Термокарст образует многочисленные термокарсто­вые формы рельефа, таберированные и таберальные отложе­ния (IV.5). Развитие термокарста включает протаивание вы­сокольдистых отложений и мономинеральных подземных льдов, сопровождающееся осадками поверхности и возникновением от­рицательных форм мезо- и микрорельефа. Главенствующим яв­ляется озерный термокарст, при развитии которого просадоч-ные формы заполняются водой, образуя термокарстовые озера. Термокарстовые просадки, сопровождающиеся стоком воды, приводят к возникновению термоденудационного микрорельефа: термоцирков, термокаров, байджарахов, бугристо-западин-ных форм (см. III.4) и др. Они часто сопутствуют озерному термокарсту, но по масштабам и геологическим последствиям термоденудационные формы имеют меньшее значение. Основ­ной региональной закономерностью распространения термокар­стовых образований является приуроченность к территориям, где распространены в настоящее время или существовали в предшествующие криохроны высокольдистые отложения и скоп­ления подземного льда. Это аккумулятивные равнины севера Евразии и Северной Америки и межгорные тектонические впа­дины и долины рек орогенных областей.

119

По преобладающему генезису вытаивающих подземных льдов, который существенно определяет характерные черты тер­мокарстовых образований, можно выделить следующие основ­ные региональные группы. Первая группа объединяет террито­рии, где распространены преимущественно синхронно-эпикрио-генные отложения (IV.3), содержащие внутригрунтовые, в том числе пластовые, сегрегационные и инъекционные льды. По ге­незису это преимущественно морские и ледниково-морские од­нократно промерзшие отложения, а также изначально мерз­лые морены, содержащие захороненный ледниковый лед (IV.2). Распространение и морфология термокарстовых озер, их глу­бины, особенность таберальных отложений определяются крио­генным строением этих отложений, наличием и размерами пла­стовых льдов различного происхождения. Повторно-жильные льды, как правило, имеют небольшие размеры. Они влияют на особенности термоабразии и морфоскульптуру берегов, разви­тия эрозионной сети, дренирующей озера. Для термокарстовых озер характерно разнообразие формы, размеров и глубины. По­следние изменяются от первых до 30—40 м. К областям рас­сматриваемой группы относятся север Восточно-Европейской и Западно-Сибирской низменностей, а также низменность, при­легающая к дельте р. Маккензи в Канаде.

Вторая группа включает территории с преимущественным распространением синкриогенных отложений с мощными син­генетическими повторно-жильными льдами — «ледового комп­лекса» (IV.2). Криогенное строение этого комплекса обуслов­ливает морфоскульптуру берегов термокарстовых озер, бортов аласных котловин и долин рек, наличие байджарачного микро­рельефа. Глубины термокарстовых озер изменяются от 2—3 до 15—20 м. В эту группу входят низменности Центральной и Северной Якутии, Аляски, межгорные впадины Верхояно-Чу-котской горной области.

Территории, где распространены перечисленные выше виды высокольдистых эпи- и синкриогенных отложений и мономине­ральных подземных льдов, относятся к третьей группе. Это Ха-танго-Пясинская часть Северо-Сибирской низменности, Анадыр-ско-Пенджинская депрессия на Чукотке и др.

Геоморфологическим фактором, способствующим образова­нию термокарста и озерных термокарстовых форм, является равнинный характер территории, затрудняющий сток поверх­ностных вод. В долинах горных рек со значительными уклона­ми днища последнее обусловливает локальное распространение термокарстовых озер. В условиях избыточного увлажнения, ха­рактерных для арктических низменностей, термокарстовые озе­ра повсеместно имеют поверхностный сток по небольшим ручь­ям и «полосам стока». Миграция озер вызывает их осушение, что связано с развитием эрозионной сети рек и смещением к югу береговой линии моря. В районах с неустойчивым увлаж­нением (Центральная Якутия) часть термокарстовых озер бес-

120

сточна. В засушливые циклы лет бессточные озера полностью или частично высыхают, в плювиальные — наполняются водой.

В процессе развития термокарстовые озера углубляются, акватория их расширяется под действием термоабразии льдис­тых отложений и мономинеральных залежей льда (ШЛО). В районах с преобладающим направлением летних ветров под действием термоабразии образуются ориентированные озера, вытянутые главной осью по направлению господствующих вет­ров. Такие озера характерны для некоторых низменностей Чу­котки и Аляски.

Осушение термокарстовых озер приводит к образованию ос­таточных термокарстовых или эрозионно-термокарстовых кот­ловин, называемых в Западной Сибири хасыреями, а в Яку­тии — аласами. Для этих котловин характерны разнообразные размеры, достигающие десятков километров. Поверхность их обычно террасирована. Это является результатом миграции тер­мокарстовых озер, а также многократного неполного осушения при развитии эрозионной сети. Для них характерен полигональ­ный микрорельеф, как вызванный криогенным растрескивани­ем и ростом повторно-жильных льдов на севере, так и остаточ­ный, обусловленный вытаиванием жильных льдов, тяготеющий к более южным районам. В днищах термокарстовых котловин формируется полифациальный комплекс специфических табе-ральных, озерных и озерно-болотных (собственно аласных) от­ложений (IV.5). Термокарстовые озера и котловины являются местными очагами накопления минеральных осадков, сносимых с окружающих их возвышенностей солифлюкционно-делювиаль-ными процессами.

Причины массового развития термокарстовых озер в районах распространения высокольдистых отложений являются дискуссионным вопросом. С. В. Томирдиаро и Н. А. Шило считают, что образование термокарстовых озер — это следствие самоуничтожения высокольдистых комплексов с растущими повторно-жильными льдами. При накоплении пов­торно-жильного льда ледяные жилы как бы вылезают на по­верхность, а слой минерального осадка над ними становится та­ким тонким, что малейшее увеличение глубины СТС ведет к прогрессивному протаиванию и образованию термокарстовых озер. В. Л. Суходровский (1979) полагает, что зарождение мас­сового термокарста связано с первичными старичными и дру­гими озерами, существовавшими на аккумулятивных равнинах в позднеплейстоценовом криохроне. Увеличение влажности кли­мата в голоцене привело к переполнению озер, термоабразии их берегов, расширению и миграции.

Большинство исследователей (В. А. Кудрявцев, С. П. Качу-рин, Т. Н. Каплина, Ю. А. Шур, Н. Н. Романовский и др.) свя­зывают массовое возникновение термокарстовых озер с изме­нением внешних термодинамических условий существования мерзлых толщ. Анализ палеогеографических изменений на ру-

121

беже плейстоцена и голоцена показывает, что основной причи­ной массового термокарста послужило потепление климата, со­провождавшееся увеличением увлажненности, что привело к повышению t_Cp и увеличению глубин СТС. В результате про-таиванием захватывались высокольдистые породы и мономине­ральные залежи льда, накопившиеся в позднеплейстоценовый криохрон и залегавшие под маломощным СТС. В местах обра­зования наиболее глубоких просадок поверхности возникли тер­мокарстовые озера, под которыми началось многолетнее про-таивание льдистых пород. Условием перехода сезонного оттаи­вания в многолетнее является возрастание глубин термокарсто­вых озер до величин, при которых среднегодовая температура донных отложений t_n переходит через 0°С. Критические глуби­ны озер Я_кр, при которых /_д=0°С, зонально увеличиваются к северу.

В регионах с различным климатом зональные изменения Я_кр озер происходят неодинаково. В регионах с морским и уме­ренно континентальным климатом (север Восточной Европы и Западной Сибири) Я_кр в целом больше при сходных t_cp мерз­лых массивов пород, окружающих термокарстовые озера, чем в регионах с резко континентальным климатом (Центральная Якутия, Восточная Сибирь). Так, в Западной Сибири при t_B = =—5...—7°С и t_Cp =—1 ...—3°С Я_кр составляет примерно 0,8— 1 м, при t_B =—10...—1ГС и t_Cp =—6...—8°С изменяется от 2 до 2,5 м. В Центральной Якутии и долине р. Лены при t_B = =—9... —1ГС и tc_P =—2 ... — 4°С Я_кр не превышает 0,3—0,5 м, а при t_B =—12...—14°С и t_Cp =—5...—8°С составляет 1,2—1,5 м. В этом проявляется секториальность в отепляющем воз­действии водоемов на температурный режим пород, а также в развитии термокарста. Причины этого явления, вероятно, в раз­личном радиационном режиме этих территорий, а также в осо­бенностях промерзания озер, снегонакопления в озерных по­нижениях и таянии озерного льда. Промерзающие до дна озе­ра с указанными выше глубинами имеют обычно небольшие размеры — от нескольких десятков до первых сотен метров в поперечнике и высоту берегов до 2—3 м. Замерзание озер в Западной Сибири происходит при действии сильных ветров. Это, с одной стороны, интенсифицирует процесс промерзания, с другой — приводит к накоплению к весне в озерных чашах на льду мощного и плотного снега, особенно мощного у бере­гов. Снег не пропускает лучистую энергию к поверхности озер­ного льда до своего полного оттаивания, завершающегося уже при положительных температурах воздуха. В Центральной Якутии замерзание озер проходит при штилевой погоде, у сне­га небольшая мощность (20—40 см) и невысокая плотность, ложится он равномерно. Во второй половине зимы—начале вес­ны снег испаряется при отрицательных среднесуточных темпе­ратурах воздуха, а поверхность озерного льда обнажается, сни­жается его альбедо. Это делает возможным проникновение в

122

озерный лед значительной доли лучистой энергии. Последняя трансформируется в тепловую в толще льда и на контакте лед—дно озера. Происходит повышение температуры до 0°С и таяние в слое озерного льда и на поверхности раздела лед— грунт. Последнее приводит к образованию прослоя воды, а промороженный зимой озерный лед отрывается от дна и всплы­вает. Это ускоряет его таяние, которое происходит с поверхно­сти и снизу. После освобождения озер от ледяного покрова их прогрев более активно происходит в условиях Центральной Якутии с жарким малооблачным летом, чем в условиях уме­ренно теплого, с большим числом облачных дней лета севера Западной Сибири. В этих регионах существуют отличия как в температурах воздуха, так и в их радиационном режиме: при одинаковых величинах суммарной радиации в Якутии больше доля прямой коротковолновой радиации, в Западной Сибири — рассеянной длинноволновой. При одинаковой отражающей спо­собности воды в озерах проникновение в толщу больше у ко­ротковолнового излучения, чем у инфракрасного. Это способ­ствует большему прогреву массы озерной воды в условиях рез­ко континентального климата по сравнению с морским. Резуль­татом является, во-первых, сильное отепляющее воздействие озер небольшой глубины (0,2—1,0 м) с постоянным зеркалом воды, под которыми образуются талики. Эти озера не только са­ми замерзают до дна, но под ними и донные отложения про­мерзают зимой на несколько десятков сантиметров. Во-вторых, это аномально высокие /_д озер глубиной 3—10 м, непромерза-ющих до дна. При t_B =—10...—11°С /_д достигают +5...+8°С.

Зональность термокарстовых форм прослежива­ется на больших равнинных территориях, протягивающихся с юга на север. Она обусловлена рядом факторов и условий, вли­яющих на термокарст как геологическое явление. Первое — это трансформация зональности в распределении льдистости отложений (IV.2, IV.3), которая существовала в конце поздне-плейстоценового криохрона. Для нее характерны: сильное сме­щение к югу границ, в которых формировались зональные типы синкриогенных отложений (IV.2) и южной границы распрост­ранения повторно-жильных льдов; уменьшение мощности льди­стых синкриогенных отложений с севера на юг, а также раз­меров и площадей распространения эпигенетических повторно-жильных льдов. Распределение и льдистость отложений, сфор­мировавшихся к концу плейстоцена и подвергшихся в голоце­не протаиванию, предопределили зональность размеров и мор­фологии современных термокарстовых явлений. Второе — это формирование нового типа температурной геокриологической зональности в климатический оптимум голоцена, когда границы мерзлотно-температурных зон сместились на север на многие сотни километров даже по сравнению с современными.

В результате сформировались следующие зоны термокарсто­вых явлений.

123

Северная зона, где протаиванию подверглись наибо­лее льдистые породы, перекрытые тонким слоем минеральных отложений. Между термокарстовыми озерами и котловинами повсеместно сохранились массивы высокольдистых отложений. С поверхности они «бронированы» слоем современных покров­ных склоновых и элювиальных отложений (см. III.2), превы­шающих по мощности СТС в 2—3 раза. Под озерами сущест­вуют как сквозные, так и несквозные талики. Осушение и миг­рация озер ведут к их промерзанию и формированию мерзлых толщ, имеющих меньшую мощность, чем на останцах исходной поверхности, и образованию многолетних бугров пучения (см. III.3). В термокарстовых котловинах накапливаются синкрио-генные отложения небольшой мощности (первые метры). Раз­витие термокарстовых озер происходит только за счет боково­го смещения и абразии берегов, сложенных льдистыми осадка­ми и подземным льдом. Здесь образуются термокары и термо­цирки.

Южная зона реликтовых термокарстовых форм — не­глубоких озер и сухих плоских западин, бугристо-западинного и других видов остаточного полигонального микрорельефа (см. Ш.4). Мерзлые толщи отсутствуют или небольшой мощности. Они представлены позднеголоценовыми эпикриогенными поро­дами с повышенной льдистостью в верхней части разреза (до 3—10 м). Все льдистые породы и мономинеральные скопления подземного льда плейстоценового возраста почти полностью протаяли в голоценовый оптимум. Поэтому криогенный рель* еф имеет инверсионный характер, т. е. наиболее льдистым и мощным массивам пород, существующим в позднем плейстоце­не, соответствуют понижения в рельефе, малольдистым — по­ложительные формы. Северная граница этой зоны примерно совпадает с границей северной и южной геокриологических зон.

Промежуточная зона, разделяющая северную и юж­ную зоны, отличается сочетанием реликтовых и современных термокарстовых форм. Она примерно совпадает с южной под­зоной северной геокриологической зоны, где произошло непол­ное по мощности и кеповсеместное по площади протаивание мерзлых толщ с поверхности в голоценовый оптимум. В позд-неголоценовое похолодание частично оттаявшие с поверхности и находящиеся в субаэральных условиях толщи пород повтор­но промерзли. В этой зоне талики под термокарстовыми озе­рами преимущественно сквозные возникли в начале среднего голоцена. Высокольдистые породы сохранились в виде отдель­ных массивов в благоприятных условиях: в бортах долин, экс­понированных на север, под торфяниками и т. д. Термоабра­зия в берегах озер происходит преимущественно по эпикриоген-ным отложениям. Миграция озер ограничена. При их осуше­нии идет новообразование мерзлых пород и формируются миг­рационные бугры пучения.

124

Современное состояние термокарста как геологического ее-тественноисторического процесса и явления оценивается как не­активное. В северной зоне, где сохранились высокольдистые породы и залежи подземного льда, современные геокриологиче­ские условия достаточно суровы, глубины СТС существенно меньше, чем в климатический оптимум, при которых образо­вался «бронирующий» слой покровных отложений. В южной зоне высокольдистые породы имеют небольшую мощность, за­лежи льда протаяли, т. е. отсутствует субстрат для прогрессив­ного развития термокарста. Новообразование термокарстовых озер в естественных условиях происходит только в местах воз­никновения водоемов нетермокарстового происхождения, напри­мер пойменных озер. Под ними происходит протаивание льди­стых пород, причем этот процесс часто затухает за счет накоп­ления на их дне осадков мощностью более |_т. Только при пре­вышении #_кр термокарстовый процесс переходит в прогрессив­ную стадию и развивается до полного оттаивания льдистого субстрата.

Техногенные термокарстовые просадки раз­виваются практически в пределах всей мерзлой зоны. Обычно они сочетаются с термоэрозией и термоденудацией, оплывани­ем и быстрой солифлюкцией оттаивающих отложений. Термо­карстовые просадки и сопровождающие их процессы могут быть сравнимы только с начальными стадиями термокарста как естественноисторического процесса. В большинстве случаев просадки вызываются нарушением растительного покрова, уда­лением отложений СТС, а также подтоплением и созданием искусственных водоемов. В последнем случае может начаться прогрессирующий термокарст, приводящий к оттаиванию льди­стых отложений и образованию талика. В настоящее время раз­работаны достаточно надежные методы их прогноза (Фельд­ман, 1986). Заметим, что ни одна из известных попыток вы­звать прогрессирующий термокарст снятием СТС и оголением высокольдистых пород «ледового комплекса» не привела к по­ложительному результату: бронирующий слой таберированных осадков мощностью больше £_т накапливается быстрее, чем до­стигается #_кр. Термокарстовые просадки, вызванные деятель­ностью человека, имеют между тем крайне негативные послед­ствия: начинается заболачивание, образуются бедленды, созда­ющие благоприятные условия для развития термоэрозии.