Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Криогенные склоновые процессы и их геоэкологические последствия в условиях распространения пластовых льдов
ВАК РФ 25.00.36, Геоэкология
Автореферат диссертации по теме "Криогенные склоновые процессы и их геоэкологические последствия в условиях распространения пластовых льдов"
На правах рукописи
Лейбман Марина Оскаровна
КРИОГЕННЫЕ СКЛОНОВЫЕ ПРОЦЕССЫ И ИХ ГЕОЭКОЛОГИЧЕСКИЕ ПОСЛЕДСТВИЯ В УСЛОВИЯХ РАСПРОСТРАНЕНИЯ ПЛАСТОВЫХ ЛЬДОВ
25.00.36 - геоэкология
АВТОРЕФЕРАТ
Диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук
Тюмень - 2005
Работа выполнена в Институте криосферы Земли Сибирского отделения Российской Академии наук.
Официальные оппоненты:
Доктор геолого-минералогических наук, профессор С.Е.Гречищев (ФГУП Фундаментпроект).
Доктор географических наук АС.Викторов (Институт геоэкологии РАН). Доктор геолого-минералогических наук Я.Б.Горелик (Институт криосферы Земли СО РАН).
Ведущая организация: Кафедра криолитологии и гляциологии Географического факультета МГУ, Москва.
Защита состоится 20 мая 2005 г. в 9:00 на заседании диссертационного совета ДМ 003.042.01 при Институте криосферы Земли СО РАН по адресу: г.Тюмень, ул.Малыгина, 86. \ С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института криосферы Земли СО РАН по адресу: г.Тюмень, ул.Таймырская, 74.
Автореферат разослан апреля 2005 г.
Отзывы на автореферат в 2-х экземплярах, заверенные печатью учреждения, просьба направлять ученому секретарю Совета по адресу: 625000, Тюмень, а/я 1230, ИКЗ СО РАН, e-mail: sciensec@ikz.ru.
Ученый секретарь диссертационного с
С л а г о д а
ДМ 003.042.01, к.г.-м.н.
ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ
Актуальность темы. Освоение Арктических равнин определяет необходимость оценки устойчивости поверхности и прогнозировании изменений геоэкологической обстановки. В условиях широкого распространения пластовых подземных льдов устойчивость территорий и состояние природной среды главным образом зависит от факторов, определяющих вскрытие и вышивание пластовых льдов, развитие связанных с этими льдами опасных быстро развивающихся криогенных процессов. Поэтому решение проблемы катастрофической активизации криогенных склоновых процессов, а также обоснование способов предотвращения ее опасных последствий в районах распространения пластовых льдов имеет важное научное и практическое значение. Оно определяется динамичностью геологической среды и в условиях естественных колебаний климата, и при нарушении природной обстановки в таких районах. Дополнительную сложность создает засоление, которое наблюдается в многолетнемерзлых породах. Эти породы в результате развития криогенных процессов выходят на поверхность.
Пластовые льды и криогенные склоновые процессы встречаются на большом протяжении от Европейского северо-востока России до Канадского Арктического Архипелага. Баренцево-Карский регион наиболее представителен как объект изучения пластовых льдов и сопряженных с ними криогенных процессов. Кроме того, он относится к районам первоочередного освоения, где. «быстрые» склоновые криогенные процессы могут быть спровоцированы неправильным землепользованием и, в свою очередь, могут оказать нежелательное воздействие на сооружения и ухудшить среду обитания.
Криогенные склоновые процессы, развивающиеся по пластовым льдам, играют особую геоэкологическую роль на севере Западной Сибири. Здесь пластовые льды распространены практически повсеместно, склоны на этой территории занимают до 80% площади и в основании сезонноталого слоя развиты засоленные породы. В этих условиях существенна роль склоновых криогенных процессов в формировании рельефа, в динамике растительности и биоразнообразии, в ландшафтно-геохимической составляющей геоэкологической обстановки.
Цель и задачи. Цель исследований - изучить распространение, проявления, механизмы протекания и факторы развития склоновых криогенных процессов и оценить геоэкологические последствия их активизации; обосновать существование системы взаимодействия пластовых льдов, "быстрых" криогенных склоновых процессов, засоленных пород, растительности и почв на примере Баренцево-Карского региона.
Для осуществления цели ставятся следующие задачи:
1. Выделить наиболее опасные «быстрые» криогенные склоновые процессы в районах широкого распространения пластовых льдов и разработать их классификацию.
2. Изучить механизмы и факторы, влияющие на активизацию «быстрых» криогенных склоновых процессов и на этой основе предложить концептуальную и климатическую модели этих процессов для западного сектора Российской Арктики.
3. Выделить и обосновать стадии развития «быстрых» криогенных склоновых процессов, определить их цикличность на основе методов абсолютного и относительного датирования. Установить связанные с этой цикличностью стадии развития термоденудационного рельефа.
4. Оценить геоэкологические последствия развития «быстрых» криогенных склоновых процессов по пластовым льдам. Разработать геохимическую модель пост-оползневого сезонноталого слоя, выявить влияние криогенного оползания на поверхностный сток и растительность.
Научная новизна работы.
1. Разработана новая генетическая классификация криогенного оползания как ведущего быстрого криогенного процесса в районах широкого развития пластовых льдов. По механизму выделены два типа криогенных оползней: криогенные оползни скольжения и криогенные оползни течения. В пределах каждого по криолитологическому основанию типа выделено по два подтипа.
2. Впервые количественно определены климатические и криолитологические факторы, влияющие на активизацию криогенного оползания, описаны механизмы оползания На этой основе разработаны концептуальная и климатическая модели криогенных оползней скольжения и криогенных оползней течения для западного сектора Российской Арктики.
3. Впервые проведено датирование криогенных оползней скольжения радиоуглеродным, дендрохронологическим, почвенным методами и количественно обоснована их цикличность. Разработана теория стадийности развития криогенного оползания и установлены связанные с цикличностью этапы развития термоденудационного рельефа.
4. Впервые введено понятие и предложена геохимическая модель постоползневого сезонноталого слоя. Опробованием установлено резкое увеличение минерализации и количества взвеси в поверхностных водах как реакции на активизацию криогенного оползания. Количественно
оценено пост-оползневое биогеохимическое состояние растительности и почв.
На защиту выносятся следующие положения.
1. Генетическая классификация криогенного оползания. Криогенные оползни скольжения и криогенные оползни течения различаются по причинам и механизму потери устойчивости, по криогенному строению СТС и подстилающих многолетнемерзлых пород, по морфологии и строению оползневого тела, а также по геоэкологическим последствиям криогенного оползания.
2. Концептуальная и климатическая модели криогенных оползней скольжения. Криогенные оползни образуются как следствие сочетания климатических событий в год их схода: теплового импульса в конце лета и экстремальных летних осадков. Необходимое условие образования котлгенного оползня скольжения - высокая льдистость на подошве сезонноталого слоя как результат последовательного снижения глубины протаивания в течение ряда лет с последующим резким ее увеличением.
3. Криогенные склоновые процессы, связанные с пластовыми льдами, характеризуются стадийностью и цикличностью, что и отражается в соответствующих формах рельефа. На стадиях вытаивания пластовых льдов формируются термоцирки как результат комплексной деструкции, ведущую роль в которой играют оползни течения. После консервации или полного вытаивания льда термоцирки переходят в оползневые цирки. Темпы из развития гораздо медленнее и ведущая роль принадлежит криогенным оползням скольжения.
4. Геохимическая модель пост-оползневого сезонноталого слоя. Перераспределение ионов в пост-оползневом сезонноталом слое
приводит к снижению засоленности слагающих его глинистых пород и переходу ионов в поверхностный и подземный сток. Последнее реализуется благодаря горизонту пост-криогенной трещиноватости в основании глинистого сезонноталого слоя, в котором резко возрастает фильтрационная способность. -Практическая значимость работы. Результаты исследований использовались и могут быть использованы в дальнейшем при планировании освоения и проектировании сооружений в районах с развитием пластовых льдов и склоновых криогенных процессов, для разработки систем защиты сооружений и среды обитания от опасных природных явлений.
Предложенные индикационные признаки пластовых льдов, основанные на закономерностях их распространения и деструкции, а именно, специфические отрицательные формы рельефа - термоцирки и оползневые цирки использованы и могут использоваться шире при картировании распространения пластовых льдов и опасных криогенных процессов в разных масштабах от крупного до обзорного с использованием интерпретации аэрофотоснимков и космических снимков.
Модели криогенного оползания могут быть применены для прогноза развития процесса при изменениях климата. В частности, при потеплении в определенных условиях может происходить как активизация, так и затухание криогенного оползания и комплексной деструкции. Это особенно существенно при проектировании береговых сооружений и размещении сооружений на склонах. Предложенные методики оценки устойчивости использовались и могут шире использоваться для картирования устойчивости склонов к развитию криогенных процессов.
В работе приводятся конкретные материалы, полученные в районах перспективного освоения. Это сведения о распространении пластовых
льдов на побережье Югорского полуострова и об активизации криогенных оползней скольжения на Ямале, а также постановка и примерные решения задачи устойчивости насыпи под действием оползней скольжения, расчет и картирование устойчивости оползнеопасных склонов.
Склоновые процессы в районах распространения пластовых льдов представляют не только интересный научный объект, но и значительную опасность при освоении. Пластовые льды являются причиной развития наиболее быстрых береговых и склоновых процессов, а также термокарста и термоэрозии. Рельефообразуюшая роль пластовых льдов лежит в основе их влияния на строительство. Лед представляет двоякую опасность: (1) в случае нарушения поверхностных условий и увеличения глубины протаивания он может породить неустойчивость пород на склонах или тепловую осадку в зоне размещения сооружений, и (2) лед может оказаться в основании сооружений или в зоне их теплового и механического влияния. Таким образом, актуальность проблемы носит не только чисто научный, но и практический характер.
Материалы, рассмагренные в работе, использовались при чтении лекций на Геологическом и Географическом факультетах МГУ, а также в Университете Гетеборга, Швеция, университетских курсах Шпицбергена (UNIS), Норвегия, Университете штата Мичиган, США и могут быть положены в основу учебно-методических курсов повышения квалификации специалистов инженерно-геологического и нефтегазодобывающего профиля.
Апробация работы и публикации. Результаты исследований докладывались на многих конференциях: на Российско-американском семинаре по криопедологии и глобальным изменениям в Пушино в 1992 г., на Международной конференции по склоновым отложениям во Франции в 1993 г., на Оползневом симпозиуме в Норвегии в 1996г., на конференции
по физике, химии и механике мерзлых пород в США в 1997 г., на Совещании по береговым процессам в США, 1999, на Первой европейской конференции по мерзлотоведению в Италии, 2001, на Международной конференции по мерзлотоведению в 2003 г. в Швейцарии, на Годичных заседаниях Совета по криологии Земли и международных конференциях по вопросам криосферы Земли в Москве, Пущино и Тюмени начиная с 1990 г., на Первой и Второй конференциях геокриологов России в 1996 и 2001гг.
По теме диссертации опубликовано 36 статей, из них 19 - в международных журналах и сборниках.
Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, 7 глав, объединенных в 3 раздела, заключения, списка литературы и 4 приложений. Работа содержит 262 страницы, включающих 9 таблиц, 69 рисунков и список литературы из 263 наименований.
Личный вклад автора. Работа базируется на многолетних полевых исследованиях в различных районах криолитозоны, непосредственно по теме диссертации - с 1987 по 2003 г., проведенных лично автором. Часть результатов, вошедших в работу, получена в соавторстве с участниками экспедиций при научном руководстве автора. Лабораторные исследования выполнялись на образцах и по схеме автора в различных организациях. В тексте диссертации имеются соответствующие ссылки.
В полевых и камеральных работах в разное время принимали участие ААВасильев, П.Б.Гребенников, ИП.Егоров, АИ.Кизяков, О.В.Ребристая, Ф.М.Ривкин, И.Д.Стрелецкая, Н.Г.Украинцева, Б.Форбс, студенты географического и геологического ф-тов МГУ. Химический состав образцов почв, растений и воды определялся в Почвенном ин-те им.В.В.Докучаева, Институте биологии УрО РАН, Бронницкой геохимической экспедиции, ФГУП ВНИИОкеангеология,
радиоуглеродный анализ сделан в ГИН РАН, дендрохронологический анализ - в Институте экологии растений и животных УрО РАН. Полевые исследования последних лет стали возможны только благодаря поддержке ФГУП ВНИИОкеангеология и его сотрудников ГАЧеркашова и Б.Г.Ванштейна. Часть аналитических данных получена благодаря доброму отношению и заинтересованности Л.Д.Сулержицкого и Н.Е.Зарецкой (ГИН РАН), Л.А.Горлановой (Ин-т экологии растений и животных УрО РАН, И.БАрчеговой (Институт биологии Уро РАН), Автор выражает глубокую признательность всем участникам работ. Автор благодарен коллегам, помогавшим советами, Т.С.Зверевой, Т.Н.Каплиной, ЕАСлагоде, И.Д.Стрелецкой, Н.Г.Украинцевой, С.М.Фотиеву, а также молодым коллегам АИ.Кизякову, Д.Д.Передне, КАЕрмохиной, Д.А.Стрелецкому за помощь в проведении полевых работ и на всех этапах подготовки рукописи.
СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ
РАЗДЕЛ I. ПАРАГЕНЕЗ ПЛАСТОВЫХ ЛЬДОВ И СКЛОНОВЫХ КРИОГЕННЫХ ПРОЦЕССОВ
Глава 1. Состояние изученности, районы работ и постановка задачи.
Значительное число публикаций посвящено исследованию криогенных склоновых процессов. В работах Г.В.Ананьевой, К.С.Воскресенского Е.Г.Карпова, С.Ю.Пармузина, С.Е.Суходольского и других отмечена связь деструктивных процессов на склонах и побережьях арктических равнин с ПЛ. Поэтому вопрос распространения пластовых льдов (ПЛ), их морфология и морфометрия являются существенными для обобщения данных по криогенным процессам районов их распространения.
В работе детально рассматривается основной рельефообразующий процесс, связанный с ПЛ - криогенное оползание, и соответствующие этому процессу образования - криогенные оползни (КО). КО под разными названиями занимались с 1970-х годов (Г.В.Ананьева, ЕАБарановский,
B.Ф.Болиховский, НГ.Бондаренко, К. С. Воскресенский ЕАВтюрина,
C.Е.Гречищев, Н.Ф.Григорьев, ЛА.Жигарев, Т.Н.Каплина, В.В.Кюнтцель, В.ВЛовчук, ВЛ.Познанин, В.С.Савельев, ВЛ.Суходровский, PAEgginton, H.French, JAHeginbottom, ALewkowicz, RJ.Chandler, W.H.Pollard, J.D.H.Lambert, J.R.Mackay). Множество публикаций появилось после катастрофических оползневых событий на Ямале, Гыдане, Канадском Арктическом архипелаге в конце 80-х годов (Ю.В.Коростелев, Т.СЛободенко, Н.Н.Сурмач, Р.Н.Маслов, В.ЛПознанин, ФАРоманенко, Н.Г.Украинцева, И.К.Чаус, C.R.Burn, PAFriele, C.Harris, S.V.Kokelj,
A.Lewkowic7).
Существенный вклад в изучение ПЛ был сделан Ю.Б.Баду,
B.В.Баулиным, ААВасильевым, МА.Великоцким, И.Д.Даниловым, Г.И.Дубиковым, ФАКаплянской, М.М.Корейшей, Л.Н.Крицук,
C.Ю.Пармузиным, И.Д.Стрелецкой, С.Е.Суходольским, В.Д.Тарноградским, В.Т.Трофимовым, АН.Хименковым, Ш.Ш.Гасановым, Н.Ф.Григорьевым, Е.Г.Карповым, АН.Котовым, Н.В.Тумель, НАШполянской и др. Зарубежные, в основном канадские, льды исследованы H.French, J.R.Mackay, B.Moorman, AM.Mitchel, W.H.Pollard, V.N.Rampton и другими.
Лабораторное и математическое моделирование проводили В.Е.Борзинец, В.ИГолубев, С.Е.Гречищев, О.В.Гречищева, Т.Н.Жесткова, В.С.Савельев, Г.М.Фельдман, Ю.Б.Шешин и др.
В диссертации основные географические объекты полевых исследований - это побережье Югорского полуострова и Центральный
Ямал. Кроме того, привлечены материалы собственных исследований и литературные данные по другим районам Баренцево-Карского региона (рис. 1), а также Чукотки.
Баренцево Х^/
море ^/х.
Ъс \ 1 Е / Карское • / / море /
Рис. 1. Районы проведения полевых работ с 1988 по 2003 г. Ключевые участки и площадки мониторинга: 1 - «Западный Колгуев», 2 - «Первая Песчаная». 3 - «Шпиндлер», 4 - «Марре-Сале», 5 - «Белуший Нос», 6 - «Се-Яха», 7 -«Васькины Дачи».
Исследования велись полевыми, лабораторными и камеральными методами. Полевые методы исследования включали ландшафтную съемку на ключевых участках, описание и опробование естественных обнажений и разрезов скважин и шурфов, мониторинг сезонноталого слоя (СТС), съемку, картирование и описание форм проявления склоновых процессов: термоцирков, оползневых цирков и отдельных оползней. Лабораторные методы включали геохимические анализы льдов, пород, почв, воды и растительности, а также радиоуглеродный и дендрохронологический анализы. Камеральные методы состояли: в составлении и обработке баз данных по измерению глубины протаивания, параметров оползней и
термоцирков, результаты лабораторных определений ионного и изотопного состава различных объектов, климатические параметры, в составлении карт на основе дешифрирования аэрофото- и космоснимков и полевого картирования и в моделировании склоновых процессов.
Мы разделяем склоновые криогенные процессы на "медленные" и "быстрые". К быстрым процессам мы отнесли КО различных типов в районах широкого развития с поверхности высокольдистых песчаных и глинистых пород и залежеобразующих льдов. КО - это образование криогенных оползней течения (КОТ, термин В.Ф.Болиховского и В.В.Кюнтцеля, 1990) и криогенных оползней скольжения (КОС, термин Т.Н.Каплиной, 1965), отличающихся и по механизму, и по образуемым формам, и по причинам, и по цикличности.
ПЛ занимают значительную часть криолитозоны и их залежи часто находят близко к поверхности. Поэтому возможна активизация процесса их вытаивания при достаточном потеплении и соответствующем возрастании глубины сезонного протаивания.
Совокупность физико-геологических процессов на склонах с ПЛ приводит к формированию специфических форм рельефа - термоцирков и оползневых цирков. При этом в оползневых цирках формируются благоприятные условия для развития растительности за счет концентрации стока и химического обогащения верхних горизонтов пород, снегонакопления и повышения их температуры. Чрезвычайно высокая активность КО на Центральном Ямале была использована в качестве натурного эксперимента.
Глава 2. Пластовые льды как фактор развития криогенных процессов. ПЛ - это эвидентный залежеобразующий лед различного генезиса, выделенный по морфологическому признаку: мощность более 1
м и латеральные размеры существенно больше вертикальных (Втюрин, 1975).
Принято считать, что ПЛ не выражены в рельефе (Соломатин, 1986, Дубиков, 2002). С этим утверждением невозможно согласиться, поскольку очень часто по нашим наблюдениям на Ямале и на Югорском полуострове (Лейбман и др., 2000) участки близкого к поверхности (не более 15 м) залегания пластовых льдов представляют собой относительные повышения в рельефе (рис.2). Они обусловлены специфическим строением ледяного тела - выраженными куполами, сформировавшимися в результате инъекции или диапиризма.
Рис. 2. Ключевой участок «Шпиндлер» (см рис. 1). Выходы пластовых льдов приурочены к положительным формам рельефа с амплитудой 15-25 м Пунктиром обозначены термокарстовые понижения - потенциальные кольцевые заливы. Буквами помечены Западный, Центральный и Восточный термоцирки.
Участки с ПЛ отличаются и специфическим вторичным, термоденудационным, рельефом. Непосредственно у береговой линии это
развитые и развивающиеся термоцирки и термотеррасы, а за пределами береговых уступов это многочисленные небольшие, но очень глубокие озера (например, в районе урочища Шпиндлер, см. рис.2).
Таким образом, автором установлено, что районы распространения ПЛ характеризуются значительным развитием комплекса криогенных склоновых процессов, среди которых наибольшую рельефообразующую роль играет КО. Выявлено, что ПЛ, как правило, выражены в рельефе, как в первичном, так и во вторичном, что позволяет использовать дистанционные методы для их картирования.
Глава 3. Криогенные склоновые процессы. Полуостров Ямал в 1989 г. превратился в арену катастрофического проявления КО. Это послужило основанием для создания опытного полигона по изучению этого процесса на Центральном Ямале. Здесь до 2% суммарной поверхности склонов было поражено современными оползнями, которые, как естественные плотины, перекрыли многие водотоки. На оголившихся поверхностях скольжения начали развиваться и деструктивные процессы, такие как термоэрозия и делювиальный смыв, и конструктивные - формирование новых растительных сообществ и почвы. Зона влияния оползней распространилась и на участки выноса оползневого материала и дальше, в зону охвата поверхностным и подземным стоком.
Катастрофические оползневые события, аналогичные современным, могли иметь место и в прошлом. Об этом свидетельствуют переработанные оползнями, но уже заросшие склоны, а также склоны, на которых растительность и почвы почти полностью восстановились, однако морфологические признаки древнего оползания сохранились.
В криолитозоне существование оползней предопределено постоянно из года в год формирующейся «ослабленной зоной» - контактом между многолетнемерзлыми и сезонноталыми породами. Поэтому криогенные
оползни являются результатом не только высокой влажности пород (порового давления), но и динамики СТС.
В работе предложены концептуальная и статистическая климатическая модели КО. Первая основана на многолетних наблюдениях, вторая - на анализе климатических рядов, на базе установленной взаимосвязи активизации процесса с определенным сочетанием климатических параметров.
Полевые исследования КО начаты автором в 1987 г. в центральной части полуострова Ямал. На территории ключевого участка «Васькины Дачи» площадью около 90 км2 было зафиксировано более 350 оползней 1989 года и множество древних.
Морфологические особенности оползней, распространенных на этой территории, позволили сделать вывод о наличии двух основных их типов по механизму потери устойчивости пород на склоне. Исходя из классификаций, предложенных в литературе (Каплина, 1965; Оползни и сели, 1984; Болиховский, Кюнцель, 1990; French, 1998; Lewkowicz, 1990 и др.) мы рассматриваем 2 типа КО с различным механизмом:
1 - КОС, выделенные Т.Н.Каплиной (1965) и позже включенные в классификацию В.Ф.Болиховским и В.В.Кюнцелем (1990), представляют собой блоковое смещение пород оттаявшего СТС по границе раздела мерзлое-талое;
2 - КОТ, по В.Ф.Болиховскому, В.В.Кюнцелю (1990), или быстрая солифлюкция по Т.Н.Каплиной (1965), являющиеся результатом потери прочности пород СТС и их вязкого/вязко-пластического течения по поверхности многолетнемерзлых пород (ММП). Два основных вида КО в СТС охарактеризованы в таблице 1.
Причиной блокового смещения служит особенность возвратного промерзания СТС в районах холодного климата: при температуре пород
ниже -3...-5°С промерзание снизу, от многолешемерзлых пород, опережает промерзание с поверхности (Втюрина, 1974; Шур, 1988; Константинов, 1990, Гречищев, Гречищева, 1997 и др.). В результате в основании СТС формируется горизонт сильнольдистых пород, а иногда и чистого льда. В то же время, средняя часть СТС оказывается иссушенной. В пылеватых породах с низким коэффициентом фильтрации быстрое протаивание приводит к резкому увеличению порового давления (Савельев, 1986, Leibman et al., 1993, Гречищев, 2002). При этом повышается вероятность схода оползня (Капли на, 1965; Hughes, 1972; Mackay, Mathews, 1973; McRoberts, Morgenstern, 1974; Shuster, Krizek, 1978; Lewkowicz, 1990 Harris, Lewkowicz, 1993 и др.).
Таблица 1. Причины и механизмы криогенных оползней
1. Криогенные оползни скольжения 2. Криогенные оползни течения
Результат протаивания шлирового Результат протаивания ПЛ в
льда в основании СТС верхних горизонтах ММП
Межгодовая динамика СТС Локальное понижение верхней
поверхности ММП
В каждом типе КО выделяется по 2 криолитологических подтипа, имеющих аналоги и соответствующие им термины в англоязычной литературе (например, French, 1975; Lewkowicz, 1990): la - при скольжении песчано-супесчаных пород по глинистым ("песчаный" КОС); и 16 - при скольжении глинистых пород по глинистым ("глинистый" КОС), в англоязычной литературе не разделяются и фигурируют как "active layer detachment" или "active layer detachment slide"; 2a - течение по поверхности льдистых мерзлых пород (КОТ по мерзлой породе, "earth flow") и 26 -течение по поверхности ПЛ (КОТ по ПЛ, "retrogressive thaw slump" или
"ground ice slump"). Тип 26 при высокой скорости вытаивания льда, а также при значительной интенсивности дождя может переходить в грязевой поток ("mud flow"). Смежные подтипы довольно резко отличаются по всем морфометрическим показателям и, вероятно, по некоторым особенностям механизма потери устойчивости.
КОС и КОТ различаются морфологически по нескольким признакам.Основные из них перечислены ниже. КОС характеризуются одним крупным телом, деформированным в виде «гармошки» или с разрывами на всю толщину тела, и часто с небольшими оторвавшимися от основного тела фрагментами. В тыловой части оползневое тело имеет выраженный уступ. КОТ отличаются отсутствием единого тела оползня. Небольшие куски дернины, «плавают» в бесструктурной, вязкой супесчаной или суглинистой массе. На границе тела отсутствуют уступы.
Если термин "криогенные оползни скольжения" или КОС достаточно распространен в литературе, в том числе, в применении к оползням Ямала (Каплина, 1965; Коростелев и др., 1988; Болиховский и др., 1990; Лободенко и др., 1990; Маслов, 1991; Егоров и др., 1997; Лейбман и др., 1997), то оползни течения описывались и описываются под названием "быстрая солифлюкция" (Каплина, 1965; Жигарев, 1975) "оползни-сплывы", "солифлюкционные сплывы", "сплывы", причем этот термин часто применяется для описания обоих типов оползней (Барановский и др., 1988; Романенко, 1993; и другие). Оползни течения по ПЛ часто именуются термоденудацией (Жигарев, 1975). Однако этот термин применяется и для описания более сложного процесса разрушения склонов, сочетающего нивацию, термокарст, термоабразию и оползание. -
Полевые исследования, проведенные нами на полуострове Ямал, а также опубликованные данные (Ананьева, 1984, Барановский, Григорьев, 1988, Lewkowicz, 1990, Маслов, 1991, Романенко, 1992, Украинцева и др.,
1992, Harris, Lewkowicz 1993) позволили сформулировать концептуальную модель криогенныхоползней скольжения (КОС типа 1а и 16). КОС связаны с быстрым протаиванием льдонасыщенных пород в основании СТС. Накопление сегрегационного льда в нижней зоне СТС происходит благодаря миграционным процессам и межгодовым вариациям глубины протаивания. Мощный импульс тепла во второй половине лета и обильные дожди, приуроченные к этому периоду, приводят к относительно быстрому протаиванию льдистого горизонта в основании СТС, образовавшегося в предшествующий холодный сезон (или несколько сезонов). Выделяющаяся в процессе протаивания льдистой породы вода не успевает отжиматься вверх и фильтроваться вниз по склону из-за плохой водопроницаемости пылеватых или глинистых пород СТС. Таким образом, формируется повышенное поровое давление, которое ослабляет силы сцепления. Гравитационные силы приводят в движение блоки, "плавающие" на слое с повышенным поровым давлением. Блоки сохраняют целостность благодаря структурным связям, образовавшимся в процессе многоразового промерзания-протаивания, увлажнения и испарения влаги, а также низкой влажности в средней зоне СТС, являющейся результатом двухстороннего промерзания.
На основании наблюдений за активизацией нескольких термоцирков на Югорском полуострове за период с 1998 г. сформулирована концептуальная модель криогенных оползней течения и развития термоцирков. Формирование термоцирков является результатом комплексной деструкции, однако ведущим процессом при этом служит КОТ по ПЛ (КОТ, тип 26). Большая часть полевых работ по изучению комплексной деструкции проводилась на Югорском полуострове. В исследованных термоцирках на разных глубинах обнажаются мощные (до 12 м на ключевом участке «Шпиндлер») залежи ПЛ.
Зарождение термоцирка и начало процесса происходит в верхней части склона в результате случайного нарушения поверхности термоэрозией или дефляцией с выходом льда в зону влияния сезонного протаивания. При этом образуется «эмбриональный» термоцирк. Активное развитие термоцирка определяется возможностью выноса материала за пределы склона, поэтому наиболее значительные формы образуются вблизи базисов эрозии (морские побережья, берега рек и озер), однако, и на склонах в глубине суши встречаются небольшие термоцирки. Раз обнажившись, лед стаивает, давая значительное количество воды для образования КОТ и удаления оползневых масс. Наибольшее значение для таяния льда имеет прямая солнечная радиация, поэтому оно активизируется в ясную погоду. В отличие от КОС, КОТ развиваются ежегодно, пока в зоне сезонного протаивания находится ПЛ. Однако, темпы развития процесса (определяемые по изменению размеров образующейся отрицательной формы рельефа) зависят от климатических и криолитологических факторов.
С помощью инструментальных и визуальных наблюдений за динамикой термоцирков установлено, что жарким летом с большим количеством солнечных дней скорости отступания бровок термоцирков могут в 3 раза превышать скорости отступания в холодные годы (Кизяков, 2004). Наибольшее протаивание приурочено к склонам, обращенным к низко стоящему солнцу (утром и вечером). Пологие стенки с большей вероятностью перекрываются вытаивающим материалом. Слишком крутые стенки затеняют ПЛ, исключая влияние прямой солнечной радиации. Наиболее благоприятные условия для отступания, видимо, имеют стенки крутизной около 30° (Кизяков, 2005).
Значительную роль играет содержание литогенных включений во льду. Стенки чистого льда отступают в среднем в 1,5 раза медленнее льда с
большим количеством минеральных включений за счет разницы в альбедо (Кизяков, 2005). Аналогичная закономерность наблюдается при различном соотношении в разрезе льда и вмещающих пород. Чем больше доля вмещающих лед пород в разрезе по отношению к толщине ледяного тела, тем меньше скорость деструкции.
Факторы, определяющие КО оползневых цирков, отчасти сходны, с теми, которые действуют в термоцирках, но есть и отличия. ,
Влияние климатических факторов на формирование КОС оценивается следующими параметрами (отобранными из числа 15 рассмотренных, как наиболее значимые): (1) суммой летних температур, определяющей глубину протаивания; (2) "тепловым импульсом" (отношение максимальной летней среднемесячной температуры воздуха к продолжительности полупериода с положительной температурой), определяющим темп протаивания, а, следовательно, и условия накопления излишней влаги в СТС; (3) суммой летних и зимних атмосферных осадков, определяющих инфильтрационное питание пород СТС и тепловой импульс.
При анализе значимых климатических параметров выяснилось, что в 1989 г. они принимают значения выше среднего и находятся на восходящей ветви или пике гармоники. Такое сочетание параметров за весь период климатических наблюдений на метеостанции Марре-Сале имело место и в 1979 г., однако, при значительно меньшей амплитуде их значений. Для оценки сочетания климатических параметров введен коэффициент активизации КОС: СЛ=8Т+Т1+8Р+'МР (рис. 3). На рисунке 3 видно, что временной ряд распределения коэффициента активизации КОС имеет один абсолютный максимум в 1989 г.
Объяснение уникального события массовой активизации КОС с точки зрения динамики глубины протаивания вытекает из концептуальной
модели. Одним из необходимых условий активизации КОС является то, что глубина сезонного протаивания в "пиковый год" должна превышать максимальное значение СТС за предшествующий год (годы), являющиеся
подготовительным периодом. За этот период
формирующийся в нижней зоне С 1С льдонасыщенный горизонт поднялся ближе к поверхности и при аномально высокой летней температуре 1989 г. этот слой протаял в конце летнего периода с достаточной скоростью, чтобы обеспечить резкое увеличение порового давления в основании СТС.
Рис.3. Динамика коэффициента активизации КОС (СА) по данным метеостанции Марре-Сале. 8Т - средняя летняя температура воздуха, Т1 - тепловой импульс, 8Р - сумма легаих и WP - зимних атмосферных осадков.
С точки зрения анализа КОС, самым важным параметром является скорость протаивания на глубине образования шлиров в основании СТС за предыдущий год. Абсолютный максимум нормированного значения глубины протаивания, рассчитанной по данным метеостанции Марре-Сале, зафиксирован в 1989 г., три других пика в 1938, 1967 и 1984 гг. по величипе меньше чем в 1989 г. Анализируя разницу в глубине СТС для двух смежных лег мы получили, что максимальная разница характеризует пару 1988-1989 гг. и составляет 16% от средней многолетней нормы за весь
1920 1930 1940 1950 1960 1970 1980 1990
Годы
период (1929-1992). Кроме того, только этой паре лет предшествовал трехлетний период последовательного снижения глубины протаивания. Изучение динамики СТС показало, что значение нормированной скорости протаивания достигает в 1989 г. абсолютного максимума.
Для оценки влияния литологического строения разреза детально обследовано около 150 оползней всех типов. КОТ на ключевом участке Васькины Дачи развиты весьма ограничено. Наблюдается только 3 оползня типа 2а. В связи с преимущественно глубоким залеганием пластовых льдов отмечено только 2 оползня типа 26. В то же время в 30 км к северу, на Бованенковском месторождении, где близко к поверхности залегают ПЛ, широко развиты оползни 26 (Лейбман и др., 1997).
Полевые исследования подтверждают теоретические выводы о влияниии свойств и динамики СТС на развитие КО (ЬаЪшап, Egorov, 1996, Лейбман, 1997). В скважинах весной 1989 г. с глубины 61 см был обнаружен прослой чистого льда толщиной 8 см. Позже в этом месте КОС сошел по поверхности, расположенной на глубине 67 см относительно исходной поверхности, то есть на момент, когда основная часть льда протаяла и в условиях низкой фильтрации обеспечила высокое поровое давление в массиве. В основании СТС еще оставался чистый лед (прямое наблюдение), который и послужил поверхностью скольжения.
Результаты изучения КО на ключевом участке «Васькины Дачи» могут быть распространены и на другие регионы. Аналогичные образования наблюдались нами на всем Центральном Ямале, Чукотке, острове Колгуев, а также известны на Гыдане, Таймыре и в Канаде.
Приблизительные расчеты оползневой опасности при планировании размещения насыпи на склонах на Центральном Ямале показали, что при расположении насыпи на водоразделе вблизи бровки при высоте насыпи 2,5 м, толщине оползня 1 м, откосе 30°, уголе склона от 1 до 15°,
критическая длина склона окажется, соответственно, от 192 до 12 м. Таким образом, исходя из предположения, что вся энергия оползня направлена на смещение насыпи, мы получили, что при высоте насыпи в 5 м никакие оползни не ее не сместят. Это не исключает того, что они ее перекроют. При высоте насыпи 2,5 м опасность представляют оползни максимально возможной длины на высоких геоморфологических уровнях - V морской и IV прибрежно-морской равнинах. При заметной крутизне склона (более 15°) 30-метровая амплитуда рельефа достаточна, чтобы представлять опасность для насыпи.
Таким образом, нами выделены два типа оползней, отличающихся, механизмом: криогенные оползни скольжения и криогенные оползни течения. КОС происходят в результате отрыва и скольжения сохранивших структуру блоков пород СТС по глинистому основанию. Установлено, что причина этого явления - криогенное строение в основании СТС, сформировавшееся под действием динамики климата. КОТ являются результатом переувлажнения пород СТС за счет поступления воды из попавшего в зону сезонного протаивания ледогрунта или льда пластовых залежей. Расчетом показано, что КО представляют непосредственную опасность для сооружений, особенно при амплитуде рельефа 30 и более метров.
РАЗДЕЛ П. ЭТАПЫ И МЕХАНИЗМЫ РАЗВИТИЯ КРИОГЕННЫХ СКЛОНОВЫХ ПРОЦЕССОВ В РАЙОНАХ ШИРОКОГО РАСПРОСТРАНЕНИЯ ПЛАСТОВЫХ ЛЬДОВ
В основу предлагаемого раздела положены данные полевых наблюдений, обработки аэрофото- и топографических материалов, а также различные методы прямого датирования событий.
Глава 4. Динамика термоцирков. Наблюдения за термоцирками на Югорском полуострове позволили по-новому оценить основные этапы в развитии рельефа территорий с залегающим близко к поверхности ПЛ. Были закартированы несколько термоцирков, охватывающих локальное поднятие; активно развивающийся (Центральный) и два больше по размеру, находящихся на более зрелой стадии развития (Западный и Восточный, см. рис.2).
В Центральном термоцирке в настоящее время видны, по меньшей мере, две фазы его развития. Первая представлена подошвой древнего термоцирка с оползнями течения на поверхности и слоистыми оползневыми отложениями в разрезе. Видимо, на ранних стадиях развития этой возвышенности верхний пласт льда вскрылся и дал начало КОТ, которые со временем забронировали склон и остановили развитие процесса.
Вторая стадия проходила при большей площади оголившегося льда. Образовались обильные по запасам воды грязевые потоки. В комплексной деструкции стала преобладать термоэрозия, и образовался глубокий овраг. Таким образом, можно утверждать, что образование термоцирков - это процесс многостадийный, он может возобновляться до тех пор, пока пласт не будет исчерпан. Западный термоцирк характеризуется пологими склонами, на которых встречены многочисленные КОС разного возраста. Аналогичные по форме термоцирки наблюдались нами на западном побережье о.Колгуев и на Чукотке (залив Онемен). Это доказывает, что процесс не носит случайного и локального характера.
Динамика поверхностей над ПЛ укладывается в десятилетия. Она оценивалась изучением разреза оползневых отложений. В разрезе представлено переслаивание глинистых оползневых и песчано-супесчаных эолово-делювиальных горизонтов. Скорость эолово-делювиального
накопления в данном районе по нашим наблюдениям составляет от 3 до 10 мм в год. Прослои песка мощностью 10-30 см могли, следовательно, образоваться минимум за 10 и максимум за 100 лет. Период активизации КОТ и накопления глины по нашим данным составляет несколько лет, условно можно принять значение 10 лет. Всего насчитывается 7 парных циклов. Итого КОТ мог сформироваться за 140-770 лет.
Из материалов главы следует, что одновременно наблюдаются термоцирки, находящиеся на разных стадиях развития. Цикличность в формировании термоцирков зависит не только от многолетних колебаний температуры воздуха, но и от геолого-географических и случайных факторов. КОТ по ПЛ активизируются в случае повышения температуры воздуха и, соответственно, увеличения скорости стаивания льда. Этот же процесс вызывает возрастание скорости накопления осадков и способствует затуханию процесса до следующего теплового импульса.
Два пласта льда, встречающиеся в некоторых случаях в разрезе, вызывают формирование разноуровневых днищ термоцирков, более древнего висячего, и более молодого, связанного с базисом эрозии осевым оврагом. Овраг способствует выносу материала за пределы термоцирка, продлевая возможность его развития в рамках одной стадии. Глава 5. Цикличность и датирование оползневых событий. Цикличность КО зависит от типа оползней. При периодическом повышении температуры воздуха и увеличении глубины протаивания, залегающие близко к поверхности ПЛ подтаивают и обеспечивают дополнительный приток воды в СТС, увеличение порового давления и течение. Период активизации может составлять от одного года до нескольких лет. Затем лед погребается оползневыми отложениями и наступает фаза стабилизации, длящаяся до следующего достаточного потепления. Основное отличие процесса - частая (связанная с
короткопериодными колебаниями климата) ритмичность. Для изучения оползневых ритмов КОТ можно исследовать разрезы оползневых тел, которые представляют собой полигенетические образования, представленные переслаиваним песчано-супесчаных (делювиально-эолово-осыпных пассивной фазы) и суглинисто-глинистых (собственно оползневых активной фазы) отложений., как было показано на примере Центрального термоцирка ключевого участка Шпиндлер.
Цикличность КОС имеет более сложную, многофакторную природу (см. гл.З). Чтобы определить длительность ритмов, необходимо изыскать способ датирования начальной стадии оползания.
Время, необходимое для «заживления» поверхности или возникновения необходимого сочетания климатических параметров для повторного КО, достаточно для применения радиоуглеродного датирования и делает этот метод наиболее приемлемым при исследовании оползневых ритмов. Для КО этот метод ранее не применялся и впервые использован нами на Центральном Ямале. Среди других использованных нами методов датирования следует отметить дендрохронологический, анализ почвенных разрезов, топокарт, результатов повторных аэрофотосъемок и наземных съемок. Многолетние наблюдения автора позволили выделить по морфологии и степени зарастания поверхности скольжения, молодые, старые и древние оползни (Лейбман, 1997). Для датирования древних оползней отобраны образцы на радиоуглеродный анализ (определения ЛД.Сулержицкого и Н.Е.Зарецкой, ГИН РАН). Датирование дернины радиоуглеродным методом дает заведомую неточность за счет того, что покров формируется в течение многих лет. Ошибка может составить 100-300 лет. Датирование захороненных ветвей ивы, дает гораздо меньшую ошибку - не более 50 лет.
Метод датирования по почвенным профилям и растительности основан на том, что оголившаяся поверхность пород в зависимости от локальных условий зарастает определенным типом растительности, под которой в ходе биологического круговорота органического материала формируется новый органогенный слой и развивается близкая к конкретным зональным типам почва. Использование приемов изучения почв - состояния, содержания подвижных элементов-биогенов, в первую очередь, азота, и их микростроения, дает возможность оценить относительную продолжительность периода формирования почвы, а через нее - возраст оползня. Отбор монолитов для этого анализа производился на поверхностях скольжения оползней различного возраста (определения на монолитах и шлифах проводились И.Б Арчеговой, БИН Коми Центр УрО РАН). Обнаружено, что формирование гумусового горизонта в значительной степени зависит не только от возраста поверхности, но и от локальных морфологических и гидрологических условий, а также от окружающих ландшафтов. Однако, при прочих равных условиях, развитие почвенного покрова достигает более зрелой стадии и заметно большей глубины на более древних поверхностях. Характерно, что содержание калия выше на молодой поверхности по сравнению с более древними. Это связано с высокой подвижностью калия, что приводит к его быстрому вымыванию с обнажившейся поверхности скольжения (или долго существующей в промывном режиме стабильной поверхности.
В отличие от радиоуглеродного метода и анализа почвенных профилей, дендрохронология по ветвям кустарника дает более короткие промежутки времени. При возрасте живущего кустарника до 100 лет это период возможного обнаружения стрессов, испытанных кустарником, растущим на теле оползня. Определения возраста спилов с кустов ивы и ерника, отобранных нами, сделаны ЛАГорлановой (Институт экологии
растений и животных УрО РАН). Опробование велось в оползневом цирке по профилям (от ненарушенной поверхности, через поверхность скольжения, к телу оползня, фронтальному валу, ненарушенной поверхности подножья. Работа по определению дат схода оползней дендрохронологическим методом на основе использования древесно-кольцевых серий по кустарникам ивы и березки проведена практически впервые (Лейбман и др., 2000; Горланова, 2002). Сопоставление результатов с ходом нормированной средней летней температуры воздуха показало, что близкое к максимальному значение средней летней температуры воздуха в 1989-1990 годах вызвало вместо резкого увеличения прироста, его резкое уменьшение. Это, несомненно, является результатом наблюдавшейся активизации оползневого процесса. Не исключено, что отрицательное влияние на прирост в довольно теплый 1957 г. тоже связано с активизацией КО.
Использованные методы позволили определить стадии развития конкретного оползневого цирка на ключевом участке. В его пределах индицировались оползни разного возраста, расположенные как по периметру термоцирка, так и каскадом сверху вниз. Несколько последовательных оползневых событий фиксировались по наличию нескольких прослоев захороненной дернины. Эти случаи следовало отличать от мульти-слоистой толщи, образовавшейся в результате подворота дернины. Самый молодой оползень сошел 15 августа 1989 г. и на момент съемки (1999-2001 гг.) его возраст составлял 10-12 лет. Самый древний оползень из числа обнаруженных на поверхности оползневого цирка сошел примерно 2250 лет тому назад. Интервалы между датированными КО составляют от 290 до 460 лет и, видимо, соответствуют времени, необходимому для подготовки склона и ожиданию необходимых климатических условий. Сопоставление полученных интервалов с летней
температурой воздуха по древесно-кольцевой реконструкции (ЫаПешкоу, 8Ыуа1оу, 2003) выявили хорошую сходимость с датами оползневых событий (таблица 3).
Общие закономерности и конкретные проявления цикличности КО позволяют рассмотреть стадии развития рельефа в районах с распространением пластовых льдов.
Таблица 3. Циклы развития оползневого цирка на участке «Васькины Дачи»
* Даты с графика реконструкции летней температуры воздуха Р. М Хантемирова и С.Г.Шиятова (ЫаПешлоу, 8ЫуаЬэу, 2002).
Развитие исходной поверхности происходит в несколько стадий как показано на рисунке 4. Описанные стадии не сменяют одна другую непрерывно. Под действием климатических колебаний фаза активизации сменяется пассивной фазой, фактически, на любой стадии термоцирка (табл. 4). Активная фаза - это период, во время которого сочетание климатических условий в течение ряда лет благоприятствует развитию КОТ (потепление и значительные летние осадки). Пассивная фаза совпадает с холодными сухими периодами. Если стадии развития
термоцирка занимают столетия, то фазы определяются короткопериодными колебаниями климата и занимают десятилетия. Последняя стадия термоцирка совпадает с первой стадией оползневого цирка. Дальнейшее развитие последнего происходит под действием климатических факторов, как описано п главе 3.
1 2
Рис. 1. Стадии развития термоцирка: 1. Первичное снижение поверхности; 2. Формирование «эмбрионального» термоцирка за сжег схода оползня течения. 3. Развитие термоцирка, формирование висячего днища или конуса выноса А. Расширение и углубление термоцирка; 5. Затухание термоцирка при вытаивании большей части льда; б. а - переход в оползневой цирк после полного выгаивания или захоронения ИЛ; б переход в заозеренную/ заболоченную низину (ватты, марши).
Можно рассматривать оползневой цирк также как фазу стабилизации термоцирка. В пределах отдельного КОС можно также выделить циклы его развитая: 1 - сход оползня, 2 - образование глубоких промоин па
поверхности скольжения, 3 - накопление осадков и восстановление растительности в тыловой части оползня, выполаживание промоин, 4 -выравнивание и переувлажнение поверхности скольжения и полное зарастание, и, наконец, 5 - формирование нового оползня. По нашим наблюдениям на стационаре «Васькины Дачи», первые 2 стадии проходят за период более 12, но, видимо, менее 50 лет. Стадии 3 и 4 занимают около 200-300 лет.
На Арктических побережьях встречаются значительные территории развития термоцирков. Здесь под действием термоабразии и при условии близко к базису эрозии залегающих пластовых льдов фаза затухания термоцирка и перехода в оползневой цирк может быть пропущена. В этом случае, скорее всего, сформируются циркообразные низины-марши как в устьях долин рек Хубтъяха и Первая Песчаная (см. рис. 2).
Таким образом, КОС приходят на смену КОТ, когда лед полностью вытаивает или вторично погребается оползневыми отложениями.
Таблица 4. Стадии и фазы формирование отрицательных форм рельефа под действием КО
Стадия Фаза Процессы Ландшафт
Первичное Снижение Активная Делювиальный, термоэрозия, дефляция, нивация, тепловая осадка Первичный склон, различной крутизны, задернованный
Пассивная Делювиальный, нивация
Эмбриональный термоцирк Активная Криогенные оползни течения Фрагменты обнажений льда, серповидные трещины
Пассивная Накопление склоновых отложений, дренирование Фрагменты перекрытой, но незаросшей поверхности
Стадия Фаза Процессы Ландшафт
Висячий Термоцирк Активная Криогенные оползни течения, обрушение Крупные обнажения льда, резкий перегиб склона
Пассивная Накопление склоновых отложений Частично перекрытые и заросшие поверхности скольжения
Зрелый Термоцирк Активная КОТ, термоэрозия, грязевые потоки, обрушение, вскрытие нижнего пласта льда Крутые (50° и более) стенки обнажения льда, конус выноса в основании склона
Пассивная Накопление склоновых отложений Бугристая незаросшая поверхность, крутые (до 35°) склоны
Затухающий термоцирк Активная Нивация, КОС, реже КОТ, термоэрозия Бугристая слабозаросшая поверхность, фрагменты обнаженного льда, склоны средней крутизны (7-25°)
Пассивная Зарастание, выполаживание
Стабилизации КОС, термоэрозия, выполаживание Вогнутая, заросшая поверхность с полосами стока, ступенчатыми (3-15°) склонами
Оползневой цирк Активная КОС, термоэрозия Оголенная поверхность скольжения, глубокие промоины
Пассивная Накопление напряжений, восстановление растительности Частично заросшая поверхность скольжения, полосы стока
Низина Активная Термоабразия и термокарст Заозеренная поверхность или полузамкнутые марши
Пассивная Зарастание поверхности, накопление отложений Заболоченная поверхность (ватты) или морская лагуна
Активизация КОС зависит от более сложного комплекса условий, чем активизация КОТ и повторяется существенно реже, цикл составляет столетия. Захороненный органический материал, вскрытый в разрезе СТС и верхней части многолетнемерзлых пород отражает несколько оползневых событий, разделенных периодами относительной стабильности продолжительностью 290-460 лет, необходимыми для восстановления ландшафтных условий, благоприятных для КО. Древние КОС с полностью восстановившимся растительным покровом имеют возраст не менее 300 лет и начали формироваться не позднее 2250 лет назад.
Развитие отрицательных форм рельефа под действием КО в зависимости от климатических флуктуации проходят при смене активной и пассивной фаз. На их фоне идет направленное развитие от исходной поверхности к термоцирку и от термоцирка к оползневому цирку. В условиях побережий под действием термоабразии на заключительной стадии развития термоцирка могут образовываться марши.
РАЗДЕЛ III. ЭКОЛОГИЧЕСКИЕ ПОСЛЕДСТВИЯ РАЗВИТИЯ СКЛОНОВЫХ ПРОЦЕССОВ ПО ПЛАСТОВЫМ ЛЬДАМ
Экологические последствия КО оценивались по трем основным направлениям, изменение ионного состава поровых вод СТС, изменение ионного и твердого стока поверхностных вод и изменение растительности. Глава 6. Изменение ионного состава в СТС и поверхностных водах.
КО приводит к тому, что на поверхность выходят и подвергаются преобразованию засоленные глинистые отложения, содержащие воднорастворимые соли, микроэлементы и линзы рассолов, что в конечном итоге существенно влияет на химический состав пород СТС нижележащих участков склонов и долин, вод СТС и поверхностных вод.
Рассмотрим два типа КО, оказывающих воздействие на характер перераспределения химических элементов на поверхности и в СТС. КОТ, расположенные на участках близкого залегания ПЛ, затрагивают до 2030% площади склонов. Они либо обнажают эти льды, либо приводят к тому, что ПЛ оказываются в зоне сезонного протаивания. ПЛ содержит такие элементы, как, железо, марганец, алюминий, кремний, стронций, медь, кобальт, фосфор и кадмий с минерализацией, иногда достигающей 116-176 мг/л (Ье1Ьшап, 1996, Ванштейн и др., 2002).
КОС обнажают глинистые засоленные мерзлые породы с текстурообразующими льдами. Эти льды характеризуются высоким содержанием воднорастворимых солей (концентрация составляет до 226 мг/л) при чрезвычайно высоком содержании железа (Ье1Ьшап, 1996). При их таянии в результате инфильтрации воды через пост-оползневой СТС склонов формируются специфические по составу минерализованные воды.
Для анализа перераспределения ионов после перехода верхнего горизонта ММП в СТС в результате КОС было проведено специальное исследование. В 1994 г. были заложены три неглубокие скважины: одна в пределах ненарушенной поверхности (контрольная) и две на поверхности скольжения молодого оползня на слабодренированном и дренированном участках. Проведено сопоставление минерализации и ионного состава водной вытяжки образцов, отобранных послойно на примерно одинаковой относительно исходной поверхности глубине. Анализ солевого состава в глинистом разрезе по трем скважинам показал характерное перераспределение ионов в СТС и в верхней части ММП за 5 циклов протаивания, то есть, с момента начала промерзания поверхности скольжения КОС зимой 1989-1990 гг. На ненарушенном участке общее количество воднорастворимых солей (сухой остаток) возрастает с глубиной. На поверхности скольжения количество солей в СТС больше и в
целом снижается с глубиной. Содержание солей в верхней части ММП одинаковое во все трех скважинах и составляет приблизительно 1%.
Распределение засоленности пород в СТС на поверхности скольжения зависит от степени ее дренированности/промытости. На слабо дренированном участке склона, выделяется два горизонта накопления воднорастворимых солей: верхний приповерхностный и нижний на границе СТС. Верхний горизонт, в основном, образован капиллярным поднятием летом, а нижний - отжатием солей при зимнем промерзании водонасыщенных пород на геохимический барьер, которым служит кровля ММП (Ье1Ьшап, 8йе1е1зкауа, 1996). Увеличение минерализации в таком слое зимой может обнаруживаться даже в практически незасоленных отложениях (Анисимова, 1981). На дренированном участке, четко выделяются один горизонт накопления солей и два горизонта их вымывания. Горизонт накопления, количество солей в котором достигает 1,5 %, залегает на глубине 20-30 см и может быть связан с процессами испарения и поднятием по капиллярам солей к дневной поверхности. Из верхнего (5-10 см) горизонта соли вымываются дождями и весенними талыми водами, тогда как нижний, пограничный с ММП горизонт теряет соли при латеральной миграции влаги по поверхности ММП в зоне хорошо выраженной пост-криогенной трещиноватости, по которой скорость фильтрации в глинистых породах достаточно высока (Ье1Ьшап е1 а1., 1993; Ше1оуа 1996).
В 2001 году было проведено дополнительное исследование. На том же участке и в тех же условиях были пробурены дублирующие скважины. При сравнении данных 1994 и 2001 годов обнаруживаются следующие закономерности. На влажном участке содержание солей существенно снизилось, причем, в большей степени на подошве СТС. Это можно объяснить промыванием глинистых пород пост-оползневого СТС по зоне
повышенной пост-криогенной трещиноватости (Ье&шап Ы а1, 1993). Такая зона формируется именно в условиях повышенной влажности с выраженными криотекстурами на подошве СТС. Динамика засоленности на дренированном участке характеризуется двумя горизонтами накопления, причем в нижнем, в основании СТС суммарная концентрация ионов наивысшая из изученных участков. Это связано с отсутствием здесь пост-криогенной трещиноватости, не формирующейся в условиях недостатка влаги, и, соответственно, вымывания солей потоком грунтовых вод.
В работе рассмотрены изменения концентраций отдельных катионов и анионов с глубиной от участка к участку за 7 лет. Изменение концентрации катионов и анионов за это время определялось в основном скоростями миграции, присущими различным ионам. На ненарушенной поверхности характер распределения всех анионов сходен, с максимумом на геохимическом барьере, тогда как на поверхности скольжения эта закономерность нарушена. После схода оползня началось перераспределение ионов. Хлор-ион, обладающий наибольшей подвижностью, быстро мигрировал из ММП в СТС, откуда и вымывался поверхностными и надмерзлотными водами. Сульфат-ион и гидрокарбонат-ион образовали вторую зону аккумуляции на глубине 20-30 см. Эта зона более выражена на дренированном участке и менее выражена на влажнОхМ за счет большей его промытости.
Исследованные закономерности имеют существенное значение при изучении сукцессии растительности. Они могут быть применены и к техногенным нарушениям, особенно в случае, когда помимо растительного покрова уничтожается верхний слой промытых пород. Эти закономерности помогают понять наблюдавшееся изменение в ионном и твердом стоке р.Се-Яха. Наблюдения за химическим составом воды в реке Се-Яха,
проводившиеся концерном ПРОМЭКОЛОГИЯ с 1988 по 1991 г., показали наличие пика концентрации в 1990 г., связанного по нашему мнению с активизацией оползневого процесса в середине августа 1989 года. Максимальное значение общей минерализации воды отмечалось в 1990 г. и составило 210 мг/л. В это же время наблюдалось максимальное количество взвешенных частиц. Это, как мы полагаем, связано с размывом и выносом вещества с поверхностей, оголившихся в результате процесса массового оползания во второй половине августа 1989 г., а также с размывом оползневых тел, попавших в зону эрозионного воздействия временных и постоянных водотоков (рис.5).
Рис. 5. Общая минерализация (1) и содержание взвешенных веществ (2) в воде реки Се-Яха за период с 1988 по 1991 гг.
Концентрация солей по сравнению с 1989 г. (до начала оползания) выросла почти в 5 раз (см. рис.4). В 1991 г. общая минерализация в речной воде уменьшилась, но все же превышала наблюдавшуюся до оползания (1988-1989 г.).
Для оценки поступления вещества в море при КО в береговой зоне были определены скорости отступания берегов разного типа на ключевых участках Югорского полуострова и острова Колгуев (Кизяков и др., 2004; Kizyakov, Peгednya, 2003). При расчете учитывались мощности различных по литологическому составу горизонтов, а также ТТЛ. В целом, ПЛ характеризуется повышенным содержанием редкоземельных элементов относительно речной и морской воды, особенно в фациях льда со значительной литогенной составляющей (Ванштейн и др., 2002).
Принципиальная схема геохимических процессов при отступании берегов, содержащих ПЛ, вследствие потепления климата включает: потребление кислорода в процессе окисления восстановленных форм элементов, содержащихся во льду и вмещающих породах; баланс органического углерода, вовлекаемого в глобальный углеродный цикл; поступление дисперсных частиц в составе пластовых льдов и вмещающих пород, выносимых в береговую зону оползневыми процессами.
Суммируя результаты изучения гидрохимических особенностей термоцирков и оползневых цирков, отметим следующее. Поверхность скольжения молодых оползней характеризуется пониженным содержанием растворимых солей и в СТС, и в ММП по сравнению со значениями в том же горизонте глин в разрезе стабильного участка. Значит, оползневой процесс приводит к ускоренному рассолению морских отложений верхних горизонтов разреза, причем, большая скорость вымывания хлор-иона и увеличение доли сульфат-иона в пост-оползневом СТС способствуют преобразованию морского типа засоления в континентальный.
Выведение растворимых солей из ММП в СТС и на дневную поверхность приводит к обогащению поверхностного и грунтового стока ионами. Оголение значительных поверхностей резко увеличивает содержание взвесей в воде конечных дрен, которое наблюдается в течение нескольких лет после резкой активизации КО.
Деструктивные процессы, связанные с вытаиванием ПЛ на побережьях арктических морей, приводят к выведению в прибрежные воды значительных объемов дисперсного материала, а также восстановленных форм химических элементов. При этом поглощается кислород из морской воды и в случае усиления КО при потеплении может привести к росту анаэробных процессов и сероводородному загрязнению. Глава 7. Биогеохимические последствия криогенного оползания.
Отмеченные особенности химического состава почв, подземного и поверхностного стока не могли не сказаться на растительном покрове и почвах. Об аномально широком распространении высокорослых ивняковых тундр на Ямале известно уже давно из работ В.Н.Андреева, М.Н.Аврамчика, Н.И. Андреяшкиной и других. Публикации ЕГ.Украинцевой затрагивают вопросы взаимосвязи высоты и продуктивности ивняковых тундр с засолением поверхностного и грунтового стока в связи с КО на Ямале. Аномальную высоту ивняков (до 2 м) и высокую продуктивность кустарников Н.Г.Украинцева объясняет периодическим выводом к поверхности засоленных морских отложений с повышенным содержанием полезных веществ. По нашему мнению оползневой процесс способствует росту высокой ивы не только потому, что поставляет такие вещества к поверхности. КО формирует отрицательные формы рельефа, в которых зимой накапливается снег мощностью до нескольких метров, а также обеспечивает высокое увлажнение почвы, концентрируя сток.
Проведены специальные геоботанические исследования на стационаре «Васькины Дачи» для наблюдения за характером и темпами зарастания поверхностей скольжения (Ребристая и др., 1997). Установлено, что при зарастании оползней различаются процессы на поверхности скольжения и на блоках оползневых тел. По крайней мере, в первые десятилетия после оползания на поверхности скольжения зарастание очень медленное.
Наша оползневая съемка показала, что практически все оползневые тела как и древние поверхности скольжения покрыты ивняками. Поскольку полное восстановление напочвенного и кустарникового растительного покрова на поверхностях скольжения, как указывалось в главе 5, происходит не ранее 300 лет, то покрытые ивой оползневые тела
являются наиболее древними поверхностями скольжения, претерпевшими повторное оползание, а оползневой рельеф, фиксирующийся на аэрофотоснимках и топографических картах по зарослям ивы, унаследован от более древних эпох, вероятнее всего, климатического оптимума голоцена.
Установлено (Украинцева и др., 1998, 2002), что химический состав почв и растений определяется длительностью их существования на предварительно нарушенной оползнем поверхности. Морфологические элементы КОС (поверхность скольжения и оползневое тело) отличаются и по засоленности пород и по составу солей (Лейбман, Стрелецкая, 1996, Украинцева и др., 2001, 2002). Пик засоленности пород и вод СТС приходится на молодые поверхности скольжения и отражает в основном хлоридно-натриевый солевой состав исходных морских глин постоползневого СТС.
Благоприятные условия несколько повышенного засоления, судя по скорости зарастания склонов, начинают проявлягься только после существенного преобразования ионного состава солей СТС в направлении снижения минерализации и увеличения континентальности, то есть, через десятки лет. КО в конечном счете приводит к росту биомассы, в основном, за счет кустарника, на древних оползнях. Именно здесь биомасса превышает наблюдавшуюся на стабильных склонах. Этот процесс занимает первые сотни лет.
Итак, анализ последствий криогенного оползания показал, что КО в районах с засоленными ММП, определяющие химизм и минерализацию пород и вод СТС на склонах, приводят к изменению фитомассы. Это можно объяснить совместным действием двух ведущих факторов: засоленности подстилающих СТС мерзлых пород и КО.
В типичной тундре Центрального Ямала наблюдается оптимальное сочетание тепла, влаги и засоленности для произрастания аномально высокой ивы, которая может рассматриваться как экологическое последствие КО, формирующего благоприятные условия питания и увлажнения, а также снеговую защиту в зимнее время.
ВЫВОДЫ
Проведенные автором многолетние полевые, камеральные и лабораторные исследования криогенных склоновых процессов и их геоэкологических последствий позволяют сделать новые выводы, определяющие теоретическое и практическое значение работы. В их основе лежит представление о существовании системы, образованной взаимодействием криогенных склоновых процессов с засоленными породами, растительностью и почвами в разных районах Арктики, объединенных существованием в разрезе пластовых подземных льдов. 1. Границы распространения пластовых льдов совпадают с границами широкого развития комплекса криогенных склоновых процессов, среди которых наибольшую рельефообразующую роль играет криогенное оползание. ПЛ определяют механизмы, динамику и последствия КО, а также специфические формы рельефа, последовательно переходящие из одной в другую: термоцирки и оползневые цирки.
Нами установлено, что ПЛ, как правило, выражены в рельефе, как в первичном, так и во вторичном. Выраженность в рельефе связана с наличием куполообразных структур инъекционного происхождения, образующих на поверхности более или менее высокие положительные формы рельефа или остаточные формы вытаивания. Существование таких форм в прошлом подчеркивается специфическим напластованием в виде антиклинальных складок со следами термоденудационного выравнивания
в верхней части. Термоцирки и оползневые цирки также являются следствием и свидетельством существования в районах их развития ПЛ.
2. Разработана новая генетическая классификация КО как ведущего быстрого криогенного процесса в районах широкого распространения ПЛ. По механизму выделено два типа КО. Криогенные оползни скольжения -это результат смещения сохранивших структуру блоков протаявшей части СТС по мерзлому сильнольдистому или ледяному основанию под совместным действием силы тяжести и гидростатического взвешивания. Криогенные оползни течения - это следствие потери устойчивости переувлажненных пород СТС и их вязкое или вязкопластическое смещение по поверхности льда или ледогрунта. Каждый тип имеет выраженные морфологические признаки, главный из которых - цельность оползневого тела и наличие уступов на его границах. Выделено по два подтипа в пределах каждого типа криогенных оползней по криолитологическому основанию.
3. Определены климатические и криолитологические факторы, влияющие на активизацию КО. На этой основе впервые разработана концептуальная и климатическая модели КОС и КОТ для Баренцево-Карского региона.
КОС является следствием сочетания климатических факторов в год события: близкой к максимальной средней месячной температуры воздуха летом, максимальной суммы атмосферных осадков, значительного теплового импульса в конце лета, обеспечившего сравнительно высокую скорость протаивания на подошве СТС. Важную роль играет также динамика климатических факторов за несколько предшествующих лет: формирование высокой льдистости на подошве СТС в результате последовательного снижения глубины протаивания в течение рада лет с последующим резким ее увеличением.
КОТ активизируются в случае повышения температуры воздуха и, соответственно, увеличения скорости стаивания льда. Этот же процесс вызывает возрастание скорости накопления осадков и способствует затуханию процесса до следующего теплового импульса. Процесс не затухает вплоть до исчерпания залежи, если формируется в зоне влияния моря или реки, когда гидродинамическое воздействие удаляет продукты разрушения.
4. Охарактеризованы стадии развития КО и впервые установлены этапы развития термоцирков и оползневых цирков. Поскольку одновременно встречаются термоцирки, находящиеся на разных стадиях и даже в разных фазах развития, то цикличность комплексной деструкции зависит не только от межгодовых климатических колебаний, но и от геолого-географических и случайных факторов. Повторяемость КОТ в термоцирках составляет десятилетия.
По мере развития и затухания термоцирка КОТ сменяются КОС. Активизация КОС зависит от более сложного комплекса условий, чем развитие КОТ и повторяется существенно реже, цикл составляет столетия. Это установлено впервые осуществленным нами датированием КОС радиоуглеродным, дендрохронологическим и почвенным методами.
5. Применение количественных методов позволило автору обосновать цикличность КОС в оползневых цирках. Оползневые цирки представляют собой вогнутую форму рельефа, сформированную разновозрастными КОС: современными (возрастом несколько лет), старыми (возрастом десятки лет) и древними (возрастом сотни и тысячи лет). Захороненный органический материал: дернина, растительные остатки, гумус, вскрывающийся в разрезе СТС и верхней части многолетнемерзлых пород в виде разновозрастных прослоев, отражают несколько циклов оползания.
В ключевом оползневом цирке датировано несколько древних оползней самый древний из которых имел возраст примерно 2250 лет, а самый молодой примерно 290 лет. С учетом наблюдавшегося непосредственно оползня 1989 г., события оползания разделены периодами относительной стабильности продолжительностью 290460 лет, необходимыми для восстановления ландшафтных условий, благоприятных для оползания, и напряженного состояния на склоне.
6. На фоне смены активных и пассивных фаз под действием КО идет направленное развитие от первичной поверхности к термоцирку и от термоцирка к оползневому цирку. В условиях побережий под действием термоабразии и термокарста заключительные стадии развития термоцирка могут развиваться без затухания, если подошва ПЛ лежит на уровне или ниже уровня базиса эрозии. При этих условиях на заключительной стадии развития термоцирка могут формироваться кольцевые низины типа маршей и ваттов.
7. Установлено изменение геохимической обстановки в породах СТС, поверхностных и грунтовых водах, а также биогеохимического состояния растительности и почв как следствие КО. Процесс выводит на поверхность засоленные глинистые отложения, которые начинают преобразовываться под действием геохимических, гидрологических и биогенных процессов. Формируется горизонт пост-криогенной трещиноватости в основании глинистого СТС с резким возрастанием его фильтрационной способности. За счет этого происходит ускоренное рассоление морских отложений верхних горизонтов разреза и переход ионов в поверхностный и подземный сток. Наблюдается значительное, до 5 раз, увеличение минерализации и количества взвеси в поверхностных водах как реакции на активизацию КО.
Комплексная деструкция на побережьях арктических морей приводит к выведению в прибрежные воды значительных объемов дисперсного материала и восстановленных форм химических элементов. В случае усиления КО при потеплении климата это может привести к росту анаэробных процессов и сероводородному загрязнению.
КО приводит к существенным изменениям состава растительных ассоциаций и почвенных условий на оползневом склоне и прилегающих участках. Аномально высокая ива на оползневых склонах Центрального Ямала может рассматриваться как геоэкологическое последствие КО, формирующего благоприятные условия питания и увлажнения, а также снеговую защиту в зимнее время. Такая ива обеспечивает повышенную по сравнению с ненарушенными склонами фитомассу по прошествии сотен лет после события оползания. В целом КО повышает биоразнообразие растительности и способствует увеличению кормовой базы оленеводства. 8. КО и ПЛ оказывают влияние на антропогенную деятельность. Влияние пластовых льдов заключается в их подверженности тепловой осадке на горизонтальных пространствах и комплексной деструкции на склонах. Наиболее опасными участками по данным автора остаются склоны и береговые зоны.
КО представляет известную опасность для сооружений, в частности, при проектировании насыпей в районах с преобладанием по площади склонов. Автором рассчитано, что при амплитуде рельефа 30 и более метров невысокие насыпи могут быть повреждены при сходе оползней, даже при коротких, но крутых склонах, особенно в период, предшествующий формированию мерзлого ядра в теле насыпи.
Список основных публикаций по теме диссертации
1. Изучение генезиса ПЛ на основании анализа распределения редкоземельных элементов/ЛСриосфера Земли. 2002. Т.4. №4. -С.40-48
(Соавторы - Б.Г.Ванштейн, П.И.Пивень, Г.Н.Гончаров, Х.-В.Хуббертен, ГА.Черкашев).
2. Реконструкция условий активизации криогенных оползней скольжения на полуострове Ямал//Итоги фундаментальных исследований криосферы Земли в Арктике и Субарктике: Материала: Международной конференции, Пущино, 23-26 апреля 1996г. - Новосибирск: Наука, 1997. -С.221-234 (Соавтор - И.П.Егоров).
3. Изотопный состав серы и органического углерода в расплавах подземного льда Югорского полуострова//ДАН. - М., 2000. Т.374. №2. -С.235-237 (Соавторы - А.Ю.Леин, Н.В.Пименов, М.В.Иванов).
4. Изотопно-биогеохимические особенности подземного ПЛ полуостровов Югорского и Ямала//Геохимия. - М., 2003. 10. -С.1084-1104 (Соавторы -А.ЮЛеин, А.С.Саввичев, Ю.М.Миллер, Н.ВПименов).
5. Динамика слоя сезонного оттаивания пород и методика измерения его глубины в различных ландшафтах Центрального Ямала//Криосфера Земли, 2001. Т.5. №3. -С. 17-24.
6. Криолитологические особенности сезонноталого слоя на склонах в связи с процессом криогенного оползания//Криосфера Земли, 1997. Т.1. №2. -С.50-55.
7. Механизмы и стадии развития склоновых криогенных процессов западного сектора Арктикти//Рельефообразующие процессы: теория, практика, методы исследования. Материалы XXVIII Пленума Геоморфологической комиссии. Новосибирск, 2004. - С. 160-162.
8. Механизмы формирования криогенных оползней скольжения и условия их индикации по высокорослой иве на Центральном Ямале// Материалы Московского Центра Русского географического общества. Биогеография. Выпуск 12. М.:РАСХН, 2004. Вып. 12. -С.89-94.
9. Этапы и проявления процесса криогенного оползания по данным исследований на Югорском полуострове и Ямале//Криосфера Земли, 2000. Т.4. №4. -С.67-75 (Соавторы - И.БАрчегова, ЛА.Горланова, А.И.Кизяков).
10. Исследование ПЛ Югорского полуострова кристаллографическими методами//Криосфера Земли, 2000. ТА №2. -С31-40 (Соавторы -ААВасильев, В.В.Рогов, О.Ингольфсон).
11. Особенности распространения рельефообразующих криогенных процессов на западе Ямала: Денудация в криолитозоне. - М.: Наука, 1991. -С.92-99 (Соавторы - О.В.Лахтина, С.М.Микляев, И.Р.Титова).
12. Миграция химических элементов и ионов в сезонно-талом слое и верхнем горизонте ММП в связи с процессами термоденудации на Ямале: Материалы первой конференции геокриологов России. - Москва, Геологический ф-т МГУ. 1996. Т.2. -С.390 -398 (Соавтор -И .Д. Стрелецкая).
13. Оценка динамики поверхностных условий Бованенковского месторождения (Средний Ямал) за период с 1949 по 1990 гг//Геоморфология, 1997. №2. -С.45-52 (Соавторы - И.Д.Стрелецкая, МА.Коняхин).
14 Динамика растительности на криогенных оползнях в центральной части полуострова Ямал//Ботанический журнал, 1995. Т.80. N 4. -С.31-48 (Соавторы - О.В.Ребристая, О.ВХитун, И.В.Чернядьева).
15.Криогеохимическая взаимосвязь пластовых льдов, криопэгов и вмещающих их отложений Центрального Ямала. Криосфера Земли, 2002. Т.6, №3. -С. 15-24 (Соавтор - ИДСтрелецкая).
16. Геоэкологические последствия криогенного оползания в районах распространения засоленных мерзлых пород (п-ов Ямал): Материалы 2 Конф. Геокриологов России (МГУ, 6-8 июня 2001). - М.: Изд-во Моск. Унта, 2001. Т. III. -C.229-236 (Соавторы - Н.Г.Украинцева, И.Д Стрелецкая, П.Б.Гребенников).
17. Мониторинг криогенных оползней скольжения на засоленных мерзлых породах в типичных тундрах Ямала (район Бованенковского газоконденсатного месторождения//Экология северных территорий России. Проблемы, прогноз ситуации, пути развития, решения: Материалы международной конференции. - Архангельск: Ин-т экол. проблем Севера УрО РАН. Т. 1.2002 -С.832-837 (Соавторы -Н.Г.Украинцева, И Д.Стрелецкая, КА.Ермохина, Н.Н.Смстанин).
18. Active layer depth measurements in marine saline clayey deposits ofYamal Peninsula, Russia: procedure and interpretation of results // Permafrost. Seventh International Conference, June 23-27,1998, Proceedmgs, Yellowknife, Canada, 1998,с 635-639
19. Cryogenic landslides and their interaction with linear constructions on Yamal Peninsula, Russia: In D.W. Smith and D.C. Sego (eds.)/Proc. of the 7th International Cold Regions Engineering Specialty Conference, Edmonton, Alberta, Canada, 1994. -P865-869.
20. Preliminary results of cryogenic landslides study on Yamal Peninsula, Russia//Permafrost and Periglacial Processes, 1995. V.6(3). -P.259-264.
21. Results of chemical testing for various types of water and ice, Yamal Peninsula, Russia//Permafrost and Periglacial Processes, 1996. Vol.7. -P.287-296.
22. Climatic and environmental controls of cryogenic landslides, Yamal, Russia: Landslides. - Rotterdam: Balkema Publishers, 1996. -P.1941-1946 (Соавтор -LP.Egorov).
23.Tabular ground ice origin in the Arctic coastal zone: cryolythological and isotope-geochemical reconstruction of conditions for its formation: Permafrost (M. Phillips, S.M. Spiingman, L.U. Arenson, eds.)/Proceedings of the 8th International Conference, Zurich 21-25 July 2003. - Lisse, Netherlands: AA Balkema Publishers, 2003 V.I, -P.645-650 (Соавторы - H.-W.Hubberten, A.Yu.Lein, I.D.Streletskaya, B.G.Vanshtein).
24. Isotope-geochemical characteristics of tabular ground ice at Yugorsky peninsula and reconstruction of conditions for its formation//Data of glaciological studies, 2001, Publication 90, Moscow, -P.30-39 (Соавторы - A.Yu.Lein, H.-W.Hubberten, B.G.Vanshtein, G.N.Goncharov).
25.Hydrogeological aspects of cryogenic slides on the Yamal Peninsula: Proceedings of the Sixth Int. Conf. on Permafrost. Beijing, 1993. - Wushan Guangzhou, China, 1993. Vol.1. -P.380-382 (Соавторы - F.M.Rivkin, V.S.Saveliev).
26. Land-slide induced changes in the chemical composition of active layer soils and surface-water run-off, Yamal Peninsula, Russia//I.K. Iskandar, E.A. Wright, J.K. Radke, B.S. Shanatt, P.H. Groenevelt, and L.D. Hinzman (eds.): Proc.of the International Symposium on Physics, Chemistry, and Ecology of Seasonally Frozen Soils, Fairbanks, Alaska, June 10-12, 1997, CRREL Special Report 97-10, CRREL, Hanover, 1997. -P. 120-126 (Соавтор -I.D. Streletskaya).
27. Dynamics of the landslide slopes and mechanism of their development on Yamal peninsula, Russia. Permafrost (M.Phillips, S.M.Springman, L.UArenson, eds.), Proceedings ofthe 8th International Conference, Zurich 2125 July 2003. A.A.Balkema Publishers, Lisse, Netherlands, 2003, I: 651-656 (Соавторы - A.I.Kizyakov, L.D.Sulerzhitsky, N.E.Zaretskaya).
28. Chemical and physical features of the active layer as related to landslides on Yamal Peninsula. Joint Russian-American Seminar on Cryopedology and Global Change, Pushchino, 1992. Post-Seminar Proceedings, 1993: 257-262(Соавторы - F.M.Rivkin, I.D.Streletskaya).
29.1sotopic-biogeochemical peculiarities of tabular ground ice ofYugoisky and Yamal peninsular: Proceedings of the 8th International Conference, Zurich 2125 July 2003. - Lisse, Netherlands: AA Balkema Publishers, 2003 V.2, -P.661-666 (Соавторы - AYu.Lein, AS.Savvichev, Yu.M.Miller, N.V.Pimenov).
30. Tabular ground ice: cryolithological construction and crystalline structure. Proceedings ofthe International Conference on Permafrost, Zurich, 21-25 July, 2003. AA.Balkema Publishers, Lisse, Netherlands, 2003: II: 977-982 (Соавторы - V.V.Rogov, A.I Kizyakov, D.D.Perednya, AAVasiliev).
31. Periglacial processes as geoindicators in the cryolithozone//AR. Berger, W.J. lams (eds.): Geoindicators. Assessing rapid environmental changes in earth systems. - Rotterdam: AA Balkema publisher, 1996. -P.47-68 (Соавторы -N.N.Romanovskii, G.F.Gravis, E.S.Melnikov).
32.Cryogeochemical model of tabular ground ice and cryopegs formation at central Yamal, Russia. Proceedings of the International Conference on Permafrost, Zurich, 21-25 July, 2003. A.A.Balkema Publishers, Lisse, Netherlands, 2003: II: 1111 -1115 (Соавтор - I.D.Streletskaya).
33.Redistribution of ions within the active layer and upper permafrost, Yamal, Russia. Proceedings ofthe International Conference on Permafrost, Zurich, 2125 July, 2003. AABalkema Publishers, Lisse, Netherlands, 2003. II: 11 П-I 122 (Соавторы - DAStreletskii, I.D.Streletskaya, V.V.Rogov).
34. Peculiarities of Landslide Process in Saline Frozen Deposits of Central Yamal, Russia. In: E. Bromhead et al. (eds.)/Landslides in research, theory and practice: Proceedings of the 8th International Symposium on Landslides, Cardiff UK 26-30 June 2000. - London: Thomas Tclford, 2000. V.3. -P.1495-1500 (Соавторы - N.G.Ukraintseva, I.D.Sreletskaya).
35. Productivity of willow-shrub tundra in connection with landslide activity. In: '30th Arctic Workshop', INSTAAR, University of Colorado, Boulder, CO USA, March 15-19 2000,2000. -P. 150-152 (Соавтор - N.G.Ukraintseva).
36.Cryogeochemical fields in tabular ground ice as indicators of its origin. Proceedings ofthe International Conference on Permafrost, Zurich, 21-25 July, 2003. AABalkema Publishers, Lisse, Netherlands, 2003. II: 1155-1160 (Соавторы - B.G.Vanshtein, GACherkashov, P.I.Piven).
Отпечатано в отделе оперативной печати Геологически о ф-та МГУ Тираж^$0 экз. Заказ № % О
- 1226
.Ii л
С Д
22 mm
Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Лейбман, Марина Оскаровна
ВВЕДЕНИЕ.
РАЗДЕЛ I. Парагенез пластовых льдов и склоновых криогенных процессов
Глава 1. Состояние изученности, районы работ и постановка задачи.
Глава 2. Пластовые льды как фактор развития криогенных процессов.
2. I Распространение пластовых льдов.
2.2 Состав и строение пластовых льдов.
2.3 Картирование пластовых льдов и их влияние на хозяйственную деятельность.
Выводы по главе 2.
Глава 3. Криогенные склоновые процессы.
3.1 Классификация криогенного оползания.
3.2 Концептуальная модель криогенных оползней скольжения.
3.3 Концептуальная модель криогенного оползания по пластовому льду.
3.4 Факторы, влияющие на криогенные склоновые процессы
3.5 Картирование склоновых процессов и их влияние на хозяйственную деятельность.
Выводы по главе 3.
РАЗДЕЛ II. Этапы и механизмы развития криогенных склоновых процессов в районах широкого распространения пластовых льдов.
Глава 4. Динамика термоцирков.
Выводы по главе 4.
Глава 5. Цикличность и датирование оползневых событий.
5.1 Цикличность криогенного оползания.
5.2 Методы датирования оползней различных типов.
5.3 Циклы развития оползневого цирка.
5.4 Этапы развития отрицательных форм рельефа.
Выводы по главе 5.
РАЗДЕЛ Ш. Экологические последствия развития склоновых криогенных процессов по пластовым льдам.
Глава 6. Изменение ионого состава в сезонноталом слое и поверхностных водах
6.1 Перераспределение ионов в сезонноталом слое.
6.2 Влияние активизации криогенного оползания на поверхностный сток.
6.3. Влияние таяния пластового льда на береговую зону моря.
Выводы по главе 6.
Глава 7. Биогеохимические последствия процесса криогенного оползания.
Выводы по главе 7.
Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Криогенные склоновые процессы и их геоэкологические последствия в условиях распространения пластовых льдов"
Криогенные склоновые процессы в Арктике распространены весьма широко от Европейского северо-востока России до Канадского Арктического Архипелага. Особенности проявления этих процессов и их отличие от склоновых процессов за пределами криогенной области связано с наличием в криолитозоне криогенного водоупора в подошве сезонноталого слоя, а также сильнольдистых пород и залежеобразующих льдов ниже его подошвы. Специфическое геологическое строение на склонах в криолитозоне обусловливает усложнение механизма развития склоновых процессов дополнительным постоянно действующим, циклически переменным фактором - температурным режимом атмосферы и пород, а также существенной их производной - динамикой сезонноталого слоя.
Существенную роль в распространении склоновых процессов играет форма залежеобразующих льдов. Более благоприятными для развития склоновых процессов являются неглубоко залегающие пластовые льды. Повторно-жильные льды способствуют концентрации стока и преобладанию термоэрозионных процессов на склонах.
Очевидно, что склоновые процессы играют тем большую рельефообразующую роль и имеют тем большее геоэкологическое значение, чем большую долю площади поверхности занимают склоны. Этому отвечают регионы западного сектора Российской Арктики, такие как север Западной Сибири, равнинная часть п-овов Югорский, Таймыр и Чукотский и Анадырская низменность. В отличие от западного сектора Российской Арктики менее расчлененная поверхность приморских равнин Якутии с преобладанием плоских поверхностей водоразделов и озерных котловин (аласов) и повторно-жильными льдами в их криолитологческом строении приводит к более ограниченному развитию склоновых процессов и повышению роли термокарста и термоэрозии. Криогенные склоновые процессы здесь развиваются более меддленно, преобладает солифлюкция, они редко достигают катастрофических масштабов и не играют геоэкологической роли.
Особая роль криогенных склоновых процессов проявляется при освоении территорий их широкого развития, например, на Бованенковском ГКМ, где площадь склонов достигает 80%. В то время как предотвращение тепловой осадки требует регулирования теплового режима в зоне влияния сооружений, отвода воды, ограничения нарушений поверхностных покровов, в случае с активизацией склоновых процессов необходимо дополнительно преодолевать гравитацию, которая является основной движущей силой этих процессов.
Склоновые процессы можно условно подразделить на "медленные" и "быстрые". К первым относятся солифлюкция, криогенная десерпция, делювиальный смыв. Ведущая роль в формировании облика склонов принадлежит таким процессам в районах преобладающего развития с поверхности пылеватых и глинистых пород и повторно-жильных льдов (Восточная Сибирь и отчасти Чукотка). Ко вторым относится криогенное оползание различных типов в районах широкого развития с поверхности песчаных и глинистых пород и пластовых льдов (Ямал, Гыдан, Таймыр и часть Чукотки) а также обвалы, оползни и сели.
В связи с широким развитием и особой ролью в формировании рельефа и при освоении, в данной работе предметом рассмотрения является криогенное оползание в районах широкого распространения пластовых льдов. Криогенное оползание рассматривается и как самостоятельный процесс, и как основная составляющая часть комплексной деструкции - ведущих в парагенетическом комплексе склоновых процессов на равнинах западного сектора Российской Арктики.
Перечисленное выше обосновывает необходимость решения крупной научной проблемы: разработки системы взаимодействия "быстрых" криогенных склоновых процессов с пластовыми льдами, засоленными породами и биотой в условиях меняющегося климата, в районах, имеющих важное народно-хозяйственное значение.
Актуальность темы. Освоение Арктических равнин определяет необходимость оценки устойчивости территорий и прогнозировании изменений геоэкологической обстановки. В условиях широкого распространения пластовых подземных льдов устойчивость территорий главным образом зависит от факторов, влияющих на их вскрытие и вытаивание, на развитие связанных с этими льдами опасных быстро развивающихся криогенных процессов. Если на территориях с преобладанием плоских широких междуречий основную опасность представляет термокарст, то для расчлененных равнин преобладающую роль в нарушении устойчивости играют склоновые процессы. Поэтому решение проблемы развития криогенных склоновых процессов в районах распространения пластовых льдов имеет важное научное и практическое значение.
Сложность оценки устойчивости территорий, геоэкологических последствий развития склоновых криогенных процессов, а также безопасности сооружений, расположенных на ней, вызвана динамичностью геологической среды и в условиях естественных колебаний климата, и при нарушении природной обстановки в таких районах. Дополнительную сложность создает засоление, которое наблюдается в многолетнемерзлых породах. Эти породы в результате развития криогенных процессов выходят на поверхность, формируя засоленный сезонноталый слой.
Пластовые льды и криогенные склоновые процессы встречены на большом протяжении от Европейского северо-востока России до
Канадского Арктического Архипелага. Наиболее широко они распространены в западном секторе Российской Арктики. Баренцево-Карский регион наиболее представителен как объект изучения пластовых льдов и сопряженных с ними криогенных процессов. Кроме того, изучение этого региона наиболее полезно с практической точки зрения как территории первоочередного освоения. «Быстрые» склоновые криогенные процессы могут быть спровоцированы неправильным землепользованием и, в свою очередь, могут оказать нежелательное воздействие на сооружения и ухудшить среду обитания.
Криогенные склоновые процессы, развивающиеся по пластовым льдам, играют особую геоэкологическую роль на севере Западной Сибири. Здесь пластовые льды распространены практически повсеместно, склоны на этой территории занимают до 80% площади и в основании сезонноталого слоя развиты засоленные породы. В этих условиях существенна роль склоновых криогенных процессов в формировании рельефа, в динамике растительности и биоразнообразии, в ландшафтно-геохимической составляющей геоэкологической обстановки.
При том, что пластовые льды, опасные склоновые процессы и засоленные породы имеют такое важное значение для оценки устойчивости территории, ни в фактологическом, ни в методическом, ни в теоретическом плане они не изучены в достаточной мере и не сведены в единую систему.
Цель и задачи. Цель исследований - изучить распространение, проявления, механизмы протекания и факторы развития склоновых криогенных процессов и оценить геоэкологических последствий их активизации; разработать систему взаимодействия пластовых льдов, "быстрых" криогенных склоновых процессов, засоленных пород и биоты на примере Баренцево-Карского региона.
Для осуществления цели ставятся следующие задачи:
1. Выделить наиболее опасные «быстрые» криогенные склоновые процессы в районах широкого распространения пластовых льдов и разработать их классификацию.
2. Изучить механизмы и факторы, влияющие на активизацию «быстрых» криогенных склоновых процессов и на этой основе предложить концептуальную и климатическую модели этих процессов для западного сектора Российской Арктики.
3. Выделить и обосновать стадии развития «быстрых» криогенных склоновых процессов, определить их цикличность на основе методов абсолютного и относительного датирования. Установить связанные с этой цикличностью стадии развития термоденудационного рельефа.
4. Оценить геоэкологические последствия развития «быстрых» криогенных склоновых процессов по пластовым льдам. Разработать геохимическую модель пост-оползневого сезонноталого слоя, выявить влияние криогенного оползания на поверхностный сток и биоту. Научная новизна работы.
1. Разработана новая генетическая классификация криогенного оползания как ведущего быстрого криогенного процесса в районах широкого развития пластовых льдов. По механизму выделены два типа криогенных оползней: криогенные оползни скольжения и криогенные оползни течения. В пределах каждого по криолитологическому основанию типа выделено по два подтипа.
2. Впервые количественно определены климатические и криол отологические факторы, влияющие на активизацию криогенного оползания, описаны механизмы оползания. На этой основе разработана концептуальная и климатическая модели основе разработана концептуальная и климатическая модели криогенных оползней скольжения и криогенных оползней течения для западного сектора Российской Арктики.
3. Впервые проведено датирование криогенных оползней скольжения радиоуглеродным, дендрохронологическим, почвенным методами и количественно обоснована их цикличность. Разработана теория стадийности развития криогенного оползания и установлены связанные с цикличностью этапы развития термоденудационного рельефа.
4. Впервые введено понятие и предложена геохимическая модель пост-оползневого сезонноталого слоя. Опробованием установлено резкое увеличение минерализации и количества взвеси в поверхностных водах как реакции на активизацию криогенного оползания. Количественно оценено пост-оползневое биогеохимическое состояние растительности и почв.
На защиту выносятся следующие положения.
1. Генетическая классификация криогенного оползания. Криогенные оползни скольжения и криогенные оползни течения различаются по причинам и механизму потери устойчивости, по криогенному строению СТС и подстилающих многолетнемерзлых пород, по морфологии и строению оползневого тела, а также по геоэкологическим последствиям криогенного оползания.
2. Концептуальная и климатическая модели криогенных оползней скольжения. Криогенные оползни образуются как следствие сочетания климатических событий в год их схода, особенно, значительного теплового импульса в конце лета и экстремальных летних осадков. Необходимое условие - это формирование высокой льдистости на подошве сезонноталого слоя в результате последовательного снижения глубины протаивания в течение ряда лет с последующим резким ее увеличением.
3. Криогенные склоновые процессы, связанные с пластовыми льдами, характеризуются стадийностью и цикличностью, что и отражается в соответствующих формах рельефа. На стадиях активного вытаивания пластовых льдов формируются термоцирки как результат комплексной деструкции, ведущую роль в которой играют оползни течения. На стадии консервации или полного вытаивания льда образуются оползневые цирки с гораздо более медленным периодом и амплитудой активизации, при ведущей роли криогенных оползней скольжения.
4. Геохимическая модель пост-оползневого сезонноталого слоя. Перераспределение ионов в пост-оползневом сезонноталом слое приводит к снижению засоленности слагающих его глинистых пород и переходу ионов в поверхностный и подземный сток. Последнее возможно благодаря формированию горизонта пост-криогенной трещиноватости в основании глинистого сезонноталого слоя с резким возрастанием его фильтрационной способности.
Практическая значимость работы. Результаты исследований использовались и могут быть использованы в дальнейшем при планировании освоения и проектировании сооружений в районах с развитием пластовых льдов и склоновых криогенных процессов, для разработки систем защиты сооружений и среды обитания от опасных природных явлений.
Предложенные индикационные признаки пластовых льдов, основанные на закономерностях их распространения и деструкции, а именно, специфические отрицательные формы рельефа - термоцирки и оползневые цирки использованы и могут использоваться шире при картировании распространения пластовых льдов и опасных криогенных процессов в разных масштабах от крупного до обзорного с использованием интерпретации аэрофотоснимков и космических снимков.
Модели криогенного оползания могут быть применены для прогноза развития процесса при изменениях климата. В частности, при потеплении в определенных условиях может происходить как активизация, так и затухание криогенного оползания и комплексной деструкции. Это особенно существенно при проектировании береговых сооружений и размещении сооружений на склонах. Предложенные методики оценки устойчивости использовались и могут шире использоваться для картирования устойчивости склонов к развитию криогенных процессов.
В работе приводятся конкретные материалы, полученные в районах перспективного освоения. Это сведения о распространении пластовых льдов на побережье Югорского полуострова и об активизации криогенных оползней скольжения на Ямале, а также постановка и примерные решения задачи устойчивости насыпи под действием оползней скольжения, расчет и картирование устойчивости оползнеопасных склонов.
Склоновые процессы в районах распространения пластовых льдов представляют не только интересный научный объект, но и значительную, именно в связи с пластовыми льдами, опасность при освоении. Пластовые льды являются причиной развития наиболее опасных береговых и склоновых процессов, а также термокарста и термоэрозии. В этом заключается их рельефообразующая роль, но одновременно это дает исследователям «вторичный» индикатор для картирования пластовых льдов. Рельефообразующая роль пластовых льдов лежит в основе их влияния на строительство. Лед представляет двоякую опасность: (1) в случае нарушения поверхностных условий и увеличения глубины протаивания он может породить неустойчивость пород на склонах или тепловую осадку в зоне размещения сооружений, и (2) лед может оказаться в основании сооружений или в зоне их теплового и механического влияния. Таким образом, актуальность проблемы носит не только чисто научный, но и практический характер.
Материалы, рассмотренные в работе, использовались при чтении лекций на Геологическом и Географическом факультетах МГУ, а также в Университете Гетеборга, Швеция, университетских курсах Шпицбергена (UNIS), Норвегия, Университете штата Мичиган, США и могут быть положены в основу учебно-методических курсов повышения квалификации специалистов инженерно-геологического и нефтегазодобывающего профиля.
Методы исследований. Полевые методы включали ландшафтную съемку на ключевых участках, описание и опробование естественных обнажений и разрезов скважин и шурфов, мониторинг сезонноталого слоя, картирование и описание форм проявления склоновых процессов: термоцирков, оползневых цирков и отдельных оползней (в том числе, с использованием топографической съемки и полевого дешифрирования). Лабораторные методы применялись при участии сторонних организаций и включали химические анализы льдов, пород, почв, воды и растительности, а также радиоуглеродный и дендрохронологический анализы. Камеральные методы состояли: (а) в составлении баз данных, в которые включены сотни измерений глубины протаивания, сотни обследованных и измеренных оползней и термоцирков, десятки лабораторных определений ионного и изотопного состава различных объектов, климатические параметры; (б) в обработке, в том числе, статистической, данных, внесенных в базы; (с) в составлении карт на основе полевого дешифрирования аэрофото- и космических снимков и полевого картирования и (д) в статистическом и численном моделировании склоновых процессов.
Работа базируется на полевых исследованиях, проведенных лично автором в различных районах криолитозоны от Югорского полуострова на западе до Чукотки и Аляски на востоке и на Арктических островах: Колгуеве, Шпицбергене, Новой Земле, в том числе, с 1987 г. непосредственно по теме диссертации. Опыт, приобретенный автором при исследованиях на Приморских низменностях Якутии, в Центральной Якутии и Забайкалье, на Севере Западной Сибири, на территориях современного оледенения, на морских побережьях, на континентальных равнинах и в горных районах дает возможность сопоставить пространственное распространение различных природных явлений и объединить районы распространения пластовых льдов в особую криолитологическую провинцию. Часть результатов, вошедших в работу, получены в соавторстве с участниками экспедиций при научном руководстве автора. Лабораторные исследования выполнялись на образцах и по схеме автора в различных организациях. В тексте диссертации имеются соответствующие ссылки.
В полевых и камеральных работах в разное время принимали участие А.А.Васильев, П.Б.Гребенников, И.П.Егоров, Т.С.Зверева, О.В.Ребристая, Ф.М.Ривкин, И.Д.Стрелецкая, Н.Г.Украинцева, Б.Форбс, студенты географического и геологического ф-тов МГУ. Химический состав образцов почв, растений и воды определялся в Почвенном ин-те им.В.В.Докучаева, Институте биологии УрО РАН, Бронницкой геохимической экспедиции, ФГУП ВНИИОкеангеология, радиоуглеродный анализ сделан в ГИН РАН, дендрохронологический анализ - в Институте экологии растений и животных УрО РАН. Полевые исследования последних лет стали возможны только благодаря поддержке
ФГУП ВНИИОкеангеология и его сотрудников Г.А.Черкашова и Б.Г.Ванштейна. Часть аналитических данных получена только благодаря доброму отношению и заинтересованности Л.Д.Сулержицкого и Н.Е.Зарецкой (ГИН РАН), Л.А.Горлановой (Ин-т экологии растений и животных УрО РАН, И.Б.Арчеговой (Институт биологии Уро РАН), Автор выражает глубокую признательность всем участникам работ. Автор благодарен коллегам, помогавшим советами, Т.С.Зверевой, Т.Н.Каплиной, С.М.Фотиеву, Е.А.Слагоде, И.Д.Стрелецкой, Н.Г.Украинцевой, а также молодым коллегам А.И.Кизякову, Д.Д.Передне, К.А.Ермохиной, Д.А.Стрелецкому за помощь в проведении полевых работ и на всех этапах подготовки рукописи.
Заключение Диссертация по теме "Геоэкология", Лейбман, Марина Оскаровна
Выводы по главе 7 1. В типичной тундре наблюдается оптимальное сочетание тепла, влаги и засоленности для произрастания аномально высокой ивы на оползневых склонах. Такое сочетание является следствием криогенного оползания, формирующего благоприятные условия питания и увлажнения, а также снеговую защиту в зимнее время. Таким образом, аномально высокая ива Центрального Ямала может рассматриваться как экологическое последствие этого процесса.
2. Криогенное оползание существенно изменяет фитомассу и количественно, и с точки зрения пространственного перераспределения. Максимальная фитомасса наблюдается на поверхности древних оползневых склонов (КОС старше 300 лет). Она превышает фитомассу даже на ненарушенных склонах, где существенно больше развит напочвенный растительный покров. Это объясняется как повышенным геохимическим фоном в СТС и грунтовых водах на оползневых склонах, так и лучшим увлаженением на вогнутых за счет оползания участках склонов. В наиболее благоприятных условиях оказываются оползневые тела. У древних оползней тела характеризуются максимальной фитомассой (до 1700 л г/м ) за счет того, что исходный мохово-кустарниковый ярус сохранен, а питание и увлажнение улучшено за счет грунтовых вод повышенной минерализации.
3. Содержание микроэлементов в кустарнике напрямую зависит от возраста поверхности и максимально на стабильных склонах. На оползневых склонах содержание микроэлементов тем меньше, чем моложе оползень.
4. Продуктивность и химический состав различных растений и их частей определяется влажностью, литологическим составом пород и химическим составом растворимых солей субстрата, который в свою очередь определяется как возрастом оползней, так и приуроченностью к определенному морфологическому элементу оползня. Сочетание перечисленных параметров, характеризующих растения, произрастающие на оползневых склонах, может быть использовано для определения относительного возраста криогенных оползней и выделения их морфологических элементов в древних оползневых цирках, где они слабо выражены в рельефе.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Проведенные автором многолетние полевые, камеральные и лабораторные исследования криогенных склоновых процессов и их геоэкологических последствий позволяют сделать новые выводы, определяющие теоретическое и практическое значение работы. В их основе лежит представление о существовании системы, образованной взаимодействием криогенных склоновых процессов с засоленными породами и биотой в разных районах Арктики, объединенных существованием в разрезе пластовых подземных льдов. 1. Пластовые льды, распространенные на холмистых равнинах, сложенных морскими (ледово-морскими, ледниково-морскими) породами, являются в этих районах основным источником высокой макрольдистости. Границы распространения пластовых льдов совпадают в значительной степени с границами плейстоценовых трансгрессий/оледенений и с равным основанием могут считаться следствием обоих событий. Эти же районы характеризуются значительным развитием комплекса криогенных склоновых процессов, среди которых наибольшую рельефообразующую роль играет криогенное оползание. Пластовые льды определяют механизмы, динамику и последствия КО, а также специфические формы рельефа, последовательно переходящие из одной в другую: термоцирки и оползневые цирки.
Нами установлено, что пластовые льды, как правило, выражены в рельефе, как в первичном, так и во вторичном, что позволяет использовать дистанционные методы для их картирования. Выраженность в первичном рельефе связана с наличием куполообразных структур инъекционного происхождения, образующих на поверхности более или менее высокие положительные формы рельефа. На плоских в настоящее время поверхностях существование таких форм в прошлом подчеркивается специфическим напластованием в виде антиклинальных складок со следами термоденудационного выравнивания в верхней части. Вторичный рельеф - это различные термокарстовые и термоденудационные формы: глубокие озера вблизи известных обнажений и множественные мелкие озерки на оползневых склонах. Кроме того, ярким свидетельством распространения пластового льда служат термоцирки. Оползневые цирки также являются следствием и свидетельством существования в районах их развития пластовых льдов.
2. Автором разработана новая генетическая классификация криогенного оползания как ведущего быстрого криогенного процесса в районах широкого развития пластовых льдов. По механизму выделено два типа КО. Криогенные оползни скольжения - это результат смещения сохранивших структуру блоков протаявшей части СТС по мерзлому сильнольдистому или ледяному основанию под совместным действием силы тяжести и гидростатического взвешивания. Криогенные оползни течения - это следствие потери устойчивости переувлажненных пород СТС и их вязкое или вязкопластическое смещение по поверхности льда или ледогрунта. Каждый тип имеет выраженные морфологические признаки, главный из которых - цельность оползневого тела. Выделено по два подтипа в пределах каждого типа криогенных оползней по криолитологическому основанию.
3. Аналитические разработки автора позволили определить климатические и криолитологические факторы, влияющие на активизацию КО. На этой основе нами впервые разработана концептуальная и климатическая модели криогенных оползней скольжения и криогенных оползней течения для западного сектора Российской Арктики. Модели описываются следующим образом:
Катастрофическая активизация КОС является следствием сочетания климатических факторов в год события: близкой к максимальной средней месячной температуры воздуха летом, максимальной суммы атмосферных осадков, значительного теплового импульса в конце лета, обеспечившего сравнительно высокую скорость протаивания на подошве СТС. Важную роль играет также динамика климатических факторов за несколько предшествующих лет: формирование высокой льдистости на подошве СТС в результате последовательного снижения глубины протаивания в течение рада лет с последующим резким ее увеличением. Климатический прогноз активизации КОС сводится к анализу (1) возможности и условий формирования сильнольдистого или ледяного прослоя в СТС и (2) условий, обеспечивающих высокую скорость протаивания при достижении фронтом протаивания этого прослоя.
Формирование термоцирков является результатом комплексной деструкции, однако ведущим процессом при этом служит криогенное оползание по пластовому льду.
Криогенные оползни течения по пластовому льду активизируются в случае повышения температуры воздуха и, соответственно, усиления скорости вытаивания льда. Этот же процесс вызывает возрастание скорости накопления осадков и способствует затуханию процесса до следующего теплового импульса. Процесс не затухает, если термоцирк формируется в зоне влияния моря или реки, когда гидродинамическое воздействие удаляет продукты разрушения берегов.
4. Автором охарактеризованы стадии развития КО и впервые установлены связанные с цикличностью этапы развития термоцирков и оползневых цирков. Наши наблюдения показали, что одновременно встречаются термоцирки, находящиеся на разных стадиях и даже в разных фазах развития. Это свидетельствует о том, что цикличность комплексной деструкции зависит не только от межгодовых климатических колебаний, но и от геолого-географических и случайных факторов. Повторяемость КОТ в термоцирках составляет десятилетия.
КОТ сменяются КОС, когда таяние льда прекращается по причине полного вытаивания или захоронения. Активизация КОС зависит от более сложного комплекса условий, чем развитие КОТ и повторяется существенно реже, цикл составляет столетия. Это установлено впервые осуществленным нами датированием КОС радиоуглеродным, дендрохронологическим и почвенным методами.
5. Применение количественных методов позволило автору обосновать цикличность КОС в оползневых цирках:
Оползневые цирки представляют собой вогнутую форму рельефа, сформированную разновозрастными КОС: современными (возрастом несколько лет), старыми (возрастом десятки лет) и древними (возрастом сотни и тысячи лет).
Выделенные возрастные генерации оползней различаются на местности по степени выраженности микро- и мезорельефа, видовому составу и степени восстановления растительного и почвенного покровов на поверхности скольжения.
Захороненный органический материал: дернина, растительные остатки, гумус, вскрывающийся в разрезе СТС и верхней части многолетнемерзлых пород в виде разновозрастных прослоев, отражает несколько стадий оползания.
В ключевом оползневом цирке радиоуглеродным методом датировано несколько древних оползней. На момент датирования (2001 г.) самый древний из оползней на поверхности оползневого цирка имел возраст примерно 2250 лет, а самый молодой примерно 300 лет. С учетом наблюдавшегося непосредственно оползня 1989 г. периоды активизации разделены периодами относительной стабильности продолжительностью 290-460 лет, необходимыми для восстановления ландшафтных условий, благоприятных для оползания, и напряженного состояния на склоне.
6. Нами показано, что развитие отрицательных форм рельефа под действием КО в зависимости от климатических флуктуаций проходит при смене активной и пассивной фаз. На их фоне идет направленное развитие от первичной поверхности к термоцирку и от термоцирка к оползневому цирку. В условиях побережий под действием термоабразии и термокарста заключительные стадии развития термоцирка могут вместо затухания развиваться дальше. Это происходит, если подошва пластового льда лежит на уровне или ниже уровня базиса эрозии. При этих условиях на заключительной стадии развития термоцирка могут формироваться кольцевые низины типа маршей и ваттов.
7. Посредством полевого опробования и применения геохимических методов автором установлено изменение геохимической обстановки в породах СТС, поверхностных и грунтовых водах, а также биогеохимического состояния растительности и почв: КО выводит на поверхность засоленные глинистые отложения, которые начинают преобразовываться под действием геохимических, гидрологических и биогенных процессов. Разрез поверхности скольжения оползней характеризуется пониженным содержанием растворимых солей и в породах СТС, и в ММП по сравнению с засоленностью в том же горизонте глин в разрезе ненарушенной поверхности. Значит, КО приводит к ускоренному рассолению морских отложений верхних горизонтов разреза.
Перераспределение ионов в пост-оползневом СТС приводит к снижению засоленности слагающих его глинистых пород и переходу ионов в поверхностный и подземный сток. Последнее возможно благодаря формированию горизонта пост-криогенной трещиноватости в основании глинистого СТС с резким возрастанием его фильтрационной способности. Наблюдается значительное, до 5 раз, увеличение минерализации и количества взвеси в поверхностных водах как реакции на активизацию КО.
Комплексная деструкция на побережьях арктических морей приводит к выведению в прибрежные воды значительных объемов дисперсного материала, а также восстановленных форм химических элементов, особенно железа. При этом поглощается большое количество кислорода из морской воды, а в случае усиления КО при потеплении климата может привести к росту анаэробных процессов и сероводородному загрязнению.
КО приводит к существенным изменениям состава растительных ассоциаций и почвенных условий на оползневом склоне и за его пределами, в зоне воздействия КО. Аномально высокая ива на оползневых склонах Центрального Ямала может рассматриваться как геоэкологическое последствие КО, формирующего благоприятные условия питания и увлажнения, а также снеговую защиту в зимнее время.
Оползневые процессы существенно изменяют запасы фитомассы. У древних оползней даже на поверхностях скольжения фитомасса больше, чем на ненарушенных склонах. В наиболее благоприятных условиях оказываются оползневые тела. У древних оползней тела характеризуются максимальной фитомассой. В целом КО повышает биоразнообразие растительности и способствует увеличению кормовой базы оленеводства. 8. КО и пластовые льды оказывают влияние на антропогенную деятельность. Влияние пластовых льдов заключается в их подверженности тепловой осадке на горизонтальных пространствах и комплексной деструкции на склонах. Наиболее опасными участками по данным автора остаются склоны и береговые зоны.
КО представляет известную опасность для сооружений, в частности, при проектировании насыпей в районах с преобладанием по площади склонов. Автором рассчитано, что при амплитуде рельефа 30 и более метров невысокие насыпи могут быть повреждены при сходе оползней, даже при коротких, но крутых склонах, особенно в период, предшествующий формированию мерзлого ядра в теле насыпи.
Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Лейбман, Марина Оскаровна, Тюмень
1. Авессаломова И.А. 1987. Геохимические показатели при изучении ландшафтов. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1987. 106 с.
2. Аврамчик М.Н. К подзональной характеристике растительного покрова тундры, лесотундры и тайги Западно-Сибирской низменности. Ботанический журнал. №3,1969. -С. 410-421.
3. Ананьева Г.В. Особенности склонов и склоновых процессов на участках развития залежей подземных льдов: Вопросы гидрогеологии, инженерной геологии и геокриологии//Тр. ВСЕГИНГЕО/Деп. в ВИНИТИ N 4336-84 М, 1984а, -С.116-122.
4. Ананьева Г.В. Склоновые процессы как индикаторы типов криогенного строения ММП на участках развития залежей подземных льдов: Изучение и прогноз криогенных физико-геологических процессов. М.: ВСЕГИНГЕО, 19846. -С.12-17.
5. Андреяшкина Н.И. 1980. Продуктивность растительности Приуральского сектора Субарктики и других районов Крайнего Севера // Продуктивность и рациональное использование растительности Урала.-Свердловск: УНЦ АН СССР, 1980.-С.74-89.
6. Анисимова Н.П. Криогидрохимические особенности мерзлой зоны. -Новосибирск: Наука, 1981.-153 с.
7. Арэ Ф.Э. Термоабразия морских берегов. М.: Наука, 1980,159с.
8. Арефьев С.П. Хронологическая оценка состояния кустарниковых тундр Ямала//Сибирский экологический журнал. 1998. №3-4. -С.237-243.
9. Баду Ю.Б., Трофимов В.Т., Васильчук Ю.К. Основные закономерности распространения и типы пластовых залежей подземного льда в северной части Западно-Сибирской плиты/ЛТластовые льды криолитозоны. -Якутск, 1982. -С. 13-23.
10. Барановский Е.А., Григорьев Н.Ф. Солифлюкционные сплывы на п-ове Ямал: Исследование мерзлых толщ и криогенных явлений//Тр. ИМЗ СО АН СССР. Якутск, 1988. -С.43-46.
11. Баулин В.В. Вопросы формирования пластовых залежей льда: Сб./Геокриологические и гидрогеологические исследования Сибири. -Якутск, 1972.-С.64-73.
12. Баулин В.В., Белопухова Е.Б., Дубиков Г.И., Шмелев JI.M. Геокриологические условия Западно-Сибирской низменности, М., Наука, 1967,214с.
13. Баулин В.В., Дубиков Г.И. Пластовые залежи подземного льда/Яруды ПНИИИС, т. II. 1970. -С.175-193.
14. Болиховский В.Ф., Кюнтцель В.В. Развитие оползней в многолетнемерзлых породах тундры Западной Сибири: Инженерная Геология. М.: Наука, 1990. №1. -С.65-70.
15. Борзинец В.Е., Фельдман Г.М. О возможности количественной оценки миграции влаги в глинистых грунтах при постоянной скорости промерзания/ЛСриогенные процессы. М.: Наука, 1978. -С.170-176.
16. Ванштейн Б.Г., Лейбман М.О., Пивень П.И., Гончаров Г.Н., Хуббертен Х.-В., Черкашев Г.А. Изучение генезиса пластового льда на основании анализа распределения редкоземельных элементов//Криосфера Земли. 2002. Т.4. №4. -С.40-48.
17. Васильев А.А. Динамика морских берегов в криолитозоне западного сектора Российской Арктики (на примере Карского моря). Автореферат докт.дисс. Тюмень, 2004. —49 с.
18. Бахтина Т.В., 1964. Динамика урожайности и использование листьев некоторых кормовых кустарников тундры в оленеводстве. -Проблемы Севера, вып.8, М.-Л., 1964, с.290-296.
19. Великоцкий М.А. Дислокации и пластовые льды в четвертичных отложениях полуострова Ямал/ЛСриогенные процессы. М.: Изд-во Моск.Унив., 1987. С.48-61.
20. Великоцкий М.А. Особенности современной динамики берегов о. Колгуев: Динамика арктических побережий России. М.: Изд-во Географического ф-таМГУ, 1998. -С.93-101.
21. Великоцкий М.А. Подводные оползни на Арктическом шельфе и их геоэкологическое значение // Проблемы общей и прикладнойгеоэкологии Севера (под ред. В.И.Соломатина), М.:МГУ. 2001. -С.134-148.
22. Великоцкий М.А. Происхождение дислокаций в мерзлых отложениях Ямала//Вестн. Моск. Ун-та. Сер. 5. География. 1992. №5. -С.38-44.
23. Воскресенский К.С. Особенности солифлюкции на севере Западной Сибири // Геоморфология, 1998, №1, с.56-60.
24. Воскресенский К.С. Современные рельефообразующие процессы на равнинах Севера России. М., МГУ, 2001, 262с.Впорин Б.И. Криогенное строение четвертичных отложений (на примере Анадырской низменности). М.: Наука, 1964,-ХХс.
25. Воскресенский К.С., Головенко С.С. Оползни-сплывы и термокары: Эрозионные процессы центрального Ямала/Под ред. А.Ю. Сидорчука и А.В. Баранова. С.Пб., 1999. - 349 с.
26. Втюрин Б.И. Криогенное строение четвертичных отложений: на примере Анадырской низменности. М: Наука, 1964.
27. Втюрин Б.И. Подземные льды СССР. М.: Наука, 1975.-215с.
28. Втюрин Б.И. Подземный лед. Строение, происхождение и распространение крупных масс подземного льда и их роль в формировании криогенного рельефа. Автореф. Канд.дисс., МГУ, 1955.
29. Впорина Е.А. Криогенное строение пород в сезонноталом слое. -Москва: Наука, 1974.-127с.
30. Втюрина Е.А. Криогенные склоновые террасы. М.: Наука, 1966.-95с.
31. Втюрина Е.А., Втюрин Б.И. Льдообразование в горных породах. -М.: Наука, 1970.-278с.
32. Гасанов Ш.Ш. К проблеме происхождения пластовых залежей подземного льда // Пластовые льды криолитозоны, Якутск, 1982, с.З-13.
33. Гасанов Ш.Ш. Криолитологический анализ. М.: Наука, 1981.-196с.
34. Гасанов Ш.Ш. Подземные льды Чукотского полуострова//Труды СВКНИИ СО АН СССР, 1964. Вып.10, -С.14-41.
35. Геворкян С.Г. Двумерная математическая модель криогенного растрескивания : Автореф.канд. дис. М., 1987.
36. Геокриологические условия Монгольской народной республики//Совместная Советско-Монгольская научно-исследовательская геологическая экспедиция. Труды, вып.10. М.: Наука, 1974.-200с.
37. Гольдфарб Ю.И., Ежова А.Б. Ископаемые пластовые льды на п-ове Югорском//Вопросы развития и освоения мерзлых толщ. Якутск, 1990. -С.22-31.
38. Горбунов А.П. Некоторые типы подземных льдов Тянь-Шаня: Подземный лед. М.: Изд-во Моск. Университета, 1965. -С.205-215.
39. Горелик Я.Б., Колунин B.C. Моделирование льдонакопления при промерзании массива грунта// Криосфера Земли, 2000. Т.4. №2. -С.41-51.
40. Горелик Я.Б., Колунин B.C. Моделирование процесса льдообразования в промерзающих грунтах//Материалы первой конференции геокриологов России: Сб. докладов. Москва: Геологический ф-тМГУ, 1996. Кн.2. -С. 41-52.
41. Горелик Я.Б., Колунин B.C. Физика и моделирование криогенных процессов в литосфере. Новосибиирск: Изд-во СО РАН, Филиал «Гео», 2002.-317 с.
42. Гречищев С.Е. Особенности механики устойчивости оттаивающих склонов в районах криолитозоны. Криосфера Земли, 2002. Т.6. №4. -С.49-53.
43. Гречищев С.Е. Межфазное взаимодействие в поровой влаге и термореологическая модель мерзлых грунтов//Инженерная геология, 1974. №4. -С.72-85.
44. Гречищев С.Е., Шешин Ю.Б., Гречищева О.В. Моделирование сегрегационного формирования подземных пластовых льдов в различных геологических условиях/ЛСриосфера Земли, 2000. Т.4. №4. -С.57-66.
45. Григорьев Н.Ф., Барановский E.J1. Изменения ландшафта при геолого-разведочных работах на западном побережье Ямала//Геокриологические исследования на севере Западной Сибири. Новосибирск: Наука, 1990. -С.4-8.
46. Данилов И.Д. Криогенно-диагенетические образования в осадках полярных морей//Литология и полезные ископаемые. М.: Изд-во АН СССР, 1989. №3. -С.132-136.
47. Данилов И.Д. О гипотезе покровного оледенения арктического шельфа и прилегающих равнин севера Евразии // Известия АН СССР. Серия географическая, 1987, №2, с.80-88.
48. Данилов И.Д. О природе дислокаций в плейстоценовых отложениях севера//Литология и полезные ископаемые. М.: Изд-во АН СССР, 1980. №5.-С.
49. Данилов И.Д. Пластовые льды в субаквальных отложениях севера Западной Сибири: Сб./Природные условия Западной Сибири. М.: Изд-во Моск. Университета, 1975. Вып.5. -С.205-215.
50. Данилов И.Д., Парунин О.Б., Марьенко В.А., Чугунов А.Б. Возраст мерзлых отложений и изотопный состав залежей подземных льдов полуострова Ямал (север Западной Сибири) // Геохронология четвертичного периода, М., Наука, 1992, с. 118-124.
51. Данилова Н.С., Павлунин В.Б., Рыжов В.Н. О кригенных склоновых процессах на западном побережье Ямала: Криогенные процессы и явления. М.: Стройиздат, 1984. -С.84-89.
52. Дубиков Г.И. Подземные льды Западной Сибири: Материалы VIII Всесоюзного междуведомственного совещания по геокриологии (мерзлотоведению). Якутск, 1966. Вып.З. -С.44-52.
53. Дубиков Г.И. Состав и криогенное строение мерзлых толщ Западной Сибири. М.: ГЕОС, 2002. -246с.
54. Дубиков Г.И., Иванова Н.В. Засоленные мерзлые грунты и их распространение на территории СССР// Засоленные мерзлые грунты как основания сооружений. Москва: Наука, 1990. -С.3-9.
55. Дубиков Г.И., Иванова Н.В., Стрелецкая И.Д. Засоленность мерзлых грунтов и криопэги//Инженерно-геологический мониторингпромыслов Ямала, т.1: Геокриологические условия освоения Бованенковского месторождения. Тюмень: ИПОС СО РАН, 1996. -С.27-37.
56. Дубиков Г.И., Корейша М.М. Ископаемые инъенкционные льды на полуострове Ямал//Известия АН СССР/Сер. геогр. 5,1964. -С.58-65.
57. Жесткова Т.Н. Формирование криогенного строения грунтов. М.: Наука, 1982. -216с.
58. Жигарев Л.А. Посткриогенные сплывы грунтов на склонах и береговых откосах//Общее мерзлотоведение: Материалы III Международной конференции по мерзлотоведению. Новосибирск: Наука, 1978. -С.141-151.
59. Жигарев Л.А. Причины и механизм развития солифлюкции. М.: Наука, 1967. -158с.
60. Жигарев Л.А. Термоденудационные процессы и деформационное поведение протаивающих грунтов. Москва: Наука, 1975. -109с.
61. Зарецкая Н.Е. Радиоуглеродные исследования торфяных болот и хронология голоценовых событий в Южной Камчатке и на Верхней Волге. Автореферат канд.дисс. М.: ГИН РАН, 2001.
62. Инженерно-геологический мониторинг промыслов Ямала: Геокриологические условия освоения Бованенковского месторождения. Тюмень: ИПОС РАН, 1996. Т.2. -240с.
63. Каплина Т.Н. Криогенные склоновые процессы. Москва: Наука, 1965,-296с.
64. Каплина Т.Н., Лейбман М.О. Карта льдистости вечномерзлых грунтов на территории. СССР Пособие по строительной климатологии к СНиП II-01.01-82. М. 1987. -С.
65. Каплянская Ф.А., Тарноградский В.Д. Реликтовые глетчерные льды на севере Западной Сибири и их роль в строении районов плейстоценового оледенения криолитозоны//Докл. АН СССР. 1976. Т.231, № 8470. -С.1185-1187.
66. Карпов Е.Г. Подземные льды Енисейского севера. Новосибирск: Наука, 1986.-133 с.
67. Карпов Е.Г., Григорьев Н.Ф. Мощная пластовая залежь подземного льда на Енисее у широты Полярного круга//Мерзлотные исследования. М.: Изд-во МГУ. 1978. Вып. ХУШ, -С.149-156.
68. Карта природных комплексов севера Западной Сибири (на 6 л.) М-б 1:1.000.000. Новосибирская карт, ф-ка, 1991.
69. Кизяков А.И. Динамика термоденудационных процессов в районах распространения залежей пластовых льдов. Автореф. канд. дисс. М.: МГУ, 2005.-26 с.
70. Кизяков А.И. Темпы термоденудационных процессов на побережье Югорского полуострова // Материалы международной конференции «Криосфера нефтегазоносных провинций», Тюмень, М., ТИССО, 2004, с. 107-108.
71. Кизяков А.И. Характер разрушения берегов Югорского полуострова и западного побережья острова Колгуев // Материалы международной конференции «Криосфера Земли как среда жизнеобеспечения», Пущино 26-28 мая 2003г., М., ЗАО «ОЛИТА», с. 243-244.
72. Козлова А.Е., Некрасова Л.А., Суходровский В.Л. Оценка воздействия криогенных процессов на трубопроводы севера Западной Сибири//Инжен. Геогафия/Инжен.-геоморф. аспекты: Тезисы Межгосуд. конф. Вологда 13-17 сент. 1993г. Вол., 1992. Вып.1, -С.62-64.
73. Комаров И.А. Термодинамика и тепломассообмен в дисперсных мерзлых породах. -М.: Научный мир, 2003. -608 с.
74. Константинов С.А. Верхний горизонт мерзлых пород в районе опытно-промышленного участка газопровода на юге полуострова Гыдан: Проблемы надежности газопроводных конструкций. М.: ВНИИГАЗ, 1991а. -С.43-51.
75. Константинов С.А. Особенности льдовыделения при промерзании сезонно-талого слоя снизу (по натурным наблюдениям на юге п-ова Гыдан)//Вопросы развития и освоения мерзлых толщ: Сб. научных статей/Ред. М.М. Шац, Г.П. Кузьмин. Якутск, 1990. -С.38-42.
76. Константинов С.А. Особенности формирования криогенного строения верхнего горизонта вечной мерзлоты на юге п-ова Гыдан//Вестн. МГУ. Сер.5. 19916. N4. -С.48-53.
77. Коняхин М.А. Подземные льды и динамика криогеосистем // Геоэкология Севера, М., МГУ, 1992. -С.43-50.
78. Коняхин М.А., Амплеева Т.В., Николаев В.И. Находка пластовых льдов в позднеплейстоценовых отложениях Байдарацкой губы // Материалы гляциологических исследований, Вып.72, 1991. -С.227-228.
79. Коняхин М.А., Михалев Д.В., Соломатин В.И. Изотопно-кислородный состав подземных льдов. М.: МГУ, 1992. -156 с.
80. Корейша М.М., Хименков А.Н., Брыксина Г.С. Пластовые комплексы подземных льдов в районе озера Нейто (п-ов Ямал): Пластовые льды криолитозоны. Якутск: СО АН СССР, 1982. -С.42-51.
81. Коростелев Ю.В., Лободенко Т.С. Исследование криогенных оползней на правобережье р. Тадибеяха (п-ов Гыдан): Результаты инженерно-геологических и геокриологических исследований. М.: ВСЕГИНГЕО/ Рус. Деп. в ВИНИТИ 15.03.88, №1978-В88. 1988. -С.138-142.
82. Котов А.Н. Особенности залегания, состава и строения ледяных залежей пластового типа на северном побережье залива Онемен (Чукотка): Материалы второй конференции геокриологов России 6-8 июня 2001 г. М.: Изд-во Моск. Университета, 2001. Т.1, -С.218-225.
83. Котов А.Н. Особенности криолитогенеза в зоне абляции позднеплейстоценовых ледников//Итоги фундаментальных исследований криосферы Земли в Арктике и Субарктике: Сборник научных трудов. Новосибирск: Наука, 1997. -С.249-259.
84. Лейбман М.О. Динамика слоя сезонного оттаивания пород и методика измерения его глубины в различных ландшафтах Центрального Ямала//Криосфера Земли, 2001. Т.5. №3. -С.17-24.
85. Лейбман М.О. Криолитологические особенности сезонноталого слоя на склонах в связи с процессом криогенного оползания//Криосфера Земли, 1997. Т.1. №2. -С.50-55.
86. Лейбман М.О. Механизмы и стадии развития склоновых криогенных процессов западного сектора Арктики//Рельефообразующие процессы: теория, практика, методы исследования. Материалы XXVIII Пленума Геоморфологической комиссии. Новосибирск, 2004а.-С.160-162.
87. Лейбман М.О., Арчегова И.Б., Горланова Л.А., Кизяков А.И. Этапы и проявления процесса криогенного оползания по данным исследований на Югорском полуострове и Ямале//Криосфера Земли, 2000а. Т.4. №4. -С.67-75.
88. Лейбман М.О., Васильев А.А., Рогов В.В., Ингольфсон О. Исследование пластового льда Югорского полуострова кристаллографическими методами//Криосфера Земли, 20006. Т.4. №2. -С.31-40.
89. Лейбман М.О., Лахтина О.В., Микляев С.М., Титова И.Р. Особенности распространения рельефообразующих криогенных процессов на западе Ямала: Денудация в криолитозоне. М.: Наука, 1991. -С.92-99.
90. Лейбман М.О., Стрелецкая И.Д., Коняхин М.А. Оценка динамики поверхностных условий Бованенковского месторождения (Средний Ямал) за период с 1949 по 1990 гг.//Геоморфология. М., 1997. №2. -С.45-52.
91. Леин А.Ю., Лейбман М.О., Пименов Н.В., Иванов М.В. Изотопный состав серы и органического углерода в расплавах подземного льда Югорского полуострова//ДАН. М., 2000. Т.374. №2. -С.235-237.
92. Леин А.Ю., Лейбман М.О., Саввичев А.С., Миллер Ю.М., Пименов Н.В. Изотопно-биогеохимические особенности подземного пластового льда полуостровов Югорского и Ямала//Геохимия. М., 2003. 10.-С.1084-1104.
93. Лободенко Т.С., Сурмач Н.Н. Развитие криогенных оползней скольжения в осваиваемых районах севера Западной Сибири/ТГеоэкология: проблемы и решения: Тез. докл. и сообщ. Всес. Науч.-техн. конф. Москва 26-30 апр. 1990 г. М., 1991.Часть III. -С.124-126.
94. Ловчук В.В. Криоморфогенез полуострова Ямал: Геология нерудного сырья Западной Сибири. Тюмень: ЗапСибНИГНИ. 1987. -С.124-135.
95. Маслов Р.Н. Катастрофические проявления склоновых процессов на Ямале//Геоэкология: проблемы и решения: Тез. докл. и сообщ. Всес. науч.-техн. конф., Москва, 26-30 апреля 1990 г. М.: ВСЕГИНГЕО, 1991. Ч.З. -С.14-20.
96. Мельников В.П., Спесивцев В.И. Инженерно-геологическиеи геокриологические условия шельфа Баренцева и Карского морей. Новосибирск, Наука. 1995. 198с.
97. Мониторинг биоты полуострова Ямал в связи с развитием объектов добычи и транспортировки газа. Екатеринбург: Изд-во УРЦ «Аэрокосмоэкология». 1997. -191с.
98. Некрасов И.А., Гравис Г.Ф. Погребенные ледники хребта Удокан/ТГеокриологические условия Забайкалья и Прибайкалья. М.: Наука, 1967.-С.182-192.
99. Оползни и сели/Гл. ред. Е.А. Козловский. М.: Центр Международных проектов ГКНТ. Т.1. -352с.
100. Павлов А.В. Прогноз эволюции криолитозоны в связи с глобальными изменениями современного климата: Актуальные проблемы гидрогеологии, инженерной геологии и экологии. Москва, ВСЕГИНГЕО, 1994. -С.135-151.
101. Пармузин С.Ю., Суходольский С.Е. Пластовые льды Среднего Ямала и их роль в формировании рельефа/ЛТластовые льды криолитозоны. Якутск, 1982.-С.51-61.
102. Перельман А.И., Касимов Н.С. Геохимия ландшафта: учебное пособие. Изд.З-е, переработанное и дополненное. М.: Астрея-2000, 1999.-768 с.
103. Познанин В.Л., Баранов А.В. Криогенные склоновые процессы: Эрозионные процессы центрального Ямала/Под. ред. А.Ю. Сидорчука и А.В. Баранова. С.Пб., 1999. -С. 119-132.
104. Познанин В.Л., Суходольский С.Е. Криогенные процессы и явления//Инженерно-геологический мониторинг промыслов Ямала, т.1 Геокриологические условия освоения Бованенковского месторождения. Тюмень: ИПОС, 1996. -С.60-73.
105. Полуостров Ямал/отв. ред. В.Т. Трофимов. М., 1975. -278с.
106. Природные условия Байдарацкой Губы. -М.: ГЕОС, 1997. -432 с.
107. Ребристая О.В., Хитун О.В., Чернядьева И.В., Лейбман М.О. Динамика растительности на криогенных оползнях в центральной части полуострова Ямал//Ботанический журнал, 1995. Т.80. N 4. сс
108. Рогов В.В. Структурная классификация подземных льдов//Вестник Моск. Ун-та/Сер. геогр., 1996. № З.-С. 16-21.
109. Романенко Ф.А. Распределение и динамика оползней-сплывов на одном из участков Центрального Ямала//Инжен. География/Инжен.-геоморф. аспекты: Тезисы Межгосуд. конф. Вологда 13-17 сент. 1993. Вологда, 1992. Вып.1. -С.7-9.
110. Савельев B.C. Прогноз устойчивости оттаивающих склонов: Вопросы фундаментостроения на вечномерзлых грунтах и вопросы деформирования склонов и откосов/Сб. трудов НИИОСП, 1986. N 81. сс.
111. Соломатин В.И. Ископаемые реликты ледникового льда на севере Западной Сибири//Материалы гляциологических исследований. Хроника, обсуждения, 1982. Вып.29 -С.233-240.
112. Соломатин В.И. Петрогенез подземных льдов. Новосибирск: Наука, 1986. -215с.
113. Стрелецкая И.Д., Лейбман М.О. Криогеохимическая взаимосвязь пластовых льдов, криопэгов и вмещающих их отложений Центрального Ямала. Криосфера Земли, 2002. Т.6, №3. -С. 15-24.
114. Стрелецкая И.Д., Украинцева Н.Г., Дроздов И.Д. Происхождение и распространение пластовых льдов в криолитозоне Арктики//Вестник МГУ/Сер.5 География. 2002. № 3. -С.7-13.
115. Сулержицкий Л.Д. Микробное загрязнение органического вещества из вечной мерзлоты, наблюдаемое при радиоуглеродном датировании//Криосфера Земли, 1998. Т.2. №2. -С.76-80.
116. Сурмач Н.Н. Результаты изучения состава и свойств пород солифлюкцинно-оползневых накоплений центрального Гыдана: Комплексирование методов изучения горных пород при инжен.-геол. съёмках. М.: ВСЕГИНГЕО, 1990. -С.94-99.
117. Суходольский С.Е. Парагенезис подземных вод и многолетнемерзлых пород. М.: Наука, 1982.
118. Суходровский В.Л. Экзогенное рельефообразование в криолитозоне. -М.: Наука, 1979.
119. Тарасов А.М. Опыт применения изотопно-кислородного метода изучения подземных льдов при проведении инженерно-геокриологической съемки // Методы инженерно-геокриологической съемки. М.: ВСЕГИНГЕО, 1990.-С.118-133.
120. Тентюков М.П. Геохимия ландшафтов Центрального Ямала. Екатеринбург: УрО РАН, 1998. -101с.
121. Трофимов В.Т., Баду Ю.Б., Васильчук Ю.К. Инженерно-геологические условия Гыданского полуострова. М.: Изд-во МГУ, 1986. -212с.
122. Трофимов В.Т., Баду Ю.Б., Дубиков Г.И. Криогенное строение и льдистость многолетнемерзлых пород Западно-Сибирской плиты. -М.: Изд-во МГУ, 1980. -245с.
123. Тумель Н.В., Шполянская Н.А. Криолитогенез плейстоценовых отложений в низовьях Енисея (на примере Селякина мыса)//Проблемы криолитологии. М.: Изд-во МГУ, 1983. Вып.ХГ -С.116-137.
124. Украинцева Н.Г. Ивняковые тундры Ямала как индикатор засоленности поверхностных отложений//Итоги фундаментальных исследований криосферы Земли в Арктике и Субарктике. -Новосибирск: Наука, 1997а. -С.182-187.
125. Украинцева Н.Г. Ландшафтно-геохимический механизм «закрепления» оползневых склонов на Западном Ямале: Тезисы X ландшафтной конференции. Москва-Санкт-Петербург, 19976. -С.196-198.
126. Украинцева Н.Г. Пространственно-временные закономерности распространения криогенных оползней скольжения на севере Западной Сибири//Криосфера нефтегазоносных провинций: Материалы межд. конф. Тюмень., 2004. -С.41-42.
127. Украинцева Н.Г., Лейбман М.О., Стрелецкая И.Д., Зайцев М.Л., Изучение оползневых ритмов в тундровой зоне сопряженным ландшафтно-геохимическим методом//Ритмы природных процессов в криосфере Земли: Тез. докл. Пущино. М., 2000. -С. 100.
128. Украинцева Н.Г., Особенности распространения кустарниковых тундр на Ямале: Материалы Моск. Центра РГО/Биогеография. М., 1998. Вып.7. -С.46-53.
129. Украинцева Н.Г., Стрелецкая И.Д. Биогеохимические особенности экосистем в подзоне типичных тундр Западной Сибири//Криосфера Земли как среда жизнеобеспечениия: Материалы междун. конф., Пущино. -М., 2003. -С. 179-181 .
130. Украинцева Н.Г., Стрелецкая И.Д., Ландшафтная индикация засоленности поверхностных отложений на оползневых склонах Западного Ямала: Ландшафтная школа Московского Университета: традиции, достижения, перспективы. М.: РУСАКИ, 1999. -С. 120129.
131. Украинцева Н.Г., Шувалова Е.М., Васильев А.А. Оценка потенциальной опасности развития склоновых процессов на территории Бованенковского месторождения: Методы изучения криогенных физико-геологических процессов. Москва: ВСЕГИНГЕО, 1992. -С.109-114.
132. Физико-химические основы геокриологии/Юсновы геокриологии под ред.Э.Д.Ершова. Часть 1. М.: Изд-во Моск.Унив., 1995. -368 с.
133. Фотиев С.М. Закономерности формирования ионно-солевого состава природных вод Ямала//Криосфера Земли, 1999. Т.4. №2 -С.40-65.
134. Хименков А.Н., Брушков А.В. Океанический криолитогенез. М.: Наука, 2003. -Хс.
135. Чаус И.К. Сплывы грунтов в условиях вечной мерзлоты//Геоморфология, 1995. №4. -С.85-91.
136. Чистотинов JI.B. Миграция влаги в промерзающих неводонасыщенных грунтах. М.: Наука, 1973.-143с.
137. Шиятов С.Г., Горланова JI.A. Патологические структуры в древесине лиственницы сибирской: Ботанические исследования на Урале (Информационные материалы). Свердловск, 1986. -С.71.
138. Шполянская Н.А. Криогенное строение дислоцированных толщ с пластовыми льдами как показатель их генезиса (север Западной Сибири)//Криосфера Земли, 1999. №4. -С.61-70.
139. Шполянская Н.А. О возможности промерзания донных отложений в Арктических морях//Вестник МГУ, 1989. Сер.5, геогр. №5. -С.72-78.
140. Шполянская Н.А., Стрелецкая И.Д. Генетические типы пластовых льдов и особенности их распространения в Российской Субарктике//Криосфера Земли, 2004. Т. VIII. №4. -С.56-71.
141. Шумский П.А., Втюрин Б.И. Подземные льды: Доклады на международной конференции по мерзлотоведению. М.: Изд-во АН СССР, 1963. -Хс.
142. Шур Ю.Л. Верхний горизонт толщи мерзлых пород и термокарст. -Новосибирск: Наука, Сибирское отделение, 1988, -213с.
143. Brown J., Ferrians О.J., Hegginbottom J.A., Melnikov E.S. Circum-Arctic map of permafrost and ground ice conditions//Circum-Pacific map series, US Geological Survey, 1997.
144. Burn C.R. and Friele P.A. Geomorphology, Vegetation Succession, Soil Characteristics and Permafrost in Retrogressive Thaw Slumps near Mayo, Yukon Territory//Arctic, 1989. V.42. No.l. -P.31-40.
145. Burn C.R. and Lewkowicz A. Retrogressive thaw slumps//Can. Geogr. 1990. V.34. No.3. -P.273-276.
146. Chandler R.J. Periglacial mudslides in West Spitzbergen and their bearing on the origin of fossil "solifluction" shears in low angled clayslopes//Quarternary Journal of Engineering Geology, 1972. V.5. -P.223-241.
147. Chuvilin, E.M. Migration of ions of chemical elements in freezing and frozen soils//Polar records 35 (192), 1999. -PP.59-66.
148. Egginton P.A. and French H.M. Solifluction and related processes, eastern Banks Island, NWT//Can. J.Earth Sci. 1985. V.22. No.l 1. -P.1671-1678.
149. Ermokhina K.A., Ukraintseva N.G. Trace elements in plants on landslide-affected slopes in Yamal peninsula, Russia//33rd Annual Arctic Workshop. Abstracts. Polar Env. Centre, Troms0, Norway, 3-5 April 2003b. -P. 72.
150. French H.M., Harry D.G. Nature and origin of ground ice, Sandhills Morain, southwest Banks Island, Western Canadian Arctic//Journal of Quaternary Science, 1988. V.3(l). -P.19-30.
151. French H.M., Pollard W.H. Ground ice investigations, Klondike District, Yukon Territory//Canadian Journal of Science, 1986. V.23. -P.550-560.
152. French, H.M. The Periglacial Environment. London: Longman, 1976. -309p.
153. Fujino K., Sato S., Matsuda K., Sasa G., Shiumi O., Kato K. Characteristics of the massive ground ice body in the western Canadian Arctic: Fifth International Conference on Permafrost. Trondheim, Norway: Tapir Publishers, 1988. -P.143-147.
154. Grove J.M. The incidence of landslides, avalanches and floods in western Norway during the Little Ice age//Arctic and Alpine Research, 1972. 4(2). -P. 131-138.
155. Hantemirov, R.M., Shiyatov S.G. A continuous multimillennial ring-width chronology in Yamal, northwestern Siberia Holocene, 12(6), 2002. -P.717-726.
156. Hantemirov, R.M., Shiyatov S.G. Yamal Peninsula Multimillennial Summer Temperature Reconstruction, IGBP PAGES/World Data Center for Paleoclimatology Data Contribution Series # 2003-029. NOAA/NGDC Paleoclimatology Program, 2003. Boulder CO, USA.
157. Harris C. Mechanisms of mass movement in periglacial environments: Slope Stability. Ed. M.G. Anderson and K.S. Richards, Chichester, UK: J. Wiley & Sons Ltd. 1987.-P.551-559.
158. Harris C., Gallop M., Coutard J.-P. Physical modeling of gelifluction and and frost creep: some results of a large-scale laboratory experiment. Earth Surface processes and landforms. 1993. V.18: 383-398.
159. Harris, C. & Lewkowicz A. G. An analysis of the stability of thawing slopes, Ellesmere Island, Nunavut, CanadaI/Canadian Geotechnical Journal, 2000.V.37(2). -P449-462.
160. Harris, C. & Lewkowicz A.G. Form and internal structure of active-layer detachment slides, Fosheim Peninsula, Elsmere Is-land, Northwest Territories, CanadaJ/Canadian Journal of Earth Sciences, 1993. 30(8). -P.1708-1714.
161. Harry D.G., French H.M., Pollard W.H. Massive ground ice and ice-cored terrain near Sabine Point, Yukon coastal Plain//Canadian Journal of Science, 1988. V.25. №11. -P.1846-1856.
162. Heginbottom J.A. An active retrogressive thaw, flow slide on eastern Melville Island, District of Franklin//Geol. Surv. Canada, Current Research Part A, 1978. Pap.78-1 A. -P.525-526.
163. Heginbottom J.A. Continued headwall retreat of retrogressive thaw flow slide, eastern Melville Island, Northwest Territories//Geol. Surv. Canada, Current Research Part B, 1984. Pap.84-1B. -P.363-365.
164. Krom V.D., Pollard W.H. The occurrence of retrogressive thaw slumps on Herschel Island, Yukon Territory. Musk ox. 1989. V.37. pp.l
165. Lambert J.D.H. Plant succession on an active tundra mud slump, Garry Island, Mackenzie River Delta N.W.T//Can. J. Bot. 1976. V.54. -P. 17501758.
166. Lambert J.D.H. Plant succession on tundra mudflows: preliminary observations//Arctic, 1972. V.25. -P.99-106.
167. Larsson S. Geomorphological effect on the slopes of Longyear valley, Spitsbergen after a heavy rainstorm in July 1972//Geogr. Annaler, 1982. V.64A, №.3-4. -P.105-125.
168. Leibman M.O. On cyclicity of cryogenic landslides of the Yamal Peninsula: XIII Int. Congress INQUA, August 2-9, Beijing, China, Abstracts, 1991. -P. 190.
169. Leibman M.O. Preliminary results of cryogenic landslides study on Yamal Peninsula, Russia//Permafrost and Periglacial Processes, 1995. V.6(3). -P.259-264.
170. Leibman M.O. Results of chemical testing for various types of water and ice, Yamal Peninsula, Russia/ZPermafrost and Periglacial Processes, 1996. Vol.7. -P.287-296.
171. Leibman M.O., Egorov I.P. Climatic and environmental controls of cryogenic landslides, Yamal, Russia: Landslides. Rotterdam: Balkema Publishers, 1996. -P.1941-1946.
172. Leibman M.O., Rivkin F.M., Saveliev V.S. Hydrogeological aspects of cryogenic slides on the Yamal Peninsula: Proceedings of the Sixth Int. Conf. on Permafrost. Beijing, 1993. Wushan Guangzhou, China, 1993. Vol.1. -P.380-382.
173. Lewkowicz A. Headwall retreat of ground-ice slumps, Banks Island, Northwest Territories//Can. J.Earth Sci. 1987a. V.24. №.6. -P. 1077-1085.
174. Lewkowicz A. Nature and importance of thermokarst processes, Sand Hills moraine, Banks Island, Canada//Geogr. Ann. 1987b. V.69A. №.2. -P.321-327.
175. Lewkowicz A. Slope processes/Лп M.J.Clark (ed): Advances in periglacial geomorphology. Chichester, UK: Wiley, 1988. -P.325-368.
176. Mackay J.R. Active layer movement in a continuous permafrost environment, Garry Island, Northwest Territories, Canada//Can. J. Earth Sci. 1981.V.18. №.11. -P. 1666-1680.
177. Mackay J.R. Fifty years (1935-1985) of coastal retreat west of Tuktoyaktuk, District of Mackenzie//Geol. Surv. of Canada, Pap. Etude 86-1A, Current Res. 1986. Part 2. -P.727-735.
178. Mackay J.R. Massive ice: some field criteria for the identification of ice types//Currient Research, Part G. Geological Survey of Canada, 1989. Paper 89-1G. -P.5-11.
179. Mackay J.R. Problems in the Origin of Massive Icy Beds, Western Arctic, Canada: Permafrost/Second Inter. Conf. 13-28 July 1973, Yakutsk, USSR. North Amr. Contribution. 1973. -P.XX.
180. Mackay J.R. The origin of massive icy beds in permafrost, western Arctic Coast, Canada//Canadian Journal of Earth Science, 1971. V.8. №.4. -P.397-422.
181. Mackay J.R., Dallimore S.R. Massive ice of the Tuktoyaktuk area western Arctic coast, Canada//Canadian Journal of Earth Science. 1992. V.29.-P.1235-1249.
182. Mackay J.R., Mathews W.H. Geomorphology and Quaternaiy history of the Mackenzie River Valley near Fort Good Hope, N.W.T.//Can. J. Earth Sci. 1973. V.10.-P.26-41.
183. Mathewson C.C. and Mayer-Cole T.A. Development and run out of a detachment slide, Bracebridge Inlet Buthurst Island, Northwest Territories, Canada//Bull. Assoc. Engin. Geol. 1984. V.21. -P.407-424.
184. McRoberts E.C. Slope stability in cold regions: Geotechnical Engineering for Cold Regions/Eds. Andersland O.B. and Anderson D.M. McGraw-Hill, NJ. 1978. -P.363-404.
185. McRoberts E.C., Morgenstern N.R. The stability of slopes in Frozen Soil, Mackenzie Valley, N.W.T//Canadian Geotechnical Journal, 1974a. V.ll. -P.554-573.
186. McRoberts E.C., Morgenstern N.R. The stability of thawing slopes//Canadian Geotechnical Journal, 1974b. V.ll. №4, -P.447-469.
187. Moorman B.J., Michel F.A., Wilson A.T. The development of tabular massive ground ice at Peninsula Point, N.T.W. Canada//Permafrost: Proceedings of the Seventh International Conference, Yellowknife, Canada, June 23-27,1998 -P.757-761.
188. Nyberg R. and Lindh L. Geomorphic features as indicators of climatic fluctuations in a periglacial environment, Northern Sweden//Geografiska Annaler, 1990. 72A(2). -P.203-210.
189. Othman M.A., Benson C.N. Effect of freeze-thaw on hydraulic conductivity and morphology of compacted clay//Canadian Geotechnical Journal, 1993.V.30. №2. -P.236-242.
190. Perednya D.D., Leibman M.O., Kizyakov A.I., Vanshtein B.G., Cherkashov G.A. Coastal dynamics at the western part of Kolguev Island,
191. Barents Sea // Arctic Coastal Dynamics, Reports of the 3rd International Workshop, University of Oslo (Norway) 2-5 December 2002, Reports on Polar and Marine Research, AWI Bremerhaven, Germany, 443, 2002, p.92-94.
192. Pollard W.H., Bell T. Massive ice formation in the Eureka Sound Lowlands: a landscape model//Permafrost: Proceedings of the Seventh International Conference, Yellowknife, Canada, June 23-27, 1998. -P.903- 761.
193. Pollard W.H., Dallimore S.R. Petrographic characteristic of massive ground ice, Yukon Coastal Plain, Canada//Permafrost: Proceedings of the Fifth International Conference. Trondheim, Norway: Tapir Publishers,1988. -P.224-229.
194. Pover M.A. Land sliding at Cement Creek, Kluane Ranges, Southwest Yukon: Yukon Geology. Edmonton, Alberta, Canada, University of Alberta, Department of Physics, 1988. -P.51-60.
195. Rapp A. and Nyberg R. Alpine debris flows in northern Scandinavia. Morphology and dating by lichenometry//Geogr. Ann. 1981. 63A. №3-4. -P.183-196.
196. Rein R.G., Burrows C.M. Laboratory measurement of subsurface displacement thaw of low angle slopes of a frost -susceptible soil//Arctic and Alpine Research, 1980. V.12. -P.349-358.
197. Robinson S.D., Pollard W.H. Massive ground ice within Eureka Sound bedrock, Ellesmere Island Canada//Permafrost: Proceedings Seventh International Conference. Yellowknife, Canada. June 23-27, 1998. -P.949- 953.
198. Savigny R.W. Land slide processes in permafrost soils along proposed pipeline corridors, Mackenzie Valley: N.W.T. International
199. ReportZ/Surface Disturbances Induced by Oil and Gas Activities. N09Ap Project, No A17, 1991.-65p.
200. Shuster, R.L., Krizek, R.J., (editors). Landslides. Analyzes and Control: Special Report 176/National Academy of Sciences, Washington D.C. 1978.
201. Ukraintseva N.G., Leibman M.O. Productivity of willow-shrub tundra in connection with landslide activity. In: '30th Arctic Worcshop', INSTAAR, University of Colorado, Boulder, CO USA, March 15-19 2000, 2000.-P.150-152.
202. Vallejo L.E. A new approach to the stability analysis of thawing slopes//Canadian Geotechnical Journ., 1980. V.17. -P.607-612.
203. Vallejo L.E. An explanation for mudflows//Geotechnique, 1979. V.29. №3. -P.351-354.
204. Vallejo L.E. and Edil T.B. Stability of thawing slopes: field and theoretical investigations//Soil Mechanics and foundation engineering: Proc. 10th International Conf. Stockholm, June 1981 Rotterdam: Balkema, 1981. Vol.3. -P.XX.
205. Vallejo L.E. Stability Analisis of Mudflows on Natural Slopes//Soil Mechanics and foundation engineering: Proc 10th International Conf. Stockholm, June 1981. Rotterdam: Balkema, 1981. Vol.3 -P.541-548.
206. Vanshtein B.G., Leibman M.O., Piven P.I., Hubberten H.-W. 2002. Cryogeochemical fields in tabular ground ice in a coastal zone of the Russian Arctic. Fifth Workshop on Land Ocean Interactions in the Russian Arctic (LOIRA). Abstracts, pp. 18-19.
207. Wang Wenbao Investigation and Treatment for slopesliding of railway cutting in permafrost Area: V Intern. Conf. on Permafrost, Trondheim, Norway, August, 1988. Trondheim, 1988. V.2. -P.l515-1519.
208. Washburn A.L. Periglacial processes and environments London: E. Arnold, 1973.
209. Woo M. and Steer P. Slope hydrology as influenced by thawing of the active layer, Resolute, N.W.T//Can. J. Earth Sci. 1983. V.20. №.6. -P.978-986.
210. Zaretskaia N.E., Ponomareva V.V., Sulerzhitsky L.D. & Dirksen O.V. Radiocarbon dating of the Kurile Lake caldera eruption (South Kamchatka, Russia)//Geochronometria. 2001. №20. -P.95-102.
-
Лейбман, Марина Оскаровна
-
доктора геолого-минералогических наук
-
Тюмень, 2005
-
ВАК 25.00.36
- Динамика термоденудационных процессов в районах распространения залежей пластовых льдов
- Происхождение деформаций криолитогенных четвертичных отложений Карского региона
- Взаимосвязь гидрологических и криогенных процессов в бассейнах малых рек и на побережье Карского региона
- Пластовые льды юго-западного побережья Карского моря
- Закономерности формирования криогенного строения четвертичных отложений Северной Якутии
