Физические и физикохимические процессы в промерзающих мерзлых и оттаивающих породах Мерзлые породы ~
Работа добавлена на сайт samzan.net:
7. Экзогенные геологические процессы в криолитозоне
7.1. Физические и физико-химические процессы в промерзающих, мерзлых и оттаивающих породах
Мерзлые породы – многокомпонентные системы, содержащие кроме минерального скелета и льда еще воду и газы, в том числе пар. Содержание незамерзшей воды в породе при отрицательных температурах зависит не столько от степени ее охлаждения, сколько от величины удельной поверхности частиц, определяющей количество связанной влаги, и концентрации порового раствора. Чем больше воды в породе перейдет в лед, тем прочнее она становится. Тонкодисперсные породы в мерзлом состоянии, содержащие незамерзшую влагу, менее прочные по сравнению с грубозернистыми.
Количество воды, перешедшей в лед в дисперсной породе, определяет величину пучения, поскольку масса воды при замерзании увеличивается в объеме примерно на 9% или на 2-3% от первоначального объема массива при полной влагоемкости пород. Однако промерзание дисперсных пород сопровождается миграцией влаги к фронту промерзания из талых слоев. Это приводит к тому, что в мерзлой дисперсной породе общее содержание влаги в жидком и твердом виде может значительно превышать ее полную влагоемкость в талом состоянии. Когда промерзание породы происходит без подтока влаги извне, говорят о закрытой системе; если с подтоком влаги – открытой системе. Промерзание дисперсных отложений в открытой системе сопровождается значительным увеличением их льдистости и соответственно большим пучением. Поэтому пучение грунтов сезонномерзлого слоя часто превышает таковое при промерзании сезонноталого слоя.
При оттаивании дисперсных мерзлых пород ослабляются и разрушаются цементационные связи. Часть талой воды остается в порах породы в виде капиллярной влаги, а также влаги, идущей на набухание, гидратацию частиц и пр., а остальная масса воды покидает породу, перемещаясь под действием гравитационных сил. За счет отжатия воды происходит уплотнение породы и уменьшается ее макропористость. Уплотнение породы при оттаивании приводит к осадкам и просадкам поверхности.
Миграция воды в жидкой фазе в капиллярно-пористых средах происходит под влиянием градиентов температуры и влажности. Влагоперенос осуществляется в направлении понижения температуры, а также от мест с большей влажностью к участкам с пониженной влажностью. По А.А.Ананяну (Мерзлотоведение, 1981), миграция молекул воды происходит из талой зоны, где пленки воды толще, в мерзлую, где часть воды перешла в лед, и пленки стали тоньше. Существуют и другие теории о причинах миграции воды и последующей ее кристаллизации: разность химических потенциалов взаимодействующих фаз грунтовой системы − Тютюнов И.А.; разность осмотических сил за счет повышения концентрации раствора в пленке незамерзшей воды − гидратационная теория льдовыделения Гольдштейна М.Н.; теория напорной (иньекционной) миграции воды в грунтах − Сумгин М.И. и др.
Все-таки большинство исследователей приходят к выводу, что миграция жидкой влаги происходит под влиянием ряда градиентов и различными механизмами, но основной механизм миграции – пленочно-кристаллизационный, обусловленный наличием водных пленок на поверхности частиц породы и формирующегося в ней льда. Интенсивность миграции воды в промерзающих дисперсных горных породах зависит от следующих факторов (Общее мерзлотоведение, 1974):
1) природы минерального скелета (дисперсности, минералогического и химического составов, обменных катионов);
2) плотности;
3) температурного режима;
4) наличия источника поступления воды (открытость системы).
Одним из основных показателей, определяющим интенсивность миграции влаги (значит и пучения) является дисперсность породы. Наибольшая миграция обнаруживается в пылеватых грунтах, имеющих достаточно высокую удельную поверхность частиц и обладающих хорошими капиллярными свойствами. При увеличении содержания глинистых частиц в породе интенсивность миграции уменьшается за счет снижения фильтрационных свойств.
Опытами обнаружено, что в тонкодисперсных породах одинакового гранулометрического состава, интенсивность процессов миграции влаги зависит минералогического состава глинистой фракции. В глинах, состоящих из минералов группы каолинита, интенсивность миграции выше, чем у монтмориллонитовых глин.
Сложение и плотность породы определяет ее капиллярные свойства. Существуют критические значения плотности, соответствующие максимальной миграции влаги и максимальному льдообразованию.
Температурный режим пород определяет скорость их промерзания. Для тонкодисперсных грунтов существует оптимальная скорость промерзания, определяющая наибольшее льдообразование за счет миграции. При больших градиентах температур и высокой скорости промерзания больших слоев миграционного льда не образуется.
Необходимо иметь в виду: миграция влаги идет не только к фронту промерзания, но и внутри мерзлого массива, где существуют незамерзшие пленки воды. С зимней миграцией влаги в мерзлых грунтах связан процесс накопления солей в приповерхностной части литологического разреза.
Весомый вклад в формировании льдистости (влажности) грунтов вносят процессы испарения, конденсации, сублимации и десублимации, т.е. движение воды в виде пара. Парообразная влага в породе движется от мест с большей упругостью пара к участкам с меньшей его упругостью. В талых породах пар мигрирует в места с более низкой температурой и при соответствующих условиях переходит в жидкую фазу воды (конденсируется). В мерзлых породах пар может переходить как в жидкую, так и непосредственно в твердую фазу – лед (десублимация).
Разность температур в объеме горной породы не является единственной причиной миграции водяных паров. В мерзлых породах пар может мигрировать и при одинаковых температурах, но при наличии в объеме переохлажденной воды и льда, поскольку давление пара надо льдом несколько меньше, чем над поверхностью воды.
Процесс миграции парообразной влаги в течение длительного периода может существенно влиять на льдообразование в дисперсных породах, особенно при промерзании зоны аэрации или промерзании пород в условиях закрытой системы.
Коагуляция и пептизация коллоидных и глинистых частиц в дисперсных мерзлых породах. В дисперсных системах свободная поверхностная энергия частиц представляет собой избыток энергии, сосредоточенный на границе фаз. Дисперсная система без притока энергии извне стремиться уменьшить свою удельную поверхность за счет «слипания» (объединения) мелких частиц в более крупные, т.е. коагулировать.
Пептизация – процесс, обратный коагуляции. Он сопровождается разрывом связей и увеличением свободной поверхности частиц за счет притока внешней энергии. При температурных колебаниях в горной породе процесс коагуляции может сменяться процессом пептизации и наоборот. Однако, известно, что при прочих равных условиях коагуляция обязательно будет происходить при охлаждении, а пептизация – при нагревании системы.
При замерзании дисперсных пород и при последующих колебаниях температуры происходит увеличение концентрации ионов в незамерзшей части воды. Это приводит к тому, что часть скоагулировавших ионов окажется связанной с частицами породы и не вернется в раствор, даже если температура повысится, т.е. достигается некоторый порог коагуляции. В результате этого тонкодисперсная система при многократно повторяющихся процессах замерзания–оттаивания развивается в сторону укрупнения частиц вплоть до некоторого предела. В песчаных и более грубообломочных породах наоборот, процессы замерзания–оттаивания приводят к разрушению первичных минералов и к увеличению дисперсности (диспергирование крупных отдельностей породы). Вследствие процессов коагуляции и диспергирования при многократном промерзании и оттаивании рыхлых отложений преобладающими в разрезе становятся пылеватые фракции.
Окислительно-восстановительные процессы в дисперсных породах. В криолитозоне, верхний слой – слой сезонного оттаивания, чаще всего находится в переувлажненном состоянии, так как подстилается мерзлым водоупором. В период зимнего промерзания в анаэробных условиях (дефицит кислорода) в почвогрунтах преобладают восстановительные реакции, и породы приобретают светлую окраску. В летний период преобладают окислительные реакции, закисные соединения переходят в окисные (более темной окраски).
Резюмируя вышеизложенное, следует: в мерзлых, промерзающих и оттаивающих дисперсных породах наблюдается многообразие физических и физико-химических процессов, которые требуют к себе пристального внимания и детального изучения. Рассматриваемая тема весьма обширна, ей посвящено большое количество научных работ; более детально она рассматривается в классических учебниках по мерзлотоведению (геокриологии).
7.2.Криогенные (мерзлотные) геологические процессы и явления
Криогенными (мерзлотными) процессами называются экзогенные геологические процессы, которые обусловлены сезонным и многолетним промерзанием и оттаиванием увлажненных рыхлых горных пород, охлаждением мерзлых пород и замерзанием подземных вод (Мерзлотоведение, 1989). Криогенные процессы приводят к формированию различных криогенных образований (явлений), которые находят свое отражение в рельефе поверхности, геологическом строении рыхлых четвертичных отложений. Формирование криогенных образований происходит нередко за счет целого ряда криогенных процессов, причем роль одного из них является определяющей.
По основным ведущим факторам природной среды все криогенные процессы можно условно разделить на четыре основные группы: собственно криогенные, склоновые, водные и эоловые. Несколько иная классификация приводится в работе Э.Д.Ершова (2002). Первая группа процессов характерна в основном для районов криолитозоны и глубокого промерзания горных пород, а другие имеют аналоги за ее пределами. Рассмотрим основные криогенные процессы по масштабности развития.
7.2.1. Морозное пучение дисперсных пород.
Морозное пучение отложений обусловлено увеличением объема влаги при промерзании. Величина пучения грунтов зависит не только от количества содержащейся в них воды, но и от температурного режима и условий промерзания. Дисперсность грунтов, особенности их сложения во многом определяют миграцию влаги к фронту промерзания, за счет которой вспучивание грунтов возрастает. Процесс морозного пучения широко распространен в криолитозоне и в районах с глубоким промерзанием пород. Обычно наблюдается два вида процесса: без притока влаги извне (закрытая система) и с миграцией влаги (открытая система). Наибольшие деформации пучения пород происходят в условиях открытой системы при малых скоростях промерзания. К сильно пучинистым грунтам относятся влагонасыщенные пылеватые пески, супеси и легкие суглинки. Различают площадное и локальное пучение грунтов.
Площадное пучение грунтов развито весьма широко. Средняя величина площадного пучения при промерзании сезонноталого слоя обычно в 1.5-2.0 раза ниже, чем пучения сезонномерзлого слоя. Это связано с тем, что промерзание грунтов, имеющих отрицательную среднегодовую температуру, происходит, как правило, в закрытой системе, с ограниченным подтоком влаги к фронту промерзания. Формирование сезонномерзлого слоя происходит в условиях открытой системы и сопровождается интенсивной миграцией влаги из нижележащих немерзлых пород. Высота подъема поверхности за счет сезонного площадного пучения пропорциональна глубине промерзания и составляет обычно 1-5, реже 10-15 сантиметров. С началом протаивания грунтов и вытаивания льдистых прослоек поверхность будет вновь опускаться.
Процессы пучения и усадки приводят к выпучиванию из деятельного слоя крупных твердых тел (щебня, глыб, валунов, свай, столбов и пр.). Выпучивание каменного материала из мелкозема связано с более высокой его теплопроводностью и меньшей теплоемкостью. Под обломками грунт промерзает сильнее и к нему в первую очередь начинает мигрировать влага, которая, замерзая, образует прослой льда (шлир) и приподнимает эти обломки. При протаивании грунта каменный материал не может полностью опуститься на свое место, потому что оно уже частично занято осыпавшимся мелкоземом. В результате многократного (из года в год) повторения этого процесса идет перераспределение (сортировка) обломков внутри сезоннопромерзающего слоя: наиболее крупный материал находится вверху разреза или на поверхности. Иногда говорят об обратном (элювиальному) геологическом строении разреза.
В районах глубокого сезонного промерзания грунтов и, особенно, в области криолитозоны широко развит процесс выпучивания столбов и свай, что приводит к деформациям линейных сооружений. Последовательность стадий выпучивания столба показана на рисунке 7.1.
Первая стадия процесса соответствует началу интенсивного промерзания грунтов. Силы сцепления грунта с поверхностью столба тем выше, чем ниже температура среды. При подъеме поверхности за счет пучения верхний слой грунта увлекает за собой столб, вытаскивая его из талых (или вяломерзлых) пород. Этот процесс движения тела вверх сопровождается образованием под столбом полости (вторая стадия). Третья стадия процесса соответствует полному промерзанию СТС и закрытию полости льдом или сильно льдистым грунтом. В начале лета силы смерзания грунта со столбом постепенно сверху вниз исчезают, грунт оседает, а столб остается приподнятым, так как его движению вниз мешают еще не оттаивающие на глубине слои. После завершения летнего протаивания столб немного осядет, но возвратиться на свое прежнее место уже не сможет. В результате через несколько лет действия процесса пучения столб окажется мало заглубленным в грунт и не сможет выдержать даже ветровую нагрузку.
Рис.7.1. Схема выпучивания (вымораживания) столба из сезонноталого слоя, сложенного влажными дисперсными отложениями.
1 – промерзшая часть СТС; 2 – талая часть СТС; 3 – ММП; 4 – вода или разжиженный грунт в полости; 5 – лед или сильнольдистый грунт в полости; 6 – талый грунт, заполняющий полость; 7 – граница ММП; 8 – граница промерзших пород СТС; I-VI – стадии выпучивания столба в годовом цикле (пояснения в тексте).
Выпучивание столбов и фундаментов наблюдается и в районах сезонного промерзания, в первую очередь тех объектов, глубина заложения которых меньше мощности СМС. В этом случае к касательным силам пучения добавляется нормальная составляющая, действующая на подошву мало заглубленного объекта.
Заметнее всего в рельефе проявляется локальное пучение (бугры), которое обнаруживается на участках с неоднородными мерзлотно-гидрогеологическими условиями. В природных условиях появление бугров пучения может быть вызвано как сезонным, так и многолетним промерзанием грунтов.
Сезонные бугры пучения могут формироваться за счет подземных вод СТС; в этом случае высота их невелика и редко превышает несколько десятков дециметров. Довольно крупные бугры пучения образуются на участках разгрузки подземных вод всевозможных таликов. Размеры таких бугров весьма внушительные: высота достигает 5-6 м, а диаметр в основании – 20-50 м и более.
Наибольших размеров достигают многолетние бугры пучения. Основные причины их образования две: внутригрунтовое выдавливание воды или разжиженного грунта под действием криогенного напора и длительная миграция подземной влаги к фронту промерзания. В связи с этим выделяют миграционные и инъекционные бугры пучения. Выделить основную причину, приводящую к формированию бугра не всегда возможно.
Миграционные бугры пучения (классический пример) формируются на участках развития торфяников, температура которых ниже, чем окружающих минеральных пород. В начальный период промерзания отложений (новообразование мерзлоты), в условиях открытой системы, к подошве мерзлой толщи мигрирует и замерзает влага, увеличивая тем самым объем и высоту бугра (рис. 7.2, 7.3).
Рис.7.2. Поперечный разрез палсы с торфяным ядром, северная Канада (по Zoltai, Tarnokai, 1975).
1 – слаборазложившийся сфагновый торф; 2 – слаборазложившийся зеленомошный торф; 3 – среднеразложившийся зеленомошный торф; 4 – слаборазложившийся осоковый торф; 5 – слаборазложившийся осоково-моховый торф; 6 среднеразложившийся древесно-осоковый торф; 7 – слаборазложившийся торф из лесного мха; 8 торф, отложившийся в водной обстановке; 9 – минеральный грунт.
Рис. 7.3. Строение миграционного бугра пучения
1 – торф светло-коричневый, слаборазложившийся, очень льдистый; 2 – торф темно-коричневый, хорошо разложившийся, льдистый; 3 – изгиб торфяных слоев в апикальной части бугра; 4 – лед, включающий до 5% торфа; 5 – чистый лед; 6 – кустарничковая растительность (багульник, голубика). (Мельников В.П., Спесивцев В.И., 2000).
С приподнятой поверхности бугра зимой снег сдувается, что еще больше способствует процессу промерзания грунтов. Скорость роста таких бугров пучения в Западной Сибири (по Ершову, 2002) в начальный этап составляет 10-30 см/год, а затем, по мере роста многолетнемерзлого ядра и увеличения самого бугра, уменьшается до 1-2 см/год. Эти бугры достигают высоты 20 метров, а диаметр в основании составляет сотни метров.
Многолетние инъекционные бугры пучения, образующиеся в условиях закрытой системы, связаны в основном с многолетним промерзанием несквозных водоносных подозерных таликов. В Республике Саха (Якутия) эти бугры носят название булгунняхов, а за рубежом – пинго. Причиной промерзания подозерных таликов является обмеление или осушение озер. При промерзании несквозного замкнутого талика в нем возникает криогенный напор, в результате которого мерзлая кровля в наиболее слабом месте выгибается, образуя многолетний бугор пучения с ядром из инъекционного льда (рис. 7.4). Промерзание талика и соответственно рост бугра пучения растягивается на многие десятки и сотни лет и внедрение воды в растущий булгуннях происходит многократно. Параллельно с инъекцией воды может наблюдаться и сегрегационное льдовыделение, в виде шлиров и прослоев льда. Размеры булгунняхов зависят от количества воды в замкнутой системе и могут достигать в высоту 30-40 м и по основанию – сотни метров.
В местах разгрузки различного типа подземных вод в области криолитозоны также формируются инъекционные бугры пучения, которые принято называть гидролакколитами. Причиной их образования является изменение гидродинамического напора подземных вод. Как правило, гидролакколиты разрушаются в течение летнего сезона, но встречаются и такие, которые формируются в течение одного зимнего периода, а разрушаются на протяжении нескольких лет. Такие бугры зафиксированы в Центральной Якутии, у подножья склонов, где развиты надмерзлотные радиационно-тепловые) талики.
Рис. 7.4. Схема образования
булгунняхов
I – несквозной талик под озером, II – промерзание несквозного талика при уменьшении размеров озера, III – образование замкнутого промерзаю-щего внутримерзлотного талика и начальный этап роста булгунняха, IV – зрелая стадия роста булгунняха.
1 – многолетнемерзлая порода; 2 – талая водонасыщенная порода; 3 – сезонноталый слой; 4 – уровень воды в озере; 5 – инъекционный лед; 6 – граница многолетнемерзлых пород; 7 – направление движения воды под действием криогенного напора.
7.2.2. Морозобойное растрескивание и полигонально-жильные образования.
Морозобойное растрескивание обусловлено процессами температурного сжатия–растяжения в массиве горных пород, которые могут приводить к деформациям последних. После того как вся вода в верхней части геологического разреза за счет его промерзания перейдет в лед и закончится пучение пород, массив продолжает остывать, в результате чего он сокращается в объеме. Возникающие в нем температурные напряжения могут привести к разрыву мерзлой породы в том случае, когда они превысят временное сопротивление породы на разрыв.
Физические условия образования морозобойных трещин детально разработаны Б.Н.Достоваловым (Основы мерзлотоведения, 1959) и рассматриваются в классических учебниках по мерзлотоведению.
Для начала морозобойного растрескивания необходимы следующие условия: 1) монолитность мерзлых отложений в пределах определенной площади; 2) наличие в них высоких температурных градиентов; 3) определенные физико-механические свойства пород. Наиболее широко морозобойное растрескивание проявляется на влажных глинистых и суглинистых грунтах и торфах.
В мерзлом массиве достаточно больших размеров при соответствующих температурах возникающие напряжения, в конце концов, превысят сопротивление породы на разрыв, и в ней образуется трещина. Появление свободной вертикальной поверхности уменьшает напряжения в массиве вблизи трещины, но они постепенно возрастают на удалении от нее. В однородном массиве напряжения нарастают равномерно, и поэтому вторая трещина будет параллельна первой. Таким образом, первый разрыв (появление свободной вертикальной поверхности) определяет направление последующих. В природных условиях роль первой трещины играют естественные границы рельефа: уступ террасы, обрывистый берег реки и пр. Поэтому первые трещины (трещины первой генерации) часто повторяют изгибы береговой линии рек и уступы надпойменных террас.
За счет формирования трещин первой генерации несколько уменьшаются напряжения в массиве пород между трещинами. Формирование трещин второй генерации начинается позднее и происходит перпендикулярно первым трещинам, а расстояние между разрывами внутри блоков будет выше. В дальнейшем могут появляться морозобойные трещины все более высоких генераций. Таким образом, однородный массив мерзлого грунта разбивается в плане на прямоугольную сетку − полигоны, короткие стороны которых образовались позднее длинных. Если массив мерзлых горных пород неоднородный, то возникают полигоны различной формы, в которых сохраняются указанные закономерности.
Образование трещин способствует охлаждению массива. Повышение температуры пород наблюдается вглубь от дневной поверхности и от стенки трещины к средней части блока. Максимальные (тангенциальные) напряжения в блоке пород (зависящие от физико-механических свойств) будут прямо пропорциональны градиенту температуры и расстоянию от свободной вертикальной поверхности (трещины) до рассматриваемого сечения.
При малых градиентах температур образуются крупные полигоны, которые при повышении градиентов делятся на все более мелкие. Установлено, что амплитуда колебаний температуры на поверхности грунта оказывает наибольшее влияние на размеры полигонов в плане, а среднегодовая температура пород – на глубину проникновения морозобойных трещин. В соответствии с этим можно заключить, что в условиях резко континентального климата полигональная решетка будет мельче, чем в умеренно континентальном и морском. В первом случае расстояние между морозобойными трещинами измеряется единицами, а во втором – десятками метров.
Морозобойные трещины проникают достаточно глубоко в горные породы. Если в области сезонного промерзания глубина их проникновения ограничена мощностью сезонномерзлого слоя, то в районах сливающейся криолитозоны элементарная трещина (одного зимнего сезона) может на несколько метров проникать в многолетнемерзлую толщу. Ширина морозобойных трещин на поверхности массива пород может достигать 5-10 см и более.
Морозобойное растрескивание грунтов на обширных участках северных равнин дает начало многим криогенным процессам и явлениям. Заполнение трещин минеральным грунтом приводит к формированию земляных (изначально грунтовых) жил, а заполнение водой и снегом – ледяных жил, т.е. различным полигонально-жильным образованиям. Последние подразделяются на несколько типов: повторно-жильные льды; изначально-грунтовые жилы; первично-песчаные жилы, пятна-медальоны и псевдоморфозы по повторно-жильным льдам.
Формирование повторно-жильных льдов происходит при развитии морозобойного растрескивания в многолетнемерзлые толщи. Весной, в период снеготаяния, талая снеговая вода заполняет трещину и там замерзает. Образуется элементарная ледяная жилка. Летом в слое сезонного оттаивания она оттаивает, а в мерзлых грунтах сохраняется. В следующий зимний сезон растрескивание мерзлого массива происходит по имеющимся трещинам (слабым зонам), и процесс повторяется. Каждый цикл сопровождается формированием элементарных жил, вложенных одна в другую, что приводит росту ледяной жилы в ширину. В структуре сформировавшейся ледяной жилы видна вертикальная полосчатость, обусловленная включениями частиц грунта и пузырьков воздуха. Можно даже подсчитать, сколько лет она росла. Обычно это время исчисляется многими сотнями – тысячами лет. Размеры ледяных жил тем больше, чем дольше она росла и выше суровость климата.
При эпигенетическом промерзании пород глубина проникновения жил льда в толщу мерзлоты не превышает обычно 5-7 м при ширине в верхней части до 2-3 м. Поперечный разрез эпигенетической жилы нередко имеет вид правильного треугольника (рис.7.5а).
Рис. 7.5. Схема эпигенетического (А) и сингенетического (Б) роста повторно-жильных льдов (по Б.Н.Достовалову)
I, II, III, IV – последовательные стадии роста жил; а, б, в, г – ежегодно образующиеся элементарные ледяные жилки; ∆h – мощность слоя, накапливающегося за год осадка при сингенезе.
Повторно-жильное льдообразование приводит к возникновению полигонально-валикового рельефа. Растущие жилы по стенкам льда выжимают вверх вмещающую породу, образуя валики; полигоны, ограниченные ими, представляют собой западины, нередко занятые мелкими озерами. Над самой жилой формируются канавообразные понижения в результате сезонного оттаивания и развития эрозионных процессов. Такой рельеф характерен для северных приморских низменностей (рис. 7.6).
Рис. 7.6. Схема основных соотношений изначально-грунтовых и ледяных жил в единых полигональных системах (Общее мерзлотоведение, 1978).
а – грунтовые жилы в песчаных аллювиальных отложениях при глубоком сезонном оттаивании и повторно-жильные льды в заторфованных пойменных супесях при мелком оттаивании, б – небольшие грунтовые жилки в песчаных отложениях низкой поймы при глубоком оттаивании, единая система жильных льдов и грунтовых жил в оторфованных песках при средней глубине сезонного оттаивания и повторно-жильные льды в оторфованных пойменных супесях при мелком типе оттаивания
Морозобойное трещинообразование в условиях недостаточного увлажнения поверхности аккумулятивных равнин может сопровождаться образованием не ледяных, а изначально-грунтовых жил, которые формируются в слое сезонного оттаивания и промерзания пород (см.рис. 7.6). Они часто встречаются на участках глубокого протаивания грунтов, а также за пределами криолитозоны.
В условиях сурового и очень сухого климата, который был характерен для перегляциальных равнин Сибири, с частыми и сильными ветрами, морозобойное растрескивание сопровождалось формированием песчаных жил. Такие жилы образуются и в настоящее время, например, в Центральной Якутии, в пределах развития северных песчаных пустынь – тукуланов.
Широкое распространение в криолитозоне имеют мелкополигональные формы рельефа и связанные с ними пятна–медальоны. Эти формы образуются при промерзании сезонноталых грунтов супесчано-суглинистого состава. Промерзание СТС происходит неравномерно, сопровождается мелко полигональным растрескиванием и появлением обособленных (замкнутых) объемов грунта. Расстояние между трещинами на поверхности изменяется, обычно, в пределах 0.5-2.0 м. Развитие трещин предопределяет неравномерное промерзание пород в начале холодного периода, поскольку зимний воздух интенсивнее и быстрее охлаждает грунты, прилегающие к трещинам. Создаются небольшие линзы талых пород, в которых при дальнейшем промерзании возрастает гидростатическое давление. Это давление приводит к тому, что тиксотропный грунт внутри блоков переходит в пластично текучее состояние и при росте давления разрывает мерзлую кровлю, изливаясь на поверхность. При многократном повторении этого процесса образуются «пятна-медальоны», сложенные внутри пылеватыми дисперсными грунтами и тундровой растительностью по окружности (см. Приложение).
Псевдоморфозы по ледяным жилам являются вторичными образованиями, которые возникли в результате вытаивания ледяных жил и заполнения образовавшегося пространства грунтом. Потепление климата является основной причиной их формирования, поэтому они часто встречаются вблизи южной границы распространения «вечной» мерзлоты и в районах, где в недавнем геологическом прошлом были развиты многолетнемерзлые породы. Псевдоморфозы по повторно-жильным льдам помогают воссоздать историю формирования мерзлых пород и палеогеографическую обстановку прошедших эпох.
Псевдоморфозы обладают общими с жильными льдами признаками: а) полигональное расположение тел в плане; б) клиновидная форма в поперечном разрезе; в) отгибание слоев вмещающей породы вблизи жилы вверх. Признаки, свойственные собственно псевдоморфозам следующие: а) заполнение вмещающими породами полости, образующейся при вытаивании льда; б) сохранение в породе пустот на месте вытаявшего льда; в) образование в рельефе полигональной сети канавообразных углублений.
Псевдоморфозы образуются в случае, когда породы, вмещающие ледяные жилы, относительно малольдисты. При оттаивании сильно льдистых пород образуются термокарстовые озера с характерными для них таберальными отложениями.
7.2.3.Термокарст
Термокарстом называется процесс вытаивания подземных льдов, сопровождающийся просадкой земной поверхности – котловинами, которые называются термокарстовыми. В Западной Сибири у них есть собственное название – хасырей, а в Якутии – алас. Оседание поверхности происходит как вследствие вытаивания крупных ледяных включений, так и за счет оттаивания текстурообразующих льдов, когда льдистость породы значительно превышает ее полную влагоемкость в талом состоянии. Таким образом, наличие сильно льдистых грунтов является необходимым условием для начала процесса термокарста. Подземные льды и высокольдистые четвертичные отложения нередко залегают непосредственно под СТС. Толчком к началу процесса служит такое изменение теплообмена на поверхности почвы, при котором глубина протаивания начинает превышать глубину залегания подземных льдов или сильнольдистых грунтов. Это может быть обусловлено как природными факторами: потеплением или усилением континентальности климата, увеличением количества осадков, подтоплением территории, сменой растительных ассоциаций и т.д., так и антропогенным воздействием. На участках распространения сильнольдистых отложений даже небольшое нарушение почвенно-растительного покрова приводит к бурному развитию термокарста. При площадных нарушениях почвенно-растительного покрова глубина протаивания грунтов увеличивается в разы (иногда в два-четыре раза).
Процесс развития термокарста зависит от гидрологических условий и по-разному протекает на постоянно обводненных низинах и участках, где существует сток и происходит осушение термокарстового понижения. Если вода не скапливается, то процесс довольно быстро затухает, так как происходит накопление осадочных отложений с нормальной влажностью. Бывают случаи, когда энергии временных водных потоков достаточно для выноса мелкозема, поэтому аккумуляция осадков не происходит (или она понижена), и термокарст продолжает развиваться.
При зарождении замкнутой бессточной котловины термокарстовый процесс развивается иначе. Избыток воды, появившийся в СТС в результате вытаивания льдов, отжимается вверх, образуя водоем в понижении рельефа. Вода имеет малое альбедо и высокую теплоемкость, поэтому хорошо прогревается и удерживает тепло, что приводит к повышению температуры дна водоема и увеличению глубины сезонноталого слоя. Происходит дальнейшее вытаивание подземного льда, высвобождение воды и увеличение глубины термокарстового озера. Таким образом, процесс может продолжаться до тех пор, пока не протает весь льдонасыщенный грунт (рис. 7.7).
Рис. 7.7. Схема развития термокарста с образованием озера (Методика .., 1979).
А – при вытаивании мономинеральной залежи подземных льдов; Б – при вытаивании льдистых отложений с сингенетическими повторно- жильными льдами, когда процесс развивается прогрессивно; В – то же, но при затухающем процессе и накоплении в термокарстовом водоеме сингенетически промерзающих отложений: 1 – суглинки, 2 – залежь пластового подземного льда, 3 – льдистые суглинистые отложения с мощными сингенетическими ПЖЛ, 5 – пески, 6 – суглинистые таберальные отложения, 7 – суглинки озерные, 8 – небольшие сингенетические ледяные жилы, 9 – суглинки деляпсивные, 10 – вода в озере, 11 – подошва СТС, 12 – граница ММП, 13 – направление термоабразии.
В процессе термокарста формируется специфический рельеф. Формы его в значительной мере зависят от вида и особенностей распространения подземных льдов. Протаивание мерзлых толщ, содержащих инъекционные и сегрегационные льды или различные типы погребенных льдов, обычно ведет к образованию различных локальных термокарстовых воронок, котловин. Если вытаивают преимущественно жильные льды, то рельеф приобретает полигональный характер с провальными озерами и западинами. При вытаивании ледяных жил и наличии оттока воды из понижения на участке термокарста наблюдаются останцы малольдистых относительно прочных пород, называемые байджерахами.
Несмотря на различие форм термокарстовых понижений, все они имеют, как правило, округлые очертания. Термокарст развит во всех районах криолитозоны. На севере Западной Сибири он наблюдается главным образом на участках распространения льдистых морских отложений, содержащих пластовые залежи подземных льдов, в условиях повышенной увлажненности территории. Термокарстовых озера в этом регионе достигают внушительных размеров – многие километры в поперечнике и глубиной несколько метров. В Центральной Якутии, где климат резко континентальный и осадков выпадает мало, термокарст развит так же широко, но большинство сформировавшихся озер находятся в стадии усыхания. Это свидетельствует о том, что в недалеком прошлом термокарст развивался достаточно интенсивно, а сейчас находится в стадии затухания. Наблюдающееся в последние десятилетия потепление климата пока не отразилось в усилении термокарстовых процессов из-за малого количества влаги, хотя предпосылки для этого имеются.
7.2.4. Наледеобразование
Наледями называются ледяные тела плосковыпуклой формы и различных размеров, формирующиеся зимой в результате многократного излива подземных, речных, озерных и морских вод на поверхность земли или льда и послойного их замерзания. Для образования наледей необходимо наличие водоупора и низких отрицательных температур воздуха, поэтому они нередко встречаются и за пределами многолетней криолитозоны, в условиях континентального климата. Однако наиболее широко они распространены именно в ее пределах, где водоупором является кровля многолетнемерзлых пород.
Наиболее часто наледи образуются в горно-складчатых областях (Верхояно-Чукотская, Становая и др.), где существует высокая степень водообмена между поверхностными и подземными водами (Приложение). В естественных природных условиях в равнинных местностях наледи встречаются реже (Центральная Якутия) или совсем редко (север Западной Сибири).
В генетическом отношении различают наледи поверхностных вод, подземных вод и смешанного происхождения. Характером питания, а также климатическими условиями определяются режим формирования наледей и их размеры.
Вода, которая формирует наледь, может выходить на поверхность в результате естественной разгрузки подземных вод, отжатия воды из промерзающих отложений или в результате сужения живого сечения речного или подруслового потока вследствие его промерзания. Нередко причиной появления наледей становится хозяйственная деятельность человека (техногенные и искусственные наледи).
Сезонное промерзание, сужающее живое сечение поверхностных и подземных потоков воды, приводит к тому, что вода, приобретая напор, разрывает кровлю из мерзлого грунта или льда и, растекаясь тонким слоем по дневной поверхности, замерзает. В результате излияния воды напор в системе падает, и нарушенная кровля вновь начинает восстанавливаться. Количество циклов излияния–замерзания в течение зимы может достигать нескольких десятков, в результате чего формируется слоистое ледяное тело. В зависимости от водообильности наледеобразующего источника и метеорологических условий меняется размеры и мощность единичных слоев льда. Причем колебание зимних температур воздуха сказывается главным образом на размеры наледей южной геокриологической зоны, где выше, как правило, мощность снежного покрова, температура пород и короче зима. Например, в районе Станового хребта, в бассейнах рек Чары и Токко, площади отдельных крупных наледей из года в год отличаются в несколько раз. В Центральной Якутии размеры наледей определяются в первую очередь дебитом источника, поскольку для замерзания воды холода хватает. Однако, и там площадь наледей в «мягкие» зимы больше, чем в суровые, – вода успевает растекаться на большие расстояния; объем при этом мало меняется.
В процессе образования наледей подземных вод часто образуются бугры пучения – гидролакколиты, которые обычно состоят из мерзлого грунта, содержащего внутри ледяное ядро. Встречаются и чисто наледные бугры, состоящие из одного льда.
Размеры наледей варьируют в больших пределах: площади их изменяются от нескольких квадратных метров до десятков квадратных километров, а объемы могут достигать млн. м3 (гигантские наледи). Самой большой наледью на Земном шаре считается «Момский Улахан-Тарын», которая формируется на притоке р.Индигирки (Верхоянский хребет). Ее площадь в отдельные годы достигает 80 км2, а объем – 200 млн. м3. Чтобы представить такое количество льда, можно мысленно выстроить из него дорогу от места формирования наледи до Москвы через Тюмень. Получиться трасса шириной 20 м и толщиной ледяного полотна около 1,5 м. Всего в рассматриваемом регионе насчитывается около 10 тысяч наледей суммарной площадью около 14 тыс. км2, в которых ежегодно аккумулируется до 30 млн. км3 (по Б.Л.Соколову, 1975).
Максимальные мощности наледного льда также изменяются в больших пределах – от нескольких десятков сантиметров до 7-10 м. Лед большой мощности часто не успевает растаять за летний период, и тогда отдельные части наледи переходят в следующую зиму (перелетовывают), а иногда сохраняются много лет. Нарастание максимальной мощности льда из года в год не происходит из-за того, что наледь формируется на более низких отметках.
В горных районах с суровыми климатическими условиями и широким развитием склоновых процессов часто происходит захоронение наледного льда, образующие его пласты могут сохраняться многие годы.
Наледеобразование, широко распространенное в природе, оказывает негативное воздействие на строительство и эксплуатацию инженерных объектов. Впервые широкомасштабное наледеобразование проявило себя при строительстве Транссибирской железнодорожной магистрали. Причем, в период инженерно-геологических изысканий наледей было выявлено немного, их количество резко возросло после возведения насыпи, т.е. при интенсивном нарушении естественных природных условий. В результате строительства трассы были перекрыты пути стока подземных вод, воздвигнуты (непроизвольно) мерзлотные барьеры, изменены условия снегонакопления, составляющие радиационно-теплового баланса и пр. Затраты на противоналедную борьбу в первые годы эксплуатации железной дороги превысили всю смету расходов на содержание путей.
Впервые широкомасштабные исследования влияния наледей на инженерные сооружения выполнены В.Г.Петровым в начале 30-х годов прошлого века в Южной Якутии, где он изучал притрассовые наледи вдоль Амуро-Якутской автогужевой магистрали. На относительно коротком участке трассы от пос.Соловьевск (Амурская область) до пос.Беркакит (Республика Саха-Якутия) им было обследовано около 120 наледей, многие из которых выходили на дорогу, затрудняли движение транспорта и разрушали земляное полотно (в среднем одна наледь на 3 км).
В.Г.Петровым под руководством М.И.Сумгина были разработаны и успешно применялись методы противоналедной борьбы, которые условно подразделялись на: а) пассивные − преимущественно сезонные и б) активные – долговременные (постоянные). К первым относятся: отвод наледных вод по канавам во льду и пропуск их под мостовые переходы; удаление льда механическим (или ручным) способом; устройство ограждающих стенок из дерева или камня; устройство сезонных обходов наледных участков на автодорогах и пр. Применение описанных методов не требует специальной подготовки инженерного состава. К активным методам можно отнести постоянные защитные мероприятия: строительство подземного дренажа, каптирующего и отводящего подземные воды на безопасное расстояние от защищаемого сооружения; устройство мерзлотных поясов, вызывающих наледеобразование значительно выше по склону; поднятие дорожного полотна на высоту, исключающую наледное воздействие; уширение выемок на наледных участках; подогрев наледеобразующих вод и др.
Немало сил и средств было затрачено на борьбу с наледями строителями Байкало-Амурской железнодорожной магистрали (БАМ), несмотря на имеющийся опыт борьбы с наледями на дорогах. На одном из восточных участков БАМа, где наледь перекрывала железнодорожные рельсы, приходилось постоянно скалывать лед, а когда это не помогало, то на наледь укладывали новые шпалы с рельсами и так до высоты 4-х метров. При этом замена пути проводилась на расстоянии многих сотен метров. Проходка тоннеля «Нагорный» на юге Якутии (Малый БАМ) также сопровождалась наледеобразованием. Хотя объем ее не превышал 5 тыс. м3, а дебит наледеобразующего источника был менее 0,5 л/с, весь лед приходилось резать на куски и вывозить самосвалами за пределы выемки. Сметная стоимость противоналедных мероприятий по этому тоннелю превышала 0.5 млн. советских рублей.
Известны и более курьезные случаи, связанные с прорывом подземных вод и образованием наледей на внешне неблагоприятных для их развития участках. Например, в г. Лабытнанги несколько лет назад наледь появилась в одном из холодных складов, где она никогда не формировалась. Причина в том, что осенью, в период максимального протаивания грунтов, на пол склада были сложены тюки пакли. Зимой пакля предохранила грунты от глубокого промерзания, и в результате криогенного напора, возникающего в водоносном горизонте, толща слабо промерзших грунтов была прорвана и вода поступила на поверхность земли. В Якутии, по рассказам охотников, наледь нередко появлялась в палатках, до этого хорошо протопленных.
Таким образом, можно заключить, что наледеобразование весьма коварный процесс и требует к себе пристального внимания специалистов. Однако следует отметить и положительную роль наледей. В суровых условиях криолитозоны по интенсивности наледеобразования и размеру наледей гидрогеологи довольно точно определяют ресурсы подземных вод верхней гидродинамической зоны. На наледных реках в засушливый летний период (летняя межень) сток поддерживается в значительной степени за счет таяния наледей. Причем, наледная вода имеет низкую минерализацию, поскольку основная масса солей ушла в реки во время паводка. Во многом принцип наледеобразования используют строители зимних ледовых переправ через крупные северные реки, что позволяет на 1.0-1.5 месяцев увеличить срок эксплуатации зимников. Крупные наледи формируют собственный микроклимат, благоприятный как для людей, так и животных: зимой в суровые морозы на наледи теплее, чем на удалении от нее, а летом, в жару прохладнее да и ветер сбивает тучи мошки и комаров, позволяя дышать чистым воздухом. Наконец, наледные тела в жаркий летний день – это просто красивое завораживающее зрелище.
7.2.5. Криогенные склоновые (гравитационные) процессы
Склоновые процессы в областях многолетней криолитозоны и глубокого промерзания пород обусловлены наличием криогенного водоупора и высокой влажностью оттаивающего слоя, которые обеспечивают высокую подвижность дисперсных отложений. Отдельные склоновые процессы локально проявляются и вне области ММТ.
Криогенная десерпция (крип) представляет собой сползание рыхлых масс по склону в результате изменения их объема под воздействием процессов промерзания–протаивания. Сущность процесса заключается в том, что пучение породы при их промерзании происходит перпендикулярно склону, а движение частиц вниз при протаивании – по вертикали, т.е. под углом к склону меньше 90° (рис. 7.8).
В результате цикла процесса промерзания-оттаивания частица породы (m1), лежащая на поверхности, окажется перемещенной вниз по склону на расстояние m1m3. Величина смещения частиц уменьшается к подошве слоя протаивания. Сползание отложений будет больше на крутых склонах по сравнению с пологими и в более пучинистых грунтах. В суровых условиях резко континентального климата движение частиц происходит и в течение суток: ночью – промерзание, днем – оттаивание. Результатом криогенного сползания и одновременной дифференциации мелкоземистого и щебнистого материала является наличие на склонах различных структурных грунтов, а при выносе водой мелкозема – каменных скоплений.
а) б)
Рис. 7.8. Схема развития криогенной десерпции (крип) (Уошборн, 1988).
а – развитие морозного крипа в течение одного цикла промерзания-протаивания; б – развитие морозного крипа в процессе нескольких циклов промерзания-протаивания.
На склонах, сложенных скальными породами, накопление щебнисто-глыбовых отложений принято называть курумами. Развитие курумов включает ряд процессов, приводящих к дроблению каменного материала, движение его по склону и накопление на пониженных участках рельефа: физическое выветривание, криогенную (и температурную) десерпцию, подповерхностный смыв, сползание глыб и пр. Курумы приурочены к склонам крутизной от 3-5 до 25-30°. Они могут располагаться на обширных каменистых склонах, образовывать каменные потоки, слагать обширные каменные поля. При накоплении «критической» массы крупноглыбовые отложения приходят в движение и сползают вниз по склону. Этому процессу могут способствовать резкое увеличение количества атмосферных осадков в горных районах или землетрясения в сейсмически активных зонах. Поэтому строительство сооружений на курумах, в первую очередь железных дорог, чревато катастрофами.
Солифлюкция. Так называется процесс вязкого и вязкопластичного течения дисперсного материала, пропитанного водой, вниз по склону. Ее развитию способствует наличие мерзлого субстрата и накоплению на нем воды, которая не может уходить вглубь отложений. Солифлюкция может развиваться как на задернованных склонах, так и на почти ровных аккумулятивных поверхностях, развивается она чаще всего в пылеватых грунтах и супесях. Интенсивность солифлюкции зависит от крутизны склона, глубины оттаивания пород, состава отложений, количества атмосферных осадков и пр. Максимальная мощность отложений, накапливающихся в результате этого процесса, наблюдается в нижних частях склонов.
Различают два вида солифлюкции: покровную (аморфную) и дифференциальную (структурную). Первая представляет собой медленное вязко пластичное течение переувлажненных дисперсных пород, захватывающее весь оттаивающий слой. Этот вид солифлюкции характеризуется скоростями до 10 см/год и проявляется на склонах средней крутизны. Основной особенностью этого вида солифлюкции является то, что движение материала происходит без существенного нарушения внутреннего строения грунта. Дифференциальная солифлюкция, в отличии от покровной, хорошо выражена на местности в виде характерных форм микро- и мезорельефа: солифлюкционные языки, террасы, полосы и пр. Механизм структурной (по Г.Ф.Гравису) солифлюкции обусловлен сочетанием следующих процессов: 1) выдавливание грунтовой массы на поверхность при неравномерном промерзании достаточно мощного переувлажненного слоя грунта; 2) перемещение в связи с этим грунтовой массы, зажатой между мерзлыми слоями вниз по склону; 3) оплывание грунтовой массы, выдавленной на поверхность (рис, 7.9). Развитие такого вида солифлюкции возможно на очень пологих склонах.
Рис. 7.9. Строение солифлюкционного натека в Усть-Бельских горах (по Т.Н.Каплиной, 1965)
1 – торфяно-дерновый слой и погребенные гумусовые горизонты; 2 – суглинок с дресвой и щебнем; 3 – суглинок со щебнем, песчанистый; 4- грубопесчаный грунт.
В пределах криолитозоны наряду с рассмотренными видами выделяют также быструю солифлюкцию (сплыв), обусловленную вязким течением оттаивающих дисперсных грунтов по склонам значительной крутизны (15-250). Скорости течения грунта при сплыве могут достигать нескольких метров в минуту, при этом происходит нарушение его структуры. Нередко сплывы проявляются на склонах горных выработок, карьерах.
7.2.6. Термогидрогенные процессы
Развитие этой группы процессов вызвано механическим и тепловым воздействием на мерзлые и оттаивающие породы водных масс рек, ручьев и водоемов, а также талых снеговых вод. Здесь можно выделить следующие процессы: термоэрозия − действие временных и постоянных водотоков на горные породы; термоабразия − разрушение берегов водоемов за счет механической и тепловой энергии волн; плоскостной смыв – вынос дисперсного материала дождевыми и талыми водами; нивация – разновидность плоскостного смыва, обусловленного таянием снежников.
Водные массы рек и ручьев производят большую эрозионно-аккумулятивную работу на всей территории суши, формируя облик речных долин. Разрушение берегов текучими водами происходит за счет донной и боковой эрозии. В криолитозоне боковая эрозия, как правило, преобладает над глубинной, чему способствует высокая льдистость четвертичных отложений, разрушающихся как под действием механической и тепловой энергии воды, так и за счет солнечной радиации. Поступающий в водотоки материал с берегов и склонов превышает транспортирующую способность воды, перегружает ее русло, и река еще больше мигрирует в сторону и подрезает берег. В результате миграции потока возникает большое количество меандр и стариц.
При рассмотрении роли рек в разрушении берегов можно выделить три случая (Общее мерзлотоведение, 1974). Наиболее часто встречающийся случай, когда река является лишь транспортирующим агентом, а протаивание пород происходит за счет солнечной радиации и теплообмена пород с атмосферой. Непрерывно сползающий со склонов материал уносится рекой и идет постепенное отступание берега. Второй случай – непосредственно размыв рекой мерзлых пород берега с образованием многочисленных термоэрозионных ниш, обрушение целых блоков мерзлых пород, их оттаивание и снос твердого материала. Это случай активного термоэрозионного процесса. И, наконец, может наблюдаться чередование указанных вариантов: в высокую воду наблюдается активная эрозия, а с понижением уровня воды в реке процесс затухает.
Весьма существенной в области криолитозоны является деятельность временных водотоков, которая приводит к образованию оврагов на склонах долин. Овраги формируются в условиях расчлененного рельефа, где имеются условия для концентрации мелких ручейков в единое русло, в период интенсивных дождей. Антропогенное нарушение растительного покрова способствует образованию эрозионных форм. Наблюдения на участках газопроводов показывают, что термоэрозионные процессы интенсивно развиваются по колеям временных автодорог. Причем нарушения наблюдаются на весьма пологих склонах, крутизной несколько градусов, и в период снеготаяния (Бойцов, 2004). В Центральной Якутии, например, на участке газопровода-отвода на Покровск, за 20-ть с лишним лет эксплуатации дважды наблюдалась активизация термоэрозионных процессов, вызванная талыми водами. Образовавшиеся при этом крупные овраги представляли угрозу разрыва газовой трубы. Что интересно: запасы воды в снежном покрове не превышали средних многолетних значений – 50-60 мм, но весна была поздней, дружной и снег стаивал буквально за два дня. По колее временной дороги бежал ручей с расходом 25-30 л/с, который создал овраг глубиной до 3-х и длиной до 300 м. В летние периоды были времена, когда за сутки выпадало более 40 мм осадков, однако это не привело к оврагообразованию. Дело в том, что дождевая вода просачивается в грунт, а талая не может этого сделать из-за существования мерзлого экрана.
Процесс термоабразии широко развит в криолитозоне по берегам морей, озер и водохранилищ. Наиболее активным он оказывается, когда в берегах обнажаются сильнольдистые отложения и подземные льды. Интенсивность термоабразии слагается из механической и тепловой энергии волны, чем сильнее ветер и больше длина разбега, тем выше волна и ее энергия. Термическое воздействие ее на берега усиливается при повышении льдистости рыхлых отложений. Под действием волн в берегах образуются глубокие ниши, а сами берега становятся крутыми, почти вертикальными. Со временем мерзлые отложения, нависающие над нишами, обрушаются и размываются водой. При значительной льдистости отложений и мелкодисперсном их составе устойчивая береговая отмель долго не образуется, так как на ней не происходит накопления твердых осадков. Скорость отступания берегов за счет термоабразии составляет обычно несколько метров в год, достигая на отдельных участках северных морей 20-30 и более м/год. Имеются данные, которые указывают, что в после ледниковый период на берегах морей Лаптева и Восточно-Сибирского скорость отступания берегов достигала сотен метров в год. Одновременно с термоабразией в теплый период происходит оттаивание льдистых отложений под действием инсоляции (термоденудация), что еще больше усиливает процесс разрушение берегов.
В Западной Сибири процессы термоабразии изучались на п-ове Ямал (Григорьев, 1987). Наблюдения показали, что средняя скорость отступания суши составляет 3 м/год. Из-за этого многие строения оказались разрушены или близки к аварийному состоянию. Интенсивное освоение Ямала в настоящее время требует применение эффективных мер защиты различных сооружений газовых промыслов от негативного воздействия морских вод.
Плоскостной смыв мелкозема на склонах любой крутизны происходит под действием капель дождя и проявляется практически повсеместно. В криолитозоне он усиливается за счет высокой льдистости склоновых отложений, наличии в них шлировых криогенных текстур, что понижает структурную прочность оттаивающих пород. Процессы делювиального смыва могут приводить к образованию на подошве склонов довольно мощных толщ отложений (делювиальные шлейфы, дели и др.).
В слабольдистых породах преимущественно песчаного состава вместо плоскостного смыва наблюдается термосуффозия – вынос частиц инфильтрующейся водой и образование при этом провальных форм рельефа. Суффозионные воронки образуются часто выше участков разгрузки подземных вод, вблизи постоянно действующих источников. В области сплошной криолитозоны наиболее ярко суффозионные процессы проявляются в Центральной Якутии, на поверхности IV надпойменной (бестяхской) террасы реки Лена. В долине ручья Улахан-Тарын цепь суффозионных воронок контролирует направление подземного стока. Размеры воронок весьма внушительны: диаметр их достигает многих десятков метров, а глубина – 5-10 м. Возможность проявления суффозии в мерзлых слабольдистых песчаных грунтах зоны аэрации связано с их высокой проницаемостью, которая увеличивается в процессе вытаивания порового льда.
В северной геокриологической зоне и в горных районах широко распространены снежники, тающие нередко в течение всего теплого периода. Медленное таяние снежного покрова способствует насыщению водой пород СТС, смыву и транспортировке мелкозема по склону. На склонах образуются своеобразные формы рельефа, обусловленные процессами нивации. В истории формирования криолитозоны существовали периоды, благоприятные для развития снежников, а значит и их влияния на формирование рельефа и особого типа отложений. Некоторые исследователи процессам нивации придают очень большое значение (Куницкий, 2006; Большиянов, 2006 и др).
PAGE 110
2. Диагностика активации психоэмоциональных состояний и функциональной ассиметрии полушарий
3. Роль внешней торговли в международной экономике Международная внешняя торговля древняя и традиционная
4. тема управления движением пассажирского транспорта Заржецкий Е
5. Физическая модель базы данных определяет способ размещения данных в среде хранения и способ доступа
6. Психоаналитические аспекты поведения человека в киберпространстве.html
7. тематике за первое полугодие 20132014 учебного года 10 класс Вариант 1 Ответом на задания В1~В10 должно б
8. Тема- Культура Тверского края в XVIXVII веках
9. Оценка двигательного, нервного и речевого развития ребенка
10. Apocalyptica
11. тематических понятий и как любое другое исходное понятие математической теории оно не определяется точно
12. ШУЙ полная энциклопедия Фэншуй это наука о гармонии с окружающей средой и искусство ее использова
13. Вариант I 1 Напишите следующие существительные во множественном числе
14. Комы и псевдокомы
15. Государственная служба Российской Федерации
16. шотландец Александр Грэхем Белл
17. 1. Визначення предмет і завдання екології Формування екології як науки почалося на зламі XIX XX ст
18. тема льгот и стимулов и которая имеет определенную обособленность в торговом и валютнофинансовом отношении
19. Опыт применения диротона для лечения больных артериальной гипертонией
20. Цели и задачи аудита маркетинга на предприятии