Исследование устойчивости природных комплексов в тундрах Якутии в свете проблем термокарста

P.P. GavriHev, I.S. Ugarov, PV Efremov

Cryogenesis and Variability of Active Layer Parameters in Natural and Agricultural Landscapes, Central Yakutia

The paper presents the results of short summary and analysis of the investigations on the Permafrost Institute’s research topics conducted at the Kerdyugen, Dyrgybai, Spasskaya Pad sites during the period from 1989 to 2004. Briefly discussed are some results of the investigations on cryogenic processes, heat (energy) and water transfer in the active layer on the key plots of natural geosystems and agricultural landscapes in the study areas. The role of water and water availability, and heat and heat availability as the primary ecologically important parameters of permafrost soils and landscapes is estimated.

•4MMSr

УДК 502: 551. 345

A.C. Любомиров

ИССЛЕДОВАНИЕ УСТОЙЧИВОСТИ ПРИРОДНЫХ КОМПЛЕКСОВ В ТУНДРАХ ЯКУТИИ В СВЕТЕ ПРОБЛЕМ ТЕРМОКАРСТА

На основе анализа естественно-геокриологической обстановки низменностей Северо-Востока делается вывод об устойчивости высокольдистых многолетнемерзлых пород. Устойчивыми к проявлению криогенных процессов оказались и обводненные полигоны с повторно-жильными льдами как основы развития термокарста. Влияние слоя воды сказывается до определенной глубины, при которой невозможно образование талика.

При оценке реакции природных комплексов вообще и особенно природных комплексов криолитозоны на внешние воздействия все чаще используется понятие устойчивости. Это связано со значительным развитием географических и мерзлотных представлений о функционировании природных ландшафтов. Прогноз состояния северных природных комплексов становится все более актуальным в связи с интенсивным хозяйственным освоением северных территорий. Устойчивость северных ландшафтов является также основной проблемой в изучении озерных территорий Субарктики и проблем термокарста. Поэтому большое внимание исследователей привлечено к вопросам устойчивости льдистых отложений тундровых природных комплексов как показателя их естественноисторического развития. Это направление в изучении многолетнемерзлых пород (ММП) находится в стадии становления, теоретически и методически подходы к изучению устойчивости субарктических природных комплексов характеризуются, в основном, качественными характеристиками. Остаются неразработанными в должной мере ни суть понятия устойчивости, ни критерии ее оценки.

С точки зрения устойчивости высокольдистых отложений тундровых ландшафтов Северо-Востока в естественных условиях требует объяснения наличие огромной массы тундровых водоемов, и если считать термокарстовую гипотезу происхождения озер состоятельной, то и мерзлые толщи тогда однозначно можно отнести к неустойчивым, т.к. на отдельных участках субарктических низменностей озерность достигает 60-70%. Из этого

следует, что проблема устойчивости ММП и термокарста имеет общие корни.

В настоящее время существуют два подхода к характеристике устойчивости многолетнемерзлых пород (ММП). В первом устойчивость ландшафтов рассматривается как реакция изменения характера и параметров природного комплекса Субарктики во времени и пространстве при различных видах антропогенового воздействия. В работах этого направления тундровые ландшафты признаются как энергетически неустойчивые за счет термокарста на всех стадиях его развития.

Под устойчивостьюповерхности Граве H.A. [1] понимает ее способность противостоять появлению или активизации криогенных и посткриогенных процессов (пучение, морозобойное растрескивание, тепловые осадки грунтов, термокарст, солифлюкция) при техногенных воздействиях на поверхность осваиваемых территорий области вечной мерзлоты. При этом наиболее льдистые низкотемпературные осадки субарктических низменностей являются наименее устойчивыми к проявлению тепловых процессов. Эта точка зрения поддерживается многими исследователями.

Н.Ф. Полтев [2] считает мерзлые льдистые толщи неустойчивыми в естественном состоянии и приводит следующую зависимость: чем дальше на север, тем меньше наблюдается случаев возникновения термокарста на многолетнемерзлых грунтах с сегрегационными линзообразными льдами, но все чаще термокарст связан с вытаива-нием жильного льда. При таком утверждении преобладает широко распространенное мнение о «хрупкости»,

«ранимости» приповерхностных горизонтов тундр, с чем связывалась якобы исключительная роль посткриогенных процессов в развитии просадочных процессов чуть ли не при малейшем внешнем воздействии. По мнению П.Ф. Швецова [3], субарктические тундры Северо-Востока, природные комплексы которых характеризуется среднегодовыми температурами от -5 до -10° и ниже, а мощность сезонно-талого слоя (СТС) покровных супесей и суглинков не превышает 0,6 м, - области наиболее интенсивного развития термокарста.

Такой подход вызвал необходимость детального пересмотра взглядов на проблему устойчивости мерзлых толщ [4]. Выводы о ранимости природы Севера в научном отношении оказались несостоятельными, так как не подтверждаются ни качественными, ни количественными материалами. Более того, Ю.Л. Шур [5] считает, что эволюция природных комплексов криолитозоны сопровождается возникновением механизмов, повышающих устойчивость ММП по отношению к воздействию внешней среды. На основании обширного материала исследований И. Л. Кузнецова [6] делает вывод, что ММП северной геокриологической зоны характеризуется на преобладающих ее площадях хорошей устойчивостью к нарушению естественной природной обстановки. Исследователи природных комплексов Крайнего Севера показателями устойчивости их считают низкую отрицательную температуру подпочвы и большой «запас холода» в ней. Чем ниже отрицательная температура многолетнемерзлых пород и больше «запас холода» в ней, тем устойчивее мерзлые грунты [7]. Главными особенностями, лимитирующими устойчивость северных геосистем, являются дефицит тепла и наличие мерзлого льдистого субстрата, термодинамическое состояние которого находится в предельном равновесии. Оно может быть охарактеризовано величиной энергетической устойчивости, под которой понимается состояние установившегося равновесия между летним поступлением тепла в грунт и зимней теплоотдачей из него.

Ведущими критериями устойчивости ПК в криоли-тозоне большинством исследователей признается оценка энергетической (синонимы используемые другими авторами - тепловая, температурная и др.) устойчивости и вероятности активизации или проявления новых криогенных процессов.

Один из способов оценки тепловой устойчивости природных комплексов к техногенным воздействиям, т.е. возможность сохранения грунтами мерзлого состояния, рассматривается в работе С.Ю. Пармузина [8]. В этой работе привлекает внимание вопрос включения характеристик, описывающих инерционность процесса, в оценку устойчивости состояний системы. В коэффициенте «п» такой характеристикой является скрытая теплота плавления льда в грунте, которая возрастает с увеличением льдистости грунтов. Эти разработки, по нашему мнению, представляют исключительный интерес, т.к. являются основой

дифференциации территории по степени устойчивости мерзлых пород, слагающих ее отдельные участки с различной льдистостью отложений. Выполненные С.Ю. Пар-музиным расчеты показали, что коэффициент относительной тепловой устойчивости мерзлых пород достаточно высок. Для того, чтобы повысить среднегодовую температуру до 00, необходимы затраты тепла, превышающие естественные теплообороты в 2-4 раза. В существующих мерзлотно-климатических условиях Субарктики такие показатели воздействия тепла на мерзлые породы не фиксируются.

Часто неустойчивость ММП связывают с палеогеографическими условиями развития термокарста на какой-либо территории, с колебаниями климата в четвертичном периоде, и это отразилось на мерзлотных условиях и в комплексе криогенных явлений. Развитие криогенных процессов, изменение температуры по глубине являются индикаторами колебания природных условий во времени. Анализ современных представлений о развитии природной среды в верхнем плейстоцене и голоцене показывает, что для объяснения развития древнего термокарста нет необходимости в привлечении каких-то катастрофических в истории развития ММП, вызванных климатическим оптимумом. Переход к голоцену ознаменовался широким развитием болотного процесса, торфонакопле-ния и оглеения [9]. Результатом этого явилось уменьшение глубины СТС. По нашему мнению, более яркое влияние прошлых эпох похолоданий и потеплений проявилось в южных районах криолитозоны, что связано с относительно малой устойчивостью этих ландшафтов к климатическим изменениям.

Гипотеза, связывающая возникновение повышенного СТС с потерей устойчивости ММП в голоцене и возникновением древних озер, в методологическом отношении обладает, на наш взгляд, следующим недостатком. Она предполагает уникальность явления и тем самым, по существу, пресекает пути дальнейшего исследования ММП и генезиса озер.

Мы полностью согласны с выводами последних исследователей и считаем, что важнейшим фактором устойчивости поверхности в Арктике и Субарктике в естественно-историческом развитии является способность льдистых отложений противостоять проявлению посткриогенных явлений, главным из которых является термокарст. Устойчивость природных комплексов, т.е. способность противостоять внешним воздействиям без таких изменений компонентов природной среды, которые могли бы привести к деформации поверхности или к необратимому ухудшению экологической обстановки, оценивалась по степени тепловой инерционности ММП и талых пород по потенциальной возможности развития термокарста. В первую очередь, на устойчивость мерзлых пород влияют природные условия Субарктики: температура воздуха, высота и плотность снежного покрова, благодаря которым формируется СТС определенной мощности. Мерз-

лые толщи, слагающие Приморские низменности Якутии и Чукотки, содержат крупные включения сингенетических и эпигенетических льдов. Низменности при этом сильно заозерены и заболочены примерно в равной степени.

Современные климатические особенности севера Якутии объясняются ее высокоширотным положением, близостью Северного Ледовитого океана. Изотермы сумм летних температур воздуха повторяют в общих чертах береговую линию. Суммы летних температур воздуха изменяются с севера на юг от 4-5 до 25-40°С. Изотермы сумм зимних температур воздуха не отвечают столь четкой закономерности.

Высота и плотность снежного покрова также изменяется с севера на юг (соответственно от 0,15 до 0,6 ми от 0,3 до 0,17 г/см3). Высота снега в региональном плане во многом определяется ветровой деятельностью и характером растительного покрова и поэтому она минимальна на арктическом побережье.

Анализ и обобщение материалов по температурному режиму всего региона показали, что в пределах тундр Якутии довольно уверенно можно выделить две основные геотемпературные подзоны.

В первой геотемпературной подзоне арктические пустыни и арктические тундры занимают острова морей Лаптевых и Восточно-Сибирского и полосу прибрежных участков континента шириной около 100 км. Для этой подзоны наиболее характерны среднегодовые температуры пород -9.. ,-13°С, а на островах до -14.. ,-15°С. Сильные и постоянные ветра способствуют сносу снега с поверхности тундры и поэтому его отепляющее влияние невелико.

Субарктические тундры относятся ко второй геотемпературной подзоне, в которой наблюдается увеличение количества тепла, поступающего в летнее время на поверхность земли и поэтому температуры грунтов выше, чем в первой подзоне, но остаются относительно низкими -9.11°С. Большую роль в формировании температурного режима грунтов играет снежный покров, мощность которого может достигать 50 см благодаря наличию травянистой и кустарничковой растительности.

На формирование температурного режима грунтов в тундрах большую роль оказывает рельеф поверхности. На полигональных поймах, занимающих большую часть долин рек, среднегодовые температуры пород близки к температурам пород на аласах и составляют -8.. ,-9°С, реже до -10°С, лишь на прирусловых валах, где произрастает ивовый кустарник, способствующий более значительному, чем на остальной части поймы, снегонакоплению, среднегодовые температуры грунтов повышаются до -6...-7°С.

Из приведенного фактического материала следует, что средние годовые температуры пород на большей части Приморских низменностей Якутии остаются очень низкими и изменяются в небольших пределах, и это является главнейшим условием развития разнообразных криоген-

ных процессов, связанных с промерзанием отложений и образованием в них подземных льдов различного генезиса. А количество и характер залегания льда в мерзлых горных породах является важным фактором, определяющим устойчивость поверхности

Низкотемпературные сильнольдистые ММП обладают наибольшей тепловой инерционностью. Согласно выводам С.Ю. Пармузина [8], на этих участках требуются большие затраты тепла для повышения среднегодовой температуры грунта до 0°С. В пределах их распространения ореолы протаивания грунтов наименьшие. Поэтому формирование СТС в льдистых породах в многолетнем разрезе мы считаем основным показателем оценки устойчивости ММП.

Именно спецификой ММП - наличием породообразующего минерала - льда, фазовыми переходами в сезонно-талом слое (СТС) обусловлены характерные процессы в природных комплексах: пучение, морозобойное растрескивание, тепловые осадки и термокарст, термоэрозия, солифлюкция и т.п. Они в разной степени влияют на устойчивость мерзлых толщ, создавая разнообразные формы рельефа. В наибольшей степени это относится к термокарсту, т.к. именно этот процесс считается ведущим в развитии низменных пространств Якутии и всего Северо-Востока Азии.

В основу определения устойчивости ММП нами были положены многолетние данные региональных и зональных закономерностей формирования геокриологических условий в тундрах Северо-Востока по соотношению среднегодовой температуры (типичной для данного ландшафта) и льдистости поверхностных отложений (при наличии залежеобразующих льдов) на осушенных участках тундры и при обязательном присутствии поверхностного слоя воды. Для северных территорий в развитии ландшафтной оболочки особую роль играет приповерхностный слой литосферы, в верхних горизонтах которого сформирован специфический слой сезонного оттаивания мерзлых грунтов. Этот слой включает не только поверхность как таковую, но и верхний грунтовый слой с растительным водным и снежным покровами, участвующий в теплообмене грунтов с атмосферой, в первую очередь, нарушаемый техногенными воздействиями при освоении.

Количественная оценка устойчивости деятельного слоя (для современного уровня значений геокриологических условий Субарктики) была получена путем изучения и сопоставления фактических и потенциальных величин СТС на различных естественных площадках при изучении мощности, суммарной льдистости, среднегодовой температуры, наличия или отсутствия растительного покрова и др. Дополнительно изучались строение, состав и свойства отложений различных полигонов с повторножильными льдами.

Теоретической сущности процесса протаивания-про-мерзания грунтов, а также разработки методики изучения и расчетного определения мощности сезонно-талого слоя

посвящено большое количество публикаций. Однако обобщению данных натурных наблюдений и выявлению общих и частных закономерностей формирования СТС до последнего времени не уделялось должного внимания.

Многолетние наблюдения за глубиной СТС охватывали не только территорию северной Якутии, но и Чукотку и проводились на площадках в естественных условиях с мохо-торфяным покровом различной мощности (но не менее 20 см) в окрестностях Тикси, Черского, а за пределами Якутии - Певек, Иультин, Анадырь, Марково и др., на зрелых формах аккумулятивного рельефа в пределах речных террас, морского побережья, ледниковых отложений и др. Эти исследования показали, что в границах доминирующих природных комплексов с ненарушенным мохо-торфяным покровом глубина СТС не выходит за пределы переходного слоя, а чаще всего располагается в нижних частях толщи мохового покрова, составляя при этом 15-40 см. Максимальных значений глубина СТС достигала в районах пос. Черского и Марково, составляя в среднем 50-55 см. Изменения глубины СТС в отдельные годы наблюдений составляли не более 5% от указанных величин и зависели они в основном от погодных условий всего летнего сезона. В целом, сезонное оттаивание в пределах этих территорий отличается небольшими глубинами (от первых сантиметров до нескольких десятков сантиметров и незначительной продолжительностью в течение года. Эпизодически, в отдельно особо холодные годы, оттаивание почв в ряде случаев вообще отсутствует.

Исходя из данных наблюдений мы пришли к выводу, что устойчивость природных комплексов тундры - это тот показатель, который заложен в многолетнемерзлых породах в процессе их исторического развития и определяется в основном их широтным расположением. Устойчивостью тундровых природных комплексов является степень соответствия последних к состоянию термодинамического равновесия с окружающей природной обстановкой. Чем севернее располагаются тундровые природные комплексы, тем меньше глубина СТС, и они более устойчивы; наибольшей устойчивости они достигают в арктической и субарктической тундрах Северо-Востока. Любые проявления термокарста в этих районах мы относим к техногенным нарушениям поверхности тундры. Очевидно, что в естественных условиях поверхностный покров представляют собой черезвычайно устойчивый в энергообменном отношении регулятор теплообмена литосферы и атмосферы. Даже значительные колебания климатических характеристик не приводят к таянию подземных льдов, сохраняющихся длительное время вблизи поверхности грунта.

Более сложным является вопрос устойчивости тундровых поверхностей при участии термокарста в образовании и развитии мелководных понижений. Здесь необходимо отметить, что слой воды в заболоченной и затор-фованной тундре присутствует постоянно на всех элементах рельефа, и влажность торфов по отношению к сухой

навеске (по данным многочисленных определений) может достигать 1000%, что уже может свидетельствовать о существенном обводнении поверхности.

В этом направлении наиболее интересные данные были получены при проведении наблюдений за температурой грунтов и глубиной СТС в обводненных полигонах с повторно-жильными льдами как основой развития озерного термокарста.

Основным структурным элементом природного комплекса для наших многолетних наблюдений в условиях обводнения поверхности был выбран полигонально-вали-ковый микрорельеф, представляющий собой мелководный водоем ограниченной площади и глубины. Этот природный процесс в силу своего генезиса и естественно-исторического развития является интегральным показателем мерзлотной и морфологической динамики всего комплекса природных процессов тундровых экосистем. Определение устойчивости полигонально-валикового микрорельефа с обводненным полигоном, по нашему мнению, является наиболее сложным и сих пор остается практически неизученным.

При рассмотрении устойчивости мерзлых льдистых пород полигонального понижения привлекают внимание характеристики, описывающие инерционность процесса, входящие в оценку устойчивости многолетнемерзлых пород. К ним необходимо отнести рост повторно-жильных льдов, образование полигональных валиков, развитие растительности, соотношение количества осадков и испарения в районе, возможность притока поверхностных вод в образующееся просадочное понижение и др.

В настоящее время существует поэтапная схема динамики первичных форм термокарста в полигональных понижениях (начальная форма деформации земли, деформация земной поверхности с наличием небольшого слоя воды, начало образования провального озера, растущее провальное озеро, сложившееся провальное озеро). Если принять последовательность развития термокарста согласно этой схеме, то следует признать, что изучение этого явления находится на втором этапе, хотя имеются работы, присущие третьему-пятому этапу. Сегодняшняя изученность термокарста не позволяет предсказать зарождение и скорость протекания процесса, его распространение по площади, а главное, глубину влияния обводненного полигонального понижения на мерзлые толщи [10].

Этот вывод подтвердили и наши многолетние наблюдения на многих полигональных понижениях с водным слоем. Предельная глубина СТС в центре полигона в северных районах тундры на высокой пойме и лайдовых поверхностях крупных рек в конце летнего сезона в среднем составляет 0,8 м, изменяясь от 0,6 до 1 м. При этом толщина водного слоя в центре полигона в период максимального протаивания различна (0,2-0,4 м) и зависит от морфологии полигонального понижения. Вероятно, толщина слоя воды в полигональном понижении связана, в первую очередь, с динамикой повторно-жильных льдов и

формированием валиков, благодаря чему и создаются обводненные полигоны. Днища всех полигональных понижений под слоем воды заполнены мохо-торфяным слоем. На этой стадии возможно проявление только поверхностного термокарста за счет уничтожения части полигональных валиков и слияния нескольких полигонов. Наряду с разрушением валиков идет их восстановление и некоторая перестройка валикового рельефа [11]. Слияние обводненных полигонов совершенно не влияет на увеличение СТС и изменение температурного режима дна мелководных водоемов [12].

В южных частях тундры на более древних поверхностях в обводненных зарастающих полигонах глубина сезонного протаивания резко уменьшается и составляет 0,40,5 м, т.е. развитие термокарста (если можно назвать так это временное явление) в глубину прекращается. При разном сочетании природных комплексов мощность СТС варьирует от 0,1-0,3 м по ложбинам между бугорками, кочками и по трещинам полигонально-жильного микрорельефа до 0,6-0,8 м на пятнах-медальонах и под полигональными озерцами при часто встречающейся глубине 0,4-0,6 м, характерной для положительных форм бугристого и скрытого жильно-полигонального микрорельефа и для участков с невыраженным рельефом.

Интересны и результаты обобщения литературных источников по Северо-Востоку, а также по отдельным частям Яно-Индигирской и Анадырской низменностей, которые показали, что характерной чертой региона является своеобразие формирования СТС под обводненными понижениями. Эти данные отражают предельную глубину протаивания донных отложений под обводненным полигональным понижением. Для тундровой области Северо-Востока предельная глубина оттаивания составляет не более 1,1 м, а в среднем 0,6-0,8 м [13, 14, 15,16, 17, 18, 19, и др.]. Авторы этих измерений проводили свои наблюдения в самых различных геокриологических условиях в предзимний период. Однако длительные наблюдения за развитием полигонального понижения в естественных условиях до стадии не промерзающего до дна озера в литературе отсутствуют. Дальнейшее развитие озера до стадии непромерзающего до дна водоема получено многими исследователями расчетным путем. Специальных инструментальных наблюдений за ходом протаивания донных отложений до стадии непромерзающего водоема не проводилось. Поэтому данные этапы развития термокарстового озера только подразумеваются и не подтверждены фактическим материалом. Таким образом, мы приходим к выводу, что отепляющее влияние слоя воды, вызываемое якобы особенностями теплообмена на поверхности и в слое воды летом, не столь очевидно и не всегда существенно. Исходя из этих данных следует отметить громадное влияние низкотемпературных ММП на водный слой полигонального понижения, ограничивающего развитие озера в глубину. При незначительных глубинах подстилающие и окружающие озеро ММП с низкими отри-

цательными температурами оказывают на температурный режим грунтов значительное охлаждающее действие. На эту особенность теплового режима мелководных водоемов в свое время обратил внимание Некрасов И.А. [20], считавший влияние суровых мерзлотных условий на котловины озер наиболее характерной особенностью термического состояния водоемов Субарктических низменностей.

Существование неглубоких озерков, полностью промерзающих зимой, - явление широко распространенное в настоящее время в пределах Приморских низменностей Якутии и Чукотки в естественных условиях.

Исходя из понятия критической глубины термокарстового образования, ее зональности и условий, их определяющих, можно проследить, что существует некоторая зависимость между возможностью возникновения термокарста и количеством льда в грунте: чем севернее, тем больше льда.

Если озеро не достигает критической глубины, то талик под озером не образуется. Критическая глубина озера - это та глубина, при которой в первичных понижениях среднегодовая температура грунтов под слоем воды равна нулю. Естественно, что для развития термокарста необходимо, чтобы глубина воды была больше критической, и при одной и той же глубине озера термокарст в тайге, вероятно, может иметь развитие, а в арктической тундре и арктической пустыне его развитие исключено.

Наши наблюдения на разных элементах рельефа тундры показали, что ни один мелководный водоем в системе повторно-жильных льдов не достиг стадии не промерзающего до дна озера. В донных отложениях в конце лета постоянно фиксируется лед или льдистый грунт, протаи-вание подстилающего льдистого грунта поэтому настолько ничтожно, что увеличение чаши протаивания мелководного озера практически не происходит. За выводами о неустойчивости многолетнемерзлых пород под влиянием термокарста скрывается отсутствие четких представлений о взаимодействии мерзлых пород и термокарста. В результате этого игнорируются факторы стабилизации природного процесса. Становится ясным, почему неоднократные попытки создания искусственного термокарста на самых льдистых отложениях успехом не увенчались. Такие озера зарастали и заиливались быстрее, чем начинало проявляться их отепляющее воздействие на мерзлые породы.

В данном вопросе основное внимание до сих пор уделялось факторам развития процесса деструкции ландшафтов и гораздо меньше - вопросам их устойчивости, прекращения процесса.

Мы согласны с теми исследователями, которые считают, что формы термокарста разнообразны и столь многочисленны, что термокарст во многих районах территории с толщами мерзлых пород является основным физико-гео -логическим процессом. Но понятие «термокарст» в последние годы приняло очень широкое толкование, и в большинстве случаев оно объединяет различные деструктивные

U 53

процессы, где термокарст играет подчиненную роль. В условиях повышенного обводнения тундры любые нарушения поверхности приводят к концентрации поверхностных вод и развитию деструктивных процессов. Примером нарушения устойчивости поверхности может служить процесс образования байджарахов в прибрежных участках крупных озер и морей, оврагов различной протяженности.

До сих пор мы рассматривали статическую устойчивость природного комплекса и его компонента - ММП, т.е. устойчивость некоторого временного состояния мерзлых пород. В то же время представляется целесообразным рассматривать динамическую устойчивость как устойчивость криогенного процесса, связанного с понижением температурного режима в грунтах и накоплением подземных льдов. Наибольшую сложность для изучения и прогноза термокарста представляет процесс, связанный с развитием ландшафта тундры в целом. Развитием ландшафта здесь является его саморазвитие.

Глубина СТС в пространстве не остается постоянной и зависит от условий теплообмена между литосферой и атмосферой, т.е. комплекса природных условий. К последним относятся климат, растительность, многолетняя мерзлота и др.

Отправным моментом динамического аспекта является сравнение зарастающих полигонов с ПЖЛ, расположенных на различных элементах рельефа. Этот процесс достаточно четко фиксируется в долинах рек при переходе от молодых террасовых уровней к более древним. В такой ситуации основную роль в состоянии и степени энергетической устойчивости криосистем играют напочвенные покровы, которые обязательно включают развитие растительности как компонента природного комплекса, наиболее динамического [21]. Среди факторов формирования летнего температурного режима мерзлых толщ первое место занимают моховые и торфянистые покровы, которые имеют сплошное распространение и выстилают днища мелководных водоемов. Очевидной является и повышенная в целом и варьирующая в пространстве водоудерживающая роль почвы, осуществляемая посредством органики и в особенности сфагновых мхов. Рассматривая роль растительности, ее динамики в развитии других компонентов природного комплекса, Тырти-ков А.П. [22] отметил, что в большинстве случаев развитие растительности приводит к существенному повышению устойчивости природных комплексов в целом.

В моделях развития термокарста подземный лед (многолетнемерзлый грунт) и внешняя среда разделены слоем сезонного протаивания, напочвенного покрова, выполняющих функции теплоизолятора. В таких моделях действительно любые климатические изменения могут служить причиной возникновения термокарста. Естественно, что уменьшение теплоизоляционных свойств напочвенного покрова (например, при его удалении) также приведет к таянию подземного льда.

Существует мнение о естественной недолговечности напочвенного покрова, результатами чего являются раз-мокание и уничтожение растительности под слоем воды и увеличение теплопроводности грунтов в талом и мерзлом состоянии. В такой ситуации следует ожидать развитие термокарста в первые годы обводнения поверхности, но в дальнейшем повышение влажности грунтов вызывает увеличение отношения коэффициента теплопроводности грунтов в талом и мерзлом состоянии и повышение затрат на фазовые переходы воды в грунте, что, в свою очередь, может вызвать даже уменьшение глубины сезонного оттаивания и понижение среднегодовой температуры в ложе водоема. Таким образом, мы приходим к выводу, что отепляющее влияние слоя воды, вызываемое якобы особенностями теплообмена на поверхности и в слое воды летом, не столь очевидно и не всегда существенно.

Если говорить об озерном термокарсте как о последнем этапе развития этого процесса с образованием глубоких озер, не промерзающих до дна, часто расположенных среди мощных повторно-жильных льдов, то следует признать, что это один из самых запутанных вопросов геокриологии и наиболее сложный для изучения - возникновение и развитие термокарста и озер в экстремальных климатических условиях, когда развитие озерного ландшафта в целом связано со всеми его компонентами -осадконакоплением и их промерзанием.

При множестве мнений о развитии природы и морфогенетической роли термокарста наряду с широко распространенными представлениями выдвигались возражения против гипотетических основ термокарстовой природы многих образований и, в первую очередь, озер [10, 11, 12, 23, 24, и др.]. Устойчивость мерзлых пород с мощными ПЖЛ ставит вопрос о причастности термокарста к возникновению огромной массы озер. А разрешение такого вопроса является принципиальным для определения генезиса озер, 90% которых на сегодня считаются термокарстовыми, т.е. возникшими в результате вытаивания подземных льдов. При детальном изучении тундровых озер и их донных отложений, термокарстовое происхождение их, как правило, отрицается. То, что раньше казалось очевидным, в настоящее время на основании новейших материалов исследований подвергается сомнению.

Сомнения возникают уже на этапе предварительного ознакомления с мерзлотными описаниями отдельных территорий. Часто озера в условиях криолитозоны тяготеют к участкам, совершенно лишенным подземных льдов. К ним можно отнести Марковскую впадину на Чукотке, Халлерчинскую тундру на Колыме, где распространение подземных льдов ограничено по площади, однако заозе-ренность долин этих участков рек черезвычайно высокая, и водоемы также относятся к термокарстовым.

Основные методические трудности изучения термокарста на современном уровне исследований связаны, на наш взгляд, с недостатком фактических данных по поэтапному развитию термокарста, чрезмерной схематизацией

явления для экстремально холодной зоны Субарктики, недооценкой устойчивости льдистых пород, полным отсутствием моделей (качественных и количественных), отражающих развитие криогенных процессов.

При рассмотрении этапов развития термокарста обычно принимается прогрессирующая его динамика, связанная с полным вытаиванием подземного льда, либо с прекращением существования водоема, его самоспуском [25]. Поэтому любой фактор, если он приводит к увеличению глубины сезонного оттаивания, рассматривается как причина развития термокарста до стадии озера. В данном вопросе основное внимание до сих пор уделялось факторам деструкции тундровых ландшафтов и гораздо меньше - вопросам их устойчивости, прекращения процесса. Прекращение процесса связывается либо с полным вытаиванием, либо с прекращением существования водоема, его дренированием или заполнением наносами. Потенциальные причины термокарста многочисленны, однако в тундре, что очень существенно, далеко не всегда они приводят к развитию процесса.

Исследования в этом направлении привели к вполне обоснованному выводу: самые низкотемпературные полигональные комплексы Субарктики с исключительно льдистыми грунтами в естественных условиях исключительно устойчивы даже при появлении слоя воды на их поверхности. В работе на конкретных примерах показано, что даже в случае положительного водного баланса полигонального водоема существует предел оттаивания льдистых грунтов, независимо от льдистости грунтов, их просадочности при протаивании, что находится в полном соответствии с суровыми климатическими условиями тундровой области. Этот важный момент выходил из поля зрения исследователей. Сказывается отсутствие комплексных многолетних натурных наблюдений за процессом возникновения и развития термокарста, что не позволяет достаточно полно обосновать предлагаемую долгие годы модель этого посткриогенного процесса.

Естественно возникает вполне справедливый вопрос об отношении термокарста к многочисленным водоемам Арктики и Субарктики. Исследования в этом направлении показали, что основная часть древних и современных котловин тундры - продукт разнообразных аккумулятивных процессов и региональных особенностей развития криогенеза при промерзании толщ четвертичных отложений и образования в них подземных льдов.

Следует заметить, что оптимальные условия для развития многолетнего протаивания грунтов существуют в пределах участков, сложенных высокотемпературными отложениями, поскольку здесь наиболее вероятен переход среднегодовой температуры через 0° не только при минимальных техногенных воздействиях, но и при естественной динамике климата. В пределах этих районов наиболее предрасположены к развитию термокарста участки распространения сильнольдистых грунтов, так как при увеличении глубины сезонного протаивания за счет

осадки поверхности создаются благоприятные условия для формирования водоемов, заболоченных понижений, что способствует активизации тепловых осадок. Таким образом, наиболее неустойчивыми являются участки распространения сильнольдистых грунтов.

Между тем очевидно значение проблемы для рационального природопользования в арктических районах при выборе оптимальных вариантов хозяйственного освоения, размещения и технологических приемов возведения и эксплуатации инженерных сооружений в районах освоения.

Литература

I. Граве H.A. Место и направление геокриологических исследований в проблеме охраны среды и рационального природопользования в области вечной мерзлоты // Устойчивость поверхности к техногенным воздействиям в области вечной мерзлоты. Якутск: Изд-во ИМЗ СО АН СССР, 1980. С. 6-12.

2. Полтев Н.Ф. Основы мерзлотной съемки. М.: Изд-во МГУ, 1963. 97 с.

3. Швецов П.Ф. Закономерности гидрогеологических процессов на Крайнем Севере и Северо-Востоке СССР. М.: Наука, 1968. 121 с.

4. Гречищев С.Е., Чистотинов Л.В., Шур Ю.Л. Криогенные физико-геологические процессы и их прогноз. М.: Недра, 1980. 382 с.

5. Щур Ю.Л. Верхний горизонт толщи мерзлых пород и термокарст. Новосибирск: Наука, 1988. 210 с.

6. Кузнецова И.Л. Инженерно-геокриологические условия и устойчивость многолетнемерзлых пород Приморских низменностей Якутии к нарушению естественной природной обстановки // Устойчивость поверхности к техногенным воздействиям в области вечной мерзлоты. Якутск, 1980. С. 75-107.

7. Ракита С.А. Устойчивость геосистем: подходы к практически реализуемой оценке // География и природные ресурсы. 1980. №1. С. 136-141.

8. Пармузин С.Ю. Оценка устойчивости природных комплексов к техногенным воздействиям на стадии ТЭО строительства // Геокриологические исследования. Сер. XV. Вып. 3(68). 1978. С. 12-28.

9. Юрцев Б.А. Реликтовые степные комплексы Северо-Восточной Азии. Новосибирск: Наука, 1981. 188 с.

10. Шур Ю.Л. Термокарст (к теплофизическим основам учения о закономерностях развития процесса). М.: Недра, 1977. 80 с.

II. Втюрин Б.И. Генезис и классификация озер в бассейне р. Яны // Озера криолитозоны Сибири. Новосибирск, 1974. С. 7-17.

12. Любомиров A.C. Озера криолитозоны Чукотки. Якутск: ИМЗСО АН, 1990. 175 с.

13. Васильев И.С. Закономерности сезонного протаивания грунтов в Восточной Якутии. Новосибирск: Наука, 1982. 133 с.

14. Гордеев П.П. Глубина сезонного протаивания в различных типах местности горной тундры // Региональные и тематические геокриологические исследования. Новосибирск: Наука, 1973. С. 46-49.

15. Григорьев Н.Ф. Многолетнемерзлые породы Приморской низменности Якутии. М., 1965. 178 с.

16. Жигарев Л.А., Лахтина О.В., Чернядьев В.П. Геокриологические условия долины среднего течения р. Анабар // Геокриологические исследования при инженерных изысканиях. М.: Стройиздат, 1974. Тр. ПНИИИС. С. 159-165.

17. ИвановМ.С. Сезонное протаивание на острове Муостах // Сезонное промерзание и протаивание грунтов на территории Северо-Востока СССР. М.: Наука, 1996. С. 31-39.

18. Куницкий В.В. Криолитология низовья Лены. Якутск: ИМЗ СО АН, 1989. 162 с.

19. Марин A.B. Сезонно-талые породы на участках с жильно-полигональным рельефом // Инженерно-геологические и геокриологические исследования в Западной Сибири. М.: Стройиздат, 1987. Тр. ПНИИИС. С. 54-66.

20. Некрасов H.A. Озера восточной части Нижне-Анадырс-

кой низменности // Материалы по геологии и полезным ископаемым Северо-Востока СССР. Магадан: Кн. изд-во, 1960. Вып.

14. С. 152-164.

21. Основы геокриологии. М.: Изд-во Моск. ун-та. Ч. 4. 2001, 682 с.

22. Тыртиков А.П. Влияние растительного покрова на промерзание и протаивание грунтов. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1969. 192 с.

23. Вельмина H.A. Особенности гидрогеологии мерзлой зоны литосферы (Криогеогидрогеология). М.: Недра, 1970. 190 с.

24. Суходровский В.Л. Экзогенное рельефообразование в криолитозоне. М.: Наука. 1970. 280 с.

25. Качурин С.П. Термокарст на территории СССР. М.: Изд-во АН СССР, 1961. 91 с.

A.S. Lyubomirov

Research of stability of natural in tundras of Yakutia in view of Problem thermocarst

Based on the analysis of natural-gecriological environment in the lovlands in norten - eastern Russia, it is shown that the ice - rich permafrost sediments are stable. Water - logged polygons above wedge ice, as the basis of thermocarst development, also exhibit stability. The effect of a water lager shows up to a certain depth, and the polygonal water body does not reach a critical depth at which talic formation is possible.

4МКГ