
нием амплитуды к югу в этом же направлении размеры полигонов дол¬
жны сокращаться, их сетка становится чаще, микрокомплексность и ее
негативное влияние на сельскохозяйственное производство возрастают.
Таким образом, инженерно-геокриологические условия строитель¬
ства в пределах подзоны определяются довольно плоским рельефом по¬
верхности, значительной заболоченностью и большой мощностью тор¬
фа, развитием песчано-глинистых пород с поверхности, находящихся в
скрытотекучей консистенции в талом состоянии, близким к поверхности
залеганием грунтовых вод, и наличием агрессивности болотных вод по
отношению к бетону, небольшими глубинами слоя сезонного промерза¬
ния, повышенной льдистостью сезонномерзлых пород, развитием про¬
цессов сезонного пучения и неглубокого морозобойного растрескивания.
364
Урай-Новосибирская подзона
Урай-Новосибирская подзона в типологическом плане — подзона раз¬
вития сезонномерзлых пород и потенциально возможного образования
ММП при антропогенном воздействии на среду. Она занимает среднюю
часть Южной зоны и расположена полностью в южнотаежной полосе.
Южная граница подзоны проходит по линии г. Свердловск — несколько
южнее г. Тюмень — севернее г. Ишим — среднее течение р. Обь —
г. Барабинск — оз. Сарталан — г. Новосибирск (см. рис. 58).
Географическое положение подзоны и соответственно достаточно
высокая теплообеспеченность обусловили высокие среднегодовые тем¬
пературы пород, которые изменяются от 2 до 5,5 °С; чаще всего они со¬
ставляют 2,5—4,5 °С. Максимальные их значения (до 4,5—5,5 °С) наб¬
людают в южных районах на западе подзоны. На севере ее в тех же
западных районах они составляют 3—3,6 °С и понижаются до 2—2,5 °С
лишь на отдельных участках. В восточных районах подзоны темпера¬
туры пород обычно не превышают 4—4,5 °С. Здесь отмечены участки с
температурой около 2 °С и даже ниже, причем они развиты и к югу от
описываемой территории. Формирование таких температур на многих
участках связано с антропогенным воздействием на природную обста¬
новку (уплотнение грунтов, изменение влажностного режима, затемне¬
ние и др.).
На западе и востоке подзона представляет собой сочетание пло¬
ских, слаборасчлененных, наклоненных в сторону центра плиты денуда¬
ционных равнин, абсолютные отметки которых изменяются от 80 до
400 м. Наибольшее эрозионное расчленение (на глубину до 200 м) наб¬
людается в самой восточной части, к которой приурочены и наивысшие
абсолютные отметки. Для центральных областей характерен достаточ¬
но ровный, спокойный, слаборасчлененный рельеф с абсолютными от¬
метками 80—120 м. Реки, протекающие по территории подзоны и про¬
резающие равнины на глубину до 50 м, относятся в основном к Обскому
и Иртышскому бассейнам. Долины рек, как правило, хорошо разрабо¬
таны, в них выделяются пойма и две-три надпойменные террасы. Наи¬
более характерная особенность подзоны — интенсивная заболоченность
(например, Васюганское болото), которая изменяется от 20 до 90%.
В верхней части разреза широко распространены верхнеплиоцен-
нижнечетвертичные, нижне-, средне- и верхнечетвертичные преимущест¬
венно озерно-аллювиальные и аллювиальные отложения, мощность ко¬
торых составляет в среднем 30—50 м, в отдельных случаях достигает
100 м, иногда существенно сокращается до 10 м (на участках близкого
залегания дочетвертичных отложений). Так же широко развиты и сов¬
ременные болотные отложения.
Состав и свойства болотных отложений достаточно хорошо выдер¬
жаны и колеблются в зависимости от того, к какой фации они относят¬
ся. Мощность торфа изменяется от 0,5 до 11 ми составляет в среднем
для подзоны около 3 м. Торфяные залежи образуют выпуклые грядо-
во-мочажинные, кочковатые и плоские разнотипные торфяные массивы.
Почти все типы торфов имеют слабую (до 25 %) и среднюю (до 50 %)
степень разложения [65, 74]. Плотность твердой фазы торфа изменя¬
ется в незначительных пределах и составляет 1,34—1,66 г/см3. Естест¬
венная влажность торфяных отложений верхового типа может дости¬
гать 1500 % и более, низинные торфа имеют влажность не более 500 %.
Наиболее широко распространены в пределах подзоны глинистые
породы — суглинки, супеси и глины, причем преобладают средние и тя¬
желые суглинки, легкие и средние глины. Наиболее тяжелые разности
глинистых пород встречаются в плиоцен-нижнечетвертичных, более лег¬
кие — в молодых верхнечетвертичных отложениях карасукской свиты.
На хорошо дренированных приречных участках непосредственно с по¬
верхности залегают лёссовидные суглинки и глины мощностью 5—10 м,
как правило, не обладающие просадочными свойствами. Все глинистые
365
породы, за исключением лессовидных, имеют повышенную влажность,
обычно превышающую 70—80 % полной влагоемкости.
Для всего комплекса в целом характерно закономерное увеличение
плотности скелета пород от более тяжелых разностей к легким (or
1,34—1,64 г/см3 для глин до 1,41—1,67 г/см3 для суглинков). Естест¬
венная влажность глинистых пород в береговых обнажениях и по сква¬
жинам, пробуренным вблизи бровки обнажений, слабо изменяется свер¬
ху вниз от 15 до 30 %; на водораздельных пространствах с глубиной из¬
меняется закономерно от 30 до 40 %, консистенция пород соответствен¬
но — от туго- до мягкопластичной.
Среди песчаных отложений средне- и верхнечетвертичного озерно¬
аллювиального и аллювиального комплексов встречаются различные
по дисперсности разности песков — от средних до пылеватых. Преобла¬
дают мелкие и пылеватые разности. Плотность сложения песков раз¬
личная, о чем свидетельствует значительное изменение плотности ске¬
лета (от 1,25 до 2 г/см3, средние значения— 1,5 г/см3). Соответственно*
пористость изменяется от 23 до 48, 5 %. Естественная влажность песков-
во многом зависит от условий их залегания. В верхней части обнажений,
на участках, хорошо дренированных реками, она небольшая — обычно
от 5 до 15 %, при полной влагоемкости песков — от 16,5 до 35 %. С глу¬
биной, по мере приближения к водоупору, пески становятся водонасы¬
щенными, естественная влажность достигает 30%. Особенно резко
влажность возрастает по мере удаления от долины, на плоских широ¬
ких водоразделах, достигая величины 35 %.
Криолитологические особенности слс?я сезонного промерзания пород,
в пределах Урай-Новосибирской подзоны мало чем отличаются от опи¬
санных ранее для Советско-Устьтымской и характеризуются широким
развитием площадей, где мощность слоя сезонного промерзания пре¬
вышает 2,5—3 м. Как правило, это участки развития лессовидных суг¬
линков и прибровочные части аллювиальных террас, отличающиеся по¬
ниженной влажностью грунтов и низким уровнем грунтовых вод. В свя¬
зи с этим породы слоя сезонного промерзания обладают меньшими ве¬
личинами льдистости, хотя в целом по зоне льдистость грунтов описы¬
ваемого слоя мало отличается от таковой для более северной подзоны.
Подземные воды, заключенные в четвертичных и неоген-четвертич¬
ных отложениях, залегают в верхней части разреза первого гидрогеоло¬
гического комплекса Западно-Сибирского артезианского бассейна. В
верхней части разреза этого комплекса воды находятся в сфере влия¬
ния эрозионного вреза местной гидрографической сети и воздействия
современных климатических факторов. В пределах подзоны грунтовые
воды залегают в удаленных от русел рек междуречьях на глубине от
0,5 до 2 м. Вдоль русел рек, а также на участках, интен¬
сивно расчлененных эрозионной сетью, глубина залегания подземных
вод увеличивается до 10—15 м. Минерализация вод на территории не
превышает 6,5 г/л. По составу воды гидрокарбонатные кальциевые или
магниевые, часто обладающие агрессивными свойствами по отноше¬
нию к строительным материалам. Болотные воды, находящиеся на глу¬
бине 0,2—1 м, обладают общекислотной агрессией.
Все криогенные процессы и явления в пределах подзоны носят се¬
зонный характер и приурочены к слою сезонного промерзания. Распро¬
странение севременных криогенных процессов — пучение и морозобой-
ное растрескивание пород обусловлено различными типами сезонного
промерзания пород. Для подзоны характерны длительно устойчивый по
среднегодовым температурам пород, умеренно континентальный и кон¬
тинентальный по амплитудам температур, мелкий и средний по влаж¬
ности типы сезонного промерзания. Реже на хорошо дренированных
прибровочных участках террас, сложенных песками и лессами, распрост¬
ранены длительно устойчивые повышенно континентальные преимущест¬
венно средние типы промерзания. Мощность слоя сезонного промерза¬
ния изменяется в значительных пределах от 0,6 на обводненных торфя-
366
пых массивах до 3 м и более на лёссах и аллювиальных террасах. Мощ¬
ности слоя сезонного промерзания в пределах обширных междуречных
пространств, сложенных супесчано-суглинистыми отложениями,— 1,2—
.2 м, песками — 2—2,5 м.
На территории подзоны в связи с широким развитием с поверхно¬
сти глинистых пород и значительным их увлажнением интенсивно про¬
являются процессы пучения в слое сезонномерзлых пород. Результат
этих процессов — пучинные образования (бугры) высотой до 20 см,
что нередко приводит к деформациям и нарушению сплошности дорож¬
ного полотна. Морозобойное растрескивание в зимнее время проявля¬
ется значительно реже, имеет незначительные глубины и приурочено к
наиболее дренированным участкам с минимальным снежным покровом.
При освоении территории подзоны следует иметь в виду, что наи¬
более благоприятны с инженерно-геологической точки зрения районы,
дренированные реками и сложенные песками. На большей части под¬
зоны глинистые породы, развитые с поверхности, находятся в водона¬
сыщенном состоянии, обладают мягкопластичной или скрытотекучей
консистенцией, и их промерзание ведет к пучению. Кроме того, непра¬
вильное проведение строительных или мелиоративных работ может при¬
вести к формированию перелетков и новообразованию мерзлоты. Так,
в районе г. Красноярск систематическая уборка снега и затененность
территории вблизи здания привели к формированию перелетка мощно¬
стью 3, 5 м. По наблюдениям Д. А. Гиличинского, проведение дренаж¬
ных работ при разработке торфа в пределах подзоны может привести
к увеличению глубины промерзания торфяных грунтов и новообразова¬
нию мерзлоты.
Ишим-Семипалатинская подзона
Подзона занимает самую южную часть Западной Сибири. На севере
ее территория граничит с Урай-Новосибирской подзоной, на юге — с
границей региона (см. рис. 58). Эта территория расположена в умерен¬
ном поясе с более теплым и сухим климатом, чем соседние северные об¬
ласти. Климат континентальный, особенно в восточных областях.
Средняя годовая температура воздуха изменяется от 0,7 на се¬
вере до 2,5 °С на юге. В самом теплом месяце — июле максимальная
температура достигает 40 °С. Минимальная температура самого холод¬
ного месяца — января в отдельные годы составляет —46. . .—45 °С.
Средняя продолжительность безморозного периода в северных районах
125 дней, в южных — этот период более продолжителен. В отдельные
более теплые годы безморозный период длится 160 дней.
Годовое количество осадков в разных районах неодинаково и крайне
неустойчиво, в среднем 250 мм. За теплое время года выпадает 70—
80 % их годовой суммы, а зимой около 40 мм. Мощность снежного
покрова не превышает 20 см, лишь в лесных колках в северных обла¬
стях мощность снега достигает 50—60 см. Для большей части террито¬
рии характерна не только сухость климата, но и большое число дней
с ветренной погодой (главным образом для степей). В течение холод¬
ного времени года преобладают ветры юго-западного направления. Наи¬
большие скорости ветра наблюдают в ноябре и марте. Ветры нередко
способствуют разрушению молодого снежного покрова.
Для северных лесостепных областей рассматриваемой подзоны ха¬
рактерны незначительная залесенность и преобладание травянистых
группировок остепненного типа или так называемых разнотравно-типча-
ково-ковыльных степей. Леса встречаются в виде редко расположенных
березовых колков, приуроченных к западинам с типичными солодями.
Растительность степной части подзоны неоднородна: на западе господ¬
ствуют ковыльно-разнотравные степи, южнее они сменяются ковыльно-
типчаковыми, характерными также для Кулундинской равнины. По
367
сравнению с ковыльно-разнотравными в них меньше задернованность.
В Кулундинской степи в древних долинах стока на песчаных грунтах с
близким залеганием грунтовых вод произрастают сосновые ленточные
боры. По характеру растительности боры отражают особенности степ¬
ной зоны. Сосны растут здесь часто группами, перемежаясь с поляна¬
ми, на которых распространен ковыль. Резким контрастом на фоне без¬
лесной степи выглядит лесная растительность речных пойм крупных
рек, которая представлена преимущественно разновидностями тополя
и ивы.
В геоморфологическом отношении территория представляет собой,
плоскую, в целом слегка наклоненную на север озерно-аллювиальную
равнину, сложенную осадками неогенового и четвертичного возрастов.
Территория рессечена долинами рек Тобол, Ишим, Иртыш и Обь, поч¬
ти лишенных притоков. Слаборазвитая гидрографическая сеть мало
влияет на равнинный и однообразный рельеф. Значительные пространст¬
ва водоразделов не имеют поверхностного стока к речным системам и
изобилуют озерами. Основные разновидности рельефа достаточно ярко
выражены — возвышенные водораздельные участки равнины, имеющие
слабовыраженную и широкую волнистость. На этой равнине часто встре¬
чают плоские западины округло-овальных очертаний. Широкие и откры¬
тые склоны главных водоразделов, также представляющие собой обыч¬
но плоскую равнину, осложнены котловинами. По направлению к пони¬
жениям в рельефе появляются первые элементы гривного ландшафта.
В самих же понижениях чаще всего распространены котловинные фор¬
мы рельефа. На низменных равнинах большое число высохших озер,
оставивших после себя предельно плоские котловинообразные запади¬
ны самых различных размеров. Зауральская часть территории харак¬
теризуется плавным понижением абсолютных отметок поверхности к
северо-востоку от 250 до 100 м, наличием многочисленных озерных кот¬
ловин на юге.
Междуречья Тобола, Ишима, Иртыша представляют собой доволь¬
но ровную, почти плоскую денудационную равнину с абсолютными от¬
метками от 125 м (на севере) до 250 м (на юге), которая осложнена
многочисленными озерными котловинами и ложбинообразными пониже¬
ниями, представляющими собой реликты древней речной сети. Глубина
вреза озерных котловин до 40 м, редко до 70 м. Наиболее крупные
ложбинообразные понижения — Камышловский Лог и Пресновская до¬
лина, врез которых 20—30 м, а ширина 2 км и более. Барабинская и
Кулундинская равнины занимают территорию междуречья Оби и Ирты¬
ша. Барабинская имеет отчетливо выраженный гривный рельеф, меж-
гривные понижения заняты озерами. Равнинная, слабовсхолмленная
поверхность Кулундинской изобилует древними ложбинами стока, вытя¬
нутыми так же, как и гривы, в северно-восточном направлении. К югу
от Кулунды располагается Бель-Агачская песчаная равнина с элемен¬
тами эолового рельефа в виде дюнных образований, закрепленных бо¬
ровой растительностью.
Зауралью и Тобол-Ишимскому междуречью соответствует Шадрин-
ско-Туринское и Тобол-Ишимское сводоподобные поднятия Зауральско-
Приказахстанской крупной структурной террасы. К востоку от Иртыша
в пределах Кулундинско-Барабинской крупной впадины различают Ча-
новскую и Кулундинскую впадины, разделенные Прикаменским струк¬
турным мостом. На юге эти структуры сочленяются с Прииртышской и
Заиртышской структурными ступенями Североказахстанско-Приалтай-
ского крупного склона. Центральные территории подзоны входят в Ир-
тышско-Ишимскую крупную седловину. В геологическом отношении эту
подзону среди других отличает пестрота геологического строения. Отло¬
жения, залегающие непосредственно с поверхности, представлены сов¬
ременными озерно-болотными, эоловыми, субаэральными верхнечетвер¬
тичными, озерно-аллювиальными среднечетвертичными иверхнеплиоцен-
нижнечетвертичными образованиями.
368
В западной (Зауральской) части области более широко развиты
озерно-аллювиальные среднечетвертичные и верхнеплиоцен-нижнечет-
вертичные отложения. Озерно-аллювиальный среднечетвертичный ком¬
плекс отложений (бахтинский горизонт) перекрывает пониженные уча¬
сти водоразделов с отметками 80—ПО м и представлен различными
гранулометрическими типами пород — от песков пылеватых до глин
средних. Отложения верхнеплиоцен-нижнечетвертичного аллювиального
и озерно-аллювиального комплексов распространены на междуречьях
Туры, Пышмы, Исети и других рек на абс. отм. 140—170 м. Они сложе¬
ны сероцветными, а на юге чаще пестроцветными песчано-глинистыми
породами. В большинстве случаев с поверхности они облёссованы, име¬
ют палево-бурую окраску. Мощность отложений чаще всего в пределах
10 м, иногда достигает 30 м.
На большей части территории междуречий Тобола, Ишима и Ир¬
тыша четвертичные отложения представлены субаэральным комплексом
позднечетвертичного возраста. Это преимущественно макропористые
лёссовидные суглинки с прослоями глин и песков. Для них характерны
желто- и палево-бурая окраски и карбонатные включения. Мощность их
изменяется от 2 до 10 м, чаще всего составляет 3—6 м. Естественная
влажность колеблется в пределах 19—24 % • В большинстве случаев
лёссовидные суглинки обладают просадочными свойствами. В пределах
рассматриваемых водоразделов, особенно в юго-западной части, с по¬
верхности залегают отложения озерно-аллювиального верхнеплиоцено¬
вого комплекса (жунжиликская и кустанайская свиты) — суглинки и
глины бурые и красные с небольшими прослоями песков и супесей.
Мощность их не превышает 25 м. В естественном залегании породы на¬
ходятся в твердом и полутвердом состоянии. Естественная влажность
изменяется от 12 до 33 % и, как правило, увеличивается с глубиной.
Территории междуречья Оби и Иртыша отличаются особой пестро¬
той геологического строения. Четвертичные отложения восточных его
районов представлены разнообразными геолого-генетическими комплек¬
сами: среднечетвертичными аллювиальными (чановская и кулундинская
свиты), средне-верхнечетвертичными аллювиально-озерными (карасук-
ская свита), верхнечетвертичными субаэральными и современными раз¬
личного генезиса.
Отложения среднечетвертичного аллювиального комплекса распро¬
странены в центральной части Кулундинской впадины и в депрессии
оз. Чаны и представлены преимущественно песками. Аллювиально¬
озерные отложения средне-позднечетвертичного возраста залегают в
глубоких врезах, приуроченных к древним внутренним бассейнам, Мощ¬
ность отложений колеблется от 4 до 40 м, в Барабинской впадине не
превышает 18 м. Естественная влажность суглинков и глин изменяет¬
ся от 18 до 28 %.
Субаэральные верхнечетвертичные отложения, перекрывающие в
виде чехла все более древние образования, распространены в пределах
обширных слабовсхолмленных равнин и межгривных понижений. Их
мощность колеблется от 1 до 5 м. В составе отложений встречают все
разности — от глин (на севере) до песков (в Кулунде). В южной части
Барабинской степи отложения представлены лёссовидными суглинками.
Естественная влажность их изменяется от 10 до 32%. Современные
озерно-болотные отложения представлены сильновлажными высокопо¬
ристыми глинами, суглинками и торфом, озерных котловин — илами,
песками и торфосапропелями.
В восточной части Обь-Иртышского междуречья в пределах рас¬
сматриваемой подзоны широко развиты отложения сложного субаэраль-
ного нижне-среднечетвертичного комплекса (краснодубровская и федо-
совская свиты), залегающие непосредственно с поверхности и имеющие
значительные мощности (от 20 до 120 м). К толще таких отложений от¬
носят отложения долин рек Обь, Бия, Катунь, Чулым и других, врезы
которых достигают 100—120 м. Они заполнены аллювием пяти надпой¬
24 Зак. 514 369
менных террас и поймы, в составе которого значительную роль играют
лёссовые породы. Овраги, балки и склоны водораздельных плато пок¬
рыты современными отложениями, представленными лёссовидными суг¬
линками и супесями делювиально-пролювиального происхождения.
Плотность лёссовых пород изменяется от 1,56 до 1,74 г/см3, естествен¬
ная влажность — от 8 до 27 %.
Среднегодовая температура пород северной и южной окраин рас¬
сматриваемой территории составляет соответственно 3—4 и 6—7 °С, а
основной территории — 3—6 °С. Смена в основном условий снегонакоп¬
ления обусловливает резкое изменение температуры от 2,5 до 5 °С как
на всей исследуемой территории, так и на небольших площадках, что
наиболее характерно для лесостепных областей, где пестрота ландшафт¬
ных условий максимальна для описываемой подзоны. Так, в пунктах
Крупянка и Бещеул (среднее течение р. Иртыш) среднегодовые темпе¬
ратуры пород, замеренные в лесу и на открытой плоской равнине, со¬
ставили соответственно 4,7; 5,0 и 3,2; 3,4 °С. В северных областях, где
значительная часть приходящей радиации расходуется преимущест¬
венно на испарение, грунты летом прогреваются менее интенсивно и
глубоко, чем на юге. Однако в отличие от теплового сезона минималь¬
ные температуры формируются зимой на обширных малоснежных про¬
странствах южных территорий. В годовом цикле зимнее охлаждение
степных пространств оказывается решающим. Среднегодовая темпера¬
тура грунтов здесь на открытых пространствах на 1,5—2 °С ниже, чем
под ближайшими лесными массивами. Основное влияние леса проявля¬
ется в снегозадержании. На открытых пространствах вследствие уси¬
ления ветра плотность снежного покрова увеличивается до 0,3—
0,35 г/см3, оставаясь неизменной под лесными массивами. Отепляющее
влияние снежного покрова уменьшается с севера на юг как суммарный
эффект сокращения высоты снежного покрова и увеличения его плот¬
ности в этом направлении. Травяной покров типичных ландшафтов сте¬
пи и лесостепи при высоте до 20 см практически не влияет на средне¬
годовые температуры, уменьшение которых при большей мощности
травяного покрова не превышает 0,5 °С. На распаханных площадях
среднегодовые температуры на 0,5 °С выше, чем на аналогичных целин¬
ных участках за счет увеличения поглощающей поверхности и уменьше¬
ния ее альбедо.
В соответствии с влиянием гидрогеологических условий на темпе¬
ратурный режим и сезонное промерзание в подзоне выделяют следую¬
щие типы вод: 1) пресные, залегающие в слое сезоннопромерзающих
пород на глубине 0,5—2 м и непосредственно с ним контактирующие;
2) грунтовые, залегающие на глубинах 3—5 м и обеспечивающие под¬
ток влаги к фронту промерзания, с которыми в основном и связано уве¬
личение влажности сезонномерзлых пород в зимний период. В лесосте¬
пи и степи они имеют повышенную минерализацию и обусловливают
зимний максимум солей в почвенном профиле; 4) слабоминерализован¬
ные и минерализованные грунтовые, не взаимодействующие с сезонно¬
мерзлым слоем, но расположенные в пределах слоя годовых теплообо-
ротов, на глубинах 6—12 м. Они понижают температуру на 0,5 °С в ле¬
состепи и на 1 °С в степи; 5) грунтовые, залегающие ниже слоя годо¬
вых теплооборотов и не оказывающие заметного влияния на темпера¬
турный режим и сезонное промерзание. Важно отметить, что глубина за¬
легания зеркала грунтовых вод и их минерализация возрастают в юж¬
ном направлении. Этим определяется зональный характер влияния гид¬
рогеологических условий на температурный режим и сезонное промер¬
зание: в таежных районах на первый план выступает близкое залега¬
ние вод к поверхности, а в степных — их повышенная минерализация.
Пространственная изменчивость природных ландшафтов определила
тенденцию сокращения температурных колебаний естественными пок¬
ровами до 1—2 °С. С этим же связано увеличение в южном направле¬
нии амплитуды среднемесячной температуры поверхности до 18—19 °С
370
и континентальности типов сезонного промерзания. Континентальный
тип характерен для большинства типичных ландшафтов лесостепи, а
в степи в экстремальных условиях встречается и повышенно континен¬
тальный тип. По среднегодовой температуре выделяются устойчивый
на южной окраине подзоны и длительноустойчивый типы сезонного про¬
мерзания на основной территории. Температурный диапазон последне¬
го типа составляет 3—5 °С.
Для изучения сезоннопромерзающих пород целесообразно выде¬
лить следующие литологические разновидности: 1) тяжелые суглинки;
2) средние и тяжелые суглинки нерасчлененные; 3) легкие и средние
суглинки нерасчлененные; 4) легкие суглинки; 5) супеси; 6) пески;
7) отложения органогенные на суглинках и глинах, реже на супесях
и песках; 8) пески и супеси нерасчлененные на суглинках и глинах;
9) глинисто-суглинисто-супесчаные отложения в долинах рек. Для пер¬
вых шести разновидностей характерен преимущественно однородный
по разрезу состав слоя сезоннопромерзающих пород, для двух послед¬
них— многослойное (два слоя и более) строение. Органогенные отло¬
жения, представленные торфяными почвами, относят к первой группе, а
представленные торфянистыми — ко второй. Сюда же за счет пахотного
горизонта следует отнести и почвы сельскохозяйственных земель, причем
в зависимости от способа обработки почвы пахотный горизонт может
иметь рыхлое (плотность 0,8—0,9 г/см3) или уплотненное (плотность
1,2—1,3 г/см3) сложение.
В сезоннопромерзающем слое количество влаги, участвующей в фа¬
зовых переходах, определяется по зимней влажности (льдистости) в
конце зимы. Естественная влажность в слабоувлажненных породах сте¬
пи составляет 5—15 %, в умеренно увлажненных породах лесостепи
10—30 % (увеличиваясь в каждом случае от песков к тяжелым суг¬
линкам). Переувлажненные участки минеральных грунтов повсеместно
отличаются высокой (40%) влажностью. Увеличение влажности суг¬
линистых отложений зимой за счет подтока влаги к фронту промерза¬
ния составляет 2—3 % • Из-за относительно более низких значений есте¬
ственной влажности песков и супесей ее увеличение в них за счет под¬
тока влаги зимой незначительно (до 1—1,5 % ).
Распределение типов сезоннопромерзающих пород по влажности
подчинено широтной зональности и изменяется от среднего в лесостепи
до глубокого в степи. Средний тип характерен для суглинистых разно¬
стей степи, глубокий — для минеральных грунтов любого механическо¬
го состава аридных районов.
Глубина сезонного промерзания — важнейшая характеристика, не¬
обходимая для практической деятельности в области распределения
сезонномерзлых пород. Ее колебания в год от года в одной точке дости¬
гают 1—1,5 м, причем наиболее резкие колебания по годам характерны
для степи. На формировании глубины сезонного промерзания отчетливо
сказывается влияние снежного покрова. В аномально холодные, но мно¬
госнежные зимы она незначительно отличается от таковой в теплые, но
малоснежные. В степных районах в суровые зимы периодически из-за
перемерзания выходят из строя водопроводные трубы, уложенные даже
на глубине 3,2 м.
В степи и лесостепи большое значение в распределении снега име¬
ет метелевый перенос, в связи с чем отмечают широкий диапазон глу¬
бин промерзания даже на ограниченных участках, и возрастает значе¬
ние растительности и рельефа как фактора снегозадержания и пере¬
распределения. Засоленность и весьма низкая влажность пород засуш¬
ливых районов обусловливают периодическое формирование здесь гори¬
зонта, верхняя часть которого мерзлая, нижняя — охлажденная. В этом
случае глубина проникновения нулевой изотермы в 1,5—2 раза больше
глубины промерзания. Кроме того, этими же факторами обусловлены
примерно равные глубины промерзания в песчаных и суглинистых грун¬
24* 371
тах или даже несколько большая (на 15—25 см) глубина промерзания
последних.
Минимальные глубины сезонного промерзания (0,7—1,5 м) связа¬
ны с умеренно континентальным длительно-устойчивым низкотемпера¬
турным типом сезоннопромерзающих пород на севере. Максимальные
(3—4 м) глубины — при глубоком континентальном и повышенно кон¬
тинентальном длительно устойчивом или даже устойчивом типах сезон-
нсйтромерзающих пород в степи. Более того, в естественных ландшафтах
глубины сезонного промерзания даже в самых экстремальных условиях
северных районов меньше, чем в обычных на юге. Так, в районе Сибир¬
ских Увалов максимальные глубины сезоннопромерзающих пород (2,5—
3 м) зафиксированы на лишенных растительности песчаных раздувах
и влажностью 5—10%, а супеси в Павлодарской степи (по И. А. Гор¬
буновой) промерзают до 3—3,5 м.
Весь диапазон изменения глубин сезонного промерзания как во
времени (год от года), так и в пространстве делят на три группы. Каж¬
дой из них соответствует определенная группа сочетаний типов сезон¬
нопромерзающих пород, а промежуточное положение занимают участки
с переходными ландшафтными комплексами: 1) до 1 м — болотные
массивы; 2) 0,6—1,8 м — лесные массивы, где максимальные глубины
сезонного промерзания для всех литологических разновидностей свя¬
заны с хорошо дренированными участками; 3) 1,5—2 и 2,5—3,5 м —
целинные и сельскохозяйственные земли, соответственно лесостепи и
степи [40].
Динамика сезонной криолитозоны в цтоге определяется закономер¬
ностями ее протаивания. Оттаивание сезонномерзлого горизонта тесно
связано с геолого-географическими условиями, обусловливающими его
формирование, а следовательно, и с типами сезоннопромерзающих по¬
род. Развивается по тем же законам, что и сезонное промерзание пород,
но в противоположном направлении. Весь комплекс природных факто¬
ров, обусловливающий широтное возрастание с севера на юг темпов
промерзания, определяет в весенне-летний период нарастание в том
же направлении интенсивности протаивания. Оттаивание минеральных
грунтов начинается сразу после схода снега, а сезонной мерзлоты бо¬
лот, как правило, после перехода среднесуточной температуры воздуха
через 0 °С к положительным значениям, т. е. под снегом. Наиболее
ранние сроки начала оттаивания пород — конец марта, и максималь¬
ные темпы его характерны для степи.
В степных и лесостепных районах максимальные значения льдисто-
сти сезонномерзлого грунта связаны с заболоченными участками, а ми¬
нимальные — с засоленными. В степи с весьма малой влажностью (до
10 %) в песчаных разностях в лед переходит практически вся влага, а
в суглинках 6—8 % ее остается в незамерзшем состоянии.
Плотность скелета грунта в течение года изменяется. Исследова¬
ниями А. В. Минервина и Е. М. Сергеева установлено, что лёссы Крас¬
ноярской лесостепи в период максимума промерзания обладают мини¬
мальной плотностью грунта 1,1—1,4 г/см3, а в период наибольшего прог¬
рева (в октябре) —максимальным ее значением 1,5—2 г/см3, в то вре¬
мя как ниже слоя сезонного промерзания плотность практически не
изменялась. Очевидно, что уменьшение плотности в зимний период свя¬
зано с расклинивающим действием замерзающей в порах и пустотах
влаги.
С процессами льдообразования в промерзающем слое грунта свя¬
зана возможность развития явлений пучения. Однако глубокий тип
сезоннопромерзающих пород в совокупности с повышенно-континен¬
тальным исключает возможность пучения, поэтому в степи оно встреча¬
ется крайне редко и только в гидроморфных почвах. В лесостепи, где
преобладает средний тип сезоннопромерзающих пород, вероятность пу¬
чения существует, так как естественная влажность большинства почв
незначительно превышает порог пучения. Исключение составляют лишь
372
темно-серые лесные осолоделые почвы, легко- и среднесуглинистые чер¬
ноземы. Кроме того, в юго-западной части территории, охватывающей
степные и лесостепные области, пучение связано также с выходами
источников подземных вод. Последнее обусловлено давлением сезонно-
промерзающего слоя на водоносный горизонт.
В лесостепных и особенно в степных областях с маломощным
снежным покровом, скудной растительностью, низкими температурами
воздуха зимой и высокими летом создаются благоприятные условия мо-
розобойного трещинообразования. Летняя жара способствует развитию
здесь трещин усыхания, часто наследующих морозобойные, которые зи¬
мой развиваются по летним. Таким образом, «разработка трещин» ве¬
дется непрерывно и комплексно. Кроме того, в степи затекание и пос¬
ледующее промерзание талой воды в трещинах при зимних оттепелях
и ранней весной приводит к разработке их нижних частей. В результа¬
те происходит формирование почв-щельников или «карманистых черно¬
земов», прослеживающихся на глубину проникновения нулевой изотер¬
мы.
ГЛАВА XI
ГЕОКРИОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА КАРСКОЙ
ШЕЛЬФОВОЙ ЗОНЫ СУБМАРИННОГО РЕГИОНА
Карская шельфовая зона Субмаринного региона второго порядка охва¬
тывает акваторию Карского моря, Обской, Тазовой, Гыданской губ и
Енисейского залива (см. рис. 58). Геокриологические условия ее корен¬
ным образом отличны от мерзлотных условий Континентального реги¬
она: если в пределах последнего мерзлые породы находятся на подав¬
ляющей части площади в субаэральных условиях, то на территории
Карской шельфовой зоны формирование, существование и развитие
многолетнемерзлых пород происходят в субаквальных (аквальных) ус¬
ловиях. Субаэральное их развитие происходит лишь в пределах остро¬
вов.
Геокриологические условия описываемой зоны -изучены очень слабо.
Имеющийся материал позволяет обособить в ее пределах пять геокри¬
ологических областей.
Приямальская область
Общие сведения. Территория области занимает узкую полосу пляЖа се¬
верного и западного побережья п-ова Ямал, а также прибрежную часть
акватории шельфовой зоны Карского моря (см. рис. 58).
Климатические условия достаточно суровы. Среднегодовые темпе¬
ратуры воздуха изменяются от —11 °С на севере области до —8 °С на
юге территории. При этом акватория области свободна от ледяного
покрова лишь 2,5—3 месяца в году. Толщина припайного льда в сред¬
нем составляет 1,4—1,6 м. Полное разрушение морского ледового по¬
крова происходит в середине июля, полное замерзание прибрежных рай¬
онов моря — в середине октября. В летнее время температура воды в
верхних слоях колеблется от 2,5 до 6 °С, зимой чаще всего составля¬
ет —1,8 °С при солености 30—33 %.
В пределах современной прибрежной зоны Приямальской области
выделяют два основных типа берегов: термоабразионные и аккумуля¬
тивные. Первые представлены клифами высотой 4—20 м и крутизной
40—90°, которые активно разрушаются морем и термоденудационными
процессами. Клифы окаймлены узкими пляжами шириной 5—30 м. На
аккумулятивных побережьях ширина пляжа увеличивается до первых
сотен метров, причем к нему примыкают обычно 200—500-метровая по¬
лоса — зона влияния приливов и нагонов. Зона морского пляжа отли-
373
чается значительной заозеренностью (10—20%), составляющей в
устьевых районах крупных рек 20—30 %.
Характерная форма аккумулятивного рельефа — вытянутые вдоль
береговые валы, формирующиеся на пологом склоне. Обычно наблю¬
дают несколько параллельных валов. На отдельных участках они прев¬
ратились в намывные острова, которые отделяют от моря заливы, нап¬
ример о-ва Шараповы Кошки.
' В пределах отмелого подводного берегового склона выделяют сле¬
дующие основные формы рельефа: прибрежную аккумулятивную терра¬
су (глубина моря от 0 до 8 м), сложенную в основном средними и мел¬
кими песками; подводную абразионную террасу (на глубинах 6—15 м);
подводную абразионно-аккумулятивную террасу (на глубинах более
15 м).
Отложения пляжей представлены в большинстве случаев мелко¬
зернистыми песками. На заливаемых обширных морских лайдах места¬
ми формируются илистые пески, супеси и суглинки. Пески практически
на 100 % состоят из минералов легкой фракции, среди которых преоб¬
ладает кварц. Минералы тяжелой фракции — лимонит, амфибол, эпи-
дот. Содержание карбонатов изменяется от 0,03 до 0,88%. Общее ко¬
личество водно-растворимых солей в основном близко к 1 %, нередко-
больше, что позволяет относить эти грунты к средне- и нередко к силь-
нозасоленнцм. Мощность современных морских осадков, слагающих
пляжи и другие аккумулятивные формы рельефа, изменяется от 1—2 м
у подножья береговых уступов до 10 м на внешней кромке пляжа.
Распространение, температура и мощность многолетнемерзлых по¬
род. Характер распространения и температуры многолетнемерзлых, от¬
рицательно-температурных немерзлых и талых пород области, как и мерз¬
лотные условия ее в целом, изучены очень слабо. А. Л. Чеховский [111]
считает ее субконтинентальной областью Карского моря, в пределах ко¬
торой многолетнемерзлые породы залегают на глубине 30—50 м от дна.
Согласно данным Н. Ф. Григорьева, В. А. Усова, В. Т. Трофимова и
других, в мелководной прибрежной части этой провинции многолетне¬
мерзлые породы развиты шире и залегают как непосредственно с по¬
верхности, так и на различных глубинах.
В результате исследований экспедиций Севморгео, ВНИИморгео,
Ленгипроспецгаза, Игарской станции Института мерзлотоведения СО
АН СССР и других организаций получены сведения о наличии много¬
летнемерзлых пород в прибрежной части шельфа Карского моря. Так,
Ю. Б. Баду [7], Н. Ф. Григорьев [3] выделяют в прибрежной части
шельфа вдоль п-ова Ямал территории с подводным распространением:
абрадированных толщ мерзлых пород континентально-абразионного ти¬
па, перекрытых отрицательно-температурными немерзлыми породами,
и территории с распространением континентально-погруженной толщи
мерзлых пород, также перекрытых отрицательно-температурными не¬
мерзлыми породами.
В прибрежной зоне Карского моря на континентально-погруженной
части шельфа буровыми скважинами мерзлые породы нигде вскрыты
не были. Однако, учитывая время последней морской трансгрессии и
расчеты теплового взаимодействия природных слоев морской воды с
толщей мерзлых пород, последняя не успела деградировать полностью
и, по мнению Н. Ф. Григорьева, могла сохраниться на расстоянии не
более 20—25 км от берега.
Фактические данные (рис. ИЗ—116) показывают, что распростране¬
ние ММП предопределено особенностями развития побережья. Кроме
того, известно, что от глубины моря и соответственно толщины слоя
льда, лежащего на дне, зависит продолжительность и глубина промерза¬
ния донных отложений: чем тоньше слой льда, тем интенсивнее происхо¬
дит охлаждение и промерзание донных осадков. При толщине слоя
льда 1—1,5 м обычно формируется лишь сезонномерзлый слой. При тол¬
щине льда около 0,5 м уже в первый год, как правило, подо льдом
37 4
Рис. 113. Характер распределения температур в современных морских осадках для
аккумулятивного (а), стабильного (б) и абразионного (в) типов морских берегов:
/—вода; 2 — изотермы; 3 — подошва слоя годовых колебаний температуры
Рис. 114. Характер распределения температур (в °С) в июне в засоленных грунтах
прибрежной зоны западного побережья Приямальской области:
1 — лед; 2 — вода; 3 — изотермы (в °С)
формируется перелеток мерзлой породы, мощность которого постепен¬
но увеличивается по мере повышения дна моря и.сингенетического про¬
мерзания наносов.
На аккумулятивных участках побережья, где температура мерзлых
пород —5. . .—8 °С, мощность мерзлоты изменяется от 5 м у уреза
воды до 50 м в зоне пляжа. В субаквальной части пляжа «козырек»
мерзлых пород прослеживается под дном моря на несколько десятков
метров от береговой линии, постепенно выклиниваясь. Температура по¬
род у подошвы мерзлого «козырька» около —2 °С. Далее залегают се¬
зонномерзлые породы, распространяющиеся на сотни метров от берега.
Вниз по разрезу многолетнемерзлые породы сменяются охлажденными
с температурой —1,8. . .—0,5 °С. Условия залегания многолетнемерзлых
и охлажденных пород на аккумулятивных побережьях показаны на
рис. 113 и 114.
На термоабразионных участках побережья пляжные и подстилаю¬
щие отложения промерзли на глубину от 100 до 240 м. Вблизи уреза
воды сплошная толща мерзлых пород состоит из современной и релик¬
товой. Мощность современных многолетнемерзлых пород изменяется от
11 до 3 м в сторону моря, и они выклиниваются полностью на расстоя¬
нии 50—60 м от береговой линии, замещаясь сезонномерзлыми в плане
и охлажденными породами вниз по разрезу (см. рис. 116).
Криолитологические особенности многолетнемерзлых пород. Совре¬
менные морские отложения пляжа и лайды промерзают, как правило,
сингенетически. Данные бурения на островах и банках в пределах ак¬
ватории области показывают, что для песчаных пород характерны мас¬
сивные криогенные текстуры, лишь изредка встречаются тонкие про¬
слойки сегрегационного льда. Влажность таких пород составляет обыч¬
но 20—30 %, редко увеличиваясь до 50—55 %. Глинистым разностям
375
Рис. 115. Распространение, хемпература и состав многолетнемерзлых и охлажденных
пород в пределах Приямальской области (по данным Мурманской экспедиции
ВНИИМОРГЕО):
/ — пески пылеватые; 2 — пески и супеси; 3 — суглинки и глины; •/ — глины; 5 — отрицательная
температура пород по измерениям в скважинах (в °С); 6 — изотермы многолетнемерзлых и охлаж¬
денных пород (в °С); 7 —граница распространения многолетнемерзлых пород; 8 — место отбора
проб, минерализация и химический состав морской воды и криопэгов в донных отложениях:
„ С1 97 SO, 2 HCOs 1 . * м С1 93 SO, 6 НС131
° 33 Na 90Са $ Mg 4 ’ ° 93 Na 79 Mg 16 Са 5 ’
Cl 94SO* 4 HC03 2 . . „ Cl 78 SO, 20 HC03 2
8 Mls Na 66 Mg 25 Ca 9 Mg52Na31Cal7 ’ ,
a M SO, 39 Cl 38 HC03 23 _ д„ Cl 98 SO, 1 HC03 1 j
19 Na 41 Mg 42 Ca 17 8 Na 82 Mg 13 Ca 5 ’
I—зона смерзания льда с донными грунтами. Остальные условные обозначения см. на рис. 114
\ПИ/
[Цк
I--ZJ и
J 3 I —
[ ikk
hnj/?
Рис. 116. Схема распространения много¬
летнемерзлых пород в прибрежных рай¬
онах севера Западно-Сибирской плиты
(по Н. Ф. Григорьеву, П. И. Кашперю-
ку, В. Г. Кудряшову, В. Т. Трофимову,
Н. Г. Фирсову):
1—2 — массивы практически сплошного рас¬
пространения многолетнемерзлых пород: /—
с участками развития неглубокозалегающих
отрицательно-температурных пород, содержа¬
щих межмерзлотные криопэги, 2 — с повсе¬
местным неглубоким залеганием меж- и под¬
мерзлотных отрицательно-температурных по¬
род, содержащих криопэги; 3 — участки рас¬
пространения отрицательно-температурных от¬
ложений с криопэгами, подстилаемых много¬
летнемерзлыми породами; 4 — участки с неус¬
тановленными особенностями распространения
многолетнемерзлых пород; 5—8 — среднегодо¬
вые температуры пород (в °С) преимущест¬
венно: 5 — от —7 до —10, 6 — от —3 до г-7,
7 — от —1 до —3, 8 — от 0 до —1; 9 — абра¬
зионная мелководная часть шельфа; 10 — по-
груженная часть шельфа; // — границы тер-
, 1NNXNN г риторий формирующихся островов, морского
¥ K\\\vii7 пляжа, русла и прирусловых участков реки;
—г-| 12 — границы разновозрастных элементов рель-
/#ефа; 13 — изобаты прибрежной части шельфа,
м. Генетические типы и возраст отложений,
слагающих различные геоморфологические
элементы рельефа: aQIV—аллювий русла и
прирусловых участков реки; amQjy—аллю¬
виальные и морские отложения дельты;
niQj v— морские отложения лайды, пляжа и
формирующихся островов; mQlIV—морские
отложения I террасы; mQ*ni — морские от¬
ложения II террасы; mQni2-3 — морские от¬
ложения III террасы; mQIni — морские от¬
ложения водораздельной равнины
13
свойственны слоисто-сетчатые криогенные текстуры. Влажность пород
может достигать при этом 70—75 %, превышая верхний предел пластич¬
ности, т. е. при оттаивании породы принимают текучую консистенцию.
Расчеты потенциальной осадки оттаивания льдистых грунтов сов¬
ременных морских отложений показывают, что модуль осадки при от-
376
таивании без нагрузки изменяется в пределах 100—360 мм/м, а под наг¬
рузкой 0,1 МПа в пределах ПО—490 мм/м в зависимости от льдистости
пород и их криогенной текстуры. Для песчаных пород эти цифры со¬
ставляют соответственно 50—60 и 80—100 мм/м.
Особенности гидрогеологических условий. Гидрогеологические осо¬
бенности территории связаны с условиями осадконакопления и про¬
мерзания отложений в пляжной и приливно-отливной полосах побе¬
режья. Большая скорость накопления осадков, вывод их на дневную
поверхность и быстрое промораживание при низких среднегодовых тем¬
пературах — основные причины изоляции и консервации водоносных и
водонасыщенных слоев в толще мерзлых морских пород. Окончатель¬
ному промерзанию водоносных слоев препятствует высокая минерали¬
зация морских вод. При понижении температуры морской воды несколь¬
ко изменяется химический состав последней и в 3—6 раз повышается
минерализация. Глубина залегания слоев с криопэгами колеблется в
пределах 20—40 м от дневной поверхности или кровли «козырька» мерз¬
лых пород, а мощность может достигать 3—5 м. В частности, Н. Ф. Гри¬
горьев исследовал разрез с четырьмя горизонтами криопэгов мощностью
0,5—1,5 м и летними температурами —5. . .—6,4 °С. В. В. Баулин [10]
отмечал, что на лайде охлажденные минерализованные воды с темпе¬
ратурой —7. . .—8 °С залегают на глубинах ниже 6 м.
Криогенные процессы и явления. В пределах территории области
активно развиваются процессы современного криолитогенеза. Законо¬
мерности его развития и интенсивность определяются во многом факто¬
рами, связанными с особенностями морского седиментогенеза. В преде¬
лах лайд и высоких берегов формируются повторно-жильные льды и ин¬
тенсивно развивается процесс термоабразии [88, 118]. Скорость отсту¬
пания размываемых берегов достигает 5 м/год.
В субаквальных условиях значительную роль играют вдольберего-
вые течения — постоянные, идущие из Баренцева моря и поворачиваю¬
щие к северу вдоль побережья п-ова Ямал, регулярные реверсивные
приливные и эпизодические дрейфовые течения. Скорость суммарного
вдольберегового течения может достигать 70 см/с. Интенсивные течения
оказывают заметное влияние на мерзлотные процессы побережья.
На термоабразионных участках побережья течения выносят мате¬
риал, поступающий в результате размывания берегов, способствуя тем
самым ускорению процессов термоабразии. В то же время на аккумуля¬
тивных участках вдольбереговые течения обеспечивают накопление
осадков и устойчивый рост аккумулятивных форм, на которых разви¬
ваются мерзлые породы. Один из самых активных природных факто¬
ров прибрежной зоны — ветровое волнение. Летом преобладают волны
высотой 1,5—2,5 м, но бывают осенние штормы с высотой волн 5—7 м.
Воздействие даже отдельных штормов на побережье весьма значитель¬
но. В результате шторма, продолжающегося 108 ч, в клифах были выра¬
ботаны волноприбойные ниши глубиной 1,—1,5 м в малольдистых гли¬
нистых породах и 10—12 м в сильнольдистых песчано-алевролитовых.
При этом с приурезкой части подводного склона и пляжа был смыт
слой наносов толщиной 15 см.
Среднегодовая скорость размыва и отступания побережий При-
ямальской области 1,4 м/год. Максимальная скорость составила 1,8,
минимальная — около 1 м/год. Максимальные величины отступания бе¬
рега приурочены к участкам с повышенной льдистостью пород.
Заключение. В целом инженерно-геокриологические условия При-
ямальской шельфовой области неблагоприятны для хозяйственной дея¬
тельности. Субаквальные осадки находятся в большинстве случаев в
охлажденном состоянии, они неконсолидированы, насыщены минерали¬
зованными агрессивными водами и имеют малую несущую способность.
Интенсивные вдольбереговые течения могут приводить к размыву
грунтовой насыпи, возводимой на акватории в зоне абразионных побе¬
режий.
377
Подвижки льдов и торосы, воздействуя на берег, дно и искусствен¬
ные сооружения в береговой зоне, могут вызывать нежелательные пос¬
ледствия. Состоянием ледяного припая определяются возможности
использования его для научных и хозяйственных целей (буровые рабо¬
ты, организация ледяных причалов, прокладка дорог и др.). В приб¬
режной зоне неблагоприятными факторами для строительства являют¬
ся: засоленность ММП, их высокая льдистость и наличие горизонтов
высокоминерализованных агрессивных к бетонам вод. Наиболее благо¬
приятны участки пляжа или подводной отмели на аккумулятивных по¬
бережьях, сложенных песчаными отложениями. Здесь низкие среднего¬
довые температуры воздуха облегчают создание ледовых причалов и
дорог, могут обспечить создание и эксплуатацию искусственных намыв¬
ных островов. На мелководьях, по-видимому, весьма несложно созда¬
вать намывные искусственные острова, которые быстро промерзают, об¬
разуя достаточно прочный массив для использования его в качестве ос¬
нования, например для буровой установки.
Пригыданская область
Общие сведения. Область примыкает к северо-западной и северной ча¬
стям Гыданского полуострова и расположена в пределах Карского мо¬
ря, куда ежегодно поступает и осаждается огромное количество осад¬
ков, выносимых реками Обь и Енисей. Акватория области мелководная
и характеризуется наличием многочисленных подводных отмелей и
островов. Площади-участков морского дна на глубине моря около 2 м
составляют сотни квадратных километров. Акватория многочисленны¬
ми и глубокими заливами проникает в сушу (см. рис. 58). Прибрежная
часть акватории представляет собой отмелую полосу лагун с косами
и отмелями шириной до 2—5 км, отделенную от моря песчаными гря¬
дами — пересыпями. Через разделяющие эти гряды узкие проливы внут¬
ренние мелководные лагуны соединяются с морем. В отдельных районах
проливы заносятся песком, и лагуны полностью отделяются от моря и
пополняются водой лишь во время сильного шторма. Высота прибреж¬
ных песчаных гряд и кос не превышает 1—1,5 м над уровнем моря.
Бухты и заливы интенсивно заполняются осадками, скорость на¬
копления которых достигает 20—25 см в год. Косы, бары, песчаные гря¬
ды сложены разнозернистыми песками. Отложения лагун представлены
обычно глинистыми илами с большим содержанием пылеватых частиц.
Среднегодовые температуры воздуха составляют —9. . .—10 °С.
Среднемесячная температура его лишь в течение трех месяцев имеет
положительные значения, не превышающие 7 °С. Наиболее низкие тем¬
пературы воздуха наблюдают в феврале — от —26 до —29 °С. Образо¬
вание слоя льда у берега начинается в конце сентября. Мощность ле¬
дяного покрова составляет 1,6—1,8 м, нередко достигая 2 м. Море пол¬
ностью освобождается от ледяного покрова в июле. Температура при¬
донных слоев воды, где глубины превышают толщину припайных льдов,
составляет—1,3...—1,7 °С.
Распространение, температура и мощность многолетнемерзлых по¬
род. Условия формирования современных многолетнемерзлых пород на
мелководных участках морского дна определяются как местными гид¬
рологическими и климатическими факторами, так и теплооборотами в
системе атмосфера — слой льда — вода — донные отложения: чем тонь¬
ше слой льда, лежащий на дне, тем дольше промерзают донные осад¬
ки. Было установлено, что при толщине льда 1,7—1,8 м его контакт с
подстилающими отложениями в течение 1—2,5 мес не привел к образо¬
ванию многолетней мерзлоты. При толщине 1,5 м верхние слои пород
начинают промерзать, а при толщине менее 1,5 м формируется пере-
леток и мощность его постепенно возрастает. Многолетнемерзлые поро¬
ды начинают формироваться на участках, где глубина моря около 1 м.
378
Мощность мерзлоты здесь обыч¬
но не более 5—8 м, в пределах
кос и баров она увеличивается до
9—30 м, достигая 95—125 м
вблизи береговой линии и 120—
160 м в тыловых частях пляжа.
Переход от субаквальных ус¬
ловий к субаэральным и умень¬
шение глубин морского бассейна
оказывают прямое усиливающе¬
еся влияние климата на форми¬
рование температурного режима
морских отложений. При осуше¬
нии донных мерзлых осадков их
температура быстро выравнива¬
ется до среднегодовой температу¬
ры многолетнемерзлых пород на
побережье полуострова, т. е. до
—9...—10 СС. Исследованиями
Н. Ф. Григорьева на о. Вилькицкого установлено, что на косе шириной
60 м, возраст которой не более 15 лет, уже с глубины моря 0,8 м начи¬
нает формироваться маломощный горизонт многолетнемерзлых пород.
При глубине моря 0,35 м его мощность уже более 3 м, а температура
субаквальных многолетнемерзлых отложений растущей косы около
—4 °С. В 50 м от берега на пляже температура мерзлых пород понижа¬
ется до —9,6 °С (рис. 117), что соответствует температуре более древ¬
них морских мерзлых пород прилегающих территорий.
Иной тип многолетнемерзлой толщи развит в пределах акваторий
с термоабразионным побережьем. Мощность мерзлоты непосредственно у
побережья 250—270 м; их температура соответствует среднегодовым
температурам мерзлых пород прилегающих областей. На термоабра¬
зионных участках многолетнемерзлые породы распространены на сот¬
ни метров под морским дном. В субаквальных условиях их температуры
соответствуют новым термодинамическим условиям, т. е. повышаются до
— 1. ..—1,6°С.
Криолитологические особенности многолетнемерзлых пород. В мерз¬
лых отложениях подводных валов, баров и кос — мелких и пылеватых
песках, супесях с включениями органики, раковин и кристаллов соли —
широко развиты массивные криогенные текстуры; изредка встречаются
трещинное и лучевидное расположение тонких шлиров льда.
Супесчано-суглинистым отложениям приливной зоны пляжа прису¬
щи тонкослоистая и сетчато-слоистая криогенные текстуры. Толщина
шлиров льда в верхней части разреза 0,1—0,3 см, минеральных просло¬
ев 0,5—1,5 см. Объемная льдистость пород обычно 50—70 %, причем
шлировая льдистость 30—35 %.
Многолетнемерзлые глинистые отложения лагун, как правило, за-
еолены. Для их криогенного строения характерно наличие гнезд льда
размером до 10—15 см, занимающих от 40 до 70 % объема всей поро¬
ды. Встречается также горизонтально-слоистый лед толщиной до 0,15 м
и более. Слоистость образовала фирнообразными и загрязненными ми¬
неральной примесью прослоями льда, в которых встречаются включе¬
ния ила размером до 10 мм.
Особенности гидрогеологических условий. Промерзание водонасы¬
щенных засоленных осадков приводит к увеличению концентрации по-
ровых растворов и формированию горизонтов высокоминерализованных
незамерзших вод — криопэгов, которые могут залегать близко к поверх¬
ности. В районе мыса Лескина В. А. Усовым наблюдался водоносный
горизонт с минерализацией 192 г/л и имеющий температуру —7,1 °С.
Криогенные процессы и явления. В пределах Пригыданской области
широко развиты сезонное протаивание — промерзание грунтов, новооб¬
379
Рис. 117. Кривые температуры (в °С) фор¬
мирующихся многолетнемерзлых пород на
аккумулятивных побережьях островов При¬
гыданской области (по Н. Ф. Григорьеву):
/ — изотермы; 2 — граница распространения мно¬
голетнемерзлых пород
разование многолетнемерзлых пород, их термоабразионное, а местами
и термоэрозионное разрушения. Характер и интенсивность их развития
аналогичны особенностям, отмеченным при описании Приямальской об¬
ласти. В дополнение лишь подчеркнем, что глубина сезонного протаива-
ния мерзлых пород прибрежной зоны зависит от характера воздействия
на них морских вод. Наименьшее сезонное протаивание происходит на
участках пляжа, примыкающих к морю и периодически заливаемых
Морскими водами. Для побережья Вилькицкого на участке незаливае-
мого водой пляжа глубина сезонного протаивания составляет 1,2 м, на
участке, находящемся в зоне сгонно-нагонных колебаний уровня моря
она уменьшается до 0,8 м; при глубине моря 0,35 м летнее протаивание
увеличивается до 1,25 м.
Заключение. Инженерно-геокриологические особенности Пригыдан-
ской области обусловлены во многом высокими скоростями накопления
осадков за счет выноса материала реками Обь и Енисей, а также сов¬
ременными положительными тектоническими движениями. Это приводит
к формированию обширных мелководных участков, образованию баров,
кос, лагун и т. д., что ставит серьезные вопросы при использовании при¬
брежной зоны для хозяйственного освоения. Широкое распространение
засоленных грунтов затрудняет проведение строительства. Охлажден¬
ные современные морские илы имеют чрезвычайно слабую несущую спо¬
собность и непригодны для использования в строительстве без допол¬
нительного укрепления. Однако широкое распространение мелководных
участков в сочетании с низкими температурами воздуха благоприятны
для создания искусственных намывных * островов, которые после про¬
мерзания могут служить основанием инженерных сооружений.
О бско-Тазовская область
Общие сведения. Область расположена в пределах акватории Обской
и Тазовской губ. Из-за значительной протяженности с юга на север в
ее пределах наблюдается довольно широкая изменчивость природных
условий. Климат области суровый. Среднегодовая температура воздуха
понижается в северном направлении от —7 до —12 °С, из-за чего ак¬
ватория в течение 8—9 мес в году покрыта льдом толщиной до 2 м.
Акватория области представляет собой абразионно-аккумулятив¬
ное образование эстуарного типа с небольшими уклонами и глубинами
дна и малой скоростью течения. Вблизи устьев рек у краев дельт обра¬
зуются широкие отмели, заливаемые частично или полностью в зависи¬
мости от силы сгонно-нагонных и приливно-отливных колебаний'уровня
воды в губе. Берег формируется постоянно растущими и надвигающими¬
ся косами и барами, материал для которых доставляется течениями от
размываемых коренных берегов и водами впадающих в губу рек. Места¬
ми эти аккумулятивные образования отчленяют от губы мелкие, вытя¬
нутые вдоль берега озера, создавая своеобразный микрорельеф поверх¬
ности.
Побережье акватории сложено аккумулятивными лагунно-морскими
осадками современного возраста более грубого состава по сравнению
с морскими современными отложениями. Обычно это пески с прослоя¬
ми супесей и суглинков, обогащенные растительными остатками. В пес¬
ках, особенно в нижней части разреза, присутствуют включения гра¬
вия и гальки. В дельтах ряда рек — Мессояха, Антипаюта, Пойловояха
и других — отлагаются более дисперсные осадки.
Распространение, температура и мощность многолетнемерзлых по¬
род. Формирование многолетнемерзлых пород в субаквальных условиях
области происходит при отрицательной температуре (до —2. . .
—2,5 °С) )на протяжении значительной части года. В пределах при-
380
ливно-отливной зоны донные породы промерзают после промерзания
воды до дна.
Мерзлые, содержащие лед породы мощностью в первые метры при
аккумуляции осадков в первую очередь формируются под припайными
льдами, которые большую часть года залегают непосредственно на дне.
Температуры пород здесь снижаются до —3... —4 °С. Нулевая изо¬
терма, определяющая мощность зоны отрицательных температур, рас¬
положена на несколько десятков метров ниже поверхности дна аквато¬
рии, опускаясь у кромки берега до 100—250 м.
Формирование современных многолетнемерзлых пород на мелко¬
водье акватории происходит как на аккумулятивных, так и на абрази¬
онных участках побережья. В пределах аккумулятивных побережий Об¬
ской и Тазовской губ (мысы Каменный, Белый, Харсё, восточное побе¬
режье Тазовского полуострова) мерзлые породы пляжа, приливно-от¬
ливной полосы и мелководья шельфа представлены сложным пересла¬
иванием супесчаных и песчаных пород. В приустьевых частях побере¬
жий широко распространены суглинисто-глинистые породы, обогащен¬
ные органикой. Мощность многолетнемерзлых пород изменяется от 1 м
до первых десятков метров. Кровля их расположена на различной глу¬
бине. Например, у мыса Каменный на удалении 50 м от берега кровля
мерзлых пород вскрыта скважинами на глубине 3—6,5 м от поверхности
дна, на расстоянии 100 м от берега — около 10—12 м, причем глубина
водоема достигает 2 м.
Многолетнемерзлые породы образуются здесь после того, как мо¬
лодые, пропитанные солоноватой или пресной морской водой осадки на¬
чинают промерзать сверху. По мере промораживания их мощность увели¬
чивается, а после перемещения в приливно-отливную зону промерзание
вновь накапливающихся осадков происходит уже снизу, со стороны
мерзлого субстрата. Таким образом, мощность синкриогенной толщи
постоянно увеличивается, а подстилающие ее охлажденные породы про¬
мерзают в постоянно замедляющемся темпе по мере нарастания син¬
криогенной толщи.
Криогенное строение песчаных пород, вскрытых скважинами на
низких островах и на пляже в периоды отливов,, сравнительно однооб¬
разно. Криогенные текстуры представлены массивными видами с ба¬
зальным типом льда-цемента. В отдельных случаях в таких породах от¬
мечено сегрегационное льдовыделение — слоистые криогенные тексту¬
ры с тонкими и редкими ледяными шлирами, повторяющими рисунок
волнистой слоистости. Суммарная объемная льдистость супесчано-пес¬
чаных пород достигает 45—55 %.
Объемная льдистость суглинисто-глинистых пород — 65—70 % (в
среднем 55—60 %), причем на долю сегрегационного льда приходится
20—25 %. Преобладают слоисто-сетчатые, в меньшей степени слоистые
криогенные текстуры. В ряде разрезов было отмечено, что лед горизон¬
тальных шлиров (особенно в слоисто-сетчатых текстурах) бывает по¬
ристым, с включениями суглинков или супесей. Как правило, верхний
контакт льда с вмещающей породой имеет ровную и четкую поверх¬
ность, а нижний представляет собой постепенный неровный взаимопро¬
никающий переход от льда к вмещающей породе. Косые и вертикаль¬
ные шлиры развиты слабо. При оттаивании грунт, даже лишенный ви¬
димых включений льда, приобретает текучую консистенцию.
На участки абразионного развития берега, где приливно-отливная
и пляжная части значительно уже, поступает большое количество отта¬
явшего летом грунтового материала размываемого берегового уступа.
Накопление осадков здесь происходит как бы на террасе, выработан¬
ной в многолетнемерзлых породах, т. е. на мерзлом субстрате. В мно¬
голетнемерзлое состояние вновь формирующиеся осадки переходят в
субаквальном режиме при промерзании снизу, причем подстилающие
отложения, как правило, — мерзлые низкотемпературные суглинисто¬
глинистые толщи пород салехардской или казанцевской свит, имеющие
381
значительную мощность. Состав синкриогенной толщи, сформировавшей¬
ся в таких условиях, отличается большим количеством крупнодисперс¬
ных осадков, включениями грубообломочного материала, меньшим рас¬
пространением шлировых криогенных текстур. Мощность многолетне¬
мерзлых пород на таких побережьях может достигать 230—275 м, как
это имеет место у поселков Тамбей, Антипаюта, мыса Трехбугорный.
Мощность мерзлых толщ на аккумулятивных участках побережья Об-
сКой губы составляет в среднем 65 м (изменяясь от 1 до 275 м), а Та-
зовской губы — 125 м (от 80 до 170 м).
В пределах территории области толща многолетнемерзлых пород
характеризуется в целом монолитным сплошным строением по верти¬
кали. Однако в отдельных разрезах мерзлые толщи вмещают слои мощ¬
ностью в несколько метров, удельное электросопротивление которых ко¬
леблется в пределах первого десятка ом-метров. Эти слои вскрыты
скважинами в районе мыса Каменный и представлены песчаными по¬
родами, насыщенными незамерзшими солеными водами. Аналогичные
геоэлектрические разрезы отмечены, хотя и редко, вдоль северных уча¬
стков Ямальского и Гыданского побережий Обской губы. Практически
повсеместно такие слои отмечены на лайде Карского моря, где форми¬
рование мерзлых толщ идет в условиях открытого морского побережья
и большей солености морских вод.
Криолитологические особенности многолетнемерзлых пород. Поздне-
голоценовые*- и современные лагунно-морские отложения области пред¬
ставлены обычно песками мелкозернистцми и пылеватыми. Для них
наиболее типичны массивные криогенные,текстуры, объемная льдистость
обычно не превышает 40%. Редкие, относительно крупные ледяные
включения приурочены к гравийным зернам и обломкам растительных
остатков и образуют вокруг них ледяную корку.
В суглинисто-супесчаных отложениях, чаще встречающихся в виде
прослоев различной мощности, прослеживаются тонкошлировые часто-
и среднеслоистые криогенные текстуры. Толщина шлиров льда обычно
0,1—0,5 см, минеральных прослоев 0,5—4 см. Суммарная объемная
льдистость 50—70 %, причем доля сегрегационного льда может быть
25—30 %.
На мелководных участках приливно-отливной зоны северной обла¬
сти (вблизи пос. Тамбей) в 10—20 м от береговой линии были отмечены
оплавленные верхушки ледяных жилок, расположенные на дне залива
и возвышающихся над поверхностью подводного бара на 1—3 см. В
плане эти верхушки образовали нечеткий полигональный рисунок с по¬
перечником 2—4 м.
Среди песчаных пород преобладают мелкие и пылеватые разности,
среди связных грунтов — супеси и суглинки. Песчаные породы харак¬
теризуются кварцевым составом, глинистые в основном гидрослюдйстые.
Содержание карбонатов изменяется от сотых до десятых долей процен¬
та. Общее количество водно-растворимых солей обычно не превышает
0,1—0,2 %• Среди анионов в водной вытяжке преобладают гидрокарбо¬
нат и хлор, среди катионов — натрий; pH колеблется от 5,1 до 7,2.
Суммарная весовая влажность мерзлых пород изменяется от 19 до
70 %, в песках обычно 16—30 %, в суглинках 40—60 %. Песчаные поро¬
ды в естественном состоянии обладают высокой прочностью и несущей
способностью, при протаивании они дадут незначительные осадки. Су¬
песчано-суглинистые породы, наоборот, способны дать большие осадки:
модуль осадки при оттаивании суглинистых пород при нагрузке, близ¬
кой к нулю, изменяется от 50 до 230 мм/м, а при нагрузке 0,1 МПа его
величина может возрастать в ряде разрезов до 600 мм/м. При протаива¬
нии супесчано-суглинистые породы перейдут в текучее и реже пластич¬
ное состояние.
Криогенные процессы и явления. В пределах узкой полосы побе¬
режья территории области проявляется ряд активных криогенных про¬
цессов и явлений, преобразующих и дневную поверхность, и разрез от¬
382
ложений. Абразионная .переработка берегов активно протекает на ог¬
ромных расстояниях по берегам Обской и Тазовской губ.
На многих самых мелководных участках распространено морозо-
бойное растрескивание и формирование полигонально-жильных льдов.
На ямальском побережье области морозобойному растрескиванию пери¬
одически подвергаются самые молодые современные осадки низкой
лайды. Севернее 70° с. ш. растрескивание этих сильно увлажненных су¬
песчаных и песчаных пород почти везде сопровождается формировани¬
ем повторно-жильного льда. Однако это явление нечасто удается за¬
фиксировать в разрезах, так как пляжные участки побережья ха¬
рактеризуются гидродинамической неустойчивостью и легко размы¬
ваются.
Заключение. Своеобразное сочетание геоморфологических и геокри¬
ологических условий территории области принято считать довольно
сложным для современного народнохозяйственного освоения. Динами¬
ческая подвижность береговой зоны в летнее время, постоянные под¬
вижки и торошение морских льдов зимой, повышенные снегозаносы
вблизи крутых коренных берегов и другие создают серьезные трудности
при освоении территории области.
Енисейская область
Общие сведения. Область расположена в пределах акватории Енисей¬
ского залива. Она находится в зоне влияния мощного стока р. Енисей
и представляет собой абразионно-аккумулятивное образование эстуар¬
ного типа с глубинами до 8—30 м. Величины сгонно-нагонных колеба¬
ний уровня моря достигают 2 м. Скорость течений на выходе из устья
р. Енисей 1 км/ч. Высота волн в осенние штормы достигает 8 м. Пол¬
ное очищение залива от припайного льда происходит в третьей декаде
июля, а ледостав наступает в третьей декаде октября. В зимнее время
температура морской воды достигает —1,8 °С. Летом вода приповерхно¬
стных слоев нагревается в основном за счет поступления большого ко¬
личества талых речных вод, которые растекаются по поверхности более
плотных соленых вод. Перемешиванию вод способствуют лишь течения
и волнения, однако глубина волнового перемешивания не превышает
нескольких метров, поэтому температура придонных вод остается круг¬
лый год отрицательной. В южной части залива вода пресная, в сред¬
ней — соленость достигает 8—12 %о, а по мере продвижения к северу со¬
леность на поверхности возрастает до 25—32 %о.
Распространение, температура и мощность многолетнемерзлых по¬
род. Многолетнемерзлые породы в пределах акватории изучены очень
слабо. Существуют указания на наличие их в донных осадках Енисей¬
ского залива при температуре придонных вод —2 °С. По данным
Н. И. Обидина и В. М. Пономарева, мощность ММП на пойме р. Ени¬
сей вблизи с. Усть-Порт изменяется от 40 м у уреза воды до 350 м в
тыловой части поймы. На эрозионных участках берега, где размывают¬
ся более древние отложения, мощность мерзлых пород у уреза воды
достигает 340 м.
Температура многолетнемерзлых пород побережья акватории ко¬
леблется от —14 до —7 °С. Наиболее высокая их температура (около
—2 °С) наблюдается на аккумулятивных участках побережья, где фор¬
мируются современные косы, отмели и бары. Субаквальные осадки на
юге области талые, к северу вдоль берегов залива их температуры ста¬
новятся отрицательными, а сами породы — охлажденными.
Криолитологические особенности многолетнемерзлых пород. Мерз¬
лые породы лайды содержат большое количество льда, включения ко¬
торого имеют разнообразную форму. Широко развиты повторно-жиль¬
ные льды как на побережье залива, так и на островах.
383
Пойменные осадки близ уреза акватории содержат большое коли¬
чество льда в виде гнезд (в песках и супесях) и прослоек (в суглинках
и глинах). Льдистость таких многолетнемерзлых осадков составляет
30—50 %, в отдельных случаях и более [109].
Криогенные процессы и явления. Суровые климатические условия в
пределах побережья акватории способствуют широкому развитию но¬
вообразований ММП на формирующихся аккумулятивных формах рель¬
ефа. На участках распространения глинистых отложений промерзание
сопровождается активным льдовыделением и пучением. В северной ча¬
сти побережья в приливно-отливной и мелководной зоне формируются
толщи охлажденных осадков, под которыми могут быть погребены мно¬
голетнемерзлые породы.
Активное осадконакопление в прибрежной зоне наряду с быстрым
промерзанием приводит к захоронению припайных льдов в песчано¬
глинистых осадках. На абразионных участках побережья наиболее ак¬
тивный криогенный процесс — термоабразия. Этот процесс усиливается
при наличии в отложениях размываемых побережий пластовых и пов¬
торно-жильных льдов. На пологих склонах, сложенных глинистыми и
пылеватыми осадками, развиты солифлюкционные процессы.
Глубина сезонного протаивания мерзлых пород в зависимости от
литологического состава колеблется: в галечниках—1,5—3,5 м, пе¬
сках— 1,5,м, супесях — 0,8 м, суглинках — 0,4—0,5 м, торфе — 0,2—
0,3 м.
Заключение. Инженерно-геокриологические условия Приенисейской
области в целом чрезвычайно сложны, ^то обусловлено широким разви¬
тием высокольдистых многолетнемерзлых толщ на побережье, активно
протекающими процессами термоабразии, которые способствуют раз¬
витию оползней и обвалов. В этих условиях в процессе инженерно-гео¬
логических изысканий необходим выбор участков, сложенных слаболь¬
дистыми песчаными грунтами и не подвергающихся активной переработ¬
ке термоабразией и склоновыми процессами.
Северо-Карская область
Акватория Карского моря расположена преимущественно в пределах
арктического шельфа. Средняя глубина моря составляет 111 м, в Ново-
земельской впадине, желобах Святой Анны и Воронина — достигает
300—500 м, южная прибрежная часть Карского моря (Приямальская и
Пригыданская области) мелководна, с глубинами не более 50 м. Бере¬
говая линия Карского моря весьма извилиста, морфологически сложна
и разнообразна — наряду с наиболее распространенными абразионными
имеют место аккумулятивные и ледяные берега. Острова, глубокие впа¬
дины и желоба определяют очень сложный подводный рельеф Карского
моря.
Акватория Карского моря расположена в зоне сочленения двух
крупных геоструктур (окраинно-материковой Баренцево-Карской и вну-
триматериковой Западно-Сибирской плит), которые разделяет Северо-
Сибирский порог. Акваториальная часть Западно-Сибирской плиты в
структурном отношении представлена Южно-Карской котловиной, в пре¬
делах которой фундамент погружен на 10—12 км. Мощность осадочного
чехла во впадинах и прогибах Северо-Карской котловины Баренцево-
Карской плиты достигает 8—9 км. Мезозойские и нижнекайнозойские
отложения чехла практически повсеместно перекрыты плащом верхне-
плиоцен-четвертичных отложений максимальной мощностью до 300 м.
Повсеместно происходит накопление современных отложений.
Геокриологическая обстановка шельфа Карского моря определяет¬
ся главным образом современной температурой дна, контролируемой
современными климатогидрологическими условиями и характером раз-
384
Таблица 38
Характеристика многолетнемерзлых пород в Субокеанической
подобласти шельфа
Глубина моря, м
Температура придонных
слоев воды, °С
Соленость
придонных слоев
воды, °/оо
Вероятная
мощность ММП, м
20—50
— 1,2...—1,3
29—30
40—50
50—100
— 1,5...—1,6
33—34
50—60
100—200
— 1,8...—1,9
35—36
60—70 (?)
вития рельефа шельфа в позднем плейстоцене. Гидрологический режим
Карского моря характеризуется малым количеством солнечного тепла,
поступлением холодных вод из Арктического бассейна, сравнительно
малым проникновением в море вод Атлантического бассейна и значи¬
тельным опреснением поверхностных вод под влиянием стока рек Обь
и Енисей. Неровности дна также сильно влияют на циркуляцию водных
масс.
Водные массы Арктического бассейна и Карского моря, в частно¬
сти, по физическим свойствам неоднородны. В шельфовой части Кар¬
ского моря выделяют три основные категории водных масс: арктиче¬
ские, атлантические и речные. Формирование арктических вод связано
с перемешиванием атлантических, тихоокеанских и речных вод, а также
вод, образующихся от таяния льдов Арктического бассейна. Атлантиче¬
ские воды привносятся в Карское море теплым течением Гольфстрим.
В Арктическом бассейне они находятся на глубинах 200—800 м. Речные
воды распространены непосредственно к северу от полуостровов Ямал
и Гыданский. Влияние речных вод сказывается в Карском море при¬
мерно до 75° с. ш. Глубина их проникновения ограничивается волновым
перемешиванием.
Беря за основу распространение различных категорий вод по аква¬
тории шельфа морфологию дна, в Северо-Карской области по условиям
существования ММП можно выделить две подобласти.
Океаническая подобласть включает желоба Святой Анны,
Воронина и Новоземельскую впадину с глубинами более 200 дт. Дно
впадин формируется в результате неволновой аккумуляции и представ¬
ляет собой плоские, практически горизонтальные поверхности. Воды,
заполняющие впадины, характеризуются отчетливой стратификацией
по температуре и солености. Выделяют три слоя арктических вод:
1) слой воды до глубины 50 м имеет однородную по вертикали отри¬
цательную температуру и соленость 29—32 %о. Для этого слоя харак¬
терно конвективное перемешивание вод, а также влияние на темпера¬
турный режим и соленость ледового покрова Арктического бассейна;
2) на глубинах 50—100 м — воды с возрастающей соленостью 34 %0. Эти
воды сформировались на материковом склоне Арктического бассейна;
3) на глубинах от 100 до 200 м распространены воды соленостью до
35°/оо. Температура воды этого слоя формируется под влиянием атлан¬
тических вод и вод второго слоя.
Атлантические воды распространены на глубинах более 200 м. Для
них характерны положительные температуры и соленость 35 %о. Эти
воды проникают в Карское море по желобам Святой Анны и Воро¬
нина.
Таким образом, в этой подобласти (глубины более 200 м) придон¬
ные слои воды имеют температуру выше 0 °С. Многолетнемерзлые по¬
роды в данной области в настоящее время отсутствуют.
25 Зак. 514 385
Субокеаническая подобласть занимает территорию шель¬
фа глубиной 20—200 м. В западной и восточной частях, а также над
Центральной Карской возвышенностью преобладают глубины 50—100 м.
Формирование рельефа дна субокеанической подобласти в основном свя¬
зано с процессами абразии. Это так называемые погруженные абрази¬
онные поверхности. Тектонические опускания обусловили перемещение
этих поверхностей из зоны волнового воздействия на большую глуби¬
ну [75].
Для всей Субокеанической подобласти характерны отрицательные
температуры придонного слоя воды, которые близки температуре за¬
мерзания воды данной солености. Мощности ММП на шельфе Субокеа¬
нической подобласти зависят от современных температурных условий
поверхности дна. В пределах области в зависимости от глубины они
изменяются незначительно (табл. 38).
РАЗДЕЛ III
ГЕОКРИОЛОГИЧЕСКИЙ ПРОГНОЗ И ПРИНЦИПЫ
РАЦИОНАЛЬНОГО ИСПОЛЬЗОВАНИЯ
И ОХРАНЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ СРЕДЫ
ГЛАВА XII
геокриологический ПРОГНОЗ в связи
С ОСВОЕНИЕМ ТЕРРИТОРИИ
Цель геокриологического прогноза — предсказание изменений во време¬
ни геокриологических условий на заданный срок под влиянием есте¬
ственных и техногенных изменений климата и ландшафтной оболочки.
Под прогнозируемыми геокриологическими условиями при этом пони¬
маются термовлажностные условия (температура, суммарная влаж¬
ность, льдистость пород), криогенное строение пород (наличие ледяных
тел, мощность сезонно- и многолетнепромерзающих или оттаивающих
слоев) и криогенные геологические процессы (термокарст, пучение, рас¬
трескивание, солифлюкция и т. д.). Срок геокриологического прогноза
зависит от практической цели. Наиболее целесообразен прогноз на 20—
30 лет, что связано со сроками эксплуатации (или окупаемости) раз¬
личных инженерных сооружений, массовостью строительства. Он опре¬
деляется необходимостью природоохранных мероприятий. Для уникаль¬
ных сооружений иногда необходимо увеличение срока прогноза до 50—
100 лет.
Методы геокриологического прогноза, разработанные к настоящему
времени, пока еще несовершенны, что связано с рядом объективных
трудностей, главная из которых — недостаточное понимание физической
сущности некоторых тепломассообменных процессов, протекающих в
породах [37]. Поэтому в настоящее время там, где это возможно, при¬
меняют расчетный метод, в остальных случаях — метод природных ана¬
логий (т. е. метод прямых наблюдений за изменениями геокриологиче¬
ских условий). Синтез этих двух методов наиболее полно использован
для геокриологического прогноза в интенсивно осваиваемой части За¬
падно-Сибирской газоносной провинции — Надым-Пурского междуречья
[37].
В настоящей главе описаны результаты геокриологического про¬
гноза для криолитозоны Западной Сибири с учетом как естественных
ожидаемых изменений климата, так и под влиянием техногенных нару¬
шений ландшафтной оболочки. Очевидно, что в результате такого ре¬
гионального прогноза можно описать лишь достаточно общие тенден¬
ции возможных изменений геокриологических условий, и для каждого
конкретного участка территории необходима его детализация.
Прогноз изменения геокриологических условий в связи
с естественными изменениями природной обстановки
При разработке прогноза изменения геокриологической обстановки в
условиях естественных изменений природы возникает ряд трудностей,
что обусловлено, с одной стороны, сложностью и многофакторностью
геокриологической системы, а с другой, изменчивостью во времени
климата, оказывающего на нее основное влияние. Это позволяет при
составлении долгосрочных прогнозов учитывать как направленность гео¬
логического развития территории (современные неотектонические дви¬
жения), так и изменение климатических условий. В силу указанных
причин, прежде чем осуществлять прогнозирование изменения любого
25* 387
параметра геокриологической обстановки, необходима разработка мо¬
дели изменения указанных групп факторов.
При решении поставленных задач следует рассмотреть альтерна¬
тивные варианты прогноза климата на длительный срок и соответствен¬
но— несколько вариантов решения прогнозных геокриологических задач
разными способами. Один из них — метод палеогеографических анало¬
гий, в основу которого положен анализ изменения хода геокриологиче¬
ской обстановки за определенный, достаточно длительный отрезок вре¬
мени. Для крупных регионов за такой отрезок может быть принят го¬
лоцен. О голоценовом периоде накоплена достаточно обширная и объ¬
ективная информация. Существенно и то, что в большинстве районов
страны в этот период произошли значительные изменения многих ком¬
понентов геолого-географических условий и динамики экзогенных геоло¬
гических процессов. Исходя из этих положений, ниже рассмотрены воз¬
можные тенденции изменения геокриологических условий севера Запад¬
ной Сибири в ближайшие 40—50 лет [101].
Для Западной Сибири в настоящее время уже известна динамика
практически всех основных факторов, определявших геокриологические
условия в голоцене. Известно также, что в этот период резко изменя¬
лись факторы двух групп: экзогенные геологические процессы и климат.
Факторы других групп (неотектоника и геолого-гидрогеологические
условия) хотя и развивались, но их изменение во времени даже за срав¬
нительно длительный его промежуток (около 12 тыс. лет) было доста¬
точно мало. Поэтому ими можно пренебречь при прогнозировании на
ближайшие 50 лет. Следовательно, для joro чтобы воспользоваться ме¬
тодом палеогеографических аналогий, достаточно располагать клима¬
тическим прогнозом на 50 лет.
Практически во всех работах климатологи на ближайшее время
предсказывают значительные изменения климата. Однако оценки этих
изменений нередко полярно противоположны. Сейчас можно выделить
три группы прогнозов изменения климата: холодный, теплый и неста¬
бильный. Холодный основан практически на прямой экстраполяции рит¬
мичности изменения климата за предыдущие 100—150 лет. Согласно
исследованиям Л. А. Вительса, Н. Д. Гедеонова и других, в ближайшие
десятилетия следует ожидать значительное похолодание, подобное похо¬
лоданию начала XX в. Именно на эти прогнозы ссылалась Н. А. Шпо-
лянская [114], указывая на возможность значительного похолодания и
уменьшения количества осадков почти вдвое на севере Западной Сибири
к началу XXI в. В связи с этим, по ее мнению, в самых северных районах
произойдет заметное понижение среднегодовых температур грунта и
они достигнут на широте пос. Новый Порт —8 ... —8,5 °С вместо
—5 ... —7 °С.
Прогнозы, основанные на такой прямой экстраполяции прирбдной
цикличности и не учитывающие возрастающей роли техногенеза, встре¬
тили серьезные возражения большинства исследователей. Поэтому в
настоящее время наиболее вероятным считается теплый прогноз. Он
наиболее обоснован в работах М. И. Будыко [21]. В качестве основных
причин потепления климата выдвигаются следующие: повышение кон¬
центрации углекислого газа в атмосфере, таяние ледовых покровов в
Арктике, запыление атмосферы и др. В целом, согласно теплому про¬
гнозу, сценарий изменения климата высоких широт в ближайшие де¬
сятилетия будет выглядеть следующим образом: таяние льдов может
привести к повышению среднегодовой температуры воздуха в этих ши¬
ротах на величину не менее 15 °С (!). Учитывая это, М. И. Будыко
и другие составили прогнозные карты изменений климатических харак¬
теристик на территории Евразии (в том числе и на севере Западной
Сибири) к 20-м годах XXI в. Из этих карт следует, что температура
воздуха в Арктическом бассейне (и, в частности, в Ямало-Гыданской
провинции) возрастет. Причем, возможно, произойдут особенно значи¬
тельные изменения температур воздуха в январе. Они будут на 12—
388
15 °С выше, чем сейчас. Вероятно, увеличится и продолжительность
вегетационного периода, что, возможно, повлечет за собой миграцию
на север древесной растительности. Площадь, занятая многолетними
морскими полярными льдами, значительно сократится, за счет чего
увеличится количество осадков, превышающее современное на 500—
600 мм/год. Под влиянием увеличения сумм радиационного баланса
в тундровой зоне возрастет испаряемость на 30—50 %, что приведет
к значительному росту стока северных рек. К северу от 58—60° с. ш.
сток возрастет в 2—3 раза по сравнению с современным. Климат вы¬
соких широт при уменьшении ледовитости океана будет характеризо¬
ваться прохладным летом и мягкой зимой с обилием осадков. Одновре¬
менно с повышением температуры снизится меридиональный градиент
температуры, что ослабит силу ветров. Последнее приведет к уменьше¬
нию степени перераспределения снега в зимнее время, оказывающего
большое влияние на развитие криогенных процессов.
Подобные прогнозные климатические изменения приведут к суще¬
ственному изменению геокриологических условий, прогноз которых опи¬
сан ниже и основан на следующих методических предпосылках: 1) наи¬
более вероятным из имеющихся к настоящему времени климатических
прогнозов можно считать «сценарий» климата будущего, предложенный
У. Бреккером, У. Келлогом, М. И. Будыко и другими, однако масштаб
этих положительных температурных изменений менее значителен;
2) геологическая среда сравнительно инерционна, ее реакция на клима¬
тические изменения происходит относительно замедленно; 3) климати¬
ческие изменения, ожидаемые в ближайшие десятилетия, по масштабу
вполне сопоставимы с изменениями климата в наиболее контрастные
этапы голоцена. Поэтому при прогнозе геокриологической обстановки
правомерно использование метода аналогий с тем, как эта обстановка
применялась в отдельные этапы голоцена; 4) имеющиеся ряды систе¬
матических наблюдений состояния отдельных компонентов геокриоло¬
гической обстановки на севере Западной Сибири за последние 40—
50 лет позволяют проводить экстраполяцию (с известной, разумеется,
осторожностью) изменений геокриологических условий на ближайшие
десятилетия. Основываясь на этих предпосылках, можно полагать, что
изменения термического режима на территории Ямало-Гыданской про¬
винции, вероятнее всего, будут противоположны предсказываемому
Н. А. Шполянской [114] знаку и скорее всего следует ожидать не пони¬
жение среднегодовых температур воздуха и грунта, а их заметное по¬
вышение.
Следует подчеркнуть, что геокриологическая обстановка склады¬
вается из совокупности зональных и региональных геологических фак¬
торов. Значительные изменения региональных геологических факторов
в ближайшее время, вероятно, не произойдут (рис. 118). Однако зо¬
нальные географические факторы, возможно, изменятся очень значи¬
тельно, и, что очень важно, изменение их не будет параллельным и
однонаправленным. Это убедительно показано Е. Б. Белопуховой и дру¬
гими [18] при анализе графиков хода различных климатических эле¬
ментов, по данным метеостанции Новый Порт. Из сопоставления вид¬
но, что корреляционная связь между показателями слабая, хотя часто
годам с низкой среднегодовой температурой воздуха соответствует ма-
лая мощность снега, что приводит к интенсивному выхолаживанию
грунтов. В те периоды, когда наблюдались сравнительно высокие сред¬
негодовые температуры воздуха, совпадающие по времени с обильным
снегонакоплением, происходило и повышение среднегодовых темпера¬
тур грунта.
О сложном характере взаимодействия температур и осадков гово¬
рит и следующий факт. Так, при отсутствии льда в Северном Ледови¬
том океане (такое положение прогнозирует М. И. Будыко на 20-е годы
XXI в.) испарение должно намного возрасти, что, вероятно, должно
привести к более обильным летним осадкам и зимним снегопадам в
389
Процессы
Время
Колебания уровня Карского
моря
Формирование осадков в преде¬
лах территорий преобладания
аккумуляции
Изменение ледовит ости
Карского моря
Изменение
темпера¬
туры
воздуха
Изменение среднегодовых
температур воздуха
Изменение темпа повторно¬
жильного льдообразования
Изменение интенсивности
термокарстовых процессов
Перемещение северной
границы древесной
растительности
Лето
Зима
-0 +
-0 +
-0 +
-0 +
-0+
-0+
-0 +
Се-
Юг вер
20-е годы XXI в.
1
1
Г
Современность
2
"ПоСреоптимальный"
этап голоцена (менее
4,5 тыс. лет назад)
)
3
1
1
1
\
\
.(
)
Этап голоценового
оптимума
19,0—4,5 тыс. лет назад)
(
4
4
J
\
/
f
)
(
1
"Дооптимальный"
этап голоцена
(12,0—9,0 тыс. лет назад)
5
(
\
(
Рис. 118. Динамика экзогенных геологических процессов на территории Ямало-Гыдан-
ской провинции в голоцене и ее прогноз на ближайшие 40—50 лет [101]:
1—2 — продолжение накопления толщ пойм и лайд: / — усиление торфонакопления, 2 — сравни¬
тельно малоинтенсивное накопление торфа; 3 — затопление высоких пойм, лайд и I (реже II)
террасы, накопление «плаща» субаквальных осадков; 4 — толщи пойм и лайд; массовое накопле¬
ние торфа; 5 — толщи I террасы, зарождение торфяников
прибрежных районах. Для проверки этого положения по модели
У. Минтпа — А. Аракавы И. О. Флетчером и другими были проведены
опыты для проведения влияния свободного от льда Северного Ледо¬
витого океана на температуру и осадки. Моделировалась климатиче¬
ская обстановка, при которой температура зимой в периферийных рай¬
онах повышалась на 10 °С, а в Центральной Арктике и того больше.
Поразительно то, что в ходе эксперимента режим осадков изменился
весьма несущественно. Этот пример один из многих, показывающих, что
модель климатических изменений будущего М. И. Будыко [21] и осно¬
ванный на ней прогноз изменения геокриологической обстановки сле¬
дует рассматривать лишь как один из возможных «сценариев» развития
природы, хотя и наиболее вероятный.
В связи с предсказываемыми климатическими изменениями, веро¬
ятно, существенно изменятся геокриологические условия как на юге
криолитозоны, так и на ее севере (Ямало-Гыданская провинция). В пре¬
делах последней резкое потепление климата, очевидно, приведет к тому,
что продвинется на север южная граница низкотемпературных грунтов,
изотерма —5 °С сместится к концу XX в. на 120—150 км (рис. 119), а
к 20-м годам XXI в. — на 300—350 км севернее современного ее поло¬
жения. В ряде районов юга полуостровов Ямал и Гыданский может
390
Рис. 119. Схемы предполагаемых изменений геокриологических условий в пределах
Ямало-Гыданской провинции под влиянием естественного климатического тренда (с
учетом роста концентрации углекислого газа) к концу XX в. (А), к 20-м годам XXI в.
(Б):
1 — северная граница возможного проникновения в зону современной тундры крупнокустарниковой
растительности, южнее которой вероятно появление участков с температурами грунтов выше
—3 °С: а — по поймам рек, б — в пределах высоких террас и на водораздельных поверхностях;
2 — положение изотермы среднегодовых температур грунтов —5 °С в пределах территорий стабиль¬
ного положения поверхности грунтовых толщ или преобладания денудации; 3 — южная граница со¬
хранения условий роста повторно-жильных льдов: а — минеральные породы, б — торфяники; 4 —
северная граница формирования бугров пучения миграционного типа по поймам рек и в болотных
котловинах; 5 — районы интенсивного развития термокарста
начаться формирование несливающихся многолетнемерзлых толщ. От¬
дельные составляющие прогноза (в частности, величина ожидаемых
теплооборотов и среднегодовых температур грунта) рассчитаны по из¬
вестным формулам В. А. Кудрявцева и др. Полученные результаты
сравнивали с эмпирическими данными, указывающими на наличие взаи¬
мосвязи между климатическими показателями и отдельными тепло¬
физическими параметрами грунтов. Мы также использовали метод ана¬
логий с современными условиями юга криолитозоны, где климатические
показатели близки к прогнозируемым М. И. Будыко (1980, 1984) для
заполярных районов. Укажем на различия в степени ожидаемых пре¬
образований на прогнозной климатической карте М. И. Будыко и дру¬
гих [21] и на наших схемах (см. рис. 119). На первых прогнозируются
заметно более значительные изменения по сравнению с современными
условиями. Несоответствие это кажущееся, так как геокриологическая
обстановка гораздо более консервативная система, чем климат, и на ее
трансформацию требуется значительный период времени. Одно из до¬
казательств этого — длительный процесс эволюции мерзлых толщ в го¬
лоцене и отсутствие «катастрофической» их деградации даже за пе¬
риоды времени в тысячи лет (время оптимума продолжалось более
4 тыс. лет). Несколько более существенные изменения ожидаются в бу¬
дущей динамике криогенных процессов, особенно криогенного растре¬
скивания, пучения и термокарста (см. рис. 118).
Исходя из прогнозов изменений климатических показателей, можно
заключить, что площади криогенного растрескивания на поймах в
устьях рек, на прибрежных террасах и на лайдах полуостровов Ямал
и Гыданский значительно уменьшатся вследствие увеличения высоты
снежного покрова и повышения среднегодовой температуры грунта.
Такая же картина будет наблюдаться и в центральных районах полу¬
островов на водораздельных равнинах и высоких террасах. Уменьшение
скоростей ветра (вслед за уменьшением меридионального градиента
температуры) приведет к тому, что перераспределение снега с возвы¬
шенных участков в понижения рельефа не будет столь значительным,
как сейчас. В долинах небольших рек, на их поймах не будет скапли¬
ваться столь большое количество снега, что приведет к сглаживанию
температурных контрастов пород водораздельных равнин и террас, с
одной стороны, и пойм — с другой. Поэтому, несмотря на общую тен¬
391
денцию к повышению среднегодовых температур в этих районах в пре¬
делах пойм, в верховьях рек температуры пород должны остаться более
близкими к современным, и интенсивность криогенного растрескивания
здесь уменьшится незначительно. Аналогично может обстоять дело if
с ростом повторно-жильных льдов в торфяниках, расположенных в кот¬
ловинах рельефа. Продвижение на север южной границы роста жил
в торфяниках будет не столь значительным, как в минеральных грун-
'тах, сдвижка в которых уже к концу столетия, особенно в прибрежных
районах полуостровов Ямал и Гыданский, может составить 1—2° по
широте.
Существенные изменения могут произойти и в распространении по
площади бугров пучения миграционного типа. Увеличение среднегодо¬
вых температур грунта (особенно значительное на поймах в низовьях
рек) приведет к увеличению содержания незамерзшей влаги в грунтах,
а увеличение мощности снега — к уменьшению зимних температурных
градиентов. Это может повлечь продвижение на север северной гра¬
ницы формирования миграционных бугров пучения, особенно значи¬
тельное вдоль побережья (в современных условиях формирование этого
типа бугров происходит на широте пос. Яптик-Сале). Они уже к концу
XX в. могут начать формироваться на широте пос. Харасавэй, а к 20-м
годам XXI в. — севернее широты с. Дровяная.
Повышение среднегодовых температур воздуха и увеличение мощ¬
ности снежного покрова приведут к повышению температуры в верх¬
нем слое мерзлых грунтов. Это, безусловно, будет способствовать по¬
вышению интенсивности термокарстового процесса. Однако прохладное
и влажное лето на севере области может препятствовать существен¬
ному изменению современных тенденций развития термокарста (как это
наблюдается в отдельные годы и сейчас), но все же в целом за счет
значительного повышения зимних температур термокарст будет уси¬
ливаться. Несколько более значительная активизация термокарста бу¬
дет происходить на участках, сложенных или сильнольдистыми грунта¬
ми, или с близким к поверхности (не глубже 1—2 м) расположени¬
ем залежеобразующих льдов. Здесь усиление термокарста приведет
к возникновению достаточно больших озер, которые будут растеп-
лять донные отложения, и термокарстовый процесс будет прогресси¬
ровать.
Вероятнее всего, реализация этой модели климата приведет к уве¬
личению количества и размеров подозерных таликов, особенно под круп¬
ными озерами Западной Сибири. Анализ тепло- и влагообеспеченности
крупных северных озер Арктики, проведенный В. Н. Адаменко, также
указывает на то, что в ближайшие десятилетия следует ожидать уве¬
личения тепла и влаги, что вызовет увеличение объема подозерных та¬
ликов, а под крупными озерами и появление сквозных таликов (там,
где их сейчас нет).
Существуют обстоятельства, которые будут определять динамику
экзогенных процессов в будущем. На прогнозной схеме тенденции раз¬
вития болот, составленной В. И. Орловым, территория Ямало-Гыдан-
ской провинции в целом относится к территории прогрессивного забо¬
лачивания. Вероятно, в дальнейшем на полуостровах Ямал и Гыдан¬
ский усилятся процессы торфообразования, которые, возможно, здесь
будут интенсивнее, чем на юге. Увеличение количества осадков приве¬
дет также к активизации процессов солифлюкции и образования ополз¬
ней, оплывов и т. д. Отсюда вытекает вывод о возможном расширении
площади формирования синкриогенных пород как за счет более широ¬
кого распространения органогенных толщ, которые промерзают синге¬
нетически при достаточно высоких отрицательных среднегодовых тем¬
пературах воздуха, так и за счет расширения объемов сингенетически
промерзающего оползневого и солифлюкционного материалов. Наряду
с увеличением количества снега зимой, оказывающего отепляющее
392
влияние, возможно понижение температур отдельных участков за счет
бронирующего эффекта снежников-перелетков, число которых резко
возрастет.
В центральной части криолитозоны Западной Сибири (лесотундро¬
вые и северотаежные районы) изменения среднегодовых температур
грунтов будут меньшими по амплитуде вследствие более умеренного
изменения климата в этих широтах. Однако они приведут к существен¬
ному изменению геокриологической обстановки в целом, связанному
с большей ее динамичностью. На довольно больших площадях произой¬
дет увеличение глубины сезонного протаивания, возможно образование
несливающейся мерзлоты и даже ее деградация на участках развития
высокотемпературных маломощных мерзлых толщ. По данным В. Л. Не-
вечери и А. Ю. Ивлева, особенно активно термокарстовые процессы
будут происходить на участках повышенного содержания сегрегацион¬
ных повторно-жильных льдов и ледяных ядер бугров и площадей пу¬
чения. Однако на многих участках, особенно на севере лесотундровой
зоны, температура грунтов не превысит О °С. Поэтому здесь не следует
ожидать массового протаивания мерзлых толщ.
Во всех центральных районах одновременно будет происходить
новообразование мерзлых толщ, обусловленное саморазвитием лесо¬
тундровых и северотаежных ландшафтов: дренированием хасыреев и
болот, увеличением залесенности территории и замшелости лесов, сфор¬
мировавшихся на суглинистых грунтах, особенно в пределах пойм, и др.
В отличие от северных и центральных районов изменение геокрио¬
логической ситуации в самой южной части криолитозоны будет более
однонаправленным. Здесь, судя по аналогии с развитием мерзлых
толщ в эпоху климатического оптимума голоцена, будут преобладать
деградационные процессы. Однако, несмотря на это, ожидать существен¬
ного сдвига на север южной границы области распространения много¬
летнемерзлых пород в ближайшие десятилетия не приходится, и это
вызвано прежде всего большой инерционностью геокриологической си¬
стемы.
Однако не следует забывать и о сторонниках третьей группы про¬
гнозов — «нестабильного» типа (А. Е. Монин, Ю. А. Шишков, К. Я. Кон¬
дратьев, Е. П. Борисенков и др.). Они хотя и предполагают, что сейчас
продолжается некоторое похолодание, начавшееся после потепления
30—40-х гг., но главный упор делают на региональные различия в ходе
климатических характеристик и подчеркивают неустойчивость современ¬
ного климата, указывая на увеличение вероятности повторяем(}сти не¬
обычных условий погоды и климатических аномалий (засух, холодных
зим, града, наводнений и т. д., т. е. не типичных для среднего климата
состояний климатической системы). Экстремальные климатические си¬
туации затрудняют проведение каких-либо инженерных мероприятий,
серьезнейшим образом осложняют инженерно-геокриологическую обста¬
новку.
Задача долгосрочного геокриологического прогноза пока оконча¬
тельно не решена. Наиболее рациональным представляется следующее:
критическое рассмотрение основных существующих моделей климата
будущего, составление в соответствии с ними альтернативных вариантов
геокриологического прогноза и уже на их основе выбор оптимального
варианта прогноза для конкретных задач инженерно-геологических
изысканий с учетом наихудших возможных последствий для предупреж¬
дения и предотвращения нежелательных (и необратимых) явлений. Со¬
ставление таких прогнозов особенно важно для строительства в цен¬
тральных и южных районах криолитозоны, где используется принцип
сохранения многолетнемерзлого состояния пород под сооружениями.
Здесь возможное значительное потепление в ближайшем будущем мо¬
жет сказаться самым серьезным образом.
393
Типизация техногенных воздействий
При освоении криолитозоны Западной Сибири в процессе строитель¬
ства промышленных комплексов жилых поселков, городов и инфра¬
структуры территории (железные и автомобильные дороги, ЛЭП, трубо¬
проводы, временные дороги и зимники, аэродромы) в хозяйственный
оборот вовлекается большая часть осваиваемой территории. Затем в
процессе эксплуатации хозяйственная деятельность сосредоточивается
в основном в пределах промплощадок и на селитебных территориях,
занимающих 10—15 % площади и часто связанных постоянными доро¬
гами. На остальной части территории возникают условия для постепен¬
ного самовосстановления нарушенного равновесия в системе атмосфе¬
ра— растительный покров — почва — горные породы.
При такой сложившейся технологии освоения территорий отмеча¬
ется довольно определенный набор типов и видов техногенных нару¬
шений. Установлено, что нарушения природных условий по времени
воздействия подразделяются на два типа: постоянные (регулярные)
и импульсные (временные) (табл. 39).
Постоянные (регулярные) нарушения заключаются в систематиче¬
ском уничтожении растительного покрова, разовой срезке верхней поч¬
вогрунтовой толщи до глубины 0,3—0,5 м, реже 1 —1,5 м, а также в со¬
здании песчаных подушек, грунтовых подсыпок и устройстве различ¬
ного вида покрытий: бетонных, асфальтобетонных, деревянных и др.
Импульсные (временные) нарушения—-одноразовое (в течение 1 —
2 строительных сезонов) уничтожение растительного и частично почвен¬
ного покровов с последующим их самовосстановлением. Отмечают сле¬
дующие подтипы импульсных нарушений: частичное нарушение расти¬
тельного покрова в результате проезда гусеничного транспорта; значи¬
тельное или полное уничтожение растительного покрова, торфянистого
горизонта и микрорельефа при строительстве различных сооружений и
многократном проезде; гари, снятие почворастительного слоя и частич¬
но верхних слоев грунта бульдозером; устройство временных карьеров.
По охвату территории нарушения подразделяются на следующие
типы: точечные, линейные, линейно-площадные и площадные (см.
табл. 39). Точечные нарушения в плане пренебрежимо малы по срав¬
нению с глубиной их проникновения в мерзлую толщу. Линейные на¬
рушения представляют собой нарушения, ширина зоны которых пре¬
небрежимо мала как по сравнению с протяженностью нарушения, так
и по сравнению с характерными линейными размерами проявлений наи¬
более опасных криогенных процессов (термокарст, солифлюкция, тер¬
моэрозия). Линейно-площадные — нарушения, ширина зоны которых
хотя и мала по сравнению с ее длиной, но соизмерима с характерными
линейными размерами проявлений наиболее опасных криогенных про¬
цессов. Ширина зоны линейно-площадных нарушений изменяется обыч¬
но от 30 м до нескольких километров. Площадные нарушения захва¬
тывают значительные участки изометрической формы в плане, площадь
которых соизмерима с площадью развития наиболее опасных криоген¬
ных процессов (термокарст, солифлюкция, термоэрозия). Размеры пло¬
щадных нарушений изменяются от участков площадью 30X30 м до
участков в несколько квадратных километров. Типы нарушений подраз¬
деляют на виды по характеру наиболее распространенных техноген¬
ных воздействий на природные условия и горные породы. Каждый вид
техногенного нарушения связан с определенными типами инженерных
объектов.
В настоящее время в пределах освоенной территории Западно-Си¬
бирской газоносной провинции постоянные площадные нарушения охва¬
тывают 7%, а импульсные — более 75% площади освоения. При этом
зона сплошного уничтожения растительного покрова за счет планиро¬
вок на трассах линейных сооружений, промплощадках и площадках
кустов скважин составляет 15 % всей площади освоения. Зона частич-
394
Т а б л и ца 39
Типизация техногенных нарушений при освоении территорий криолитозоны
Западной Сибири
Типы нарушений
Инженерные объекты,
с которыми связаны
техногенные воздействия
по времени
воздействия
по форме захвата
территории
Виды техногенного
воздействия
Постоянные
Точечные
Бурение
Эксплуатационные и эксплуа¬
тационно-разведочные сква¬
жины, свайные опоры ЛЭП и
газопроводов при надземной
прокладке
Экскавация
Опоры-подножки ЛЭП, радио¬
релейных линий
Линейные
Подсыпка с по¬
крытием
Автомобильные дороги с ас¬
фальтобетонным и бетонным
покрытиями
Экскавация и об¬
ратная засыпка
Трубопроводы при подземной
и полузаглубленной проклад¬
ке
Линейно-пло¬
щадные и пло¬
щадные
Подсыпка с по¬
крытием
Взлетные полосы аэродромов
Подсыпка
Большая часть промплощадок,
У КП Г, АКС, ДКС, площадки
расположения кустов скважин,
большая часть территории по¬
селков
Подсыпка с по¬
крытием
Промплощадки УКПГ, КС,
ДКС, часть территории посел¬
ков
Планировка буль¬
дозером
Часть промплощадок и терри¬
тории поселков
Подтопление
Пруды, водоемы, постоянные
озера, озерки и заболоченные
участки
Импульсные
Точечные
Бурение
Разведочные скважины
Экскавация
Шурфы, емкости для бурового
раствора
Линейные
Подсыпка
Временные грунтовые дороги
Планировка с ча¬
стичным или пол¬
ным уничтожени¬
ем растительного
покрова
Временные дороги, зимники
Частичное нару¬
шение раститель¬
ного покрова по
колеям
Разовый проезд транспорта
Экскавация и об¬
ратная засыпка
Временные трубопроводы
395
Продолжение табл. 39
Типы нарушений
Инженерные объекты,
с которыми связаны
техногенные воздействия
по времени
воздействия
по форме захвата
территории
Виды техногенного
воздействия
Импульсные
Линейно-пло¬
щадные
Частичное, а мес¬
тами почти пол¬
ное уничтожение
растительного
покрова в резуль¬
тате разового и
многоразового
неорганизован¬
ного проезда
Большая часть площади трасс
железных и автомобильных до¬
рог, трубопроводов и коридоры
прокладки многониточных тру¬
бопроводов и многоцепных
ЛЭП
Планировка тер¬
ритории бульдо¬
зером с частич¬
ным снятием поч¬
венно-раститель¬
ного покрова до
глубины 0,3—
0,5 м
Части трасс трубопроводов,
примыкающих к сооружению,
временные дороги на трассах
Подтопление
Временные озера, заболоченные
понижения на нагорных участ¬
ках трасс
Площадные
Подсыпка
Участки расположения вре¬
менных промбаз и вахтовых
поселков строителей и газо-
разведчиков
Планировка буль¬
дозером с частич¬
ным снятием поч¬
венно-раститель¬
ного покрова до
глубины 0,3—
0,5 м
Участки расположения кустов
и отдельных скважин, пло¬
щадки размещения факелов
УКПГ, трассы шлейфов
Частичное, а мес¬
тами почти пол¬
ное уничтожение
растительного
покрова в резуль¬
тате разового и
многоразового
проезда транспор¬
та
Участки территории, прилегаю¬
щие к промплощадкам УКПГ,
КС, ДКС, кустам эксплуата¬
ционных скважин, промбазам
и селитебным территориям,
площадки расположения раз¬
ведочных и разведочно-экс¬
плуатационных скважин
Выемка грунта
Карьеры
Подтопление
Временные озера, озерки и за¬
болоченные понижения
Пожары
Гари
396
ного уничтожения растительного покрова за счет разового и много¬
разового проезда транспорта на трассах и окружающих промплощадки
территориях составляет около 60 % площади освоения. Гари занимают
около половины всей площади, захватывая участки с другими видами
нарушений.
Продолжительность техногенного воздействия определяет в значи¬
тельной степени распространение изменений характеристик мерзлых по¬
род в разрезе. Импульсные воздействия, как правило, не вызывают из¬
менений во всей толще ММП, а приводят обычно к изменениям слоя
сезонного оттаивания пород. Постоянные воздействия могут привести
к изменению теплового состояния пород на большую глубину, вплоть
до полного оттаивания мерзлой толщи. Последнее зависит от ширины
техногенно нарушенного участка и устанавливаемой в его пределах по¬
ложительной температуры на поверхности грунта. Например, если на
участке площадного нарушения, ширина которого превышает мощность
мерзлой толщи, среднегодовая температура на поверхности грунта
выше 2 °С и при этом в окружающих массивах мерзлых пород наблю¬
дается среднегодовая температура tcр не ниже —1 °С, то на участке
образуется сквозной талик. Если ширина участка меньше мощности
мерзлой толщи, то вероятность образования сквозного талика невелика,
а при tCp ниже —2 °С на участке может существовать только несквоз¬
ной талик.
Для конкретного прогнозирования изменений геокриологических
условий при массовом наземном строительстве может быть использова¬
на типизация техногенных нарушений по их влиянию на условия тепло¬
обмена на поверхности почвы и в грунтах. Каждому виду нарушений,
приведенному в табл. 40, должна соответствовать своя постановка про¬
гнозных задач, учитывающая все взаимосвязные изменения условий.
Это требование определяется тем, что природный комплекс — система
со сложной взаимосвязью факторов, и изменение одних факторов влечет
за собой изменение других. Поэтому из-за большинства видов техно¬
генных нарушений, связанных с определенными инженерными меро¬
приятиями, возникают сопутствующие (вторичные) виды нарушений
природных условий. Иногда влияние сопутствующих видов нарушений
на геокриологические условия значительнее, чем первичных, поэтому
виды техногенных нарушений целесообразно разделить на первичные
и вторичные. В табл. 40 дан также перечень техногенных воздействий,
которые вызывают тот или иной вид нарушений природных условий.
Характеристика изменений геокриологических условий
на основе обобщения опыта хозяйственного освоения
В настоящее время подробные исследования изменений геокриологиче¬
ских условий под влиянием техногенных нарушений природной среды
выполнены только в южной и центральной частях криолитозоны За¬
падной Сибири (подзоны северной тайги и лесотундры), интенсивное
хозяйственное освоение которых продолжается уже более 20 лет.
Результаты этих исследований обобщены в коллективной моногра¬
фии [37]. В этих районах проведен широкий цикл средне- и крупномас¬
штабных инженерно-геологических съемочных работ, организована сеть
стационарных площадок, на которых проводятся многолетние система¬
тические наблюдения за изменением геокриологических условий. Что
касается тундровой зоны Западной Сибири, то ее хозяйственное освое¬
ние и сопутствующее ему изучение техногенных изменений природных
(в том числе и геокриологических) условий только начинают развора¬
чиваться. Поэтому излагаемые ниже обобщенные данные относятся
только к подзонам северной тайги и лесотундры.
Изменение термовлажностного режима пород. При площадных тех¬
ногенных нарушениях изменения тепло- и влагообмена поверхности по-
397
Таблица 40
Типизация техногенных нарушений по их влиянию на условия теплообмена
в массивах псрод
Виды нарушений природных условий
первичных
вторичных
Техногенные воздействия,
вызывающие нарушения
природных условий
Нарушения условий теплообмена на поверхности почвы
Загрязнение по¬
верхности снеж¬
ного покрова
Ранний сход снега
Разовые и многоразовые проезды
транспорта; загрязнение поверхно¬
сти строительными и промышленны¬
ми отходами; планировка территории
бульдозером
Изменение мощ¬
ности и плотно¬
сти снежного по¬
крова
Изменение сроков схода
снега
Вырубка древесной и кустарниковой
растительности; планировка местно¬
сти, отсыпка насыпей, возведение со¬
оружений, движение транспорта
Уничтожение дре¬
весной и кустар¬
никовой расти¬
тельности
Уменьшение мощности и
увеличение плотности сне¬
га
Подготовительные работы на строй¬
площадках и трассах, движение
транспорта по временным дорогам,
подъездным путям и бездорожью
Полное уничто¬
жение раститель¬
ного покрова,
дернины, почвы
и торфа
Изменение альбедо поверх¬
ности; улучшение условий
инфильтрации атмосферных
осадков в грунт; уменьше¬
ние мощности и увеличение
плотности снега; увеличение
испарения; уменьшение
влажности грунта
Подготовительные работы на строй¬
площадках и трассах, движение
транспорта по временным дорогам,
подъездным путям и бездорожью
Изменение рель¬
ефа
Изменение гидрогеологиче¬
ских условий, мощности
снежного покрова, условий
инсоляции поверхности;
уничтожение растительности
Планировка участков и трасс (срез¬
ка грунтов, отсыпка насыпей, выем¬
ка грунтов)
Заболачивание
и образование
мелких водоемов
Изменение альбедо поверх¬
ности, характера раститель¬
ного покрова; заиление
грунтов, обогащение их ор¬
ганикой и увеличение влаж¬
ности
Планировочные работы, подземная
и наземная прокладка трубопрово¬
дов, строительство дорог и движение
транспорта по бездорожью, отсыпка
насыпей
Спуск или частич¬
ное понижение
уровня водоема
Изменение альбедо поверх¬
ности, мощности снежного
покрова, влажности пород
при спуске водоема
Планировочные работы, проходка
траншей и котлованов, движение
транспорта по бездорожью
Образование со¬
средоточенного
стока поверхно¬
стных вод
Изменение рельефа
Планировочные работы, проходка
траншей и котлованов, движение
транспорта по бездорожью
Дренирование
поверхности
Уменьшение испарения с по¬
верхности
Снятие растительности, планировоч¬
ные и дренажные работы
398
П родолжение
табл. 40
Виды нарушений природных условий
Техногенные воздействия,
вызывающие нарушения
природных условий
первичных
вторичных
Создание искус¬
ственных покры¬
тий, насыпей,
отсыпок
Полное уничтожение расти¬
тельности, изменение аль¬
бедо, уменьшение испаре¬
ния, удаление снега или
уменьшение его высоты, из¬
менение влажности грунтов
Создание покрытий (асфальтирова¬
ние, бетонирование и другое), насы¬
пей, отсыпок
Искусственное
понижение tcp
пород в основа¬
нии сооружения
Изменение состояния
свойств грунтов и режима
грунтовых вод
Наземная и подземная прокладка
трубопроводов с температурой газа
ниже среднегодовой температуры
ММП, строительство зданий с охлаж¬
дением грунтов в основании, искус¬
ственное промораживание грунтов в
таликах
Искусственное
повышение /Ср по¬
род в основании
сооружений
Изменение строения и
свойств грунтов
Наземная и подземная прокладка
трубопроводов с положительной сред¬
негодовой температурой газа, строи¬
тельство зданий с допустимым отта¬
иванием ММП в процессе эксплуа¬
тации или с предпостроечным оттаи¬
ванием
Нарушение условий теплообмена
8 массиве горных пород
Многолетнее про¬
мерзание грунтов
в основании со¬
оружения
Изменение состояния и
свойств грунтов
Строительство сооружений с охлаж¬
дением грунтов в основании
Изменения сло¬
жения, плотности
и влажности
грунтов, рыхле¬
ние грунта при
обратной засыпке
Изменение свойств грунтов,
изменение режима надмерз-
лотных и грунтовых вод
Обратная засыпка грунтов в транше¬
ях и котлованах
Изменение со¬
става грунтов
То же
Срезка, отсыпка и замена грунтов
при строительстве зданий, трубопро¬
водов и дорог
Изменение ре¬
жима надмерз-
лотных и грунто¬
вых вод в СТС
и таликах; пони¬
жение и повыше¬
ние уровня, ис¬
чезновение вод
Изменения влажности и
свойств грунтов
Прокладка трубопроводов, дорог,
строительство зданий
род с атмосферой вызывают процесс изменения их температурного и
влажностного режимов, который может продолжаться много (порядка
десятков) лет. Усредненные данные о такого рода изменениях за период
8—10 лет на нарушенных участках водораздельных гряд, сложенных
песчано-супесчаными грунтами, представлены в табл. 41. Как видно из
табл. 41, на это изменение накладывается повышение температуры гор¬
ных пород, обусловленное естественным повышением за этот же период
среднегодовой температуры воздуха и увеличением значений разности
399
Таблица 41
Температурно-влажностные условия пород нарушенных участков водораздельных гряд
салехардской прибрежно-морской равнины
Показатели
Естественные условия
Нарушенные условия, 1982 г.
1973-1975 гг.
1982 г.
Гари
Импульсное нарушение
Постоянное нарушение
Мощность СТС, м
Суммарная влажность
пород СТС, %
Среднегодовая темпера¬
тура пород, °С
1,3—1,6
0,5—2,0
0,8—2,2
1,8—2,2
1,2—2,8
1,4
20—30
25
—0,4 ...—1,5
1,5
15—40
24
—0,2...—1,0
>,9
20—45
29
—0,1 ...—0,6
2,0
16—30
' 23
—0,1 ...—1,9
2,0
14—37
24
—0,1 ...—1,5
— 1,1
—0,6
—0,4
—0,9
—0,8
г 6
-2' . О 2 i+0C -2 0 2 °С
в
Рис. 120. Характер изменения температур мерзлых пород по глубине:
а — на участке со сплошным и постоянным уничтожением растительного
покрова, торфянистого горизонта и микрорельефа: / — 26 07 1975 г 2 —
15.06.1977 г., 3 - 08.06.1980 г., 4-26.06.1982 г.; б - на гарях: / — 19.07.1975 г
2— 16.06.1976 г., 3 — 15.06.1977 г., 4 — 08.06.1980 г., 5 — 07.07.1983 г., 5 —
29.05.1984 г.; в —в зоне отепляющего влияния линейного сооружения: / —
19.07.1975 г., 2 — 15.08.1975 г., 3 — 30.07.1976 г., 4 — 30.06.1977 г., 5 — 08.06.1980 г
5—16.06.1981 г., 7 — 21.06.1982 г., 3 — 07.07.1983 г., 9 — 27.05.1984 г.
сумм градусо-часов за летний и последующий зимний периоды. В есте¬
ственных условиях с 1975 по 1982 г. температура пород на глубине
10 м в пределах водораздельных гряд повысилась на 0,5—0,7 °С. На
плоских торфяниках отмечают практически такое же повышение сред¬
него значения температуры горных пород от —2 до —1,4 °С. О посте¬
пенном повышении температуры пород в естественных условиях за этот
промежуток времени свидетельствуют также данные режимных наблю¬
дений.
На участках с постоянным типом нарушения по данным режимных
наблюдений отмечают повышение температуры мерзлых пород
(рис. 120,а). Ее среднее значение составило —0,8 °С, т. е. повышение
температуры оказалось менее значительным по сравнению с естествен¬
ными условиями, что связано с уменьшением мощности снежного по¬
крова на оголенной поверхности земли. Мощность слоя сезонного от¬
таивания на этих участках в среднем возросла на 0,5 м при практиче¬
ски одинаковых средних значениях суммарной влажности грунтов в
сезонноталом слое. Следует отметить, что мощность этого слоя в пре¬
делах участков с ненарушенными условиями за этот промежуток вре¬
мени практически не изменилась.
На участках с площадным импульсным нарушением условий отме¬
чены примерно такие же повышения средней годовой температуры по¬
род и мощности сезонноталого слоя, связанные, по-видимому, со сла¬
бым восстановлением растительного покрова. На тех участках, где
растительность в 1973—1975 гг. была уничтожена полностью, в 1982 г.
она,.покрывала от 10 до 35 % площади, а на участках с частичным' уни¬
чтожением— от 50 до 65 % площади нарушенной территории.
На участках, занятых гарями, отмечено более значительное повы¬
шение температуры пород по сравнению с естественными условиями
(рис. 120,6). Оно обусловлено увеличением теплоприхода в летнее вре¬
мя, а также тем, что мощность снежного покрова на гарях практиче¬
ски не уменьшается по сравнению с естественными условиями, так как
при пожаре микрорельеф не уничтожается. Мощность сезонноталого
слоя возрастает по сравнению с естественными условиями на 0,4 м при
увеличении влажности грунтов этого слоя в среднем на 20 %.
Под линейными нарушениями, связанными с прокладкой трубопро¬
водов, отмечается довольно значительное повышение температуры и по¬
нижение кровли ММП. Глубина залегания мерзлых пород определяется
температурой транспортируемого продукта. При температуре 15—17 °С
грунта на глубине 10 м под полузаглубленным трубопроводом с 1975
по 1982 г. повысилась на 0,5—0,6 °С (рис. 120,б), а кровля многолет¬
немерзлых пород залегает на глубине более 10 м. Под трубопроводом,
транспортирующим продукты с переменной температурой (от —5 до
14 °С), температура пород на глубине 10 м за 1978—1984 гг. повысилась
на 0,6 °С, а кровля ММП залегает на глубине 7 м (рис. 121).
Под автомобильными дорогами с бетонным покрытием происходят
понижение среднегодовой температуры грунта и повышение кровли
ММП. При высоте насыпи 1,5—2 м сезонноталый слой не выходит за
пределы насыпи.
Линейно-площадные нарушения — трассы трубопроводов и автомо¬
бильных дорог. Значительные изменения термовлажностных условий
под влиянием линейного строительства наблюдают на минеральных буг¬
рах и грядах пучения до нарушения покрытых кедровыми или листвен¬
ничными кустарничково-лишайниковыми рединами. Бугры и гряды с по¬
верхности сложены песками, подстилаемыми сильнольдистыми суглин¬
ками. После вырубки на них древостоя, снятия кустарничкового и ли¬
шайникового покровов и обнажения на поверхности песков летние тем¬
пературы верхних слоев грунта повысились на 5—6 °С. На подошве
слоя с годовыми колебаниями изменения температур не отмечено. Од¬
нако в просадках и выемках, где мощность снежного покрова увеличи¬
лась, происходит небольшое повышение среднегодовых температур по-
26 Зак. 514 401
0)М
80
78
76
7^7
72
70
Ю
> 77^- -т-52? Q?fi >М^7^У1 /УУт-^ЛТ
//'7/ЛУ//////
У/уУУ/У/У
//////\
/ / //,
C7z3/ I I2 К777!,? Е
ЕгЗ* EEL?
3'/
9L* С
Рис. /2/. Изменение положения кровли
многолетнемерзлых пород в пределах
линейно-площадного нарушения:
/ — супесь; 2—3 — поверхность грунта; 2 —
15.09.1978 г., 3— 10.10.1984 г.; 4—6 — кровля
многолетнемерзлых пород: 4 — 15.09.1978 г.,
5 — 30.09.1982 гг, 6 — 10.10.1984 г.
Рис. 122. Распределение температур грунта
по глубине на минеральном бугре пучения
А и плоском торфянике Б в различных ус¬
ловиях:
/—естественных (а — 1973 г.; 6—1983 г.); 2 —
нарушенных (а — 1973 г.; 6 — 1983 г.)
СГ б
1972 1977. 1982 годы '1972 1977 1982 годы
Рис. 123. Максимальные мощности сезонноталого слоя на минеральном бугре пучения
а и плоском торфянике б за 1972—1984 гг. в различных условиях:
1 — естественных; 2 — нарушенных
род (рис. 122). Глубина сезонного оттаивания уже в первые годы после
нарушения увеличилась более чем в 2 раза, в последующие годы она
продолжала немного возрастать (рис. 123). Влажность песка во всем
слое сезонного оттаивания уменьшилась более чем в 2 раза. На торфя¬
ных и торфяно-минеральных буграх и грядах пучения увеличение глу¬
бины сезонного оттаивания под влиянием нарушения было менее зна¬
чительным, чем на минеральных (табл. 42, ПТК 5в). В выемках и про¬
садках, образовавшихся на буграх и грядах, в которых значительно
возросла мощность снега и уменьшилась глубина сезонного промерза¬
ния, отмечается опускание кровли ММП до 5 м.
На минеральных буграх и грядах условия для восстановления уни¬
чтоженного растительного покрова неблагоприятные, и через 10 лет
после нарушения на них встречается лишь редкая травяно-моховая
растительность. Через 20 лет после прекращения техногенного воздей¬
ствия сохраняются несомкнутые растительные сообщества, не приоста¬
навливающие развитие нежелательных экзогенных процессов. Пора-
женность ими площади бугров 15%. На слабо закрепленных расти-
402
Таблица 42
Изменение термовлажностных условий под влиянием линейного строительства
в природных комплексах северной тайги
Индекс
ПТК
Суммарная влажность, %
Среднегодовые температуры
пород ("СЦ на глубинах (м)
Мощность
сезонно-
талого
(сезонно¬
мерзлого)
слоя, м
Мощность
снежного
покрова,
м
сезонноталого
(сезонномерз¬
лого) слоя
подстилающих
пород
1
2
3
10
\а
14 (9—20)
19 (15—23)
1,0
1,3
1,6
1,5
0,7
15 (4—28)
19 (12—20)
1.5
1.6
1,6
—
1,5
0,65
1а3
12 (8—16)
18 (15—28)
1,8
1,8
1,7
—
2,0
0,6
12 (4—27)
18(15-20)
2,8
2,5
2,1
—
1,8
0,6
\д
19 (13—26)
20 (17—23)
2.2
2,1
2,1
—
1,0
0,55
21 (10—27)
21 (15—23)
313
3,2
2,8
—
1,0
0,63
153
16 (11—19)
19 (16—24)
2,6
2,5
2,4
—
1,5
0,3
19 (10—25)
19 (15—21)
4,5
4,1
3,0
—
1,0
0,5
и
750/24
24 (20—30)
2,1
1,8
1,8
—
0,5
1,0
760/24
24 (21—30)
2,5
2,2
2,1
—
0,5
0,9
1г*
310/24
25 (21—30)
d,0
2,9
2,8
—
0,5
0,9
460/27
25 (22—30)
4,5
4,1
3,4
—
0,5
0,8
За
Постоянное избыточное
1,3
1,3
1,2
1,0
0,4
увлажнение
2,5
2,4
2,1
—
1,0
0,45
За4
То
же
1,4
1,4
1,3
—
0,5
0,7
3,4
2,8
2,4
—
0,5
0,75
Зв
1,2
1,0
1,0
—
1,0
0,5
1,5
1,4
1,2
—
1,0
0,5
Зв4
1,4
1,4
1,2
—
0,5
0,65
1.8
1,7
1,6
0,5
0,6
4а
485
25 (22—30)
—1,0
—0,9
—0,8
—0,6
0,64
0,5
520
26 (23—30)
—0,9
—0,7
—0,6
—0,6
0,56
0,5
4 а3
320
25 (13—30)
—0,2
-0,2
-0,2
—0,4
0,9
0,7
430
27 (22—30)
0,0
—0,1
—0,1
-0,2
1,0
0,7
46
300/17
23 (14—30)
—0,7
—0,1
—0,1
—
0,8
0,4
315/18
24 (11—30)
—0,5
—0,1
—0.1
—
1,0
0,35
4б3
185/14
16 (11—21)
0,0
—0,2
—0,2
—0,2
1,4
0,3
215/15
19 (10—27)
0.2
0,0
0,0
-0,1
1,7
0,3
5в
225/18
20 (14—30)
—1,2
—1,0
-0,8
—0,7
1,0
0,3
270/20
20 (19—30)
-1,0
—0,8
-0,6
—0,5
0,9
0,35
Ов3
170/17
17 (12—20)
—0,5
-0,9
—0,8
—0,6
1,3
0,35
230/18
19 (12—22)
—0,3
—0,2
0,0
—0,4
1,6
0,4
Примечание. Природные комплексы (ПТК): 1а — пологоволнистые мелкокочковатые
поверхности с березово-сосновыми бруснично-зеленомошно-лишайниковыми лесами; Id — слабона¬
клонные участки с пятнистыми березово-сосновыми багульниково-лишайниковыми рединами; \г —
понижения с кочковатыми лиственничными багульниково-сфагновыми рединами; За — полосы сто¬
ка с кочковатыми травяно-моховыми болотами; Зв—полосы стока с грядово-мочажинными кус-
тарничково-осоково-моховыми болотами; 4а — плоские поверхности с мелкокочковатыми морошко-
во-багульниково-сфагново-лишайниковыми торфяниками; 46 — мелкобугристые участки осоково-кус-
тарниково-мохово-лишайниковые; 5в — бугры пучения багульниково-сфагново-лишайниковые. Цифры
вверху индексов ПТК обозначают покрытие нарушенных участков вторичной травяно-моховой рас¬
тительностью, появившейся после снятия в 1972 г. растительного покрова, нарушения микрорелье¬
фа и удаления торфянистого горизонта мощностью 0,1—0,2 м в результате расчистки трассы (3 —
50—75 %, 4 — более 75%). Для каждого ПТК верхние ряды цифр относятся к 1977 г., нижние —
к 1982 г., в графах 2 и 3 в скобках даны минимальные и максимальные значения. Для двухслой¬
ного разреза (торф, подстилаемый песком) значения влажности разделены чертой.
дельностью буграх и грядах образуются озерки, зарастающие болотной
растительностью, а на вершинах бугров возникают эоловые микро¬
формы.
Заметные изменения геокриологических условий в полосе трассы
линейных сооружений отмечают на плоских (низких, ПТК 4а) и мелко¬
бугристых торфяниках (ПТК 46). На торфяниках удаление кустарнич-
ково-сфагново-лишайникового покрова и разрушение микрорельефа при
сохранении торфяного слоя привели к уменьшению альбедо поверхно¬
сти (с 0,24 до 0,1) и повышению температуры грунтов в летний период
на 2—4 °С. Глубже 2 м различия температур в естественных и нару¬
шенных условиях уменьшаются до 0,4 °С (см. рис. 124). На нарушен¬
ных торфяниках в первые годы после уничтожения растительного по-
26* 403
крова глубина сезонного оттаивания увеличилась незначительно (см.
рис. 125). Однако в дальнейшем в связи с изменением теплофизических
свойств торфа, подвергшегося осадке и уплотнению, а также развитием
заболачивания на нарушенных торфяниках отмечают заметное увели¬
чение глубины сезонного оттаивания. За исследованный 12-летний пе¬
риод глубина сезонного оттаивания на нарушенном торфянике не ста¬
билизировалась. Появившийся вторичный травяно-моховой покров пока
Не оказывает существенного влияния на глубину сезонного оттаивания.
На некоторых участках торфяника в полосе трассы в результате нару¬
шения стока поверхностных вод значительно возросли площадь и чис¬
ло мочажин и возникли новые озерки. На таких подтопленных участках
торфяника глубина сезонного оттаивания превысила глубину сезонного-
промерзания, и в настоящее время наблюдают понижение кровли ММП
до глубины 3 м. На таких залесенных и заболоченных участках изме¬
нения инженерно-геокриологических условий под влиянием нарушения
менее значительны, чем на буграх пучения и торфяниках.
На ранее залесенных участках (ПТК 1а, 1г, Id) уничтожение ра¬
стительного покрова привело к увеличению суммы поглощенной радиа¬
ции и небольшому повышению среднегодовых температур верхних
слоев грунта (см. табл. 42), которое прослеживалось до глубины 3 м.
На дренированных участках отмечается увеличение глубины сезонного-
промерзания с 1,5 до 2 м.
На плоских травяно-моховых (ПТК За) и грядово-мочажинных ку-
старничково-травяно-моховых (ПТК Зв), болотах, на которых в полосе
трассы был нарушен растительный покров, увеличилось число и пло¬
щади топей и озерков под влиянием нарушения стока. Альбедо поверх¬
ности нарушенных болот в летний период уменьшилось с 0,16 до 0,07
вследствие увеличения обводненности и частичного обнажения торфа.
В результате этого температуры поверхности в верхних слоях грунта
(до глубины 3 м) повысились на 1—4 °С (см. табл. 42).
Таким образом, в природных комплексах, нарушенных линейным
строительством, изменения температурного режима пород небольшие и
обычно наблюдаются только в верхних слоях ММП. Наибольшим изме¬
нениям подвергается слой сезонного оттаивания (промерзания): часто
значительно изменяются его мощность, влажность, а иногда даже про¬
исходит переход сезонного оттаивания в сезонное промерзание и опу¬
скание кровли ММП.
При линейном строительстве территория, на которой наблюдаются
изменения, часто намного превышает узкую полосу трассы. При этом
на участках, расположенных выше трубопроводов, проложенных в на¬
сыпи, происходит подпор поверхностных и грунтовых вод, следствием
чего является заболачивание территории, образование озер, а участки,,
лежащие ниже насыпи, осушаются. Изменения гидрологического и гид¬
рогеологического режимов приводят к изменению растительного по¬
крова. На переувлажненных участках происходят гибель деревьев, из¬
менения в травяно-кустарничковом и мохово-лишайниковом покровах
и режиме снежных отложений. Все это вызывает изменения геокриоло¬
гических условий.
Ширина зоны нарушения природной среды под влиянием линейного
строительства в северной тайге варьирует от 40 до 300 м. Нарушенная
зона наиболее узкая на дренированных талых ранее залесенных участ¬
ках, где ее ширина составляет 50 м. На заболоченных участках и бо¬
лотах ширина зоны нарушения увеличивается до 150—250 м, а места¬
ми до 300 м. Расширение здесь зоны нарушения связано с влиянием
подтопления и развитием заболачивания в прилегающих к трассе и пер¬
воначально не нарушенных природных комплексах. Первоначально на¬
рушенная площадь природного комплекса за счет развития заболачи¬
вания, термокарста, эолового переноса, а на холмистых участках и при-
бровочных частях также овражной эрозии и термоэрозии может увели¬
читься от 2 до 30 % (табл. 43).
404
Таблица 43
Площади нарушений в различных типах природных комплексов в полосе трассы
линейного сооружения через 10 лет после завершения строительства
Площади, занятые в природных комплексах
(в % общей площади комплекса)
Природные комплексы
Ширина
зоны
нарушения,
м
Участками
грунта
без
раститель¬
ности
Периоди¬
ческими
наруше¬
ниями
в период
эксплуата¬
ции
Эоло¬
выми
микро-
фор¬
мами
Появив¬
шимися
болотами
Термо¬
карстовыми
просадками
Слабонаклонные дренирован¬
ные залесенные поверхности
(пески талые)
50
40
16
4
—
—
Плоские заболоченные и зале¬
сенные поверхности (оторфо-
ванные пески с перелетками и
линзами мерзлых пород)
130
40
39
30
Полосы стока с болотами (пес¬
ки, перекрытые торфом, с пе¬
релетками и линзами мерзлых
пород)
200
56
Плоские торфяники (торф
мерзлый, подстилаемый песка¬
ми)
150
35
33
5
2
Мелкобугристые торфяники
(пески мерзлые, перекрытые
маломощным торфом)
250
65
62
9
3
Скопления залесенных бугров
и гряд пучения (пески мерз¬
лые, подстилаемые сильно¬
льдистыми суглинками)
140
70
36
2
4
9
Примечание. Площади периодических нарушений и эоловых микроформ включены в
площади участков без растительности.
Развитие криогенных геологических процессов. В результате на¬
блюдений установлено, что наибольшую опасность представляют соли-
флюкция, термоэрозия, термокарст, криогенное пучение грунтов и эоло¬
вая дефляция. Установлено, что эти процессы не только интенсифици¬
руются в пределах нарушенных зон, но часто проявляются в качествен¬
но иной весьма разрушительной форме. Так, медленная солифлюкция,
протекающая в естественных условиях почти без нарушения поверхно¬
сти, как правило, переходит в быстрые сплывы. Процесс солифлюкци-
онного сплывания постепенно захватывает участки склона, где расти¬
тельный покров не был нарушен. Зафиксированы участки солифлюк-
ционного сплывания, захватившие за три года склоны протяженностью
200—250 м.
При участии поверхностных вод интенсивность разрушения склона
резко возрастает. Образуются термоэрозионные промоины и овраги.
Так, на одном из участков трассы за три года образовались овраги
-«глубиной 3—3,5 м, шириной 6—7 м и протяженностью до 300 м. Термо¬
эрозия обычно захватывает прилегающие участки с ненарушенным на¬
почвенным покровом. Осадка трубы при термоэрозионном размыве на
одном из участков за 5 лет достигла 1046 мм, причем дополнительный
изгиб составил 700 мм на расстоянии 39 м. При одностороннем размыве
основания отмечено смещение трубы в сторону.
Основные причины интенсификации термоэрозии: 1) увеличение по¬
верхностного стока в населенных пунктах за счет устройства твердых
покрытий, сброса промышленных и бытовых вод, накопления снега;
2) перераспределение и концентрация поверхностного стока в резуль¬
тате отсыпки дорог, строительных площадок, устройства кюветов, лот-
405
ков, водопропускных сооружений, деформаций поверхности дорожным
транспортом и при прокладке трубопроводов; 3) улучшение условий
размываемости грунтов при удалении растительного и напочвенного по¬
кровов, отсыпки территории легко размываемыми пылеватыми песками.
Уже в 50—60-е годы отмечалось оврагообразование на застраивае¬
мых территориях г. Салехард, поселков Салемал, Тазовский и др. Ско¬
рости линейного роста оврагов в зрелой стадии для этих районов со¬
ставляли от 5 до 27 м в год. Еще более активно овражная эрозия стала
развиваться в связи с прокладкой газопроводов, дорог, расширением
старых и строительством новых населенных пунктов. При этом антро¬
погенное оврагообразование в начальной стадии проходит нередко с ка¬
тастрофической скоростью. Так, в г. Лабытнанги летом 1971 г. по кю¬
вету дороги на склоне начал развиваться овраг, который менее чем за
2 мес достиг длины около 200 м, глубины до 6 м и ширины до 10 м.
В бассейне р. Мессояха овраг, образовавшийся в результате сброса
промышленных и бытовых вод и увеличения стока талых, в течение
3 лет развивался со средней скоростью 130 м/год, а в последующие
4 года рост оврага в длину составил 5 м/год.
Развитие термокарста в зоне трасс определяется льдистостью от¬
ложений, характером нарушения поверхности и температурным режи¬
мом трубопровода. Термокарст по сегрегационным льдам отмечают по
трассам практически всех трубопроводов, автомобильных дорог, проло¬
женных на территории распространения многолетнемерзлых грунтов.
Он приводит к общему понижению поверхности на трассе, осадкам тру¬
бы или дороги и подтоплению. Термокарст по жильным льдам происхо¬
дит весьма интенсивно. За 2—3 года ледяные жилы вытаивают полно¬
стью и трасса расчленяется сетью канав. Процесс, как правило, захва¬
тывает прилегающие к трассе участки. В пределах гряд и бугров пуче¬
ния термокарст проявляется в виде неравномерных осадок и просадок,
достигших на одном из участков за 5 лет 850 мм. При пропуске теплого
газа процесс оттаивания и оседания грунтов усиливается. На одном из
участкоз максимальная осадка трубы за 7 лет составила 773 мм. Од¬
нако осадка по длине трубы происходит весьма неравномерно и это
приводит к изгибу трубы и ее поднятию на соседних участках. Макси¬
мальный изгиб трубы вверх составил 86 мм. Следует отметить, что
осадка трубы сопоставима с осадкой поверхности грунта рядом с тру¬
бой. Так, указанной выше максимальной осадке трубы соответствует
осадка поверхности грунта 786 мм.
Криогенное пучение грунтов на трассах в связи с увеличением глу¬
бины сезонного оттаивания — промерзания возрастает. Оно проявляется
на трассе в виде отдельных взбугриваний. Выпучивание трубы происхо¬
дит также неравномерно, что может при защемлении привести к раз¬
рыву ее. Криогенное пучение приводит также к постепенному выпучива¬
нию опор при надземной прокладке и опор вдоль трассовых линий
электропередачи. Остаточное выпучивание опор ЛЭП составляет 3—
5 см в год.
При хозяйственном освоении территории усиливаются также эоло¬
вые процессы. Основная причина антропогенной активизации эоловых
процессов — уничтожение растительности и напочвенного покрова при
выпасе оленей, в результате пожаров, воздействия транспортных средств
и землеройных механизмов.
Многочисленные небольшие по размерам песчаные раздувы встре¬
чаются в местах стоянок оленеводов на полуостровах Ямал, Тазовский,
Надым-Пуровском междуречье, вблизи старых населенных пунктов на
юго-восточном побережье Обской губы. Особенно интенсивно стали
развиваться эоловые процессы в последние 10—15 лет в связи с об¬
устройством газовых месторождений, прокладкой трубопроводов,
строительством крупных населенных пунктов и городов. Например, в
окрестностях городов Надым и Уренгой эоловые процессы развиваются
очень широко, нередки пыльные бури, отмечается образование дюн вы¬
406
сотой до 3 м. Интенсивной дефляции подвергаются незащищенные по¬
крытиями насыпи строительных площадок, автомобильных и железных
дорог. Так, по данным В. Л. Суходровского, на отдельных участках
песчаной железнодорожной насыпи за 12 лет ее существования склон
насыпи снизился на 50—70 см за счет выдувания.
Для оценки изменения инженерно-геокриологических условий осво¬
енной части газоносной провинции в целом дополнительно к режим¬
ным наблюдениям в 1981—1984 гг. ВСЕГИНГЕО была проведена по¬
вторная съемка методом ключевых участков с широким использованием
материалов повторной аэрофотосъемки. Ключевые участки съемки со¬
впадали с таковыми 1971—1975 гг. По материалам этих съемок были
построены модели полей основных компонентов инженерно-геокриоло¬
гических условий на моменты первоначальной и повторной съемок.
Сравнение моделей полей показало, что различия между инженерно¬
геокриологическими условиями по территории в целом до эксплуатации
и после 7—12 лет эксплуатации месторождений оказались статистиче¬
ски незначимыми. Эти изменения пока не вызвали интенсивного, тем
более катастрофического разрушения ландшафтов и значительного на¬
рушения экологического равновесия на всей территории в целом.
Прогноз изменения геокриологических условий
при различных типах техногенных нарушений
При современных способах и сложившихся видах хозяйственного освое¬
ния в районах криолитозоны Западной Сибири наблюдаются два глав¬
ных типа техногенных нарушений ландшафтной оболочки: импульсный
и постоянный, причем первому из них подвергается 70—80 %, второму —
соответственно 20—30 % хозяйственно освоенных площадей. Сущность
этих типов нарушений отражена в табл. 39 и 40.
Разделение техногенных нарушений ландшафтной оболочки на им¬
пульсные и постоянные имеет принципиальное значение с точки зрения
применимости тех или иных методов прогноза. При постоянном типе
нарушений преимущественно могут быть использованы количественные
методы, в основу которых положены математические модели, связан¬
ные с отсутствием или незначительностью обратных связей между ком¬
понентами природных геосистем. Такая ситуация создается либо при
постоянном нарушении (уничтожении) поверхностных покровов без воз¬
можности их самовосстановления, либо в первые 3—5 лет после им¬
пульсного нарушения почвенно-растительного покрова, пока его восста¬
новление незначительно и в расчетах им можно пренебречь [90].
При импульсном типе нарушений, т. е. если допустить, что расти¬
тельный покров самовосстанавливается, обратные связи внутри природ¬
ных геосистем оказываются весьма существенными. Расчетные методы
геокриологического прогноза для такой ситуации пока еще не разра¬
ботаны, и он может быть выполнен лишь методом природных аналогий,
т. е. методом прямого наблюдения за изменением геокриологических
условий при импульсном разрушении почвенно-растительного покрова.
Согласно этому методу, на исследуемой площади выбирают участки —
аналоги, подвергшиеся импульсному нарушению. На таких участках за¬
тем проводят многолетние стационарные наблюдения за изменением
геокриологических условий и восстановлением покровов. Данные, по¬
лученные в ходе подобных исследований, распространяют с соблюде¬
нием условий аналогии на всю территорию. В этом смысле материалы,
изложенные в предыдущем разделе этой главы, можно рассматривать
как составную часть такого прогноза.
Ниже приведены результаты регионального общего, т. е. без взаи¬
модействия с конкретными инженерными сооружениями, геокриологи¬
ческого прогноза при техногенных нарушениях ландшафтной оболочки
в районах криолитозоны Западной Сибири. Прогноз для условий им¬
407
пульсного типа нарушений выполнен методом природных аналогий,
для постоянного типа нарушений в основном расчетными методами.
Вид нарушения, для которого выполнялся прогноз, — площадной, со¬
гласно типизации нарушений, принятой выше (см. табл. 39). Важное
допущение, принятое при прогнозе, — пренебрежение возможными кли¬
матическими изменениями за прогнозный срок (20—30 лет), связанное
с тем, что воздействие техногенных нарушений на породы оказывается
'значительно большим, чем воздействие климатических изменений за
указанный срок.
Материалы геокриологического прогноза изложены в следующем
порядке: результаты прогноза изменения термовлажностного режима
пород при импульсном нарушении покровов, результаты прогноза тер¬
мовлажностного режима пород при постоянном типе нарушения, про¬
гноз развития криогенных геологических процессов. В последнем раз¬
деление по типу техногенных нарушений не проведено. Это связано как
с недостаточной изученностью процессов, вызванных техногенными на¬
рушениями, так и с тем, что, будучи деструктивными, они чаще всего
не допускают самовосстановления растительности в местах развития.
Поэтому в первом приближении разницу в развитии криогенных гео¬
логических процессов при импульсном и постоянном типах техногенных
нарушений можно считать не столь существенной. Прогноз их развития
выполнен совместным применением расчетных методов и метода при¬
родных аналогий.
Термовлажностные условия при импуЛьсном нарушении покровов
В зоне северной тайги наиболее существенные изменения геокриологи¬
ческих условий наблюдаются в природно-территориальных комплексах
(ПТК) с лесным и кустарниковым типами растительности, а также на
буграх и грядах пучения (табл. 44).
В лесах и кустарниках вырубка древостоя и густого кустарнико¬
вого яруса приводит к значительному уменьшению мощности снежного
покрова, увеличению глубины сезонного промерзания в 1,5—2 раза,
подъему кровли многолетнемерзлых толщ и понижению температуры
грунтов на 0,5—1 °С. На мерзлых участках среди дренированных ти¬
пов природных комплексов с лесной и кустарниковой растительностью
наблюдается небольшое увеличение глубины сезонного оттаивания (на
20—50 %). В заболоченных лесах и кустарниках удаление сфагнового
покрова при нарушении приводит к значительному увеличению (в 2 ра¬
за) глубины сезонного оттаивания, которая уменьшается через 20 лет
в 1,5 раза в связи с быстрым восстановлением растительного покрова.
В природных комплексах с холмистым рельефом активизация ов¬
ражной эрозии после уничтожения растительного покрова приводит к
образованию оврагов, в которых происходят увеличение мощности сне¬
га и повышение температуры грунтов на 1 °С. На участках между
оврагами незначительно (на 30 %) увеличивается глубина сезонного от¬
таивания.
На торфяниках, участках со скоплением бугров и гряд пучения и в
заболоченных тундрах на суглинках под влиянием уничтожения кустар-
ничково-мохово-лишайникового покрова и нарушения микрорельефа на¬
блюдается образование просадок и промоин, в которых накапливается
снег и температура грунтов повышается на 0,5—1 °С. На торфяниках и
заболоченных тундрах в первые 10 лет после нарушения глубины се¬
зонного оттаивания постепенно увеличиваются в 1,5—2 раза. В даль¬
нейшем по мере восстановления напочвенного покрова, увеличения его
мощности ожидается уменьшение глубины сезонного оттаивания.
На буграх и грядах пучения уже в первые годы после нарушения
глубина сезонного оттаивания увеличивается в 1,5—2 раза и более,
а в местах, подвергшихся выемкам и осадкам, отмечается понижение
кровли мерзлых пород на 3—5 м. В связи со слабым зарастанием буг-
408
Таблица 44
Прогноз изменения термовлажностных условий пород для центральных районов
криолитозоны Западной Сибири при импульсном нарушении (уничтожении)
почвенно-растительного слоя
Время
от
момен¬
та на¬
руше¬
ния,
годы
Температурные условия
птк
Литологический
разрез
Степень
проектив¬
ного
покрытия
раститель¬
ностью***
Г дуби¬
на
кровли
ММП,
м
Среднегодовая
температура, °С
Мощность
СТС
СМС ’ м
Пологоволнистые
0—0,5 м —су-
0
0,1—0,3
с; ш
0... —0,4
1—2,5
поверхности со
смешанными кус-
ГЛИНОК (№=
=47, у= 1,0)**
130
2-3
тарничково-мохо-
во-лишайниковы-
ми лесами
(ПТК — 1а)*
0,5—12,0 м —
песок (№=16,
V—1.6)
к
•3 R
— 1 ...—1,4
1,3—3
15—20
3—4
10
О с
— 1 ...—1,4
1,3—3
30-40
о—о
3-4
20
0.1
3 5
— 1 ...—1,4
1.3—з
75—80
3—4
Пологие холмы с
0—12 м — пе-
0
0,1
0,6—
2,4
—0,4...—3,1
0.6—2,4
пятнами-медальо¬
нами и березово-
сок (№=19,
Y=l,5)
120
‘
лиственничными
кустарничково-
5
—
3 5
0... —2
в оврагах
_ 0,8—3 __
лишайниковыми
рединами (ПТК —
16)
5—10
в ов¬
рагах
1—2
10
3 5
0... —2
0.8—3 _
15—25
1—2
20
О £
0... —2
0.8—3
30—40
о- о
1—2
Болота плоские
0—2 м — су¬
песь (№=21,
Y=l,5)
0
2 5
—0,2 ... —6,5
0.2—1.5_
"oi^i
кочковатые тра¬
вяно-моховые и
140
кустарничково-
травяно-моховые
(ПТК —36)
2—12 м — пе¬
сок (№=20,
Y=1.6)
5
2—5
—0,7... —7
0,4—2
40—60
0,7—1
10
2 5
—0,2 ... —6,5
0.3—2
“0^-Г
80—100
20
2 5
—0,2 ... —6,5
0.2—1.5,
~~ 0,7—1
140
409
Продолжение табл. 44
ПТК
Литологический
разрез
Время
от
момен¬
та на¬
руше¬
ния,
годы
Степень
проектив¬
ного
покрытия
раститель¬
ностью***
Температурные условия
Глуби¬
на
кровли
ММП,
м
Среднегодовая
температура, °С
Мощность
СТС
смс,м
Мелкобугристые
торфяники кус-
тарничково-мо-
хово-лишайнико-
вые с травяно¬
моховыми моча¬
жинами (ПТК —
46)
0—0,5 М —
торф (№=130,
у=0,5)
0,5—5 м — су¬
глинок (№=30,
у=1,3)
5—12 м — пе¬
сок (№=18,
у=1,6)
0
0,3—
1,2
0... —5,2
0.3—1,2
140
—
5
0,5—
1.8
0 ... —4,7
(в понижениях)
0,5—1,8
30—40
—
10
0,7—
2,0
0 ... —4,7
0,7—2,0
60—70
—
20
0,5—
1,8
0 ... —4,7
0,5-1,8
100—110
—
Минеральные буг¬
ры и гряды пуче¬
ния с пятнами-
медальонами и
кустарничково-ли-
шайниковыми
тундрами
(ПТК-56)
0—3,5 м — пе¬
сок (№=23,
Y-1.6)
3,5—12 м — су¬
глинок (№=78,
Y=l,2)
0
0,1 '
0,3—
1,8
—2,8... —6
0.3—1,8
ЙЗ
—
5
0,6—3
—2,3 ... —5,5
(в просадке)
0.6—3
5—10
—
10
0,6—3
—2,3 ... —5,5
0.6—3
15—25
—
20
0,6—3
-2,3... —5,5
0,6—3
30—40
—
Плоские кочкова¬
тые поверхности
с заболоченными
травяно-кустар-
ничково-лишай-
никово-моховы-
ми тундрами и
фрагментами бо¬
лот (ПТК — 6з)
0^0,3 м —
торф
0,3—1 м — су¬
песь (№=32,
Y=l,4)
1—12 м — су¬
глинок (№=41,
Y=l,4)
0
0,3—
1,4
—0,6... —4,8
0,3—1,4
160
—
5
0,6—2
0... —3,8
0,6—2
40—50
—
10
0,6—2
0 ... —3,8
0,6—2
90—100
—
20
0,5—
1,8
0... —3,8
0,5—1,8
160
—
* Индексы ПТК здесь приняты те же, что и в табл. 42.
* W ~ суммарная влажность, %; V —объемная масса, г/см’.
Для древостоя в числителе дана сомкнутость крон в долях единицы, в знаменателе —
сумма покрытий травяно-кустарничковых и мохово-лишайниковых ярусов, %.
410
ров и гряд уменьшение глубины сезонного оттаивания в ближайшие
20 лет здесь не произойдет. На мерзлых болотах нарушения раститель¬
ного покрова и режима снежных отложений в первые годы после тех¬
ногенного воздействия вызовут небольшое понижение температуры
грунтов (на 0,5 °С) и увеличение глубины сезонного оттаивания в 1,5—
3 раза. В дальнейшем нарушенные болота быстро зарастают, увели¬
чивается мощность мохового покрова, отмечается восстановление ис¬
ходного температурного режима и уменьшение глубины сезонного от¬
таивания. В остальных типах природных комплексов изменения гео¬
криологических условий под влиянием нарушения незначительны.
Таким образом, в большинстве типов природных комплексов в ре¬
зультате уничтожения растительного покрова, нарушений микрорелье¬
фа и режима снежных отложений отмечаются локальные изменения
температуры грунтов в пределах 0,5—1,5 °С. Знак этих изменений за¬
висит от уменьшения или увеличения мощности снежного покрова. На
болотах, отличающихся быстрым восстановлением растительного по¬
крова. и режима снежных отложений, за прогнозируемый 20-летний
период эти изменения исчезают. В остальных типах природных ком¬
плексов они сохраняются, поскольку за 20 лет не происходит полного
восстановления растительного покрова и нарушенного микрорельефа,
определяющих мощность снежного покрова.
Во всех типах природных комплексов увеличивается глубина се¬
зонного оттаивания в связи с уничтожением напочвенного покрова и
уменьшением мощности торфянистого горизонта. В дренированных ти¬
пах природных комплексов, отличающихся слабым восстановлением
растительного покрова, эти изменения сохраняются в течение длитель¬
ного времени. В слабо- и недренированных типах природных комплек¬
сов глубина оттаивания в первые 10 лет после нарушения увеличива¬
ется. а затем по мере восстановления напочвенного покрова будет
уменьшаться.
Одновременно с увеличением глубины сезонного оттаивания (или
промерзания) при импульсном нарушении покровов в большинстве при¬
родных комплексов будет происходить понижение среднегодовой тем¬
пературы пород. Поэтому подготовка территории к строительству в юж¬
ных (таежных) районах криолитозоны (вырубка леса, снятие напоч¬
венного покрова, сокращение высоты снежного покрова и т. д.) неиз¬
бежно приведет к формированию линз мерзлых пород на дренирован¬
ных участках, т. е. к новообразованию ММП. Так, под неотапливаемы¬
ми домами на поверхности I надпойменной террасы р. Надым почти за
10 лет сформировались линзы мерзлых пород мощностью 3,5—4,5, м.
Осушение болот при неизменной или уменьшающейся высоте снеж¬
ного покрова может вызвать увеличение глубины сезонного промерза¬
ния, формирование перелетков и линз ММП. К их новообразованию
приведет дренаж озер и промерзание подозерных таликов во всех при¬
родно-климатических зонах. На участках, сложенных водонасыщенны¬
ми тонкодисперсными грунтами, образование мерзлых пород будет со¬
провождаться неравномерным по площади пучением и возникновением
бугров и гряд пучения. Однако срезка бугров пучения при подготовке
территории к строительству приведет к возрастанию мощности сезонно¬
талого слоя, повышению температуры пород вследствие увеличения
мощности снежного покрова и в итоге к протаиванию линз мерзлых
пород, сопровождающемуся термокарстовыми просадками поверхности.
Аналогичная закономерность — увеличение мощности сезонноталого
слоя с одновременным понижением среднегодовой температуры пород
при импульсном нарушении почвенно-растительного слоя — будет в
основном наблюдаться также в подзоне лесотундры и зоне тундры. Как
следствие этой общей закономерности при техногенных нарушениях
поверхностных покровов развитие криогенных геологических процессов
по всей территории криолитозоны Западной Сибири будет связано преж¬
де всего с увеличением мощности сезонноталого слоя.
411
Термовлажностные условия при постоянном нарушении покровов
Основные методы прогнозирования характеристик теплового состояния
пород в настоящее время — приближенные аналитические или числен¬
ные решения задачи Стефана в сочетании со стационарными режим¬
ными наблюдениями за теплообменом в промерзающих или протаи¬
вающих породах верхних горизонтов, напочвенных покровах и призем¬
ном слое атмосферы. Основные трудности прогнозирования этих ха¬
рактеристик заключаются в сложности предвидения возможных изме¬
нений природных факторов в результате техногенных нарушений есте¬
ственных условий.
Как уже отмечалось, при инженерной подготовке территории и по¬
следующем строительстве неизбежное нарушение поверхностных усло¬
вий всегда ведет к одновременному изменению ряда природных фак¬
торов, в той или иной степени оказывающих влияние на тепловое со¬
стояние промерзающих.или протаивающих пород. Например, в резуль¬
тате отсыпки песка мощностью 0,3 м на участке с моховым покровом
(Уренгойский стационар) произошли изменения следующих природных
факторов: увеличилась влажность торфа в слое сезонного протаивания
в среднем на 40 % по сравнению с естественными условиями, что свя¬
зано с увеличением мощности сезонноталого слоя под отсыпкой и обра¬
зованием локальной чаши протаивания, в которой скапливается влага;
кроме того, резко снизилось испарение в этом горизонте, которое также
оказалось на характере увлажнения торфяного горизонта. Увеличение
мощности сезонноталого слоя под отсылкой на 0,15 м за один летний
сезон свидетельствует о значительном изменении теплоизоляционных
свойств напочвенного покрова, подвергшегося уплотнению и некоторому
дополнительному увлажнению. По сравнению с естественными условия¬
ми коэффициент теплопроводности мохового покрова за летний сезон
увеличился в 2 раза. Несмотря на значительное снижение теплоизоля¬
ционных свойств напочвенного растительного покрова, приведшее к уве¬
личению мощности слоя сезонного протаивания, в результате отсыпки
произошло заметное понижение среднегодовой температуры пород (с
—3,2 до —5,2 °С). За годовой цикл существования отсыпки понижение
среднегодовой температуры пород отмечалось до глубины 6 м. Связано
оно с отсутствием снежного покрова, который практически полностью
сдувался на рассматриваемом участке.
На участках с удаленным мохово-торфяным покровом мощностью
0,3—0,4 м на том же станционаре произошло увеличение мощности
сезонноталого слоя только за один летний сезон на 0,25—0,3 м, а за
два сезона на 0,5 м. При этом произошла осадка за счет протаивания
льдистого горизонта ММП и последующего его уплотнения на 0,1 —
0,15 м. Естественный дренаж территории обусловливал только эпизо¬
дическое существование горизонта воды на поверхности, что не спо¬
собствовало начальной стадии развития термокарста. За счет искус¬
ственного понижения уровня дневной поверхности в результате удале¬
ния мохово-торфяного покрова, т. е. на 0,3—0,4 м и глубже, и осадки
за счет протаивания (0,1—0,15 м) произошло существенное изменение
в характере снегонакопления. Максимальная мощность снежного по¬
крова здесь оказалась на 0,5—0,7 м больше, чем в естественных усло¬
виях. Согласно наблюдениям, теплообороты через поверхность за теп¬
лый период составили 149 100 кДж/м2, а за холодный — 73 080 кДж/м2.
По сравнению с естественными условиями здесь произошло резкое со¬
кращение теплооборотов через поверхность в холодный период и неко¬
торое увеличение их в теплый. В результате за счет удаления мохового
покрова произошли изменения и других природных факторов, что спо¬
собствовало созданию условий для многолетнего протаивания.
Таким образом, приведенные выше примеры свидетельствуют о зна¬
чительных и разнообразных изменениях геокриологических условий в
связи с техногенным воздействием на окружающую среду. При прогно¬
412
зе следует уделять особое внимание взаимообусловленности влияния
природных факторов на процессы промерзания — протаивания в горных
породах.
Для выяснения закономерностей влияния различных природных
факторов на процессы промерзания — протаивания в горных породах в
естественных и нарушенных условиях и для количественной оценки этих
факторов на территории Западной Сибири проводились стационарные
режимные наблюдения. В результате удалось определить закономерно¬
сти условий теплообмена в различных природных комплексах, уточнить
математическую модель исследуемых процессов промерзания — протаи¬
вания пород, обосновать предпосылки и допущения при использовании
в целях прогноза приближенных аналитических решений, установить
региональные и теоретические зависимости при определении исходных
параметров с учетом основных природных факторов, определить влия¬
ние возможных нарушений природной обстановки на характер тепло¬
обмена в промерзающих или протаивающих породах.
В результате освоения территории обычно техногенные нарушения
приводят к изменению поверхностных условий теплообмена: изменяются
температура дневной поверхности в теплый период, теплофизические и
термические свойства напочвенных покровов. Кроме того, за счет дре¬
нажа или заболачивания территории изменяется влажностной режим
пород слоя сезонного промерзания — протаивания. При этом возможно
и изменение состава пород слоя в результате нивелировки территории
(отсыпка или снятие грунта).
В табл. 45 приведены расчетные значения среднегодовой темпера¬
туры пород и мощности слоя сезонного промерзания — протаивания в
стационарном состоянии для трех геокриологических зон данного ре¬
гиона при следующих возможных изменениях природных факторов и
их сочетаний: изменении термического сопротивления снежного (Rcн)
и растительного покровов, состава и влажности пород слоя сезонного
промерзания — протаивания и высоты отсыпки из грубозернистого ма¬
териала (песка). При расчетах использованы закономерности измене¬
ния исходных параметров, установленные в результате режимных на¬
блюдений на стационарах.
Для зоны сплошного распространения многолетнемерзлых пород
верхние граничные условия при расчетах соответствовали району Ямбур¬
га: сумма градусо-месяцев холодного периода — 150, теплого — 30, про¬
должительность последнего — 3,5 мес. Термическое сопротивление ра¬
стительных напочвенных покровов принято равным 1 и 0,43 м2-°С/Вт,
что соответствовало сфагновому моховому покрову мощность^ 0,10—
0,15 м и покрову, представленному зелеными мхами, сфагнумом и яге¬
лем мощностью 0,06—0,07 м. Мощность снежного покрова при расчетах
учтена двумя вариантами: 0,1 м (/?сн = 0,43 м2-°С/Вт) для открытых
участков, с которых снег сдувается ветром, и 0,6 м (#Сн=1,7 м2-°С/Вт)
для пониженных в рельефе обычно закустаренных участков, на которых
происходит снегонакопление.
Для зоны прерывистого и островного распространения ММП верх¬
ние граничные условия при расчетах соответствовали району Уренгоя:
сумма градусо-месяцев холодного периода 130, теплого — 45 и продол¬
жительность последнего 4,5 мес. Термическое сопротивление напочвен¬
ного покрова (сфагнум мощностью 0,2 м) принято равным 0,86 м2-°С/Вт
в теплый период и 0,52 м2-°С/Вт — в холодный, а для зеленых мхов,
сфагнума и ягеля — равным 0,43 м2-°С/Вт в теплый и холодный перио¬
ды. Мощность снежного покрова при расчетах учтена двумя вариантами:
для открытых участков, на которых средняя мощность снежного покро¬
ва составляет 0,1 м (#Сн = 0,43 м2-°С/Вт), и для защищенных от ветра
участков, где мощность снежного покрова составляет 0,9 м (RCh =
= 2,59 м2-°С/Вт).
Для зоны сезонномерзлых пород верхние граничные условия при
расчетах соответствовали району г. Тобольск, где сумма градусо-меся-
413
Зона сплошного распространения многолетнемерзлых пород
Таблица 45
Прогнозные значения параметров слоя сезонного промерзания—протаивания
414
Пр одолжение табл. 45
415
Продолжение табл. 45
Геокриологическая зона
Состав пород СТС. СМС
Влажность пород СТС,
СМС, %
Термическое сопро¬
тивление напочвен¬
ного растительного
покрова,
0,86 ма сС/Вт
Термическое сопротивле¬
ние снежного покрова,
0,86 ма ‘С/Вт
Мощность отсыпки
из песка, м
Среднегодовая темпера¬
тура пород, СС
Мощность слоя сезонного
промерзания — протаива-
пня, м
Теплый
период
Холодный
период
Зона сплошного распространения
многолетнемерзлых пород
ы
о
о
<и
с
10
0,5
0,5
0,5
0,0
-8,3
0,90
2,0
0,0
—4,7
1,10
' 0
0
0,5
0,0
—7,8
1,77
2,0
0,0
-3,7
2,00
15
1,0
1,0
0,5
0,0
—8,3
0,33
' 2,0
0,0
—4,8
0,48
0,5
0,5
0,5
0,0
—8,0
0,78
2,0
0,0
—4,3
0,94
0
0
0,5
1,0
—7,1
1,64
2,0
0,0
—3,0
1,83
Зона прерывистого и островного распространения
многолетнемерзлых пород
о.
о
н
200
1,0
0,6
0,5
0,0
0,5
1,0
—6,7
—6,7
—6,6
0,35
0,41
0,35
3,0
0,0
0,5
1,0
—0,7
—0,6
-0,5
0.46
0,52
0,46
0,5
0,5
0,5
0,0
0,5
1,0
—4,9
—4,8
—4,6
0,51
0.51
0,44
3,0
0,0
0,5
1,0
0,6
0,8
1,0
0,56
0,54
0.50
0
0
0,5
0,0
0,5
1,0
—4,9
—4,8
—4,6
0,68
0,59
0,51
3,0
0.0
0,5
1,0
1,5
1,8
2,1
0,46
0,42
0,40
416
Продолжение табл. 45
Геокриологическая зона
Состав пород СТС, СМС
Влажность пород СТС,
СМС, %
Термическое сопро¬
тивление напочвен¬
ного растительного
покрова,
0,86 ма°С/Вт
Термическое сопротивле¬
ние снежного покрова,
0,80 ма-°С/Вт
Мощность отсыпки
из песка» м
Среднегодовая темпера¬
тура пород, °С
Мощность слоя сезонного
промерзания—протаива-
ния, м
Теплый
период
Холодный
период
500
1,0
0,6
0,5
0,0
—6,8
0,28
0,5
—6,7
0,34
1,0
—6,6
0,28
3,0
0,0
—0,8
0,36
0,5
—0,7
0,43
1,0
-0,6
0,37
0,5
0,5
0,5
0,0
—4,9
0,42
0,5
-4,8
0,67
=с
1,0
—4,6
0,36
о
Си
О
с
3,0
0,0
0,6
0,42
а
0,5
0,8
0,39
Ч
СО
хг
си
1,0
1,0
0,36
о.
о
а>
2
н
<v
X
0
0
0,5
о.о
—4,9
0,65
н
0,5
—4,8
0,53
ч
о
1,0
—4,6
0,42
as
S
3,0
0,0
1,4
0,43
К
S
0,5
1.7
0,39
X
а>
1,0
2,0
0,35
X
I
X.
И
а
о
20
1,0
0,6
0,5
0,0
—6,6
0,67
си
0,5
—6,6
0.95
о
СЗ
1,0
—6,5
0,67
си
о
и
о
3,0
0,0
—0,5
1,06
я
CQ
0,5
—0,4
1.23
о
о.
1,0
—0,3
1,06
н
о
я
0,5
0,5
0,5
0,0
—4,6
1,12
о
и
0,5
—4,4
1,12
о
н
1,0
—4,1
0,95
и
S
я
си
3,0
0,0
1,0
1,12
о
си
X
о
0,5
1,3
1,04
с
1,0
1,6
0,95
X
е-
X
и
со
и
0
0
0,5
0,0
—4,0
1,67
0,5
—3,8
1,41
1,0
-3,5
1,18
3,0
0,0
2,4
1,09
0,5
2,6
1,00
1,0
2,9
0,91
40
1,0
0,6
0,5
0,0
—6,7
0,42
0,5
—6,7
0,55
1,0
—6,6
0,42
27 Зак. 514
417
Продолжение табл. 45
Геокриологическая зона
Состав пород СТС, СМС
Влажность пород СТС,
СМС, %
Термическое сопро¬
тивление напочвен¬
ного растительного
покрова,
0,86 м* °С/Вт
Термическое сопротивле¬
ние снежного покрова,
0,86 ма сС/Вт
Мощность отсыпки
из песка, м
Среднегодовая темпера¬
тура пород, °С
Мощность слоя сезонного
промерзания—протаива-
ния, м
Теплый
период
Холодный
период
40
1,0
0,6
3,0
0,0
—0,7
0,64
0,5
—0,6
0,78
1,0
—0,5
0,66
0,5
0,5
0,5
0,0
—4,8
0,77
0,5
—4,7
0,77
1.0
—4,5
0,62
*
о
К
3,0
0,0
0,7
0,64
S
ч
0,5
0,9
0,63
>=t
и
>>
1,0
1,2
0,56
О
и
о
е
0
0
0,5
0,0
—4,2
1,28
3
0,5
—4,0
1,01
со
1,0
—3,7
0,81
о.
L
S
О
3,0
0,0
2,1
0,63
о
0,5
2,3
0,56
о
1,0
2,6
0,49
о
3
к
10
1,0
0,6
0,5
0,0
—6,5
0,85
о
го
с-
3,0
0,0
-0,3
1,41
н
CJ
о
а,
п
о
0,5
0,5
0,5
0,0
—4,4
1,55
С-
р
о
3,0
0,0
1,2
1,17
а
о
си
н
о
о
0
0
0,5
0,0
—3,7
2,47
о
о
н
*
3,0
0,0
2,4
1,04
=
О
12
Е
сГ
си
15
1,0
0,6
0,5
0.0
-6,5
0,68
с
го
3
со
3,0
0,6
—0,3
1,10
0,5
0,5
0,5
0,0
—4,4
1,30
3,0
0,0
1,2
0,85
0
0
0,5
0,0
—3,7
2,20
3,0
0,0
2,6
0,80
418
Продолжение табл. 45
Геокриологическая зона
Состав порол СТС, СМС
Влажность пород СТС,
СМС, %
Термическое сопро¬
тивление напочвен¬
ного растительного
покрова,
0,86 м»-'С/Вт
Термическое сопротивле¬
ние снежного покрова,
0,86 ма°С/Вт
Мощность отсыпки
из песка, м
Среднегодовая темпера¬
тура пород, ~С
Мощность слоя сезонного
промерзания—протаива-
ния, м
Теплый
период
Холодный
период
Зона сезонномерзлых пород
а,
о
Н
200
0,5
0,5
0
0
—1,3
0,77
1,0
0
2,2
0,58
2,0
0
3,4
0.35
0
0
0
0
—2,5
0,90
1,0
0 2,0
0,73
2,0
0 3.3
0,44
500
0,5
0,5
0,0
0 —1.3
0,68
1,0
0 2,2
0,45
2,0
0 1 3,4
0,25
0
0
0
0 —2,6
0,86
1,0
0 1,9
0.60
2,0
0 3,2
0,32
Суглинок
20
0,5
0,5
0
0 —0,5
1,86
1,0
0
3,0
1,03
2,0
0 4,2
0,49
0
0
0
0 | —0,5
2,39
1,0
0 4,0
1,23
2,0
0
5,3
0,60
40
0,5
0,5
0
0 —1,0
1,27
1,0
0
2.4
0.70
2.0
0 3.6
0,33
0
0
0
0
-2,0
1,71
1.0 0
1,5
1,03
2,0 0 3,7
0,44
о
о
о
с
10
0,5
0,5
0 | 0 0,2
2,58
1.0 | 0 | 3,1
1.10
2,0 0 4,2
0,41
0
0
0 0
1,1
3,14
1,0 | 0 4,3
130
2,0
0 6.2
0,40
15
0,5
0,5
0 0 0,2
2,17
1,0 0
3.1
0,88
2,0 0
4,2
0,38
0
0
0 | 0
1,1 1 2.79
1.0 | 0
4,3 | 1,08
2,0 / 0
6,2 | 0,32
27*
419
Рис. 124. Схематическая карта прогноза
геокриологических условий:
1—2 — наиболее опасные зоны в отношении
новообразования (1) и в отношении протаива-
ния (2) многолетнемерзлых пород; 3 — южная
граница распространения многолетнемерзлых
пород в естественных условиях; 4 — граница
Западно-Сибирской плиты. 1—4 — южные гра¬
ницы возможного новообразования многолет¬
немерзлых пород при отсутствии на поверх¬
ности снежного покрова и разных влажно¬
сти грунта № (в %) и затененности; 1 — от¬
крытой поверхности, №=20; 2 — затененной по¬
верхности, №=20; 3 — открытой поверхности,
№=40; 4 — затененной поверхности, №=40;
5—8 — Северные границы возможного протаи-
вания многолетнемерзлых пород при удале¬
нии с поверхности почвенно-растительного
покрова; 5 — открытая поверхность, макси¬
мальное снегонакопление, 6 — затененная по¬
верхность, максимальное снегонакопление, 7 —
открытая поверхность, минимальное снегона¬
копление, 8 — затененная поверхность, мини¬
мальное снегонакопление
Рис. 125. Скорость новообразования мно¬
голетнемерзлых пород в северной (а),
центральной (б) и южной (в) частях
зоны их островного и прерывистого рас¬
пространения (Рен — термическое сопро¬
тивление снежного покрова; W — влаж¬
ность пород):
/—затененная поверхность, термическое со¬
противление снежного покрова (в м2-град/Вт)
/?с\{=0, влажность пород (в %) №=20; 2 —
открытая поверхность, Лсн= 0, №=20; 3 — за¬
тененная поверхность, /?сн=0, №=40; 4 — от¬
крытая поверхность; /?сн =0, №=40; 5 — за¬
тененная поверхность, RCH=0,5, №=40; 6 —
затененная поверхность, /?сн=1, №=40; 7 —
затененная поверхность, /?сн = 1,3, №—40
a S
цев холодного периода составляет 75, теплого — 70, а продолжитель¬
ность этих периодов одинакова и равна б мес. Термическое сопротивле¬
ние напочвенных покровов в летний период принято равным
2,43 м2-°С/Вт, что соответствует маломощному моховому покрову, лес¬
ной подстилке или слою дерна. Мощность снежного покрова при рас¬
четах для данного района оценивалась тремя вариантами: 0,0; 0,2 и
0,6 м, что соответствует условиям открытого и защищенного снегона¬
копления. Термическое сопротивление при таких мощностях снежной
толщи соответственно равно 0,0; 0,86 и 1,72 м2-°С/Вт.
Анализ формирования среднегодовых температур пород и мощно¬
сти слоя сезонного промерзания и протаивания (см. табл. 45) пока¬
зывает, что процессы многолетнего протаивания при определенных тех¬
ногенных нарушениях возможны даже в зоне сплошного распростра¬
нения ММП, а процессы многолетнего промерзания — в зоне сезонно¬
мерзлых пород. Наиболее опасные зоны для развития этих процессов
показаны на рис. 124.
Расчеты и моделирование, выполненное на гидроинтеграторе систе¬
мы В. С. Лукьянова, позволили оценить интенсивность этих процессов
в различных геокриологических зонах в зависимости от характера тех¬
ногенных нарушений.
420
Рис. 126. Изолинии глубин протаивания
многолетнемерзлых пород (в м) за 20 лет
при удалении с поверхности напочвенного
растительного покрова и сохранении усло¬
вий максимального снегонакопления:
1 — открытая поверхность; 2 — затененная поверх¬
ность. Остальные условные обозначения см. на
рис. 124
При наиболее благоприят¬
ных условиях охлаждения (от¬
сутствие на поверхности снежно¬
го покрова) 10-метровая толща
мерзлых пород на севере зоны
островного и прерывистого рас¬
пространения ММП формируется
в зависимости от влажности и
условий прогрева (затененные,
открытые участки) за 7—12 лет
(рис. 125). В центральной части
этой же зоны 10-метровая толща
промерзает уже за 12—18 лет, а
на юге при тех же условиях за
20 лет промерзает только 7—8 м.
При этом отмечается неоднознач¬
ное влияние увлажненности по¬
верхностных отложений на ско¬
рость этих процессов. Так, на се¬
вере зоны с увеличением влаж¬
ности скорость многолетнего про¬
мерзания замедляется, а на юге
имеет место обратная зависи¬
мость— скорость увеличивается.
Это объясняется формированием более низких среднегодовых темпера¬
тур при увеличении влажности пород за счет различий коэффициентов
теплопроводности в талом и мерзлом состояниях и неравнозначным вли¬
янием этих различий на юге и севере области вследствие разных значе¬
ний глубин сезонного протаивания — промерзания. Снежный покров
значительно сокращает темп многолетнего промерзания.
В зоне сезонномерзлых пород, но потенциально возможного ново¬
образования мерзлых толщ, при определенных техногенных нарушениях
природной среды скорость многолетнего промерзания резко уменьша¬
ется. Моделированием установлено, что при наличии высокотемператур¬
ных пород верхнего горизонта (4—6 °С) вначале идет процесс охлаж¬
дения и только после предварительного охлаждения создаются условия
для формирования ММП. Согласно моделированию, период охлажде¬
ния в зависимости от граничных условий составляет 1—4 года. Если за
это время ММП не формируются, то ожидать их новообразования в
дальнейшем не следует.
Освоение территории, как правило, приводит к нарушению напоч¬
венных покровов. При этом моховой покров теряет теплоизоляционные
свойства либо полностью, либо частично за счет уплотнения и измене¬
ния влажностного режима. В этом случае при отсыпке территории гру¬
бозернистым грунтом и при сохранении естественного состояния снеж¬
ного покрова (или при его незначительных нарушениях) создаются
условия для многолетнего протаивания мерзлой толщи. Процесс много¬
летнего протаивания может развиваться и при совершенном дренаже
поверхности. Скорость протаивания при этом будет зависеть от увлаж¬
ненности поверхностных отложений, условий прогрева и степени нару¬
шения напочвенного растительного покрова и режима снегонакопления.
С учетом этих факторов составлена схематическая карта глубины мно¬
голетнего протаивания за 20-летний период (рис. 126). В качестве усло¬
вий прогрева учтены варианты затененной и открытой поверхности, а
в отношении снегонакопления рассмотрено условие защищенной поверх¬
ности, когда мощность снежного покрова в среднем за зимний период
достигает 0,75 м (/?сн = 2,16 м2-°С/Вт). Глубина протаивания рассчита¬
на для суглинистых пород с влажностью 20 %.
Согласно расчетам, при создании таких условий в результате тех¬
ногенных нарушений за 20 лет на юге области развития мерзлых пород
421
данного региона глубина многолетнего протаивания достигает 10—
11,5 м, а в центральной части зоны островного и прерывистого распро¬
странения многолетнемерзлых пород — 8—9,5 м.
Криогенные геологические процессы
Потенциальные осадки при оттаивании многолетнемерзлых пород. По¬
тенциальной осадкой при оттаивании мерзлых пород здесь называют
выраженную в метрах величину осадки поверхности, которая может
возникнуть при оттаивании мерзлых пород до глубины 10 м. Как отме¬
чалось выше, протаивание до такой глубины при определенных усло¬
виях (увеличение снегонакопления, уничтожение почвенно-раститель¬
ного покрова под тепловыделяющими сооружениями и др.) может про¬
изойти в течение 10—20 лет, что примерно соответствует принятому
сроку прогнозирования. До глубины 10 м породы наиболее льдонасы¬
щенные, и их оттаивание определяет основную часть возможной тепло¬
вой осадки. В связи с этим определение величин потенциальной осадки
и основных региональных закономерностей их пространственного рас¬
пределения целесообразно с точки зрения прогноза термокарста, осадок
под тепловыделяющими сооружениями, прогнозной оценки возможного
изменения рельефа при техногенных или естественных изменениях при¬
родных условий.
Расчетные величины потенциальной осадки оттаивания ММП За¬
падной Сибири существенно неодинаковы в разных районах этой огром¬
ной территории. „Здесь обособляются три зоны: Северная, Центральная
и Южная [100]:
Северная зона территориально совпадает с площадью широко¬
го распространения сингенетических ММП и генетически неоднородных
мерзлых толщ и занимает северные районы полуостровов Ямал и Гы-
данский. Все эти районы характеризуются доминирующим развитием
сильнольдонасыщенных пород со слоистыми и сетчато-слоистыми крио¬
генными текстурами, содержащими мощные (до 10—12 м) полигональ¬
но-жильные льды. Эпикриогенные породы в верхней 10-метровой части
разреза здесь развиты лишь в пределах древних морских равнин. Для
них также характерны высокая объемная льдистость, преобладание сет¬
чатых и слоисто-сетчатых криогенных текстур, наличие эпигенетических
полигонально-жильных льдов мощностью до 3—5 м и широкое распро¬
странение инъекционных и пластовых льдов.
Многолетнемерзлые породы этой зоны при протаивании могут да¬
вать большую осадку. Потенциальная ее величина при оттаивании
10-метрового слоя только за счет мезотекстурообразующих льдов может
достигать 5—6 м, а с учетом вытаивания полигонально-жильных льдов
и больших величин.
Синкриогенные толщи отложений в целом характеризуются наи¬
большими величинами потенциальной осадки оттаивания. Значение мо¬
дуля осадки оттаивания элементарного слоя суглинистых пород чаще
всего изменяется от 175 до 450 мм/м, супесчаных — от 100 до 200 мм/м,,
хотя в ряде разрезов достигает существенно больших величин. В песча¬
ных породах, содержащих тонкие шлиры льда, его значение колеблется
в меньших пределах и обычно составляет 80—ПО мм/м.
Суммарная потенциальная осадка оттаивания за счет мезотексту¬
рообразующих льдов наиболее высока в суглинистых разрезах морских
толщ: в большинстве случаев она достигает 3—4 м. Песчаные породы
менее сжимаемы, их тепловая осадка не превышает 1,5—2 м.
Суммарная потенциальная осадка синкриогенных толщ резко воз¬
растает за счет вытаивания скоплений сингенетических полигонально¬
жильных льдов. Например, на п-ове Мамонта, где в сильнольдистых
суглинках II морской террасы тепловая осадка за счет мезотекстуро¬
образующих льдов может составить 2,5—3 м, вытаивание полигональ¬
но-жильного льда мощностью 9—11 м приводит к увеличению ее до
422
7—8 м. В супесчано-песчаных лагунно-морских и аллювиальных отло¬
жениях вытаивание крупных скоплений сингенетических полигонально¬
жильных льдов обусловливает повышение их потенциальной осадки
в 2—3 раза.
Расчеты потенциальной осадки оттаивания эпикриогенных пород в
этой зоне показывают, что и они могут дать большую тепловую осадку.
Так, тонкодисперсные грунты салехардской и казанцевской свит при
оттаивании только за счет мезотекстурообразующих льдов дают места¬
ми осадки до 3—4 м. На участках распространения инъекционных и
пластовых льдов, залегающих ниже 10-метровой части разреза, тОнко-
дисперсные породы имеют повышенную льдистость за счет крупносет¬
чатой толстошлировой криогенной текстуры. Суммарная осадка протаи-
вания их может составить более половины мощности разреза. В случае,
когда пласт залегает (хотя бы и частично) в пределах рассматривае¬
мой 10-метровой части разреза, осадка может достигать и больших
размеров.
Эпикриогенные супесчано-песчаные породы водораздельных равнин
Северной зоны нередко имеют слоистую криогенную текстуру. Потен¬
циальная осадка оттаивания их чаще всего составляет 1—1,5 м. Боль¬
шую осадку в отдельных районах могут давать песчаные породы, при¬
чем довольно равномерную по всему разрезу, что редко наблюдается
в более дисперсных грунтах, где льдистость распределяется более диф¬
ференцированно.
Потенциальная осадка оттаивания 10-метровой толщи за счет эпи¬
генетических полигонально-жильных льдов в этих районах может со¬
ставить 0,6—1,1 м. Следует подчеркнуть, что мощность последних не
превышает 4—5 м. В этом же интервале толщи сосредоточено очень
большое количество включений сегрегационного льда. Все это обуслов¬
ливает максимальные величины возможной тепловой осадки этого слоя,
которые значительно превышают среднее их значение для всего 10-ме¬
трового разреза.
Центральная зона пространственно совпадает с территорией
развития преимущественно эпикриогенных пород зоны практически
сплошного распространения. Она охватывает южные районы полуостро¬
вов Гыданский, Ямал и Тазовский. Основные черты криолитологиче¬
ских особенностей этой территории: преобладание по площади эпикрио¬
генных пород, приуроченность маломощных разрезов синкриогенных
пород к поймам рек и участкам торфяников, развитие в пределах по¬
следних полигонально-жильных льдов мощностью до 2—4 м, приуро¬
ченность сильнольдонасыщенных пород к площадям распространения
болотных отложений, а слабольдистых — к сильнорасчлененным, хоро¬
шо дренированным (к началу промерзания) участкам.
Величина потенциальной осадки оттаивания мерзлых пород описы¬
ваемой зоны различна. Наиболее значительна она в сильнольдистых
суглинисто-глинистых породах различных возраста и генезиса, особенно
на участках, где они перекрыты слоем торфа 1—2 м, а местами и бо¬
лее. Большая часть осадки формируется при оттаивании верхних 5—
7 м разреза. В целом для таких разрезов при оттаивании 10-метровой
толщи наиболее характерны осадки в 2—3,5 м; в отдельных районах,
особенно в толщах озерных отложений, она может достигать 4,5—5,5 м.
Столь же просадочны сильнольдистые глины ирбитской свиты палео¬
гена, залегающие на участках линейно-грядового рельефа на юге Та-
зовского полуострова.
Во многих районах, где развиты морские, ледниково-морские и ал¬
лювиальные породы супесчано-суглинистого состава, потенциальная
осадка чаще всего составляет 1—2 м. На участках интенсивно расчле¬
ненного рельефа слабольдистые суглинки дадут существенно меньшие
осадки — 0,5—0,7 м. Еще менее значительная осадка ожидается при
протаивании разрезов, сложенных песчаными породами аллювиального
и морского генезиса: наиболее часто она составляет 0,3—0,4 м.
423
Большие тепловые осадки возможны при протаивании болотных от¬
ложений, представленных с поверхности торфом и залегающих на раз¬
личных элементах рельефа и на различных по составу породах. Их ве¬
личина при оттаивании до 10 м может достигать 1,8—2 м при мощности
торфов 2,5—3 м. Наличие столь сильно сжимаемых пород в верхней
части разреза резко увеличивает относительную суммарную осадку
10-метрового разреза отложений, чем и обусловлено широкое развитие
потенциально сильнопросадочных пород на юге описываемой зоны.
Таким образом, для тонкодисперсных многолетнемерзлых грунтов
Центральной зоны наиболее высокие значения потенциальной осадки
оттаивания характерны для участков, сложенных сверху сильнольди¬
стыми торфяными породами, которые подстилаются суглинистыми обра¬
зованиями. Песчаные породы в отличие от Северной зоны в большин¬
стве районов дают ничтожную осадку при оттаивании и наиболее удоб¬
ны для освоения. Небольшими величинами потенциальных тепловых
осадок также характеризуются суглинисто-глинистые слабольдистые и
уплотненные грунты водораздельных равнин, залегающие вдоль запад¬
ного побережья Тазовского и части Гыданского полуостровов.
Южная зона характеризуется несплошным площадным распро¬
странением ММП. Верхняя 10-метровая часть их разреза промерзла
после окончания голоценового климатического оптимума, в результате
чего на этой территории сформировались главным образом эпикриоген-
ные толщи мерзлых пород. Характер распределения в них криогенных
текстур и льдистости предопределен в основном гранулометрическим
составом пород, наличием или отсутствием в них водоносных, в про¬
шлом песчаных, горизонтов, влажностью пород до промерзания, поверх¬
ностными условиями.
Наибольшие потенциальные тепловые осадки, величины которых
достигают 4—4,5 м, а местами и 5,5—6 м, в пределах этой зоны свой¬
ственны разрезам, сложенным сильнольдистыми суглинисто-глинистыми
породами, перекрытыми сильнольдистыми торфами мощностью 3—4 м.
Такие толщи достаточно широко развиты в пределах среднечетвертич¬
ных водораздельных равнин, верхнечетвертичных озерно-аллювиальных,
аллювиальных и озерных террас, расположенных в Приобье на Полуй-
Надымском, Надым-Пуровском, Пур-Тазовском и Таз-Енисейском меж¬
дуречьях. Столь же высокие значения потенциальных осадок рассчита¬
ны для интенсивно пучинных новообразований многолетнемерзлых су¬
глинистых пород, не перекрытых сколько-нибудь значительным слоем
торфа. Однако и здесь, как и в других районах этих широт, подавляю¬
щая часть величины потенциальной осадки оттаивания приходится на
самую верхнюю 3—5-метровую наиболее льдонасыщенную часть раз¬
реза.
Супесчано-песчаные грунты зоны в подавляющем большинстве раз¬
резов непросадочны или могут дать очень небольшую тепловую осадку
оттаивания. Ее величина, как правило, не превышает 0,15—0,20 м. Од¬
нако на участках, где они перекрыты слоем (2—4 м и более) автохтон¬
ных торфяных пород, величина осадки 10-метрового разреза возрастает
до 2,6—3 м за счет высокой сжимаемости торфа при оттаивании и боль¬
шой его доли в разрезе.
В самой южной части описываемой зоны ММП развиты только под
торфяниками или замшелыми темнохвойными лесами и представляют
собой эпигенетически промерзшие льдонасыщенные суглинисто-глини¬
стые и песчано-супесчаные образования мощностью до первых десятков
метров. Высокая льдонасыщенность этих пород обусловлена образова¬
нием мерзлых толщ среди сильнообводненных талых пород. Потенци¬
альная осадка оттаивания этих грунтов в пределах темнохвойных лесов
может составить 2—2,5 м. В районах, где развиты мощные (до 5—6 м)
мерзлые сильнольдистые торфяники, величины осадки даже для раз¬
резов, в которых торф подстилается песчаными породами, могут пре¬
высить 3—4 м.
424
В целом следует подчерк¬
нуть прямую зависимость потен¬
циальной осадки оттаивания
ММП Западно-Сибирской плиты
от величины содержания в них
сегрегационного льда и льда-це¬
мента, а также резкое возраста¬
ние осадки на участках распрост¬
ранения полигонально-жильных,
пластовых и инъекционных льдов.
Наиболее высокие значения ве¬
личин осадки оттаивания отмеча¬
ют в синкриогенных толщах арк¬
тической части плиты. В южном
направлении они в целом убыва¬
ют, а затем вновь возрастают по
мере увеличения доли сильноль¬
дистых торфяных пород в разре¬
зах мерзлых толщ. Эти законо¬
мерности можно проследить на
схематической карте потенциаль¬
ных осадок при оттаивании ММП
(рис. 127).
Термокарст. Согласно изло¬
женному выше прогнозу термо¬
влажностных условий, освоение
территории и сопутствующее ему
техногенное воздействие на на¬
почвенный покров и верхние го¬
ризонты почвенно-грунтового комплекса приводит к увеличению глуби¬
ны сезонного оттаивания грунтов. В результате этого происходит ча¬
стичное или полное оттаивание промежуточного слоя — верхнего гори¬
зонта толщи ММП, характеризуемого повышенным льдосодержанием.
Величина просадки земной поверхности hnР, вызванная оттаиванием
промежуточного слоя, зависит от его льдистости, значения приращения
глубины сезонного оттаивания и может быть определена по формуле
ЛпР = (Яот-Яест)8/(1-8),
где Нот и Нест — глубины сезонного оттаивания грунта соответственно
после освоения территории и в естественных условиях, м; б-•-относи¬
тельная осадка оттаивающего грунта.
Термопросадки, сопровождающие увеличение мощности сезонно¬
талого слоя при освоении территории, соответствуют первой стадии тер¬
мокарста и очень широко распространены. Как отмечено выше, вели¬
чина термопросадок в целом уменьшается с севера на юг. Первая ста¬
дия термокарста — обязательная и практически повсеместная. Эта ста¬
дия кратковременна и завершается в большинстве случаев в течение
2—5 лет.
Дальнейшее развитие термокарста, его вторая стадия, носит из¬
бирательный характер и имеет место лишь при определенном сочета¬
нии условий. В обобщенном виде условия, необходимые для развития
процесса во второй стадии, определяются одним из следующих соот¬
ношений:
Рис. 127. Величины суммарной потенциаль¬
ной осадки оттаивания верхней 10-метро¬
вой части разреза многолетнемерзлых пород
Западно-Сибирской плиты:
1—4 — области преимущественного распростране¬
ния многолетнемерзлых пород, обладающих сум¬
марной потенциальной осадкой оттаивания: /—
S<1 м, 2 —5=1—3 м, 3 — 5=3—5 м, 4 — S>5 м;
5 — талые породы с мелкими островами много¬
летнемерзлых пород, S=l—5 м. Остальные ус¬
ловные обозначения см. на рис. 124
f- > 0, 8>0 (теплый тип термокарста), ^
*$<(), Нп 07У Нл (холодный тип термокарста),
где t% —среднегодовая температура грунта на глубине сезонного про¬
мерзания-оттаивания; б — относительная осадка оттаивающего грунта;
425
#п.от — потенциальная глубина сезонного оттаивания; Нл — глубина за¬
легания верхней поверхности залежеобразующего льда.
Первое из условий (1) выполняется, когда толщина снежного по¬
крова или слоя воды в термокарстовом понижении больше критических
значений, при которых начинается многолетнее оттаивание пород. Ана¬
логовое моделирование [37] процессов промерзания-оттаивания грунтов
и формирования их температурного режима показало, что значение кри¬
тической толщины снежного покрова сильно зависит от литологического
состава и свойств грунтов сезонноталого слоя. Так, для условий терри¬
торий Медвежьего и Уренгойского месторождений природного газа по¬
лучены следующие значения критической толщины снежного покрова
(в м): в южной лесотундре для песчаных грунтов 0,45—0,55, для су¬
глинистых— 0,7—0,9, для торфяных, подстилаемых песком или суглин¬
ком,— 1,1—1,3 (при мощности торфянистого слоя 0,5 м), в северной
лесотундре — соответственно 0,55—0,65; 0,9—1,1; 1,3—1,5.
Специально изучалась также зависимость критической толщины
снежного покрова от мощности торфянистого слоя. В области малых
значений мощности торфа эта зависимость весьма сильная. Так, для
указанных районов каждые 10 см торфа повышают значение крити¬
ческой толщины снежного покрова на 10—15 см и понижают t$ на
0,5—1,0 °С. По мере увеличения мощности торфянистого слоя относи¬
тельное вдияние его приращения уменьшается. Естественно, что чем
тоньше торфянистый горизонт, тем в большей мере он разрушается при
освоении территории. При планировании и производстве работ необ¬
ходимо принимать все возможные мерц для сохранения этого слоя.
Изучение геокриологического значения торфянистого горизонта по¬
казало, что для того, чтобы мощность снежного покрова оказалась
больше критической, не обязательны существенные изменения в режиме
накопления снежной толщи; часто достаточно удалить тонкий торфя¬
нистый горизонт, залегающий на поверхности минерального грунта. Ни¬
же приведены расчетные разности критической мощности снежного по¬
крова (йкр)1 и среднемноголетнего значения средней за зиму мощности
снежного покрова Лест, соответствующие климатологическим данным:
Пункт
^*кр ^ест>
м
Пункт
^кр ^*е'
м
Салехард
0,1
Мыс Каменный
0,7
Надым
0,0
Марре-Сале
0,8
Тарко-Сале
—0,1
Сеяха
0,9
Сидоровск
0,1
Тадибеяха
0,9
Игарка
0,1
Гыда-Ямо
0,9
Ныда
0,4
Харасавэй
1,0
Тазовское
0,4
Тамбей
1,0
Яр-Сале
0,4
Мыс Дровяной
1,3
Новый Порт
0,6
Эти данные показывают, что в северотаежной зоне и в подзоне юж¬
ной лесотундры климатологическое значение мощности снежного покро¬
ва практически равно, а в некоторых местах даже больше критического
значения. В таких условиях освоение территории может привести к мно¬
голетнему оттаиванию многолетнемерзлых пород.
Величина просадки поверхности в результате вытаивания подзем¬
ного льда зависит от льдосодержания грунта. Особенностью процесса
при его развитии по теплому типу является то, что его начало может
не совпадать со временем освоения территории, а быть сдвинуто на не¬
сколько лет, когда начнется таяние залежеобразующего льда или силь¬
нольдистого грунта. Термокарст теплого типа широко распространен в
южной зоне, охватывающей северную тайгу и южную лесотундру. Наи¬
более интенсивно он протекает на минеральных грядах и площадях пу¬
1 Критическая мощность вычислена для случая полного удаления торфянистого
слоя.
426
чения. По наблюдениям, про¬
веденным на таких участках в
течение 10 лет после освоения
территории, осадка поверхно¬
сти достигает 1,5 м, и даже че¬
рез 10 лет после удаления на¬
почвенного покрова еще обра¬
зуются новые термокарстовые
просадки.
Развитие термокарста на
первой стадии приводит к
дифференциации микрорелье¬
фа осваиваемого участка, к
образованию западин, в кото¬
рых мощность снежного по¬
крова больше, чем на окружа¬
ющей территории. Зная глуби¬
ну западины, при которой
мощность снега равна крити¬
ческой, по графикам (рис. 128)
можно определить минималь¬
ную величину относительной
осадки (6min) оттаивающего
грунта, при которой возможно развитие второй стадии термокарста по
теплому типу.
При благоприятном гидрогеологическом режиме возможно обводне¬
ние западины. При глубине слоя воды больше критического значения
среднегодовая температура грунта на глубине сезонного промерзания—
оттаивания положительная, и на таких участках происходит субакваль-
ное развитие термокарста теплого типа. Выполненные расчеты [79] поз¬
волили определить критические глубины водоема (#кр) для выделен¬
ных зон и минимальное значение относительной осадки грунта, при
которой на первой стадии развития термокарста глубина водоема мо¬
жет оказаться больше критической (табл. 46).
Сопоставление критической глубины водоема и дополнительной
мощности снежного покрова, необходимой для развития термокарста в
субаквальных условиях, показало, что в северной зоне развитие термо¬
карста в субаквальных условиях теоретически возможно, но для этого
необходимо, чтобы относительная осадка оттаивающего грунта была
не менее 0,6. В субаэральных условиях в Северной зоне втора? стадия
термокарста развиваться не может. Образование термокарстовых озер
в естественных условиях происходило либо в более благоприятных кли¬
матических условиях, либо эти озера явились вторично термокарстовы¬
ми. Первоначально они образовались в результате перестройки рельефа.
В Центральной зоне сочетание климатических и криолитологических
условий достаточно благоприятно для развития термокарста на тех уча-
Таблица 46
Условия развития второй стадии термокарста в различных зонах
Западной Сибири
Зона
лкр-лест- м
Яот Яест’ м
якр’м
5ш1п
Северная
0,8 н более
0,4—0,8
0,7 и более
0,6 и более
Центральная
0,4—0,7
0,6—0,9
0,3—0,6
0,35—0,5
Южная
0
0
0
Больше 0
Рис. 128. Зависимость минимальной относи¬
тельной тепловой осадки мерзлых пород 6mm
ОТ Лкр—Лест ДЛЯ различных Ног— Яест.
йкр — критическая мощность снежного покрова на
осваиваемом участке, м; йест — мощность снежного
покрова в естественных условиях, м. Глубины се¬
зонного оттаивания: #от — после освоения террито¬
рии, м; Яест—в естественных условиях, м
427
стках, где относительная осадка
оттаивающего грунта больше 0,4.
На рис. 129 нанесены значения
6min и выделены участки, где
фактическая относительная осад¬
ка оттаивающего грунта в преде¬
лах 10-метровой мерзлой толщи
(см. рис. 127) больше или равна
6min. Эти участки являются ме¬
стами потенциально возможного
развития термокарста по тепло¬
вому типу в пределах Северной и
частично Центральной зон.
Необходимо подчеркнуть,
что при определении значения
6min предполагалось полное уда¬
ление напочвенного покрова и
торфа и соответственно оголение
минерального грунта. Даже при
частичном сохранении слоя тор¬
фа в пределах центральной зоны
площадь возможного развития
термокарста по теплому типу со¬
кратится в несколько раз.
I Как уже было отмечено, зна¬
чения относительной осадки от¬
таивающих грунтов (см. рис. 127)
получены с учетом как текстуро¬
образующего, так и повторно-жильного льда. Однако на участках с
повторно-жильным льдом термокарст развивается преимущественно по
холодному типу (особенно в Северной зоне) и лишь при наиболее бла¬
гоприятных условиях под водоемами — по теплому. При развитии тер¬
мокарста по холодному типу происходит избирательное вытаивание
льда, сопровождаемое образованием бугристо-западинного рельефа и
байджарахов. Холодный тип термокарста реализуется в том случае, ес¬
ли вследствие испарения, внутригрунтового и поверхностного стока тол¬
щина слоя воды, а также мощность снега меньше критических значе¬
ний, показанных в табл. 46.
Интенсивность термокарстового процесса зависит от мощности и
свойств промежуточного слоя и слоя сезонного оттаивания в естествен¬
ных условиях. Возможность развития процесса определяется вторым
условием выражения (1), которое может быть детализировано следую¬
щим образом:
h < 0; Нп от ^ ^ест 4~ (1 + °) Нц. с>
где //п.с — мощность промежуточного слоя; б — относительная осадка
оттаивающего грунта этого слоя.
Ежегодная величина оттаивания повторно-жильного льда может
быть определена по формуле [79]
hA = K{tT т —2)/(олЛ),
где Хт — коэффициент теплопроводности талых грунтов; tr — средняя
температура воздуха за летний период; т — продолжительность летнего
Л2 ал1Р
периода; Й= ——; ал — скрытая теплота плавления единицы объе¬
ма льда; h — мощность слоя грунта над льдом; W — объемная влаж¬
ность грунта, залегающего поверх залежеобразующего льда.
По расчетам и данным стационарных наблюдений в районах, схо¬
жих с Северной зоной, ежегодная скорость вытаивания мощного син-
428
Рис. 129. Схематическая карта участков
потенциально возможного развития второй
стадии термокарста:
1 — границы зон: 2—3 — области, где фактические
значения тепловой осадки б меньше 6mjn (2) и
больше бт1п (3). Цифры на рисунке — минималь¬
ные в пределах зоны значения относительной
тепловой осадки 6min, "при которых возможно
развитие процесса. Остальные условные обозна¬
чения см. на рис. 124
генетического повторно-жильного льда под слоем грунта толщиной 40—-
60 см составляет 10—20 см за один летний сезон. Высота байджарахов.
при этом может достигать 3 м, а в редких случаях и более.
Криогенное пучение. Материалы по сезонному криогенному пучению
позволяют дать прогнозную оценку этого процесса при общем освоении'
территории. Так как интенсивность сезонного пучения не изменяется при
увеличении мощности слоя сезонного протаивания—промерзания, то*
выделенные типы участков с различной степенью интенсивности прояв¬
ления этого процесса останутся без изменения.
В пределах участков и районов, сложенных на значительную (3—
4 м) глубину пучинистыми грунтами, прогнозируемое увеличение мощ¬
ности указанного слоя приведет к возрастанию суммарной величины пу¬
чения.
На участках, где сезонноталый и сезонномерзлый слои сложены:
пучинистыми грунтами, а ниже залегают непучинистые пески, суммар¬
ная величина пучения не возрастет, так как прогнозируемая мощность,
указанных слоев увеличится за счет нижележащего непучинистого-
грунта.
Расчеты показали, что при общем освоении территории суммарная
величина пучения грунтов сезонноталого слоя возрастет в 2—3 раза.
Суммарная величина пучения грунтов сезонномерзлого слоя возрастет
в 1,5—2 раза. При этом неравномерность проявления пучения по пло¬
щади при пучении грунтов сезонноталого слоя в целом уменьшится, а
при пучении грунтов сезонномерзлого слоя — резко увеличится.
При новообразовании ММП сезонные взбугривания нередко ока
зываются началом формирования многолетнего сегрегационного бугра
пучения, так как в следующий зимний сезон на этом участке мощность
снега резко уменьшится и произойдет дополнительное охлаждение
грунта. Мощность линзы мерзлого грунта увеличится. Рост ее сопро¬
вождается пучением и дальнейшим поднятием поверхности в этом месте.
Об этом свидетельствует новообразование бугров пучения, зафиксиро¬
ванное при освоении территории. В данном случае размеры бугров по
площади в первые годы их роста совпадают с размерами взбугривания
при криогенном пучении грунтов сезонномерзлого слоя мощностью 2 м
и более.
Возрастание суммарной величины пучения при освоении приведет
примерно к такому же увеличению остаточного выпучивания малона-
груженных фундаментов. По наблюдениям, остаточное выпучивание
опор вдоль трасс ЛЭП в связи с увеличением мощности сезонноталога
слоя в 2—2,5 раза увеличивается от 2 до 10 см в год. При такой вели¬
чине остаточного выпучивания опоры выходят из строя через 5—10 лет.
Следует также отметить, что величины касательных сил пучения (0,10—
0,12 МПа), полученные по данным стационарных наблюдений, могут
быть использованы для расчетов различных сооружений, так как интен¬
сивность криогенного пучения при освоении территории не изменяется.
Криогенное растрескивание иногда может быть причиной разруше¬
ния некоторых сооружений (фундаментов зданий, насыпей, земляных
плотин, дорожных и аэродромных покрытий и т. п.). На севере Запад¬
ной Сибири прогноз криогенного растрескивания грунтов приобретает
значение в связи с линейным строительством и, в частности, с подзем¬
ной прокладкой холодных магистральных трубопроводов. Криогенные
трещины, если они оказываются ориентированными перпендикулярна
оси трубопровода, в зимний период вызывают дополнительные растя¬
гивающие напряжения в стенках труб. Расчеты этих напряжений требу¬
ют знания основных параметров криогенных трещин: их глубины, ши¬
рины раскрытия, расстояния между соседними трещинами.
В некоторый случаях хозяйственное освоение территории севера
Западной Сибири сопровождается сильным нарушением снежного по¬
крова, вплоть до его полного удаления, что приводит к резкому изме¬
нению термического режима поверхностного слоя грунта — сильному
42»
Таблица 47
Расчетные значения температуры воздуха самого холодного месяца
Метеорологическая
станция
*В1- сс
*В2’ °с
Метеорологическая
станция
*В1* 'с
*B2- 'с
Тамбей
—25,8
14,2
Салехард
—23,7
9,0
Сеяха
—24,7
11,4
Полуй
—23,6
9,0
Новый Порт
—24,8
10,4
Уренгой
—25,7
14,1
Тазовский
—26,7
13,6
Питляр
—23,2
7,7
Яр-Сале
—24,0
7,9
Мужи
—22,4
8,5
Ямбург
—23,2
8,8
Тарко-Сале
—25,0
12,8
Ныда
—24,3
12,4
Сытомино
—21,8
7,2
Сидоровск
—27,1
12,5
его охлаждению. В результате криогенные трещины могут образовы¬
ваться в тех местах, где при нормальном снежном покрове они отсутст¬
вуют. В связи с этим целесообразен прогноз криогенного растрескива¬
ния грунтов при удаленном снежном покрове. Для такого прогноза ис¬
пользована методика, изложенная в работе [79]. По этой методике воз¬
можность криогенного растрескивания и параметры криогенных тре¬
щин (глубина и расстояние между трещинами) определяются двумя
группами факторов: механическими (тррмореологическими и прочност¬
ными) свойствами мерзлых грунтов и климатическими условиями.
Механические свойства мерзлых грунтов, определяющие процесс
криогенного растрескивания, включают: деформационные и прочност¬
ные показатели (в том числе — коэффициент вязкости разрушения в
вершине трещин) и коэффициент температурного расширения. Указан¬
ные свойства были определены лабораторным путем на образцах основ¬
ных разновидностей песчано-глинистых и торфяных грунтов, наиболее
распространенных в криолитозоне Западной Сибири [42, 113].
Климатические условия, необходимые для прогноза криогенного
растрескивания, включают среднегодовую температуру пород tcР, сред¬
неминимальную (за самый холодный месяц) температуру поверхности
грунта ^oi и амплитуду вторичных колебаний температуры поверхности
грунта /02 в течение самого холодного месяца. Поскольку прогноз крио¬
генного растрескивания проводили при удаленном снежном покрове, то
в расчетах ориентировочно принято, что среднеминимальная температу-
оа поверхности грунта /0i равна средней температуре воздуха за са¬
мый холодный месяц iBь а вторичные амплитуды температуры на по¬
верхности грунта t02 равны амплитудам суточных колебаний температу¬
ры воздуха /в2* По данным табл. 47, среднемесячная температура воз¬
духа самого холодного месяца на севере Западной Сибири изменяется
в среднем от —21 до —27 °С, а величина вторичных амплитуд от 5
до 15 °С. Отмечено, что для климатических условий севера Западной
Сибири между величинами температуры воздуха tB\ и вторичными ам¬
плитудами температуры воздуха /В2 существует определенная зависи¬
мость. В среднем можно принять, что температуре воздуха tB\ =—20 °С
соответствует вторичная амплитуда £вг=5 °С, /Bi = —25 °С вторичная
-амплитуда /Б2=10 °С, а /в\ = —30 °С вторичная амплитуда /вг=15 °С.
Расчеты, выполненные путем математического моделирования на
ЭВМ, показали, что при удаленном снежном покрове криогенные трещи¬
ны должны образовываться во всех типах грунтов территории криолито-
зоны Западной Сибири. Однако прогнозные параметры криогенных тре¬
щин в типичных грунтах севера Западной Сибири неодинаковы
(табл. 48).
Прогнозные данные (см. табл. 48) вместе с климатическими пока¬
зателями (см. табл. 47) и с данными о температуре ММП на глубине
430
Таблица 48
Прогнозные параметры криогенных трещин для типичных грунтов севера
Западной Сибири при удаленном снежном покрове
Тип грунта и его влажность.
%
'В1 = *01> °с
*Ср'
°с
А, м
1, м
Песчаный, №=10—15
—20
—2..
.—5
6—4
10—8
—20
—5..
.—8
4—2
5—4
—25
—2..
.—5
6,5—5
10—8
—25
—5..
.—8
5—3,5
6—4
—30
—2..
.—8
7,8—6
8—7
Супесчано-суглинистый,
—20
—2..
.—8
9—8
11—9
II
to
0
1
ю
сл
—25
—2..
.—8
9,5—9
10
—30
—2..
.—8
10—9
10—9
То же, №=25—35
—20
—2..
.—8
6,5—5,5
11—9
—25
—2..
.—8
7—6
9—7
—30
—2..
.—8
7,5—6,5
8—7
Торф, №=200—400
—20 и ниже
—2..
.—8
Больше мощ-
5—10*
ности торфа*
* Глубина трещин (А) и расстояние между соседними трещинами (I) определяются лито¬
логией подстилающего торф слоя, так как расчетная глубина трещин в торфе (более 8 м) оказа¬
лась больше максимальной мощности торфа в регионе (5 м).
нулевых амплитуд позволяют составить схематическую картограмму
распределения прогнозных значений параметров криогенных трещин для
территории криолитозоны Западной Сибири в условиях удаленного
снежного покрова (рис. 130). Несмотря на очень большую погрешность
прогнозных расчетов, на картограмме проявляется достаточно четкая
зональная закономерность в распределении параметров трещин по пло¬
щади рассматриваемой территории: в песчаных и супесчано-глинистых
грунтах частота расположения трещин к северу увеличивается, а глуби¬
на — уменьшается.
Термоэрозия и другие про¬
цессы. Расчетные методы прогно¬
за термоэрозии и других нерас-
сматриваемых процессов (эоло¬
вых, наледеобразования, соли-
флюкции) в настоящее время ли¬
бо не разработаны, либо очень
несовершенны. Поэтому в оценке
изменения их интенсивности про¬
явления по площади и во време¬
ни при техногенных нарушениях
поверхностных покровов можно
ориентироваться лишь на данные
фактических наблюдений, кото¬
рые пока остаются столь немно¬
гочисленными и несистематиче¬
скими, что не позволяют осущест¬
вить прогноз методом природных
аналогий.
431
Рис. 130. Прогнозные параметры криоген*
ного растрескивания грунтов при удален¬
ном снежном покрове:
1—2 — изолинии ширины полигонов (в м) в грун¬
тах: 1 — песчаных, 2 — супесчано-суглинистых. Ос¬
тальные условные обозначения см. на рис. 124
Качественная оценка возможного развития этой группы процессов
следует из имеющихся отрывочных данных наблюдений, которые изло¬
жены выше, а также из прогнозируемого при техногенных нарушениях
(импульсных и постоянных) увеличения мощности СТС в 1,5—2 раза.
Последнее означает неизбежность резкой активизации по площади и во
времени таких процессов, как термоэрозия, солифлюкция и эоловые
процессы, возможность и интенсивность развития которых непосредст¬
венно связаны с мощностью СТС. В отношении термоэрозии и соли-
флюкции можно добавить, что дальнейшее освоение территорий газовых
и нефтяных месторождений в криолитозоне Западной Сибири может
очень сильно активизировать процессы, так как именно территории тек¬
тонических поднятий подвержены им в наибольшей степени. Активиза¬
ция эоловых процессов, связанных с уничтожением почвенно-раститель¬
ного покрова и увеличением мощности сезонноталого слоя, неизбежна
в любом районе, где развиты песчаные отложения, но особенно это от¬
носится к лесной зоне.
Районирование территории по устойчивости
многолетнемерзлых пород к техногенным воздействиям
В настоящее время отсутствует общепринятое определение понятия ус¬
тойчивости ММП к техногенным воздействиям, так же как и отсутству¬
ют удовлетворительные количественные меры устойчивости. Поэтому
обычно понятие устойчивости существенно качественное и сводится к
сравнительной (•больше, меньше) экспертной оценке территорий по их
предрасположенности к развитию криогенных физико-геологических
процессов при техногенных воздействиях. Естественно, что такая оцен¬
ка зависит от опыта и научных взглядов экспертов. Кроме того, устой¬
чивость ММП в принципе будет различной по отношению к различным
видам техногенных воздействий, рассмотренных выше. В то же время
среди всех видов техногенных воздействий наиболее распространено
уничтожение почвенно-растительного слоя. Поэтому в настоящем раз¬
деле рассмотрена устойчивость ММП по отношению к самому распро¬
страненному из видов техногенного воздействия — уничтожению почвен¬
но-растительного покрова.
В данном разделе принимается следующая качественная градация
территории ММП по степени устойчивости к техногенным нарушениям
площадного типа: устойчивые, относительно устойчивые (или относи¬
тельно неустойчивые) и неустойчивые. К устойчивым отнесены ММП,
которые при уничтожении почвенно-растительного покрова не оттаи¬
вают и в которых криогенные физико-геологические процессы не разви¬
ваются. К относительно устойчивым, или относительно неустойчивым,
отнесены ММП, которые при уничтожении почвенно-растительного по¬
крова не оттаивают, но в них за счет увеличения мощности сезоннота¬
лого слоя могут на ограниченных площадях развиваться криогенные
•физико-геологические процессы. К неустойчивым отнесены ММП, ко¬
торые при уничтожении почвенно-растительного покрова протаивают
(высокотемпературные мерзлые породы) и (или) в которых интенсив¬
но и на большей площади развиваются криогенные физико-геологиче¬
ские процессы (например, сильнольдистые ММП с залежеобразующими
льдами).
Из самых общих физических соображений следует, что устойчи¬
вость ММП к техногенным воздействиям зависит в первую очередь от
их среднегодовой температуры и льдистости. Например, оптимальные
условия для развития многолетнего протаивания грунтов существуют
в пределах участков, сложенных высокотемпературными отложениями,
поскольку здесь наиболее вероятен переход среднегодовой температу¬
ры грунтов через О °С не только при минимальных техногенных воздей¬
ствиях, но и при естественной динамике климата. В пределах этих райо-
432
Таблица 49
Зависимость устойчивости
многолетнемерзлых пород
к техногенным воздействиям
от среднегодовой температуры
и льдистости
Льдпстость
пород
Среднегодовые температуры
пород, °С
0 . . • -1
-1. . . -5
ниже —5
<0,2
Н
О. Н
У
0,2—0,4
Н
Н
О. н
>0,4
Н
Н
н
Примечание. и — неустойчивые
многолетнемерзлые породы; о. н — относитель¬
но неустойчивые; у — устойчивые.
Рис. 131. Распространение криолитозоны
Западной Сибири по устойчивости к техно¬
генным нарушениям ландшафтной оболоч¬
ки:
1—2 — области преимущественного распростране¬
ния местностей: 1 — относительно неустойчивых
к техногенным нарушениям, 2 — неустойчивых;
3 — северная граница таежной зоны.
Остальные условные обозначения см. на рис. 124
нов, особенно на участках с сильнольдистыми грунтами, при увеличе¬
нии глубины сезонного протаивания создаются благоприятные условия!
для развития термокарста и термоэрозии. Таким образом, наиболее не¬
устойчивы участки распространения высокотемпературных сильнольдис¬
тых грунтов.
К наиболее устойчивым должны быть отнесены участки распростра¬
нения низкотемпературных ММП с минимальным содержанием тексту¬
рообразующего льда. На этих участках вследствие незначительной льди¬
стости грунтов и незначительного увеличения мощности сезонноталого
слоя при техногенных воздействиях условия для развития криогенных
физико-геологических процессов не обеспечиваются.
Таким образом, неустойчивость ММП должна возрастать при по¬
вышении их среднегодовой температуры и увеличении льдистости. При¬
чем опыт и расчеты показывают, что льдонасыщенность пород имеет
большее значение, чем их температура, так как, например, даже при
низкой среднегодовой температуре, но большей льдистости пород, в
них будет развиваться термокарст и термоэрозия. В целом указанные
закономерности применительно к выделенным выше градациям устой¬
чивости могут быть схематически представлены в виде табл. 49.
Окончательно региональная оценка устойчивости ММП Западно-
Сибирской плиты к техногенным воздействиям с учетом высказанных
выше соображений может быть произведена на ландшафтной основе-
Устойчивость развитых в пределах криолитозоны Западной Сибири при¬
родных комплексов с учетом среднегодовой температуры и льдистости
пород может быть оценена следующим образом:
Озерно-котловинные
Озерно-болотные
Хасырейные
Приречные
Линейно-грядовые
Холмистые
Относительно неустойчивые
Неустойчивые (в тундре и лесотундре с макроледяными*
включениями, в тайге — сильнольдистые)
Неустойчивые в тундре и лесотундре за счет макроледяных.
включений, относительно неустойчивые в северной тайге
Неустойчивые в тундре за счет жильных льдов, устойчивые-
низкотемпературные в лесотундре, неустойчивые высокотемпе¬
ратурные в тайге
Неустойчивые
Неустойчивые в тундре за счет пластовых и жильных льдов-
устойчивые в лесотундре и неустойчивые высокотемператур¬
ные в тайге
28 Зак. 514
43S
Крупнохолмистые Неустойчивые в тундре за счет пластовых льдов, неустойчивые
высокотемпературные в тайге
Пологоувалистые Относительно неустойчивые в южной тундре и лесотундре и
неустойчивые в тайге
Предгорные .Относительно неустойчивые в южной тундре и лесотундре,
неустойчивые высокотемпературные в тайге
Отсюда следует, что к устойчивым в Западной Сибири могут быть
отнесены лишь холмистые местности в лесотундровой подзоне, кото¬
рые занимают очень небольшую площадь. Таким образом, практически
вся территория криолитозоны Западной Сибири может быть оценена
как неустойчивая, или относительно неустойчивая, к техногенным воз¬
действиям. Поэтому схематически, по преобладанию тех или иных ти¬
пов местностей, территория криолитозоны Западной Сибири по устойчи¬
вости может быть разделена на две области, которые показаны на
рис. 131.
ГЛАВА XIII
ПРИНЦИПЫ РАЦИОНАЛЬНОГО ИСПОЛЬЗОВАНИЯ
И ОХРАНЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ СРЕДЫ
Рациональное освоение территории
Материалы предыдущей главы свидетельствуют о том, что при уничто¬
жении почвенно-растительных покровов ММП подавляющей части тер¬
ритории криолитозоны Западной Сибйри становятся неустойчивыми.
Причем связанное с их неустойчивостью развитие криогенных процессов
захватывает не только территории непосредственного уничтожения (им¬
пульсного или постоянного) почвенно-растительных покровов, но и
прилегающие участки. Поэтому основной общий принцип рациональной
хозяйственной (прежде всего строительной) деятельности — максималь¬
ное сохранение почвенно-растительных покровов. Именно этот принцип
наиболее экономичный для поддержания тепло- и влагообмена в поро¬
дах в существующих пределах и тем самым предотвращающий разви¬
тие деструктивных криогенных геологических процессов.
Однако часто или по технологическим причинам, или по условиям
эксплуатации сооружений принцип сохранения почвенно-растительного
покрова не может быть соблюден. В таких случаях для обеспечения
надежности сооружений и охраны природной среды при производстве
строительных работ и эксплуатации сооружений и их комплексов необ¬
ходимо осуществлять специальные мероприятия, выбор которых зави¬
сит от конкретных типов сооружений, технологии возведения и эксплуа¬
тации. В настоящем разделе кратко рассмотрены принципы использо¬
вания в условиях криолитозоны Западной Сибири следующих методов
рационального освоения: рекультивации ландшафтов, тепловой мелио¬
рации грунтов, эффективных способов строительства промышленных и
гражданских зданий и линейных сооружений. Поскольку успешное при¬
менение того или иного метода рационального освоения зависит в боль¬
шой степени от своевременности и качества проведенных инженерно¬
геологических изысканий, в заключении настоящего раздела приводят¬
ся некоторые рекомендации по их выполнению в условиях Западно-Си¬
бирского региона.
Охрана и рекультивация ландшафтов. Вопросы охраны ландшафтов
в криолитозоне стоят особенно остро. Один из важных аспектов пробле¬
мы охраны — выяснение степени устойчивости геокриологических усло¬
вий в разных типах природных комплексов к техногенным нарушениям
и их динамики после техногенного воздействия. Знание этих особен¬
ностей позволяет обоснованно намечать систему мероприятий по охра¬
не ландшафтов применительно к участкам с неустойчивыми плохо вос¬
станавливающимися природными комплексами. Исследования, прове¬
денные в криолитозоне Западной Сибири, позволили в пределах этого
434
региона выделить типы природных комплексов, отличающиеся по степе¬
ни устойчивости к техногенному воздействию.
Перед освоением ландшафтов криолитозоны следует выделять в
их пределах наименее устойчивые природные комплексы, нуждающиеся
в охране и проведении мероприятий по биологической рекультивации.
В качестве картографической основы для проведения районирования
территории по степени устойчивости развитых на ней природных ком-
лексов к техногенным воздействиям удобно использовать ландшафтные
карты, которые могут быть легко трансформированы в природоохран¬
ные. На этих картах штриховкой разного вида оконтуриваются участки,
на которых распространены устойчивые природные комплексы, не нуж¬
дающиеся в охране, неустойчивые комплексы, подлежащие охране и ре¬
культивации, и малоустойчивые, в которых мероприятия по охране и
рекультивации проводятся в местах сильных техногенных нарушений.
Рекомендуемые мероприятия на карте показывают внемасштабными
знаками.
Основной прием биологической рекультивации — посев травосме¬
сей из овсяницы красной, лисохвоста лугового, мятлика лугового, волос-
неца сибирского, костра безостого, сопровождающийся внесением тор¬
фа, извести и минеральных удобрений. Для предупреждения развития
эрозионных и эоловых процессов успешно могут быть применены по¬
садки черенков ив. Наиболее эффективно использование дернины рас¬
тений, образованной травами, кустарничками и мхами. Однако этот
прием биологической рекультивации может быть применен лишь на
ограниченных площадях из-за его трудоемкости. Для закрепления на¬
сыпей, на которых обычные приемы посева трав часто не дают желае¬
мых результатов, можно использовать гидропосев трав.
В США в качестве нового метода восстановления растительного
покрова при неблагоприятных условиях рекомендуют использовать
культуру растений в контейнерах. Культура деревьев и кустарников
осуществляется в больших кубических, а трав — в трубчатых контейне¬
рах. Контейнеры помещают в теплицы, что ускоряет рост растений в
2—3 раза. Перед посадкой трубчатые контейнеры выносятся на откры¬
тый воздух для акклиматизации сеянцев, а затем сеянцы пересажива¬
ются на нарушенные площади.
Тепловая мелиорация многолетнемерзлых пород. Техногенные на¬
рушения, связанные с обустройством территории, в условиях Западной
Сибири приводят или к протаиванию многолетнемерзлых пород, или
к их новообразованию, причем мощность слоя сезонного протайвания —
промерзания увеличивается в обоих случаях. Проблема защйты тер¬
ритории от этих процессов в инженерной практике связана прежде всего
с вопросами управления теплообменом в промерзающих — протаиваю¬
щих породах и выбором рациональных методов водно-тепловой мелио¬
рации ММП.
Наиболее значительные изменения мощности сезоннопротаивающе-
го слоя следует ожидать при нарушении мохово-лишайниковых покро¬
вов. С использованием данных о теплофизических характеристиках мо¬
хового покрова различной степени увлажнения проведены теплофизи¬
ческие расчеты оптимальной мощности отсыпки из песчаного грунта,
необходимой для предотвращения оттаивания ММП в различных при¬
родных зонах исследуемой территории. Результаты расчетов представ¬
лены в табл. 50.
Максимальная мощность отсыпки из песчаного грунта, которая не¬
обходима для сохранения мерзлых пород от протаивания при полном
нарушении мохового покрова, согласно расчетным данным (табл. 51),
составляет 1,56 м. Однако при уплотнении грунтов сезонноталого слоя
в результате отсыпки она может увеличиться и до 2,2 м. Сохранение
мохового покрова сокращает мощность отсыпки на 0,2—0,7 м. Сниже¬
ние фильтрационных свойств песчаных и гравийно-галечных грунтов
при отсыпке за счет глинистых добавок и увеличения увлажненности
29* 435
'Таблица 50
Обобщенные значения термических свойств характерных мохово-лишайниковых
и дерновых покровов крнолитозоны Западной Сибири
Характеристика покрова
Коэффициент теплопроводности,
1,16 Вт/м °С
Термическое сопротивление
0,86 м».°С/Вт
зимой
летом
зимой
летом
'Зеленые мхи, сфагнум, ягель:
Тундра
увлажненные
0,20
0,21
0,75
0,71
слабо увлажнен¬
ные
0,18
0,16
0,83
0,94
сухие
^Сфагнум и зеленые мхи:
0,17
0,14
0,41
0,50
слабо увлажнен¬
ные
0,14
0,16
0,53
0,62
Л е с о т
Мощный моховой покров с
очесом, преимущественно сфаг¬
нум:
ундра, севе
р н а я тай
г а
1,0
слабо увлажнен¬
ный
0,38
О
<м
о'
0,60
увлажненный
0,66
0,23
0,30
0,60
переувлажненный
То же, под отсыпкой песчаным
грунтом:
1,0
0,50
0,10
0,20
слабо увлажнен¬
ный
0,60
0,30
0,25
0,50
увлажненный
Маломощный моховой покров,
преимущественно зеленые мхи:
0,80
0,40
0,15
0,30
слабо увлажнен¬
ный
То же, под отсыпкой песчаным
грунтом:
0,20
0,17
0,50
0,60
слабо увлажнен¬
ный
0,30
0,22
0,30
0,40
Ягель сухой
0,15
0,15
0,45
0,45
Дерновый покров слабо ув¬
лажненный
0,50
0,40
0,40
0,40
их до 10 % также снижает мощность отсыпки на 0,3—0,8 м. Сократить
мощность отсыпки возможно и за счет пенополистироловых плит. Даже
если расчетная мощность отсыпки составляет 2—2,2 м, укладка на по¬
верхности грунта таких плит толщиной 10—12 см уменьшает мощность
отсыпки до 0,5 м.
В том случае если при тепловой мелиорации необходимо поднять
верхнюю границу мерзлых пород в основание отсыпки, то ее мощность
в зоне тундры возрастает до 2 м, а в зоне лесотундры — до 2,5 м. Ис¬
пользование пенополистироловых плит с термическим сопротивлением
1,72 м2- °С/Вт и укладка их вблизи поверхности сокращают мощность
песчаной отсыпки в зоне лесотундры до 0,3—0,5 м. В зоне северной
тайги для предотвращения протаивания ММП, по расчетам, необходи¬
ма отсыпка мощностью 0,56—1,56 м. Однако не следует забывать, что
ММП здесь имеют высокую среднегодовую температуру —0,5... —1 °С.
Поэтому, прежде чем переходить к расчету мощности отсыпки или дру¬
гого теплоизоляционного покрова, необходимо вначале оценить послед¬
ствия планируемых нарушений на формирование среднегодовой темпе¬
ратуры грунта. Например, при полном разрушении мохового покрова
в этой природной зоне среднегодовая температура грунта будет отри-
436
Таблица 51
Расчетные значения оптимальной мощности
песчаной отсыпки для предотвращения
протаивания многолетнемерзлых пород
Зоны
Термическое сопротивле¬
ние надпочвенного мохо¬
вого покрова
0,86 м3°С/Вт
Оптималь¬
ная
мощность
отсыпки,
м
естественные
условия*
под
отсыпкой**
Тундра
1.0
0,5
0,40
1,0
0,0
0,90
0,6
0,3
0,25
0,6
0
0,65
Лесотундра
1,0
0,5
0,70
1,0
0
1,30
0,6
0,3
0,48
0,6
0
0,95
Тайга
1.0
0,5
0,89
1,0
0
1,56
0,6
0,3
0,56
0.6
0
1,04
* Значение 1 — для слабо увлажненного; 0,6 —
для увлажненного покрова.
** Значение 0 — для случая полного удаления
мохового покрова под отсыпкой.
Рис. 132. Значения термического со¬
противления теплоизоляции за холод¬
ный период и мощности снежного
покрова (м, в скобках), необходи¬
мые для сохранения пород в талом
состоянии при техногенных наруше¬
ниях:
I — при отсутствии напочвенного расти¬
тельного покрова; 2 — при сохранении на¬
почвенного растительного покрова
дательной только в случае уплотнения или полного удаления снежного
покрова. При естественном снегонакоплении такое нарушение поверх¬
ностных условий неизбежно приведет к протаиванию многолетнемерз¬
лых грунтов. Даже в зоне лесотундры при нарушении мохового покрова
отсыпка из песчаного грунта не всегда может предотвратить протаива-
ние многолетнемерзлых грунтов, поэтому при тепловой мелиорации зна¬
чительная роль должна отводиться учету режима и характера снего¬
накопления на поверхности.
Предотвращение новообразования мерзлых толщ на талых участ¬
ках при техногенных нарушениях сводится к определению необходимого
теплоизолирующего покрытия на период промерзания пород. На
рис. 132 в виде изолиний даны значения термического сопротивления
теплоизоляции и мощности снежного покрова, сохраняющие породы в
талом состоянии. При расчетах и составлении данной схемы учитыва¬
лись слабо увлажненные суглинистые породы. Для торфа и увлажнен¬
ного суглинка эти данные будут заниженными, а для песчаных пород —
несколько завышенными. На картосхеме отчетливо видно, что при нали¬
чии растительного напочвенного покрова значение термического сопро¬
тивления для сохранения пород в талом состоянии значительно воз¬
растает по сравнению с оголенными участками. Методы тепловой мелио¬
рации могут быть рекомендованы для борьбы с термокарстом. Как уже
отмечалось, криолитологические и климатические особенности Северной,
Центральной и Южной зон предопределяют формы и интенсивность раз¬
вития термокарста в каждой из них. Первая стадия термокарста, вы¬
званная увеличением глубины сезонного оттаивания грунта на освоен¬
ной территории, в целом носит зональный характер и наиболее выра¬
жена в Северной зоне. Данная стадия в основном заканчивается в пер¬
вые 3—4 года после освоения. Учитывая это, на участках, расположен¬
ных в Центральной и Северной зонах, можно за 3—4 года до начала
освоения удалить напочвенный покров (там, где это все равно будет
сделано), а непосредственно перед началом работ провести планировку
территории привозным грунтом.
437
Подобные работы в Южной зоне малоэффективны. На ее террито¬
рии целесообразно исключить из хозяйственного освоения те участки,
на которых имеются залежеобразующие льды и сильнольдистые грунты.
Использование таких грунтов требует проведения специальных меро¬
приятий по сохранению грунтов в мерзлом состоянии.
Промышленное и гражданское строительство. В соответствии со
СНиП II-18—76 строительство зданий и сооружений в районах крио-
литозоны должно осуществляться по одному из двух принципов исполь¬
зования многолетнемерзлых грунтов в качестве оснований: I прин¬
цип— грунты используются в мерзлом состоянии и II — грунты исполь¬
зуются в оттаявшем состоянии. Выбор принципа строительства опреде¬
ляется путем технико-экономического сравнения вариантов в зависи¬
мости от инженерно-геокриологических условий территории строитель¬
ства и их прогнозных изменений, а также типа, конструктивных и техно¬
логических особенностей проектируемых сооружений.
В криолитозоне Западной Сибири I принцип следует применять в
Северной зоне региона на участках, характеризующихся сплошным рас¬
пространением ММП сливйющегося типа с температурами ниже
—30 °С, и в Центральной — на участках распространения сливающихся
и несливающихся мерзлых пород с температурами выше —3 °С, харак¬
теризующихся наличием в разрезе льдистых глинистых и пылеватых
грунтов.
На территории застройки для сохранения мерзлого состояния грун¬
тов и предохранения от развития неблагоприятных криогенных процес¬
сов надо производить повсеместную отсыпку песчаным грунтом, толщи¬
на и время проведения работ которой определяют специальными прог¬
нозными расчетами. Следует, где это возможно, сохранять естествен¬
ный растительный покров, избегать устройства выемок и срезок грунта.
На участках ММП несливающегося типа должно выполняться промо¬
раживание талых грунтов, которое может быть осуществлено различ¬
ными методами тепловой мелиорации с использованием косвенного (с
поверхности) или прямого охлаждающего воздействия на грунты.
Методы косвенного воздействия (затенение поверхности, удаление
снежного покрова, теплоизоляция поверхности в теплый период года
и т. д.) могут применяться в строительный период или в процессе экс¬
плуатации зданий и сооружений (в случае непучинистых грунтов) при
неглубоком (до 3—4 м) залегании кровли мерзлой толщи. При боль¬
ших глубинах погружения кровли эти методы неэффективны (скорость
промерзания не превышает 0,7 м/год), и надо производить прямое пред-
построечное промораживание талых грунтов с использованием жидкост¬
ных и парожидкостных термоустановок, воздушных конвективных охла¬
дителей или других охлаждающих устройств.
При строительстве по I принципу на ММП с температурой ниже
—3 °С зданий и сооружений с пониженным тепловыделением (склады,
блок-боксы, гаражи и т. д.) допускается формирование в процессе экс¬
плуатации ограниченной зоны оттаивания под зданиями, с заложением
фундаментов ниже этой зоны. Ограничение размеров оттаивания мо¬
жет обеспечиваться путем устройства теплоизоляционных экранов внут¬
ри зданий.
Строительство зданий и сооружений с повышенным тепловыделе¬
нием или с наличием мокрых технологических процессов по принципу
I возможно только при выполнении специальных дополнительных меро¬
приятий, снижающих поступление тепла в мерзлые грунты и исклю¬
чающих попадание в них воды.
Результаты наблюдений за температурным режимом грунтов осно¬
ваний [90] показывают, что проветриваемое подполье обеспечивает по¬
нижение температур мерзлых грунтов за 5—7 лет на 0,5—1,4 °С, причем
за этот срок происходит стабилизация температурного режима. Сов¬
местный охлаждающий эффект подполья и термоустановок достигает
за 3 года в холодный период года 4—7 °С, в теплый — 2—4 °С.
438
Использование грунтов по принципу II рекомендуется при строи¬
тельстве на участках таежной зоны Западно-Сибирского региона, ха¬
рактеризующихся прерывистым или островным распространением ММП
несливающегося типа, представленных малольдистыми, преимуществен¬
но песчаными грунтами. Кроме того, II принцип строительства может
быть применен и в других инженерно-геокриологических условиях, если
по технологическим или конструктивным особенностям возводимых со¬
оружений (значительное тепловыделение, мокрые процессы, глубокие
подвалы и т. д.) сохранение мерзлого состояния грунтов невозможно.
Как правило, применение II принципа без предварительной подго¬
товки грунтов оснований возможно только на участках с глубоким
(15—20 м) погружением кровли ММП, в остальных случаях необходи¬
ма предпостроечная тепловая мелиорация мерзлых грунтов: площад¬
ное или локальное оттаивание на расчетную глубину с последующим
улучшением свойств оттаявших грунтов.
Локальное оттаивание под отдельные фундаменты рекомендуется
применять в случае однородного разреза мерзлых пород, площадное —
при неоднородном разрезе. Для оттаивания мерзлых глинистых грунтов
могут использоваться различные способы электрооттаивания, песча¬
ных—парооттаивания. На территории застройки должны быть преду¬
смотрены мероприятия по регулированию стока атмосферных и техно¬
генных вод, сохранению растительного и снежного покрова и т. д. Име¬
ющиеся данные режимных наблюдений свидетельствуют, что данный
способ строительства значительно уменьшает величину и неравномер¬
ность осадок сооружений и обеспечивает их устойчивость в процессе
эксплуатации при оттаивании ММП ниже глубины предпостроечного
оттаивания.
Строительство линейных сооружений. Линейные сооружения имеют
значительную протяженность и пересекают участки как с мерзлыми, так
и талыми грунтами, поэтому для них неизбежно применение обоих прин¬
ципов использования грунтов. Как показывает опыт эксплуатации ли¬
нейных сооружений в этом регионе, наиболее целесообразным принци¬
пом применения многолетнемерзлых грунтов в качестве основания ли¬
нейных сооружений и сопутствующих им объектов является принцип I.
При прокладке линейных сооружений и особенно магистральных
трубопроводов на участках с малольдистыми грунтами можно допустить
их оттаивание или понижение кровли мерзлых толщ в процессе строи¬
тельства и эксплуатации. На участках с немерзлыми грунтами (талика¬
ми) рекомендуется грунты основания использовать в талом состоянии.
Допускается многолетнее промораживание непучинистых грунтов при
прокладке газопроводов, транспортирующих продукты с отрицательной
температурой, и автомобильных дорог с асфальтобетонным покрытием.
На участках распространения пластичномерзлых сильнольдистых грун¬
тов целесообразно применять меры по понижению их температуры и
усилению несущей способности с помощью охлаждающих устройств.
Это особенно необходимо при возведении опор ЛЭП и трубопроводов на
пойменных участках рек.
Выбор оптимальной трассы линейного сооружения рекомендуется
производить на основе инженерно-геокриологической ландшафтно-инди¬
кационной карты масштаба 1 : 100 000, составленной для полосы шири¬
ной 10—15 км вдоль генерального направления трассы. В сочетании с
математическими методами оптимизации трассирования использование
карт для такой широкой полосы позволяет находить трассы, которые
оказываются на 20—30 % дешевле, чем трассы, намечаемые обычным
методом сравнения конкурирующих вариантов.
Наиболее благоприятны для размещения линейных сооружений
дренированные ровные участки или относительно пологие склоны с ма¬
лольдистыми грунтами. Следует избегать участков с широким распро¬
странением бугров и гряд пучения, жильных и пластовых залежей льда
и бугристых торфяников. В тундре и лесотундре не следует сооружать
439
Таблица 52
Рекомендуемые виды работ при инженерно-геологических изысканиях
в районах криолитозоны Западной Сибири
Стадия
проектирования
Содержание стадии
Задачи инженерно-геологи¬
ческих ИЗЫСКАНИЙ
Виды работ
Технико-эко¬
номическое
обоснование
(ТЭО)
Оптимальное раз¬
мещение объектов
строительства
Решение принци¬
пиальных вопро¬
сов проектирова¬
ния и определе¬
ние стоимости
строительств
Районирование терри¬
тории строительства по
геокриологическим ус¬
ловиям; количественная
оценка устойчивости гео¬
криологических условий
таксономических единиц
районирования к измене¬
ниям природной обста¬
новки
Мерзлотная инженерно¬
геологическая съемка
масштаба 1 : 10 000—
1 : 25 000; статистическое
моделирование на ЭВМ
Проект (II)
Разработка гене¬
ральных планов
отдельных объек¬
тов и принятие
основных проект¬
ных решений
Установление геокрио¬
логических условий от¬
дельных объектов стро¬
ительства; определение
возможных прогнозных
изменений для основных
типов геокриологических
условий при различных
вариантах проектных
решений
Детальная инженерно-
геокриологическая съем¬
ка масштаба 1 : 500—
1 : 2000 (для площадок)
и 1 : 2000—1 : 10000
(для трасс); геофизиче¬
ские работы (электро¬
разведка, сейсморазвед¬
ка, каротаж скважин);
бурение и опробование
инженерно-геологиче¬
ских скважин; полевые
и лабораторные опреде¬
ления состава, физико-
механических и тепло¬
физических свойств грун¬
тов; режимные стацио¬
нарные наблюдения; ма¬
тематическое моделиро¬
вание на ЭВМ
Рабочая до¬
кументация
(РД)
Рабочее проекти¬
рование основа¬
ний и фундамен¬
тов и разработка
мероприятий по
обеспечению на¬
дежности и ус¬
тойчивости со¬
оружений в экс¬
плуатации
Уточнение и детализа¬
ция геокриологических
условий в сфере влия¬
ния сооружений; опреде¬
ление прогнозных изме¬
нений геокриологических
условий в соответствии
с принятыми проектны¬
ми решениями
Проходка и инженерно¬
геокриологическое опро¬
бование геологических
выработок; полевые ис¬
следования прочностных
и деформационных
свойств грунтов с помо¬
щью статистического
зондирования, штампов,
нагреваемых штампов,
моделей свай; испытание
свай; стационарные на¬
блюдения за температу¬
рами грунтов и криоген¬
ными процессами и яв¬
лениями; натурные ис¬
следования мероприятий
по инженерной подготов¬
ке грунтов и охране ок¬
ружающей среды
440
линейные объекты на солифлюкционных склонах. Если нельзя избежать
возведения сооружений на таких склонах, то рекомендуется возводить
их в насыпи с полным сохранением напочвенного покрова под насыпью
и на трассе. Запрещается корчевание деревьев в лесотундре.
При прокладке трубопроводов, транспортирующих продукты с от¬
рицательной температурой, и дорог с асфальтобетонным покрытием на
участках, сложенных талыми пучинистыми грунтами, необходимо пре¬
дусматривать меры по предотвращению глубокого промораживания
грунтов основания (устройство теплоизолирующих экранов, насыпей
и т. д.). Особенно опасны участки, где эти сооружения пересекают гра¬
ницу талых пучинистых и многолетнемерзлых грунтов. Здесь линейное
сооружение будет испытывать наиболее неравномерные деформации
за счет выпучивания.
Инженерно-геологические изыскания. Инженерно-геологические
изыскания в Западно-Сибирском регионе характеризуются рядом осо¬
бенностей, обусловленных значительной региональной и локальной из¬
менчивостью и неоднородностью инженерно-геокриологических условий,
суровыми природно-климатическими условиями и, как правило, сжаты¬
ми сроками работ. В связи с этим для получения надежной инженерно¬
геокриологической информации должны быть обеспечены единая схема
исследований, их последовательность и преемственность на всех ста¬
диях проектно-изыскательских работ. Задачи, содержание и виды ин¬
женерно-геологических изысканий для строительства объектов нефтя¬
ной и газовой промышленности, промышленного и гражданского строи¬
тельства, являющихся основными для данного региона, приведены в
табл. 52.
Выбор тех или иных видов работ и детальность исследований опре¬
деляются инженерно-геокриологическими условиями изучаемой террито¬
рии, принципом использования грунтов в качестве основания, типом
фундаментов и другими конструктивными особенностями проектируе¬
мых сооружений. Необходимо также добавить, что инженерно-геологи¬
ческие изыскания надо проводить на участках предполагаемого разме¬
щения комплексов сооружений (городов, промышленных и жилых по¬
селков) и трассах магистральных линейных сооружений, оптимальный
выбор которых произведен по материалам региональных инженерно¬
геологических работ — инженерно-геокриологической съемки масштаба
1:200 000 (1:100 000) и региональных стационарных геокриологиче¬
ских наблюдений. Использование материалов этих допроектных инже¬
нерно-геологических работ позволяет значительно удешевить изыскания
и, самое главное, достичь большой экономии капитальных затрат, вкла¬
дываемых в хозяйственное освоение районов криолитозоны.
Организация литомониторинга
Литомониторинг — слежение за состоянием верхнего яруса земной ко¬
ры— является частью мониторинга природной среды в целом. Цель
литомониторинга — получение постоянной информации о процессах,
происходящих в приповерхностных частях земной коры, для предупреж¬
дения их нежелательного (опасного для сооружений или для состояния
природной среды) развития. В районах криолитозоны, в том числе кри¬
олитозоны Западной Сибири, одна из главных задач литомониторинга—
слежение за изменениями условий теплообмена горных пород с атмос¬
ферой, их термовлажностного состояния, развитием криогенных геоло¬
гических процессов, динамическим и гидрохимическим режимами под¬
земных вод, взаимодействием инженерных сооружений и их комплексов
с мерзлыми породами и подземными (над- и подмерзлотными) водами.
Особое значение литомониторинг приобретает в интенсивно осваивае¬
мых районах, таких, как нефтегазоносные районы Западной Сибири,
поскольку разнообразные техногенные нарушения поверхностных по¬
441
кровов (почвенно-растительного, снежного) здесь вызывают принци¬
пиальные изменения естественных условий тепло- и влагообмена пород
с атмосферой и как следствие развитие различных криогенных геоло¬
гических процессов, которые разрушают ландшафтную оболочку зем¬
ной коры.
Поскольку, как отмечалось выше, определенная однородность теп¬
ломассообменных связей и сочетания (парагенезиса) криогенных геоло¬
гических процессов всегда наблюдают в пределах природных геосистем
(природно-территориальных комплексов разного ранга), то последние
должны быть приняты в качестве основного объекта литомониторинга
в криолитозоне. Такой подход к выбору объектов наблюдения позво¬
ляет организовать литомониторинг наиболее рациональным способом,
так как проблема минимизации затрат при организации литомонито¬
ринга весьма острая. В то же время естественная иерархичность при¬
родных геосистем предопределяет и основной принцип размещения объ¬
ектов наблюдательной^сети литомониторинга, которая также должна
быть иерархичной.
Основные методы литомониторинга — стационарные наблюдения за
режимом инженерно-геокриологических условий и повторные ланд¬
шафтно-индикационные и инженерно-геокриологические съемки.
Стационарные наблюдения производятся на геокриологических ста¬
ционарах, режимных площадках и створах, длительность действия ко¬
торых определяется конкретными задачами наблюдений и которые об¬
разуют сеть режимных инженерно-геокрйологических и гидрогеологиче¬
ских наблюдений. Стационарные наблюДения в соответствии с задачами
и иерархией природных геосистем подразделяют на региональные, пло¬
щадные и специальные.
Региональные стационары дают характеристики изменений геокрио¬
логической среды для региона в целом. Объектами наблюдения на них
являются природные геосистемы в ранге ландшафтных провинций и
подпровинций. Продолжительность действия этих стационаров сроками
не ограничивается, а накапливаемая информация образует банк ре¬
гиональных инженерно-геокриологических данных, используемых для
установления региональных закономерностей изменения геокриологиче¬
ских условий, оперативного геокриологического прогноза. Региональные
стационары размещаются во всех ландшафтных провинциях (подпро¬
винциях) — по одному на провинцию — независимо от срока ввода их
территорий в хозяйственное освоение.
Задача площадных стационаров — характеристика чувствительно¬
сти геокриологических условий и интенсивности их изменения в райо¬
нах предполагаемого строительства крупных линейных сооружений,
крупных комплексов сооружений промышленного и гражданского на¬
значения. Объектами наблюдения на них являются природные геоси¬
стемы в ранге местностей и урочищ. Площадные стационары органи¬
зуют по одному на каждый тип местности в пределах территории пред¬
полагаемого строительства. В этом случае наблюдения проводят в про¬
цессе геологоразведочных, проектно-изыскательских и строительных ра¬
бот и ограничивают сроками проведения этих работ (в среднем 4—
10 лет). Накапливаемая информация формирует банк локальных ин¬
женерно-геокриологических и гидрогеологических данных, используе¬
мых непосредственно для районных планировок, проектирования комп¬
лексов сооружений и разработки мероприятий по охране природной
среды.
Задача специальных стационаров — слежение за взаимодействием
уже эксплуатируемых сооружений с геокриологической средой. Их объ¬
ектами являются непосредственно основания и фундаменты сооруже¬
ний и зона их влияния на окружающие породы. Наблюдения проводят
в течение всего срока эксплуатации. Накапливаемая информация фор¬
мирует банк специальных инженерно-геокриологических данных, ис¬
442
пользуемых непосредственно эксплуатирующей организацией для^пре-
дупреждения деформации сооружений и охраны окружающей их среды.
Перечисленные банки региональных, локальных и специальных ин¬
женерно-геокриологических данных объединяются взаимными потоками
информации, что позволяет более обоснованно решать задачи каждого
из этапов (уровней) литомониторинга. Общие принципы стационарных
наблюдений и их состав описаны сотрудниками ВСЕГИНГЕО в работе,
посвященной рассмотрению методических вопросов стационарного изу¬
чения криогенных физико-геологических процессов в осваиваемых райо¬
нах Крайнего Севера.
Повторные съемки. В отличие от стационарных наблюдений, кото¬
рые можно проводить только на локальных участках и данные которых
распространяются по площади всей природной геосистемы лишь в ста¬
тистическом (вероятностном) смысле, повторные ландшафтно-индика¬
ционные и инженерно-геокриологические съемки дают достоверную ин¬
формацию об изменении инженерно-геокриологических условий по всей
исследуемой площади в целом. Опыт проведения повторных съемок в
интенсивно осваиваемых районах Уренгойского месторождения природ¬
ного газа показал их высокую информативность как метода литомони¬
торинга. Однако частое их повторение достаточно дорогое мероприятие.
Поэтому повторные инженерно-геокриологические съемки целесообраз¬
ны лишь в комплексе с наземными стационарными наблюдениями, что
позволяет их проводить один раз в 10—12 лет. При проведении повтор¬
ных съемок важная роль принадлежит аэрокосмическим методам.
В нефтегазоносных районах Западной Сибири, подвергающихся
интенсивному хозяйственному освоению, для картирования техноген¬
ных нарушений и активизировавшихся после освоения геологических
процессов весьма перспективно использовать космоснимки. В порядке
эксперимента по космоснимкам локального уровня генерализации была
составлена среднемасштабная карта, на которой отражены нарушения
ландшафтов в результате освоения Медвежьего и Уренгойского газо¬
вых месторождений. Эта карта была сопоставлена с ландшафтно-инди¬
кационной и инженерно-геокриологической картами, составленными на
основе материалов дешифрирования среднемасштабных аэрофотосним¬
ков и результатов наземных работ. Сопоставление показало хорошую
сходимость карт и перспективность использования космоснимков для
инвентаризации техногенных изменений, определения площадей, заня¬
тых нарушениями разных видов. Достоверность дешифрирования в за¬
висимости от сложности инженерно-геокриологических условий изме¬
нялась от 65 до 95%. Использование космоснимков вместо Аэрофото¬
снимков ускорило процесс дешифрирования в 4—6 раз за счет того, что
космоснимки обладают большой обзорностью, дают более генерализо¬
ванную информацию, и их применение позволяет снизить трудовые за¬
траты, связанные с получением и подбором аэрофотоснимков.
Для контроля за изменением геокриологических условий под влия¬
нием освоения следует использовать космоснимки залетов разных лет,
которые позволяют проследить динамику нарушенных ландшафтов, в
том числе формы проявления и распространения криогенных геологиче¬
ских процессов.
Для детального картирования техногенных нарушений и составле¬
ния крупномасштабных карт изменения геокриологических условий це¬
лесообразно использовать аэрофотоснимки крупного масштаба залетов
разных лет. Использование материалов повторной аэрофотосъемки,
выполненных до нарушения и через определенные интервалы времени
после него, а также проведение в те же сроки наземных ландшафтных
и геокриологических исследований позволяет составить серию карт
района освоения. В эту серию следует включить исходную карту, кар¬
ты нарушенной ландшафтной и геокриологической обстановок, прогноз¬
ную и природоохранную карты.
443
Составление карт через определенные интервалы времени позво¬
ляет выделить зону нарушения природной обстановки и проследить ее
изменения за период наблюдений, установить площади новых техноген¬
ных нарушений и участков, подвергшихся восстановлению, выявить ак¬
тивизацию или затухание ряда геологических процессов (заболачива¬
ния, эолового переноса, термокарста, термоэрозии). Опыт составления
таких карт для районов Уренгойского и Медвежьего месторождений
природного газа показал, что первоначально нарушенные площади
вследствие развития вышеперечисленных процессов в разных типах
природных комплексов увеличились от 2 до 30 %.
Аэрокосмические методы — оперативное средство контроля изме¬
нения как природной обстановки в целом, так и отдельных ее компо¬
нентов, в том числе геокриологических условий.
Рациональное использование водных ресурсов
и охрана подземных вод*
Особенности гидрогеологических условий криолитозоны Западной Си¬
бири, освещенные в главе II и порайонном описании, позволяют в об¬
щих чертах наметить основные принципы рационального использова¬
ния водных ресурсов для целей водоснабжения и принципы охраны под¬
земных вод,от загрязнений. Возможность выбора тех или иных источ¬
ников водоснабжения в криолитозоне Западной Сибири главным обра¬
зом определяется ее геокриологической зональностью.
В районах Северной геокриологической зоны, характеризующейся
сплошным распространением мощных ММП, среди подземных вод раз¬
виты только грунтовые воды сезонноталого слоя, питающиеся атмос¬
ферными осадками и существующие лишь в теплый период года. Воды
гидрокарбонатные, гидрокарбонатно-хлоридные, кальциевые, натрие¬
вые с минерализацией от 0,1 до 0,3 г/л. Вследствие малой водообиль-
ности, загрязненности и сезонности существования они для водоснаб¬
жения непригодны. Ресурсы пресных подземных вод зоны весьма скуд¬
ны — в качестве источников водоснабжения рекомендованы главным об¬
разом поверхностные воды. При небольших водозаборах можно ориен¬
тироваться на воды подрусловых и подозерных таликов.
В районах Центральной геокриологической зоны, характеризующей¬
ся двуслойным строением толщи ММП в разрезе и ее прерывистостью
в плане, между верхним и нижним горизонтами ММП имеется талый
водовмещающий слой, а вдоль всех крупных долин и их притоков мерз¬
лые породы прерываются сквозными таликами. В опесчаненных про¬
слоях салехардской и казанцевской свит, в супесчано-песчаных аллю¬
виальных отложениях, в песках олигоцена залегают выдержанные по
площади водоносные горизонты мощностью от 10 до 100 м. Их подсти¬
лают и перекрывают мерзлые породы (соответственно реликтовые и го¬
лоценовые) . При изысканиях на воду именно эти опесчаненные горизон¬
ты оказываются наиболее пригодными для эксплуатации.
В северной части Южной геокриологической зоны, характеризую¬
щейся повсеместным распространением сезонномерзлых пород и релик¬
товой мерзлой толщей, залегающей на глубинах до 200—450 м, перс¬
пективными для водоснабжения можно считать воды аллювиальных от¬
ложений, а также среднечетвертичного тобольского горизонта и олиго-
ценовых песков.
Вопросы охраны подземных вод от загрязнения в условиях разви¬
тия ММП весьма слабо изучены и слабо освещены в литературе, что
связано со сравнительно недавним промышленным освоением этих тер¬
риторий. Мерзлые породы представляют собой своеобразный водоупор¬
ный экран, с одной стороны, затрудняющий питание подземных вод, с
другой — предохраняющий нижележащие водоносные горизонты от за¬
грязнения. Однако подземные воды хорошо защищены от внешних воз¬
действий лишь в районах сплошного распространения ММП достаточно
444
большой мощности (более 100 м). В районах развития маломощных
прерывистых мерзлых пород надежность их экранирующего влияния
резко снижается, появляется возможность исчезновения (протаивання)
криогенных водоупоров, значительно расширяются площади, подлежа¬
щие охране от загрязнения. Питание, сток, разгрузка подземных вод
на территориях, занятых ММП, локализованы в таликовых зонах. За¬
грязнение подземных вод происходит здесь на ограниченных площа¬
дях, но зато оно весьма интенсивно, если учесть, что талики и талико-
вые зоны сложены обычно высокопроницаемыми породами. Защита та¬
ликов в подобных условиях приобретает первостепенное значение.
Все бассейны подземного стока севера Западной Сибири по их
предрасположенности и загрязнению можно разделить на две катего¬
рии. К первой относят криобассейны сплошного промерзания Северной
геокриологической зоны. Основной подземный сток идет по аллювиаль¬
ным отложениям и, следовательно, быстро распространяется по всему
бассейну. Одинаково опасно в таких условиях загрязнение как сквоз¬
ных, так и несквозных таликов, связанных между собой поверхностны¬
ми речными водами. Водоохранными мероприятиями должны быть обес¬
печены все долины рек, даже средних и малых, поскольку во время ве¬
сеннего половодья многие подрусловые талики в небольших долинах
работают в режиме инфильтрации.
Ко второй категории относят структуры Центральной и Южной гео¬
криологических зон. Охране от загрязнения здесь подлежат речные,
озерные, грунтовые воды в долинах и поверхности инфильтрационных
таликов на склонах и водоразделах. Последние — первоочередные объ¬
екты охраны, тем более, что именно они часто представляют собой уча¬
стки, наиболее удобные для освоения и строительства. В этих зонах
опасно загрязнение снега и вод сезонноталого слоя, довольно быстро
попадающих через инфильтрационные талики в подземные воды. Су¬
щественно загрязняются воды сезонноталого слоя в условиях плоского
рельефа и при наличии сильнольдистых рыхлых поверхностных отло¬
жений. Бытовые и промышленные стоки, скапливаясь в пределах слоя
сезонного оттаивания и подвергаясь криогенному концентрированию, об¬
разуют линзы высокоминерализованных незамерзших вод. Они резко
загрязняют СТС. Соленые воды обладают способностью постепенно
смещаться вниз', мигрируя сквозь мерзлые породы. В результате может
произойти прорыв техногенных криопэгов в горизонты пресных подзем¬
ных вод.
Необходимо помнить, что в криогидрогеологических структурах с
высокопроницаемыми талыми коллекторами, где биоактивность, в прес¬
ных водах с низкими температурами (2—4 °С) ослаблена, циклы водо¬
обмена непродолжительны, самоочищение подземных вод практически
невозможно. Ориентироваться надо на безотходное производство и пов¬
семестную очистку промышленных и бытовых стоков.
Оценка экономической эффективности
инженерно-геокриологического изучения и прогноза
В районах криолитозоны Западной Сибири за последние десятилетия
построен ряд городов, поселков, промышленных комплексов, дорог, тру¬
бопроводов и т. д. Начинается освоение все более северных ее частей,
где идет или уже заканчивается разведка месторождений природного
газа. В недалеком будущем, очевидно, хозяйственным освоением будут
охвачены районы арктического побережья и шельфа. Таким образом, в
сферу активной производственной деятельности вовлекается вся тер¬
ритория криолитозоны Западной Сибири с ее широким диапазоном при¬
родных, в том числе инженерно-геокриологических условий.
Материалы, изложенные в предыдущих главах, свидетельствуют о
большой пространственной и временной изменчивости инженерно-гео¬
криологических условий. Фактор изменчивости приводит к тому, что
445
в условиях этого региона большое значение приобретает предваритель¬
ное, допроектное инженерно-геокриологическое изучение в средних (ре¬
гиональное) и крупных (изыскания) масштабах. Наличие инженерно¬
геокриологической информации указанных масштабов позволяет про¬
водить оптимизацию (по минимуму затрат или по максимуму надеж¬
ности) размещения проектируемых сооружений и одновременно выби¬
рать дешевые и надежные в эксплуатации инженерно-конструкторские
решения. Инженерно-геокриологическая информация о местности сов¬
местно с типовыми сметными расчетами строительства для различных
природных условий позволяет определить стоимость строительства на
различных участках, с этой точки зрения сравнить их между собой и
выбрать наиболее дешевые и (или) надежные варианты размещения
сооружений.
Исследование экономической эффективности опережающего инже¬
нерно-геокриологического изучения осваиваемой территории показало,
что в условиях криол»тозоны Западной Сибири такое заблаговремен¬
ное изучение приводит к большой экономии капитальных затрат, вкла¬
дываемых в строительство. В частности, это относится к одному из са¬
мых распространенных в регионе его видов — строительству линейных
сооружений.
Суть выполненных экономических исследований заключалась в
сравнении сметных стоимостей строительства магистрального трубопро¬
вода по двум вариантам трасс (трассы I и II) между одними и теми
же начальной и конечной точками строительства. Различия между ва¬
риантами трасс в следующем: трасса Г‘была спроектирована без инже¬
нерно-геокриологической карты территории по топографическим мате¬
риалам и крупномасштабным изысканиям в узкой полосе (±500 м)
вдоль трассы. В отличие от нее трассу II выбирали по материалам ин¬
женерно-геокриологической съемки масштаба 1:100 000, выполненной
в полосе шириной 32 км вдоль прямой линии, соединяющей начальный
и конечный пункты трассы. Выбор трассы II в указанной полосе осу¬
ществлялся по условию минимума приведенных затрат. Стоимость
строительства для обоих вариантов трасс определялась единообразно
по формуле, связывающей стоимость строительства единицы длины
трубопровода на данном участке трассы с инженерно-геокриологически¬
ми условиями этого же участка и полученной путем анализа конкретных
материалов проектирования. Коэффициенты удорожания строительства
по сравнению с самыми «дешевыми» инженерно-геокриологическими ус¬
ловиями в пределах отснятой территории колебались от 1 до 4,2 [37].
Результаты выполненных расчетов показали, что трасса II оказа¬
лась на 30 % дешевле, чем трасса I. Поскольку главные различия ме¬
жду этими трассами определяли условиями их выбора — по инженерно¬
геокриологической карте (трасса II) или без нее (трасса I),— то полу¬
ченная экономия должна быть отнесена только за счет использования
инженерно-геокриологической информации. Это позволяет оценить эф¬
фективность допроектного инженерно-геокриологического изучения, ко¬
торую определяют соотношением между затратами на инженерно-гео¬
криологическое изучение и величиной экономии в стоимости трубопрово¬
да, полученной за счет использования инженерно-геокриологической ин¬
формации. В приведенном примере затраты на инженерно-геокриологи¬
ческое изучение (съемку) составили лишь 0,26 % стоимости трассы, и,
следовательно, эффективность инженерно-геокриологического изучения
может быть оценена в размере 115 руб. экономии затрат в строитель¬
стве на 1 руб. затрат в инженерно-геокриологическое изучение.
Высокая экономическая эффективность инженерно-геокриологиче¬
ской информации свидетельствует о недопустимости в условиях крио-
литозоны Западной Сибири проектирования сооружений без надлежа¬
щего (средне- и крупномасштабного) инженерно-геокриологического
изучения, так как это приводит к значительному (до 30 %!) перерасходу
средств, вкладываемых в строительство.
446
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Авдалович С. А., Биджиев Р. А. Каргинские морские террасы на севере Запад¬
ной Сибири и проблема сартанского оледенения.— Изв. АН СССР. Сер. географ., 1984
■Л» 1, с. 89—100.
2. Анализ современной мощности и строения мерзлых толщ в целях палеогеогра¬
фических реконструкций/В. В. Баулин, Н. С. Данилова, И. Д. Стрелецкая, А. Л. Че¬
ховский.— В кн.: Методы реконструкции палеоклиматов. М., 1985, с. 75—79.
3. Анисимова Н. П., Григорьев И. Ф. Химический состав донных отложений на
прибрежном участке Карского моря.— В кн.: Миграция химических элементов в крио-
литозоне. Новосибирск, 1985, с. 71—78.
4. Анисимова Н. П., Крицук JI. Н. Использование криохимических данных при
изучении генезиса залежей подземного льда.— В кн.: Проблемы геокриологии. М.
1983, с. 230—239.
5. Арэ Ф. Э. Термоабразия морских берегов. М., Наука, 1980.
6. Астахов В. И., Исаева Л. Л. О возрасте оледенения низовьев Енисея.— Докл.
АН СССР, 1985, т. 283, № 2, с. 438—440.
7. Баду Ю. Б. Криолитогенез в условиях севера Западно-Сибирской плиты. Авто-
реф. канд. дис. М., МГУ, 1978.
8. Баду Ю. Б., Трофимов В. Т., Васильчук Ю. К. Основные закономерности рас¬
пространения и типы пластовых залежей подземного льда в северной части Западно-
Сибирской плиты.— В кн.: Пластовые льды криолитозоны. Якутск, 1982, с. 13—24.
9. Балобаев В. Т., Павлов А. В. Динамика криолитозоны в связи с изменениями
климата и антропогенным воздействием.— В кн.: Проблемы геокриологии. М., 1983,
с. 184—194.
10. Баулин В. В. Геолого-тектонические и палеогеографические закономерности
формирования многолетнемерзлых пород молодых платформ (На примере Западной
Сибири). Автореф. докт. дис. М., МГУ, 1979.
11. Баулин В. В. Многолетнемерзлые породы нефтегазоносных районов СССР.
М., Недра, 1985.
1£. Баулин В. В. Принципы районирования области распространения вечномерз¬
лых пород.— Инженерная геология, 1982, № 5, с. 8—15.
13. Баулин В. В., Величко А. А., Данилова Н. С. История развития многолетне¬
мерзлых пород на территории СССР.— В кн.: Проблемы геокриологии. М., 1983,
с. 222—230.
14. Баулин В. В., Данилова Н. С. О влиянии тектонического строения террито¬
рии на мерзлые породы (На примере бассейна среднего течения р. Ныды, Западная
Сибирь).— В кн.: Мерзлотные исследования. М., 1978, вып. 7, с. 157—168.
15. Баулин В. В., Чеховский А. Л. Мощность мерзлых горных пород Западной Си¬
бири,— Тр. ПНИИИС, вып. 49, 1976, с. 4—31.
16. Баулин В. В., Чеховский А. Л. Палеогеографические реконструкции плейстоце¬
на на основе исследований мощности и строения многолетнемерзлых толщ.— В кн.:
Проблемы геокриологии. М., 1983, с. 177—184.
17. Баулин В. В., Чеховский А. Л., Суходольский С. Е. Основные этапы разви¬
тия многолетнемерзлых пород северо-востока Европейской части СССР и Западной
Сибири.— В кн.: История развития многолетнемерзлых пород Евразии (На примере
отдельных регионов). М., 1981, с. 41—60.
18. Белопухова Е. Б., Новиков И. П., Чеховский А. Л. Влияние короткопериод¬
ных колебаний климата на температурный режим грунтов севера Западной Сибири.—
Тр. ПНИИИС, вып. 49, 1976, с. 32—47.
19. Белопухова Е. Б., Сухов А. Г. Формирование состава и криогенного строения
поверхностных отложений в различных геолого-тектонических условиях севера Запад¬
ной Сибири.— В кн.: Лабораторные и полевые исследования мерзлых грунтов и льдов.
М., 1986, с. 69—78.
20. Белопухова Е. Б., Тихомирова Н. А., Сухов А. Г. Мерзлотные условия Надым-
Пуровского междуречья и долины р. Пур.— В кн.: Геокриологические условия и прог¬
ноз их изменения в районах первоочередного освоения севера. М., 1984, с. 157—178.
21. Будыко М. И. Климат в прошлом и будущем. Л., Гидрометеоиздат, 1980.
22. Васильчук Ю. К. Закономерности развития инженерно-геологических условий
севера Западной Сибири в голоцене. Автореф. канд. дис. М., МГУ, 1982.
23. Васильчук Ю. К. Об особенностях формирования бугров пучения на севере
Западной Сибири в голоцене.— В кн.: Природные условия Западной Сибири. М., 1983,
с. 88—103.
• 24. Васильчук Ю. К. Особенности развития заполярных районов Западной Сиби¬
ри в голоцене и некоторые аспекты эволюции инженерно-геологических условий.—
В кн.: Лабораторные и полевые исследования мерзлых грунтов и льдов. М., 1986,
с. 98—108.
25. Васильчук Ю. К., Есиков А. Д. Изотопно-кислородный состав сингенетиче¬
ских повторно-жильных льдов (Аналитические данные, проблемы палеоклиматических
реконструкций).— Бюл. МОИП. Отд. геол., 1986, т. 61, вып. 5, с. 107—120.
447
26. Васильчук Ю. К., Серова А. К., Трофимов В. Т. Новые данные об условиях
накопления каргинских отложений на севере Западной Сибири.— Бюл. комиссии по
изучению четвертичного периода. М., 1984, № 53, с. 28—35.
27. Васильчук Ю. К-, Трофимов В. Т. Дискуссионные вопросы палеогеокриологии
плейстоцена и голоцена Западной Сибири в свете новых данных.— Вести. МГУ. Сер.
геол., 1984, № 3, с. 64—78.
28. Васильчук Ю. К., Трофимов В. Т. Изотопно-кислородная диаграмма повтор¬
но-жильных льдов Западной Сибири, ее радиологический возраст и палеогеокриологи-
чёская интерпретация.— Докл. АН СССР, 1984, т. 275, № 2, с. 425—428.
29. Васильчук Ю. К., Трофимов В. Т. Многолетнемерзлые породы Западно-Си¬
бирской плиты в эпоху голоценового «оптимума».— Докл. АН СССР, 1983, т. 270, № 1,
с. 168—172.
30. Васильчук Ю. К., Трофимов В. Т. О находках сильноминерализованных пов¬
торно-жильных льдов.— Изв. АН СССР. Сер. геол., 1984, № 8, с. 129—134.
31. Васильчук Ю. К., Трофимов В. Т. Особенности формирования многолетнемерз¬
лых толщ севера Западной Сибири в каргинскую и сартанскую эпохи позднего плей¬
стоцена.— В кн.: Развитие криолитозоны Евразии в верхнем кайнозое. М., 1985»
с. 67—81.
32. Васильчук Ю. К., Трофимов В. Т., Баду Ю. Б. Некоторые аспекты развития
повторно-жильных льдов на "севере Западной Сибири в голоцене.— В кн.: Природные
условия Западной Сибири. М., 1983, с. 45—88.
33. Втюрин Б. И. Подземные льды СССР. М., Наука, 1975.
34. Гарагуля Л. С. Методика прогнозной оценки антропогенных изменений мерз¬
лотных условий- (На примере равнинных территорий). М., Изд-во Моек, ун-та, 1985.
35. Гарагуля Л. С., Пармузин С. Ю. Методика оценки мерзлотной обстановки
для ранних стадий проектирования наземных сооружений.— Инженерная геология,
1982, № 4, с. 98—107.
36. Гарагуля Л. С., Пармузин С. Ю. Признаки оценки устойчивости территории
к изменениям природных факторов и техногенным воздействиям в области вечной
мерзлоты.— В кн.: Мерзлотные исследования. М., 1980, вып. 19, с. 53—58.
37. Геокриологический прогноз для Западко-Сибирской газоносной провинции/
С. Е. Гречищев, Н. Г. Москаленко, В. Л. Невечеря и др.— Новосибирск, Наука, 1983.
38. Геокриологические условия Западно-Сибирской газоносной провинции/
Е. С. Мельников, М. И. Горальчук, Л. Н. Крицук и др.— Новосибирск, Наука, 1983.
39. Геокриологические условия Западно-Сибирской низменности/В. В. Баулин,
Е. Б. Белопухова, Г. И. Дубиков, Л. М. Шмелев.— М., Наука, 1967.
40. Гиличинский Д. А. Сезонная криолитозона Западной Сибири. М., Наука, 1986.
41. Горальчук М. И. Закономерности изменчивости влажности — льдистости мно¬
голетнемерзлых пород Пур-Надымского междуречья.— В кн.: Общее мерзлотоведение.
Новосибирск, 1978, с. 205—210.
42. Гречищев С. Е., Чистотинов Л. В., Шур Ю. Л. Криогенные физико-геологиче¬
ские процессы и их прогноз. М., Недра, 1980.
43. Гросвальд М. Г. Покровные ледники континентальных шельфов. М., Наука,
1983.
44. Груздов А. В. Закономерности формирования мерзлых толщ бассейнов рек
Таз, Пур и Надым. Автореф. канд. дис. М., МГУ, 1975.
45. Груздов А. В. Несливающиеся мерзлые толщи в приполярных районах За¬
падной Сибири.— В кн.: Природные условия Западной Сибири. Вып. 7. М., 1979,
с. 97—101.
46. Данилов И. Д. Гипотеза позднеплейстоценового Арктического ледникового
щита.— В кн.: Основные проблемы палеогеографии позднего кайнозоя Арктики. Л.,
1983, с. 217—221.
47. Данилов И. Д. О природе дислокаций в плейстоценовых отложениях севе¬
ра.— Литология и полезные ископаемые, 1980, № 5, с. 114—123.
48. Данилов И. Д. Полярный литогенез. М., Недра, 1978.
49. Данилов И. Д., Парунин О. Б. Сравнительные результаты радиоуглеродного
датирования карбонатных конкреций и растительных остатков из верхнеплейстоцено¬
вых отложений каргинской террасы низовьев Енисея.— Докл. АН СССР, 1982, т. 262,
№ 2, с. 402—404.
50. Данилов И. Д„ Полякова Е. И. Криогенные и посткриогенные образования
в аллювии и их палеогеографическое значение.— Изв. АН СССР. Сер. географ., 1978,
№ 2, с. 84—92.
51. Данилов И. Д., Недешева Г. Н., Полякова Е. И. Криолитозона севера Запад¬
ной Сибири в позднем плейстоцене и голоцене.— В кн.: Развитие криолитозоны Евра¬
зии в верхнем кайнозое. М., 1985, с. 82—90.
52. Данько В. К., Стремяков А. Я. Геокриологические условия побережья Обской
губы между поселками Салемал и Ныда.— Тр. ПНИИИС, вып. 49, 1976, с. 112—129.
53. Данько В. К., Рыжов В. Н., Соболев В. В. Инженерно-геокриологические ус¬
ловия Нейтинской структуры.— В кн.: Вопросы региональной и инженерной геокрио¬
логии. М., 1983, с. 28—38.
54. Дубиков Г. И. Парагенез пластовых льдов и мерзлых пород Западной Сиби¬
ри.— В кн.: Пластовые льды криолитозоны. Якутск, 1982, с. 24—42.
55. Дубиков Г. И. Условия формирования пластовых залежей подземного льда
на севере Западной Сибири.— В кн.: Стратиграфия и палеогеография позднего кай¬
нозоя Арктики. Л., 1982, с. 57—66.
448
56. Дубиков Г. И. Геохимические исследования подземных льдов и мерзлых по¬
род: (По работам на оз. Ней-To).—В кн.: Вопросы региональной и инженерной гео¬
криологии. М., 1983, с. 52—73.
57. Дубиков Г. И. Закономерности формирования состава и криогенного строения
мерзлых осадочных пород (На примере Западной Сибири). Автореф. докт. дне М
МГУ, 1984. ' *'
58. Дубиков Г. И., Шмелев Л. М. Многолетнемерзлые грунты у южной границы
их распространения между Уралом и р. Обью.— Тр. ПНИИИС, 1976, вып. 49, с 86
111.
59. Дубиков Г. И., Баду Ю. Б., Иванова Н, В. Состав и строение криогенной
толщи на Западном Ямале.— В кн.: Лабораторные и полевые исследования мерзлых
грунтов и льдов. М., 1986, с. 27—35.
60. Евсеев В. П. Миграционные бугры пучения Северо-Востока европейской части
СССР и Западной Сибири.— В кн.: Проблемы криолитологии. М., 1976, вып. 5, с. 95—
159.
61. Евсеев В. П., Дацько А. С. Применение геофизических исследований при изу¬
чении миграционных бугров пучения севера Западной Сибири.— В кн.: Природные
условия Западной Сибири. М., 1983, с. 104—114.
62. Ершов Э. Д. Криолитогенез. М., Недра, 1982.
63. Жесткова Т. Н. Формирование криогенного строения грунтов. М., Наука
1982.
64. Земцов А. А. Геоморфология Западно-Сибирской равнины (Северная и Цен¬
тральная части). Томск, Изд-во Томск, ун-та, 1976.
65. Инженерная геология СССР. Том 2. Западная Сибирь/Под ред. Е. М. Серге¬
ева.— М., Изд-во Моек, ун-та, 1976.
66. Карпов Е. Г. Подземные льды Енисейского Севера. Новосибирск, Наука, 1986.
67. Кашперюк П. И. Типы и инженерно-геологические особенности многолетне¬
мерзлых торфяных массивов севера Западно-Сибирской плиты: Автореф. канд. дис. М.,
МГУ, 1985. 18 с.
68. Кондратьев В. Г. Новообразование многолетней мерзлоты в пойме р. Енисей
(район г. Дудинки).— В кн.: Мерзлотные исследования. М., 1977, вып. 16, с. 73—77.
69. Корейша М. М., Хименков А. Н. О генезисе пластовых залежей подземного
льда на севефе Западной Сибири.— В кн.: Геокриологический прогноз и совершенство¬
вание инженерных изысканий. М., 1980, с. 167—175.
70. Корейша М. М., Хименков А. Н., Брыксина Г. С. Условия залегания и строе¬
ние пластовых залежей подземного льда района оз. Ней-To (п-ов Ямал).— В кн.:
Вопросы региональной и инженерной геокриологии. М„ 1983, с. 73—88.
71. Крапивнер Р. Б. Бескорневые неотектонические структуры. М., Недра, 1986.
72. Крицук Л. И. Закономерности процессов современного образования многолет¬
немерзлых пород на севере Западной Сибири.— В кн.: Общее мерзлотоведение. Ново¬
сибирск, 1978, с. 38—56.
73. Ландшафты криолитозоны Западно-Сибирской газоносной провинции/
Е. С. Мельников, Л. И. Вейсман, Н. Г. Москаленко и др.— Новосибирск, Наука,
1983.
74. Лисе О. Л., Березина Н. А. Болота Западно-Сибирской равнины. М„ Изд-во
Моек, ун-та, 1981, 206 с.
75. Махотина Г. П. Опыт изучения позднеплейстоценовых и современных текто¬
нических движений на примере северных районов Западной Сибири и Карского шель¬
фа.— В кн.: Основные проблемы палеогеографии позднего кайнозоя Арктики. Л., 1983,
с. 174—179.
76. Мерзлотные условия Вынгапуровской структуры/Г. И. Дубиков, Е. Б. Бело¬
пухова, А. Я. Стремяков, Л. А. Суходольская.— В кн.: Геокриологические условия и
прогноз их изменения в районах первоочередного освоения севера. М., 1984, с. 114—
134.
77. Мерзлотные условия Медвежьего газового месторождения и их прогноз при
освоении территории/В. В. Баулин, Н. С. Данилова, О. П. Павлова, Л. А. Суходоль¬
ская.— В кн.: Геокриологические условия и прогноз их изменения в районах первооче¬
редного освоения севера. М., 1984, с. 3—24.
78. Мерзлотные условия Ямбургского поднятия/Г. И. Дубиков, Е. Б. Белопухова,
В. К. Данько и др.— В кн.: Геокриологические условия и прогноз их изменения в
районах первоочередного освоения севера. М., 1984, с. 72—113.
79. Методические рекомендации по прогнозу развития криогенных физико-гео¬
логических процессов в осваиваемых районах Крайнего Севера. М., изд. ВСЕГИНГЕО,
1981.
80. Новейшая тектоника нефтегазоносных областей Сибири.— Тр. СНИИГиМС,
вып. 285, 1981.
81. О засоленности четвертичных отложений западной части полуострова Ямал/
О. В. Лахтина, В. Н. Рыжов, И. Л. Стрелецкая, А. Я. Стремяков.— В кн.: Вопросы
региональной и инженерной геокриологии. М., 1983, с. 52—73.
82. Особенности мерзлотно-инженерно-геологических условий Бованенковской
структуры (Средний Ямал)/С. Е. Суходольский, С. Ю. Пармузин, И. Д. Стрелецкая,
В. В. Ермаков.— В кн.: Геокриологические условия и прогноз их изменения в райо¬
нах первоочередного освоения севера. М., 1984, с. 42—72.
29 Зак. 514
449
83. Палеогеография Западно-Сибирской равнины в максимум позднезырянского»
оледенения/С. А. Архипов, В. И. Астахов, И. А. Волков и др.— Новосибирск, Наука,
1980.
84. Пармузин С. Ю., Суходольский С. Е. Пластовые льды среднего Ямала и их
роль в формировании рельефа.— В кн.: Пластовые льды криолитозоны. Якутск, 1982,
с. 51—61.
85. Пармузин С. Ю., Шаманова И. И. Карты оценки потенциальной возможности
развития техногенного термокарста на севере Западной Сибири.— Инженерная геоло¬
гия, 1985, № 6, с. 84—89.
86. Пармузина О. Ю. Криогенное строение и некоторые особенности льдовыделе-
ния в мерзлых рыхлых породах (На примере низовьев рек Енисей и Рывеем). Авто-
реф. канд. дис. М., МГУ, 1978.
87. Подборный Е. Е. Экспериментальное изучение и некоторые теоретические ас¬
пекты процесса морозобойного растрескивания. Автореф. канд. дис. М., МГУ, 1978.
88. Полуостров Ямал (Инженерно-геологический очерк)/В. Т. Трофимов,
Ю. Б. Баду, В. Г. Кудряшов, Н. Г. Фирсов. М., Изд-во Моек, ун-та, 1975.
89. Попов А. И. Вечная мерзлота в Западной Сибири. М., Изд-во АН СССР,
1953.
90. Прогноз теплового состояния грунтов при освоении северных районов/
В. П. Чернядьев, А. Л. Чеховский, А. Я. Стремяков, В. А. Пакулин. М., Наука, 1984.
91. Романовский Н. Н. Подземные воды криолитозоны. М., Изд-во Моек, ун-та,
1983.
92. Сакс В. Н. Четвертичный период в Советской Арктике. Л.-М., Госгеолтехиздат,
1953. (Тр. НИИ геол. Арктики. Т. 77).
93. Соломатин В. И. Петрогенез подземных льдов. Новосибирск, Наука, 1986.
94. Соломатин В. И. Пластовые льды как показатель плейстоценовых оледенений
севера Западной Сибири.— В кн.: Общее мерзлотоведение. Новосибирск, 1978, с. 102—
112.
95. Суходровский В. Л. Экзогенное рельефообразование в криолитозоне. М.,
Наука, 1979. .
96. Троицкий В. А. Материалы по динамике юго-восточных берегов Карского мо¬
ря.— Геоморфология, 4977, № 1, с. 82—86.
97. Трофимов В. Т. Закономерности пространственной изменчивости инженерно-
геологических условий Западно-Сибирской плиты. М., Изд-во Моек, ун-та, 1977.
98. Трофимов В. Т., Баду Ю. Б. Региональный прогноз величин осадок оттаива¬
ния многолетнемерзлых пород Западно-Сибирской плиты.— Инженерная геология, 1981,
№ 1, с. 101—112.
99. Трофимов В. Т., Баду Ю. Б., Васильчук Ю. К■ Инженерно-геологические ус¬
ловия Гыданского полуострова. М., Изд-во Моек, ун-та, 1986.
100. Трофимов В. Т., Баду Ю. Б., Дубиков Г. И. Криогенное строение и льдис-
тость многолетнемерзлых пород Западно-Сибирской плиты. М., Изд-во Моек, ун-та,
1980.
101. Трофимов В. Т., Васильчук Ю. К. Долгосрочный прогноз тенденций измене¬
ния инженерно-геологических условий и динамики мерзлотных процессов на севере
Западной Сибири.— Инженерная геология, 1984, № 3, с. 103—111.
102. Трофимов В. Т., Васильчук Ю. К. Криолитологическое районирование Запад¬
но-Сибирской плиты.— Инженерная геология, 1985, № 5, с. 20—28.
103. Трофимов В. Т., Васильчук Ю. К. Синкриогенные повторно-жильные и плас¬
товые льды в плейстоценовых отложениях севера Западной Сибири.— Бюл. МОИП.
Отд. геол., 1983, т. 58, вып. 4, с. 113—121.
104. Трофимов В. Т., Фирсов Н. Г. О послеледниковых озерных террасирован¬
ных котловинах Приполярного и Заполярного Зауралья.— В кн.: Природные условия.
Западной Сибири. М., 1983, с. 11—21.
105. Ту мель Н. В., Ш Полянская Н. А. Криолитогенез плейстоценовых отложений
в низовьях Енисея (На примере Селякина мыса).— В кн.: Проблемы криолитологии.
М., 1983, вып. 11, с. 116—136.
106. Уваркин Ю. Т., Шаманова И. И. Особенности развития подозерных таликов
Западно-Сибирской низменности.— В кн.: Общее мерзлотоведение. Новосибирск, 1978,
с. 171 — 175.
107. Уваркин Ю. Т., Шаманова И. И., Чеховский А. Л. Условия существования
и динамика многолетнемерзлых пород Западной Сибири вблизи их южной границы.—
Изв. АН СССР. Сер. географ., 1980, № 1, с. 106—113.
108. Фотиев С. М. Гидрогеотермические особенности криогенной области СССР.
М., Наука, 1978.
109. Хименков А. Н. Некоторые особенности морского криолитогенеза (На при¬
мере разреза «Селякин мыс»).— В кн.: Лабораторные и полевые исследования мерз¬
лых грунтов и льдов. М., 1986, с. 36—43.
ПО. Чернядьев В. П. Влияние природных факторов на мощность сезонноталого-
слоя (СТС) грунтов.— Тр. ПНИИИС, 1976, вып. 49, с. 131—144.
111. Чеховский А. Л. Закономерности формирования мощности многолетнемерз¬
лых пород Западной Сибири. Автореф. канд. дис. М., ПНИИИС, 1977.
112. Шамахов А. Ф., Земцов А. А. Многолетняя реликтовая мерзлота в Запад¬
ной Сибири и ее палеогеографическое значение.— Изв. Всесоюз. географ, об-ва, 1979,
т. 111, с. 150—155.
450
113. Шешин Ю. Б. Физико-геологические основы прогноза растрескивания мерз¬
лых грунтов на севере Западной Сибири. Автореф. канд. дис. Пос. Зеленый, Моек
обл., ВСЕГИНГЕО, 1977, 24 с.
114. ШПолянская Н. А. Мерзлая зона литосферы Западной Сибири и тенденции
ее развития. М., Изд-во Моек, ун-та, 1981.
115. Шполянская Н. А., Минкин М. А.. Фельдман Г. М. Динамика вечной мерз¬
лоты Западной Сибири в плейстоцене (По расчетам на ЭВМ).— В кн.: Природные
условия Западной Сибири. М., 1980, вып. 7, с. 127—141.
116. Шур Ю. Л. Термокарст (К теплофизическим основам учения о закономер¬
ностях развития процесса). М., Недра, 1977.
117. Шур Ю. Л., Петрухин Н. П., Славин-Боровский В. Б. Разрушение берегов
в крислитозоне.— В кн.: Криогенные процессы. М., 1978, с. 57—73.
118. Экзогеодинамика Западно-Сибирской плиты (Пространственно-временные
закономерности)/В. Т. Трофимов, Ю. Б. Баду, Ю. К. Васильчук и др.— М., Изд-во
Моек, ун-та, 1986.
119. Ямало-Гыданская область (Физико-географическая характеристика). Л., Гид-
рометеоиздат, 1977.
29*
ОГЛАВЛЕНИЕ
Предисловие. В. Т. Трофимов 3
ч Введение 5
Общие сведения и перспективы развития Западной Сибири. В. Т. Трофимов 5
Геокриологическая изученность территории. В. Т. Трофимов, Ю. К. Васильчук 6
Раздел I. ЗАКОНОМЕРНОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ МЕРЗЛЫХ ТОЛЩ И СО¬
ВРЕМЕННЫЕ ГЕОКРИОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ 13
Глава I. История формирования геокриологических условий 13
Основные черты геолого-геоморфологической обстановки к началу форми¬
рования многолетнемерзлых пород. В. Т. Трофимов 13
Историко-геологические закономерности формирования геокриологических
условий. В. В. БаулиК* Ю. К. Васильчук, В. Т. Трофимов, А. Л. Чеховский 20
Глава II. Современные условия существования и развития многолетне- и сезон¬
номерзлых пород 33
Орография. В. Т. Трофимов, П. И. Кашперюк 38
Климат. Я. И. Каитерюк 40
Ландшафты. Е. С. Мельников, Н. Г. Москаленко, Л. Н. Тагунова, И. В. Вой-
цеховскау, Н. Г. Украинцева, С. Н. Чекрыгина 45
Гидрогеологические условия. О. Я. Павлова, В. Т. Трофимов, Н. Г. Фирсов 47
Современные тенденции развития многолетцемерзлых толщ. Ю. К. Василь¬
чук, В. Т. Трофимов, В. В. Баулин t 51
Глава III. Закономерности распространения и среднегодовые температуры мно¬
голетне- и сезонномерзлых пород 53
Формирование температурного режима верхних горизонтов пород. В. Я. Чер-
нядьев 53
Распространение и среднегодовая температура многолетнемерзлых и талых
пород. В. Т. Трофимов, Я. И. Каитерюк, Н. Г. Фирсов 58
Талики и закономерности их формирования. С. М. Фотиев 72
Сезонное оттаивание и промерзание пород. Я. И. Каитерюк, В. Т. Трофимов 78
Глава IV. Состав и криогенное строение многолетнемерзлых пород .... 82
Зависимость формирования состава, криогенного строения и льдистости по¬
род от основных факторов природной среды. Г. И. Дубиков 82
Сингенетические мерзлые породы. Г. И. Дубиков, Ю. К. Васильчук,
В. Т. Трофимов 87
Эпигенетические мерзлые породы. Г. И. Дубиков, Л. Н. Крицук, И. Д. Стре¬
лецкая 95
Пластовые залежи подземного льда. В. В. Баулин, Ю. К■ Васильчук,
Г. И. Дубиков, Л. Н. Крицук, В. Т. Трофимов ЮЗ
Криолитологическое районирование территории. В. Т. Трофимов, Ю. К. Ва¬
сильчук 111
Глава V. Мощность и вертикальное строение многолетнемерзлых толщ . .113
Факторы, определяющие мощность и вертикальное строение многолетнемерз¬
лых толщ. В. В. Баулин 114
Типы вертикального строения многолетнемерзлых толщ и закономерности их
распространения. В. Т. Трофимов, В. Г. Кудряшов, В. В. Баулин, А. В. Груз-
дов 120-
Закономерности пространственного положения нижней границы многолетне¬
мерзлых толщ. В. Т. Трофимов, В. Г. Кудряшов, В. В. Баулин, А. В. Груздов 122
Температуры многолетнемерзлых пород ниже слоя годовых колебаний.
В. В. Баулин, А. Я. Чеховский 129-
Районирование территории плиты по характеру вертикального строения и
мощности толщ многолетнемерзлых пород. В. Т. Трофимов, В. Г. Кудряшов 131
Глава VI. Закономерности распространения криогенных геологических процес¬
сов и явлений 135
Условия развития и распространение криогенных геологических процессов
и явлений. В. Н. Андрианов, И. В. Войцеховская, С. Е. Г ре чище в, Л. Н. Кри¬
цук, В. Л. Невечеря, А. Я. Стремяков, Ю. Т. Уваркин, И. И. Шаманова,
Ю. Б. Шешин, Ю. Л. Шур ' 135
Районирование территории по комплексу развитых криогенных геологиче¬
ских процессов и явлений. С. Е. Гречищев 155
452
Раздел II. ГЕОКРИОЛОГИЧЕСКОЕ РЕГИОНАЛЬНОЕ ОПИСАНИЕ ЗАПАД-v
НО-СИБИРСКОИ ПЛИТЫ 159
Глава VII. Геокриологическое районирование Западно-Сибирской плиты.
В. Т. Трофимов, В. В. Баулин, Ю. К. Васильчук 159
Глава VIII. Геокриологическая характеристика Северной зоны Континентально¬
го региона 162
Лескинско-Антипаютинская подзона 163
Северо-Ямальская область. Ю. Б. Баду, В. Т. Трофимов, Я. Г. Фирсов . . 164
Центральноямальская северная область. Ю. Б. Баду, Н. Г. Фирсов . . . 169
Восточно-Ямальская область. Ю. К. Васильчук, В. Г. Трофимов, Ю. Б. Баду 172
Северо-Гыданская область. Ю. К. Васильчук, В. Т. Трофимов, Ю. Б. Баду,
В. Г. Кудряшов 180
Центральногыданская область. Я. Я. Кашперюк, В. Г. Кудряшов, Ю. Б. Ба¬
ду 189
Танамско-Устьенисейская область. Ю. К. Васильчук 195
Танамская область. Ю. Б. Баду, В. Т. Трофимов 199
Западно-Таймырская область. Ю. К. Васильчук 201
Харасавэй-Новолфенгойская подзона 208
Мордыяха-Хойская область. Г. Я. Дубиков, И. М. Бойкова, М. А. Минкин 209
Байдарацко-Юрибейская область. Ю. К. Васильчук, В. Т. Трофимов,
Г. В. Ананьева, В. Г. Кудряшов, Н. Г. Украинцева 218
Лаборовская область. Ю. Б. Баду, В. Т. Трофимов, Я. Г. Фирсов . . . 226
Южно-Ямальская область. Я. Г. Фирсов, Ю. Б. Баду, В. Т. Трофимов . . 230
Тазовская область. А. Г. Сухов, И. Л. Кузнецова, О. В. Лахтина, Д. С. Дроз¬
дов, С. Н. Чекрыгина 236
Устьпуровско-Тазовская область. Я. Г. Фирсов, Г. В. Ананьева, В. А. Дуб¬
ровин, Н. Г. Украинцева 247
Пур-Тазовская северная область. А. В. Груздов 251
Мессояхинская область. Я. Я. Кашперюк, В. Г. Кудряшов, В. Т. Трофимов,
Ю. К. Васильчук, Я. Г. Фирсов 254
Таз-Хетско-Енисейская область. Ю. К. Васильчук, В. Г. Кудряшов . . . 260
Нижнеенисейская северная область. Ю. К. Васильчук 264
Глава IX. Геокриологическая характеристика Центральной зоны Континенталь¬
ного региона 270
Игарка-Нумтинская подзона 271
Зауральская область. Я. Г. Фирсов, В. Т. Трофимов, Я. Я. Кашперюк,
В. Г. Кудряшов 271
Усть-Обская область. Ю. К. Васильчук 276
Обь-Надымская область. Я. Г. Фирсов, Я. Я. Кашперюк, В. Г. Кудряшов,
В. Т. Трофимов 278
Надымская область. Я. Г. Фирсов, В. Т. Трофимов, В. Г. Кудряшов,
Я. А. Филькин 284
Надым-Пуровская область. М. Я. Горальчук, С. Н. Чекрыгина, В. Н. Андри¬
анов, Л. Н. Крицук 290
Пуровская область. Л. Я. Крииук, А. М. Тарасов, Н. Г. Украинцева,
И'. Г. Фирсов ' . 297
Пур-Тазовская область. А. В. Груздов, В. Т. Трофимов, Я. Я. Кашперюк,
Я. А. Филькин ’. 303
Среднетазовская область. Я. Г. Фирсов, В. Т. Трофимов, Я. Я. Кашперюк,
В. Г. Кудряшов, Я. Л. Филькин 307
Таз-Енисейская область. Я. Я. Кашперюк, В. Т. Трофимов, В. Г. Кудряшов,
Я. Г. Фирсов 310
Нижнеенисейская область. Ю. К■ Васильчук 313
Туруханско-Угутская подзона 316
Хулга-Обская область. Я. Г. Фирсов, В. Т. Трофимов, Ю. К. Васильчук,
Я. Я. Кашперюк 317
Северо-Сосьвинская область. Я. Я. Кашперюк, В. Т. Трофимов, В. Г. Куд¬
ряшов, Я. Г. Фирсов 322
Нижнеобская область. Я. Г. Фирсов, Ю. К. Васильчук, Я Я. Кашперюк,
В. Т. Трофимов 327
Куноват-Казымская область. Я. Я. Шаманова, А. Г. Сухов 330
Белогорская область. Я. Г. Фирсов, Я. Я. Кашперюк, В. Т. Трофимов . . 334
Сибирско-Увальская область. Я. Я. Кашперюк, В. Г. Кудряшов, В. Т. Тро¬
фимов 336
Назым-Среднеобско-Вахская область. В. Г. Кудряшов, Я. Я. Кашперюк,
И. И. Шаманова 342
Среднеобская область. Я. Г. Фирсов, В. Г. Кудряшов 345
Салым-Юганская область. Я. Г. Фирсов, Я. Я. Кашперюк, В. Г. Кудря¬
шов, В. Т. Трофимов 347
Аган-Дубчесская область. Я. Г. Фирсов, В. Г. Кудряшов 349
Верхнетазовская область. Я. Я. Кашперюк, В. Т. Трофимов, Я. Г. Фир¬
сов, В. Г. Кудряшов 352
453
Ширтинско-Худосейская область. Я. И. Кашперюк, В. Т. Трофимов,
В. Г. Кудряшов, Н. Г. Фирсов 356
Среднеенисейская область. Ю. К. Васильчук 358
Глава X. Геокриологическая характеристика Южной зоны Континентального
региона 361
Советско-Устьтымская подзона. Я. И. Кашперюк, В. Г. Кудряшов, В. Т. Тро¬
фимов, Н. Г. Фирсов 362
Урай-Новосибирская подзона. Я. Я. Кашперюк, Д. А. Гиличинский,
В. Т. Трофимов, Н. Г. Фирсов 365
Ишим-Семипалатинская подзона. В. Г. Кудряшов, Д. А. Гиличинский,
Я. Я. Кашперюк, Я. Г. Фирсов 367
Глава XI. Геокриологическая характеристика Карской шельфовой зоны Субма¬
ринного региона 373
Приямальская область. Ю. Б. Баду, В. Т. Трофимов, И. Г. Фирсов,
А. Н. Хименков 373
Пригыданская область. Ю. Б. Баду, В. Т. Трофимов, А. Н. Хименков . . 378
Обско-Тазовская область. Ю. Б. Баду, В. Т. Трофимов, Н. Г. Фирсов . . 380
Енисейская область. Ю. Б. Баду, А. Н. Хименков 383
Северо-Карская область. Я. В. Неизвестное 384
Раздел 111. ГЕОКРИОЛОГИЧЕСКИЙ ПРОГНОЗ И ПРИНЦИПЫ РАЦИО¬
НАЛЬНОГО ИСПОЛЬЗОВАНИЯ И ОХРАНЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ СРЕДЫ 387
Глава XII. Геокриологический прогноз в связи с освоением территории . . . 387 j
Прогноз изменения геокриологических условий в связи с естественными из¬
менениями природной обстановки. Ю. К. Васильчук, В. Т. Трофимов . . 387
Типизация техногенных воздействий. Л. С. Гарагуля, В. Л. Невечеря . . 394
Характеристика изменений геокриологических условий на основе обобщения
опыта хозяйственного освоения. А. Ю. Ивлев, Н. Г. Москаленко, В. Л. Не¬
вечеря, А. Я. Стремяков * 397
Прогноз изменения геокриологических условий при различных типах техно¬
генных нарушений. Ю. Б. Баду, С. Е. Гречищев, Л. Я. Крицук, Н. Г. Мос¬
каленко, В. Л. Невечеря, В. Т. Трофимов, В. Я. Чернядьев, Ю. Б. Шешин,
Ю. Л. Шур 407
Термовлажностные условия при импульсном нарушении покровов . . 408
Термовлажностные условия при постоянном нарушении покровов . . . 412
Криогенные геологические процессы 422
Районирование территории по устойчивости многолетнемерзлых пород к тех¬
ногенным воздействиям. С. Е. Гречищев, Л. Н. Крицук, Н. Г. Москаленко,
С. Ю. Пармузин 432
Глава XIII. Принципы рационального использования и охраны геологической
среды 434
Рациональное освоение территории. С. Е. Гречищев, М. А. Минкин,
Н. Г. Москаленко, В. Л. Невечеря, В. Я. Чернядьев, Ю. Л. Шур . . . 434
Организация литомониторинга. С. Е. Гречищев, Н. Г. Москаленко, Л. Н. Та-
гунова 441
Рациональное использование водных ресурсов и охрана подземных вод.
Л. Н. Крицук, О. Я. Павлова 444
Оценка экономической эффективности инженерно-геокриологического изуче¬
ния и прогноза. С. Е. Гречищев 445
Список литературы 447
Геокриология СССР. Западная Сибирь/Под ред. Э. Д. Ершо-
Г35 ва.— М.: Недра, 1989.— 454 с.: ил.
ISBN 5—247—00432—9
Дана характеристика геокриологических условий Западно-Сибирской
плиты. Рассмотрены перспективы развития Западной Сибири. Освещены
закономерности формирования мерзлых толщ и современные геокриоло¬
гические условия региона; закономерности формирования температурного
режима, мерзлотных процессов и явлений. Особое внимание уделено
прогнозу изменения геокриологических условий в связи с освоением ре¬
гиона. Описаны принципы рационального использования и охраны при¬
родной среды.
Для геологов, мерзлотоведов, инженеров-геологов, а также литологов.
!804080000—086 ш_89
Г
043(01)—89
ББК 26.3
ПРОИЗВОДСТВЕННОЕ (ПРАКТИЧЕСКОЕ) ИЗДАНИЕ
ГЕОКРИОЛОГИЯ СССР
Западная Сибирь
Заведующий редакцией Р. В. Добровольская
Редакторы издательства А. М. Антокольская, М. В. Рогачева
Переплет художника И. А. Слюсарева
Художественный редактор Г. Н. Юрчевская
Технический редактор JI. Я. Голова
Корректор М. В. Дроздова
ИБ № 6484
Сдано в набор 07.09.88. Подписано в печать 25.01.89. Т-05623. Формат 70xl08‘/i«.
Бумага типографская № 1. Гарнитура Литературная. Печать высокая. Уел. печ. л. 39
Уел. кр.-отт. 40,25. Уч.-изд. л. 43,7. Тираж 2170 экз. Заказ 514/785—1. Цена 2 р. 80 к.
Ордена «Знак Почета» издательство «Недра»,
125047, Москва, пл. Белорусского вокзала, 3
Ленинградская картографическая фабрика ВСЕГЕИ