Анализ природных условий севера Западной Сибири в целях
advertisement
Шполянская Н.А. Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова, географический факультет, кафедра криолитологии и гляциологии Анализ природных условий севера Западной Сибири в целях прогнозной оценки их реакции на перераспределение водных ресурсов в связи с освоением региона. Преобразование природной среды, всегда сопровождающее хозяйственное освоение любой территории, соответствующий прогноз взаимодействия и взаимоповедения ее элементов, охрана природы – одна из главных проблем нашего времени. Проблема эта достаточно сложная вследствие многосторонности связей между любым природным объектом и остальными физико-географическими компонентами. В северных районах России дополнительную сложность в решение этой проблемы вносит наличие вечной мерзлоты – элемента, чутко реагирующего на изменение естественных географических условий и способного при вмешательстве человека вызывать крупные, нередко необратимые, нарушения в природном равновесии. Недооценка этого элемента природы приводит к большим экономическим потерям. Вследствие этого прогноз изменения характера вечной мерзлоты должен быть неотъемлемой частью общей задачи прогноза изменения природных условий в районах хозяйственного освоения. Особенно это касается проектов, охватывающих одновременно большую территорию и приводящих к заметному изменению природной структуры целого региона. В 1970-е годы разрабатывался проект по переброске части стока р. Оби в южные районы. Был проведен детальный анализ природных условий северной половины Западной Сибири с позиции их реакции на перераспределение стока р. Оби и последующее изменение гидрологического режима региона. Были разработаны исходные принципы и общая методика исследования. Полученные результаты не потеряли своего значения и ныне, поскольку в печати неоднократно звучат голоса за возобновление подобного проекта. Ниже мы приводим это исследование. Оно опубликовано: – Шполянская Н.А.. Мерзлая зона литосферы Западной Сибири и тенденции ее развития. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1981. 167 с. – Шполянская Н.А., Графов А.Г. О возможных изменениях мерзлотных условий севера Западной Сибири в результате сокращения стока Оби (в связи с проектом переброски части стока севе рек в южные районы) // Природные условия Западной Сибири. Вып.6. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1976 Постановка вопроса и исходные позиции Главным объектом прогнозного исследования принято температурное поле грунтов, поскольку именно оно определяет характер мерзлоты, и именно его изменение приводит к изменению многих ее свойств – льдистости, мощности деятельного слоя, интенсивности криогенных физико-геологических процессов и др. Температура грунта зависит от климата и условий теплообмена на дневной поверхности и меняется при их изменении. Так как теплообмен определяется ландшафтом, то нарушение последнего в процессе антропогенной деятельности влечет за собой изменение теплового баланса и, тем самым, температуры грунтов. Поэтому прогноз температурного режима грунтов должен основываться на исследовании современной структуры теплового баланса поверхности почвы и оценке возможного ее изменения после нарушения естественных физико-географических условий. В основу положено известное [Будыко, 1956] уравнение годового теплового баланса поверхности почвы R+ LE + P + B = 0 (1) где, R – радиационный баланс деятельной поверхности, LE – затраты тепла на испарение, P – турбулентный теплообмен с атмосферой, B – теплообмен поверхности с грунтом. Изменения в ландшафте меняет тепловой режим грунтов. Из этого уравнения непосредственно тепловой поток в грунт B выглядит как B = R – LE – P (2) Анализ уравнения (1) показал, что в Западной Сибири тепловой баланс поверхности грунтов за год не сводится к нулю. Нами был произведен расчет составляющих уравнения для 46 пунктов северной части региона отдельно для двух полугодий – теплого (R>0), когда поток тепла направлен из атмосферы в грунт, и холодного (R<0), когда поток направлен из грунта в атмосферу. Выявилось, что в условиях Западной Сибири равенства между потоком тепла в грунт в теплый период года ВТ и оттоком тепла из грунта в холодный период ВХ нет, т.е. ВТ - ВХ (В) 0. При этом установлено, что величина В неодинакова на территории региона, и ее пространственное изменение обнаруживает четкую закономерность [Шполянская, 1981, 2008]. Выделяются три области (рис. 1): Северная – непосредственно от берега Карского моря до 67ос.ш. на западе и 68-69о с. ш. на востоке, совпадающая с зоной тундры, где теплообмен в холодное полугодие ВХ заметно превышает теплообмен в теплое полугодие ВТ (ВТ < ВХ, т.е. В <0), Центральная – узкая полоса вдоль Полярного круга, соответствующая зоне лесотундры, где приток тепла летом практически равен его оттоку зимой (ВТ ВХ, т.е. В 0), Южная – остальная часть области распространения вечной мерзлоты (до широтного отрезка Оби), совпадающая с зоной тайги, где летний приток тепла в грунт превышает зимний отток (ВТ > ВХ, т.е. В >0). Это свидетельствует о том, что тепловое состояние вечномерзлых грунтов в северной и центральной областях достаточно устойчиво, в южной области – имеет тенденцию к потеплению. Анализ уравнений (1) и (2) показал, что наибольшая доля в теплообмене приходится на составляющую LE (затраты тепла на испарение). Так, в зоне лесотундры на широте Полярного круга (66,5о с.ш.) R равен 26,0 ккал/см2год, LE = 18 ккал/см2год, P = 6,8 ккал/см2год. В лесной зоне, на широте 64о с. ш. R равный 26,7 ккал/см2год тратится почти целиком на испарение – LE = 22,2 ккал/см2год; P = 1,4 ккал/см2год. При этом LE – составляющая, наиболее подверженная изменению, поскольку существенно зависит от увлажнения поверхности. При сокращении стока Оби после изъятия части воды из нее величина R не изменится, так как зависит главным образом от географической широты. Значение P изменится мало, да и его доля в тепловом балансе невелика. А вот увлажненность поверхности, а вместе с ней и затраты тепла на испарение заметно изменятся, изменится и температура грунтов. Следовательно, необходимо, прежде всего, оценить, как повлияет сокращение стока Оби на влажность грунта. Именно с этой точки зрения надо рассмотреть природные условия региона. Основные черты природы севера Западной Сибири Главные пространственные закономерности распространения вечной мерзлоты в Западной Сибири проявляются в ее зональности [Шполянская, 1981]. Пространственное изменение температуры мерзлых пород в большой мере соответствует областям с отмеченными выше особенностями теплообмена между грунтами и атмосферой. В регионе в направлении с севера на юг температура мерзлых пород постепенно повышается, а мощность уменьшается. Характерны: – сплошное по площади распространение мерзлоты и низкие температуры (от -3 до -9оС) к северу от Полярного круга (66,5о с.ш.); – прерывистое ее распространение с температурой грунтов от -1 до -3оС к югу от Полярного круга до широты примерно 64о с.ш.; – островное распространение с температурой грунтов от 0 до -1оС – до широты 61-62о с.ш. Мощность вечной мерзлоты уменьшается с севера на юг от 250-400 м в зоне тундры до 50-100 м у южной ее границы (в зоне тайги). Региональной особенностью Западной Сибири является существование на ее территории глубоко залегающего слоя реликтовой вечной мерзлоты, еще не протаявшей со времени холодных эпох плейстоцена. Этот слой обнаруживается к югу от Полярного круга и прослеживается вплоть до 60ос.ш. При этом, от широты Полярного круга до широты 61-62о с.ш. он образует второй (нижний) слой вечной мерзлоты, залегающей на глубинах от 100-150 м (кровля слоя) до 300-350 м (подошва слоя). К югу от широты 61-62о с.ш., где современная вечная мерзлота отсутствует (за исключением аномальных условий), этот слой существует в виде изолированного глубоко залегающего слоя вечной мерзлоты с температурой близкой к 0о С. Слой залегает на глубинах от 150-200 м (кровля слоя) до 300-400 м (подошва слоя). Некоторые особенности гидрологического режима. В Западной Сибири развита мощная (200-250 м) толща четвертичных отложений, представленных слабо литифицированныими переслаивающимися песками, супесями, суглинками, торфом и лессовыми породами. Такое строение имеет своим следствием отсутствие регионально выдержанных водоупоров. Поэтому в регионе не формируются единые водоносные горизонты на больших площадях и в районах, удаленных от области питания. Как правило, области питания водоносных горизонтов совпадают с областями их распространения. Это создает дополнительное препятствие для дренирования грунтов, обусловливая их переувлажненность. Характерной чертой гидрологической сети района является преобладание малых рек и малых озер, равнинность территории и небольшие уклоны рек. Это тормозит поверхностный сток атмосферных осадков. Вместе же с низкой температурой воздуха и, соответственно, высокой его относительной влажностью, обусловливающей сниженное испарение с поверхности, такие условия создают повышенную заболоченность водосборов. Болота занимают более 70% площади, преобладая на междуречьях, и это усугубляет трудность поверхностного стока. Горизонт грунтовых вод на большей части района находится близко к дневной поверхности. Все это создает характерные особенности водного режима Оби, резко отличающие его от других крупных рек Сибири. Вечная мерзлота играет ведущую, роль в формировании гидрологического режима речной сети района, ее дренирующей способности. Наличие сплошной или близкой к сплошной вечной мерзлоты обеспечивает преимущественно снеговое питание рек (доля грунтово-болотного питания ничтожна). Равнинность территории водосбора создает сравнительно малые скорости течения Оби и ее притоков. Все это, в свою очередь, обусловливает высокое заполнение русел водой и длительное (четыре и более месяца) стояние высоких уровней (в низовье Оби с мая по октябрь), слабое дренирование территории. Повышенные значения водности на Оби не имеют резкого весеннего пика и занимают весь летний период [Антонов, Маслаева, 1965]. Интенсивный рост уровней на реках начинается весной, еще до их вскрытия и до начала сезонного протаивания грунтов, причем на Оби гораздо раньше, чем на ее притоках. Длительное стояние максимальных уровней в Оби и замедленный спад паводковых вод, затягивающийся в многоводные годы с обильными дождями до поздней осени, приводит к возникновению подпоров в нижних течениях притоков. В условиях равнинной территории подпоры у западносибирских рек распространяются далеко по притокам, на сотни километров выше их устья [Малик, 1972, 1975], вызывая застой паводочных вод и снижая и без того слабую дренирующую способность речной сети. В связи с этим уровенный режим Оби заметно отличается от уровенного режима других крупных арктических рек. Паводковые воды заливают обширные поймы, заполняют на них многочисленные протоки и понижения. Расходы воды на поймах в период высоких уровней представлены в значительной части паводковым стоком, сток происходит по мерзлому грунту. По мере понижения уровня воды в главном русле начинается постепенный спад воды и на пойме и медленное ее поступление с поверхности поймы и из многочисленных проток, соров, стариц. Это значительно удлиняет сроки половодья, отодвигая их на конец лета, а нередко и на осень. Аккумуляция поймами рек значительной части паводкового стока и последующая медленная его отдача на спаде половодья – одна из неблагоприятных черт режима водотоков, удлиняющих период стояния высоких уровней в гидрографической сети и снижающих ее водопропускную способность. В связи с этим район водосбора Оби характеризуется очень низкими показателями дренирующей способности водотоков. Можно принять, что именно протяженность подпоров выявляет зону современного водного влияния Оби. Она представляет собой полосу, вытянутую вдоль Оби по обоим берегам общей шириной 500-600 км (рис. 1). В пределах этой полосы могут происходить наиболее заметные изменения природных процессов при изменении уровня воды в реках рассматриваемой части бассейна как в связи с изменением.климата, так и при хозяйственном освоении территории. В геоморфологическом строении севера Западной Сибири, помимо равнинного рельефа, широко освещаемого в литературе, следует отметить еще и генетическую предопределенность рельефа, в большой мере обусловливающую гидрологические условия региона. Следует выделить два основных генетических макрокомплекса [Попов, 1953]: водораздельные плато и речные долины. Водораздельные плато – это, как правило, пологохолмистая поверхность с перемежающимися возвышенными и пониженными участками. Однако, в отличие от Русской равнины, пологонаклонные плоские поверхности на плато выработаны не делювиальноплоскостным сносом. Пологие склоны водораздельных плато относятся к элементам первичного рельефа (неровности морских равнин, в окраинных частях низменности – неровности ледниковой деятельности) и имеют только внутреннее распространение, не сопрягаясь со склонами речных долин. Склоны долин обычно более крутые, между системой рельефа водораздельного плато в целом и склонами речных долин всегда имеется более или менее четкая граница – бровка. Это указывает на то, что те и другие развиваются независимо друг от друга. Такая особенность геоморфологического строения региона сформировалась в результате активного эрозионного вреза в период осушения территории в конце плейстоцена – начале голоцена [Попов, 1953]. В настоящее время интенсивное врезание отсутствует, оно сменилось довольно быстрым боковым расширением долин, свойственным области распространения вечной мерзлоты. Замедлена и внутренняя переработка рельефа плато, его освоение молодой гидросетью. Долины обычно широки и террасированы. Надпойменные террасы, несмотря на большую их ширину, практически не освоены мелкой гидросетью. Чаще на их поверхности встречаются песчаные раздувы. Таким образом, современное устройство поверхности севера Западной Сибири таково, что имеющаяся гидросеть не может в достаточной степени дренировать поверхность региона. Только достаточно крутые склоны водоразделов, обращенные непосредственно к долинам, и прибровочные уступы террас взаимодействуют с речным стоком. Взаимодействие поверхностных и грунтовых вод, обычно способствующее дренированию поверхности, в условиях севера Западной Сибири также не благоприятствует стоку речных и поверхностных вод. Связь подземных и поверхностных вод на севере Западной Сибири осложнена, во-первых, наличием вечной мерзлоты или глубокого сезонного промерзания, во-вторых, высокой заболоченностью территории и специфическими свойствами грунтов севера. В связи с этим, такое взаимодействие протекает по-разному в разных частях региона. В самой северной (тундровой и лесотундровой) части Западной Сибири в условиях сплошного распространения вечной мерзлоты глубина залегания верхнего горизонта грунтовых вод определяется глубиной летнего оттаивания грунтов. Мерзлота является водоупором, грунтовые воды залегают на ней, уровень их меняется лишь по мере сезонного оттаивания грунтов. Болотные массивы протаивают обычно не более чем на 0,5 м, суходолы – до 1,0 м в суглинках и до 1,5 м в песках. Питание этих вод только атмосферное, гидравлической связи с нижележащими отложениями они не имеют [Бейром, 1969; Краснянская и Тимофеев, 1969]. Водоносные горизонты современного аллювия в пойме Оби и ее притоков, представленного в этой зоне вечномерзлыми грунтами, и древних аллювиальных, озерно-аллювиальных и морских отложений водораздельных участков и надпойменных террас, мало различаются. Дело в том, что грунтовые воды в поймах, хотя и должны были бы иметь и атмосферное, и паводковое питание, в действительности с последними практически не взаимодействуют. Паводки (и подпорные явления) развиваются весной и ранним летом, когда слой сезонного оттаивания еще мал. Питания грунтовых вод паводковыми водами вследствие этого не происходит. К моменту максимального протаивания (начало осени) устанавливается меженный режим. В результате, водоносный горизонт в условиях вечной мерзлоты пополняется и существует только за счет летних атмосферных осадков, их консервации в осенне-зимний период (при сезонном промерзании грунтов) и перераспределения в весенне-летний период (при сезонном оттаивании грунтов). Функционирование надмерзлотных вод ограничивается тремя месяцами, сток их осуществляется главным образом в местные мелкие водотоки, текущие в основном по мерзлым грунтам, а потому взаимодействие их с более глубокими водоносными горизонтами отсутствует. Глубокие горизонты подземных вод четвертичных отложений в Западной Сибири в большинстве случаев безнапорные, поэтому их влияние на вечную мерзлоту мало: в мерзлых породах они просто отсутствуют, а взаимодействия подмерзлотных вод с надмерзлотными не происходит. В лесотундровой зоне картина отчасти меняется. Здесь в пойме Оби (южнее впадения в нее р. Собь) при отсутствии в ней вечномерзлых пород водоносный горизонт пойменных отложений гидравлически связан с нижележащими водоносными горизонтами более древних аллювиальных отложений [Краснянская и Тимофеев, 1969]. Связь же его с паводковыми водами из-за глубокого сезонного промерзания по-прежнему весьма слаба [Малик, 1972]. Из сказанного вытекает общий вывод. В тундровой и лесотундровой зонах Западной Сибири из-за сплошного распространения вечной мерзлоты поверхностные воды и верхний надмерзлотный горизонт грунтовых вод изолированы друг от друга. При этом они практически не взаимодействуют с глубокими водоносными горизонтами, залегающими ниже вечной мерзлоты (подмерзлотными водами). Только в современных аллювиальных отложениях крупных рек при отсутствии мерзлых пород, возможно такое взаимодействие. В таежной зоне Западной Сибири в условиях прерывистой вечной мерзлоты, особенно на широтах островного ее распространения, когда имеются участки, лишенные вечной мерзлоты, грунтовые воды в немерзлых грунтах, казалось бы, должны более непосредственно взаимодействовать с поверхностными водами. В действительности этого не происходит. Дело в том, что источником водного питания грунтов на севере Западной Сибири и при отсутствии вечной мерзлоты (но в условиях глубокого сезонного промерзания) остаются атмосферные осадки. Боковой подток поверхностных и почвенно-грунтовых вод, а также увлажнение их глубинными грунтовыми водами отсутствует [Федорова, 1974; Куликов, 1970]. При этом, возможность поступления осадков в почвенно-грунтовую толщу ограничена на севере области тремя-четырьмя месяцами (июль-октябрь), на юге области – пятью-шестью месяцами (июньноябрь). Возможность относительно свободного гравитационного стекания влаги вниз по профилю ограничена краткостью безмерзлотного периода (полное протаивание наступает в августе, а новое промерзание начинается в октябре-ноябре). Весенние талые воды почти не принимают участия в формировании водоносного горизонта в связи с мерзлым состоянием поверхности почвы весной. Поэтому связь между грунтовыми и поверхностными (а тем более, паводковыми) водами в Западной Сибири ничтожна и при отсутствии вечной мерзлоты. Водоносный горизонт, так же как и на вечной мерзлоте, формируется за счет атмосферных осадков, поступающих в грунт в течение короткого лета, консервируемых в осенне-зимний период и перераспределяемых в весенне-летний период оттаивания грунтов. Особенности водного режима болотных массивов. Известно, что Западная Сибирь отличается необыкновенно высокой заболоченностью. Поэтому роль болотных массивов в водном режиме грунтов и его реакции на изменение стока Оби чрезвычайно велика. Из-за столь высокой заболоченности физико-географическая дифференциация территории в пределах каждой из зональных областей определяется степенью дренированности поверхности. Хорошо дренированные возвышенные участки и заболоченные равнинные и низинные участки – две резко отличные группы единиц физико-географического районирования. Общая площадь заболоченных земель в Западной Сибири достигает 70-90 млн. га, ежегодный прирост торфа – от 50 до 100 м3 на 1 га, запасы воды в торфах – не менее 1000 км3. На севере Западной Сибири преобладает два типа болот [Шумилова, 1968, 1971]: 1. – арктические эвтрофные (низинные) травяные (осоковые и пушицевые), распространенные преимущественно на безлесных тундровых пространствах Ямальского и Гыданского районов и лишь отдельными островами в более южных районах. Данный тип болот приурочен главным образом к долинам рек. Это – минеральные и торфяно-минеральные болота со скудной растительною, вечномерзлые практически с самой поверхности (слой сезонного оттаивания составляет менее 0,5 м). 2. – торфяные олиготрофные (верховые) болота, травяно-лишайниково-моховые и кустарничково-мохово-лишайниковые, развитые как на безлесных тундровых, так и на залесенных пространствах, и приуроченные и к водораздельным участкам, и к депрессиям. Этот тип болот повсеместен в пределах всей области вечной мерзлоты Западной Сибири, но преобладает в лесотундровой и таежной зонах. Глубина сезонного протаивания в них тоже не превышает 0,5-0,6 м. Близ южной границы вечной мерзлоты (63-64о с.ш.) и к югу от нее (в Среднем Приобье) снова нередки эвтрофные болота, осоково-гипновые и травяные, часто в сочетании с мезо- и олиготрофными грядово-мочажинными сосново-кустарничково-сфагновыми или кустарничково-лишайниково-моховыми. Эти болота, как правило, немерзлые, распространены преимущественно на междуречных пространствах и надпойменных террасах. Верховые болота занимают в регионе господствующее положение. Это связано со слабым взаимодействием поверхностных и грунтовых вод. Вследствие затрудненности грунтового питания в условиях вечной и сезонной мерзлоты в питании низинных болот вскоре после их возникновения начинает преобладать атмосферное питание, и низинные болота быстро переходят в верховые. Развитие болот в Западной Сибири тесно связано с режимом накопления осадков на древних озерно-аллювиальных равнинах и с неоднократными морскими трансгрессиями в плейстоцене. Поэтому именно геолого-геоморфологические факторы играют определяющую роль в пространственных закономерностях развития болот. Климатическая зональность практически не проявляется. Главное – это выравненность большей части междуречий, связанный с этим слабый сток и малая дренирующая способность речной сети. Усугубляется это подпорными явлениями в низовьях рек региона, обусловливающими длительную аккумуляцию паводковых вод на нижних участках рек второго, третьего и т.д. порядков. Сразу следует сказать, что болота Западной Сибири в большинстве случаев не служат путями, по которым осуществлялась бы связь между грунтовыми и поверхностными водами и, следовательно, не влияют на современное положение грунтовых вод, а тем самым и на подземный сток. Сток с таких болот происходит лишь в пределах деятельного слоя, составляющего 0,4-0,5 м [Куликов, 1970, 1972]. При этом, коэффициенты фильтрации изменяются от поверхности болот по экспоненциальному закону убывания вплоть до практически нулевых значений на подошве деятельного слоя. Нижележащая же инертная толща торфяника имеет постоянную влажность и является одновременно водоупором для верхней части. По мере роста болот часть влаги постоянно консервируется в торфянике. Вода в болотных массивах образует трехъярусную систему: гравитационную воду, капиллярную и грунтовую воду [Куликов, 1970]. Большая часть воды находится в связанном состоянии. Степень связанности молекул воды с частицами торфа неодинакова. Она зависит от того, какими силами вода удерживается в торфе – капиллярными, адсорбционными или осмотическими. Величины этих сил меняются в широком диапазоне и зависят от радиуса капилляра, расстояния до твердой поверхности частиц, молярной концентрации раствора в клетках растительных остатков, измельченности растительных остатков (степени разложения торфа) и т.п. Торфяные залежи болот неоднородны как по ботаническому составу, так и по степени дисперсности, поэтому вода в различных слоях имеет неодинаковую степень связанности. Обычно верхние слои торфа наиболее рыхлые, с малой степенью разложения, и имеют преимущественно крупные поры. Гравитационная вода приурочена именно к этим частям залежи. Только эта вода и удаляется из торфа путем свободного стекания. Однако она составляет небольшую долю общих водных запасов болот. Установлено, что при дренаже (и открытом, и закрытом) влажность торфа снижается в среднем всего с 91 до 88%. При этом, подавляющее количество атмосферных осадков стекает по внутриболотной гидросети, и лишь незначительные объемы с окраинной части болот могут выклиниваться на минеральные «берега» и питать подземные воды. Следует отметить, что и в этом случае сток происходит по временным водотокам, лишь спорадически питающим основные реки [Куликов, 1970]. Таким образом, основные физические свойства торфа и результаты осушительных мероприятий позволяют утверждать, что в пределах болотного массива влагосодержание его торфозалежи, кроме самого верхнего тонкого слоя, весьма устойчивая величина. Все это свидетельствует о том, что водообмен между инертной толщей торфяника, влагосодержание которой – величина постоянная, и подстилающим минеральным грунтом можно считать, в общем случае, отсутствующим. Это говорит о нулевом подземном питании в пределах распространения олиготрофных болот [Куликов, 1970, 1972]. В итоге, можно с уверенностью предположить, что водообменный режим болот Западной Сибири не изменится при изменении стока Оби. Это относится и к болотам, сложенным мерзлыми торфяниками, и к немерзлым южным болотам. Водные свойства минеральных грунтов. Грунты в Западной Сибири имеют особые водные свойства, благодаря которым водообмен в них и дренирующая их способность мало отличаются от болотных массивов. Характерной чертой грунтов Западной Сибири является повышенная влагонасыщенность почвенно-грунтовой толщи и ограниченный влагооборот в ней. Причины этого – атмосферное питание, малый расход влаги на гравитационный отток из грунтов и на физическое испарение, а также ограниченность внутрипрофильного нисходящего передвижения влаги, в частности, малоинтенсивное сквозное промачивание осенью и отсутствие его в остальные сезоны [Федорова, 1974]. Последнее затруднено, с одной стороны, препятствующим влиянием процесса сезонного промерзания грунтов, обусловливающего длительный зимний период консервации основного количества влаги, с другой стороны, особенностями состава и сложения почвенно-грунтовой толщи. Грунты севера Западной Сибири, как и вообще грунты в полярных и северных районах, на протяжении всей истории своего существования подвергались и подвергаются специфическому процессу переработки – криогенному выветриванию, связанному с периодическим промерзанием и оттаиванием грунтов. Криогенное выветривание включает в себя целый комплекс процессов – физических, химических и физико-химических, действующих особенно активно в слое сезонного промерзания-протаивания, и приводящих к формированию тонкодисперсных грунтов с высоким содержанием пыли, т.н. покровных суглинков [Попов, 1962; Конищев, 1981]. На севере Западной Сибири покровные образования развиты на широких пространствах и обладают особыми строением, составом и водными свойствами. Они представлены в основном суглинками, реже супесями, пористыми в верхней части. Мощность их невелика и лишь на склонах превышает мощность слоя сезонного протаивания-промерзания за счет переотложения. Содержание пылеватой фракции (0,05-0,005 мм) составляет 55-70%, иногда до 80%, причем пыль в основном крупная. Песчаная фракция (2-0,05 мм) составляет не более 5-9% и только в редких случаях достигает 20%. Глинистая фракция (<0,005 мм) не превышает 7-13%. Преобладание тонкодисперсной фракции определяет в значительной мере водные свойства грунтов Западной Сибири, обусловливая большую удельную поверхность, избыток свободной поверхностной энергии и наличие большого количества связанной воды. Основная особенность таких грунтов – это способность прочно удерживать молекулярными силами огромные количества воды. Этому же способствуют активно протекающие в регионе (из-за неглубокого залегания вечной мерзлоты и переувлажнения) процессы оглеения тонкодисперсного материала, сопровождаемые образованием гидрофильных органических и минеральных коллоидов, в которых сосредоточиваются огромные запасы свободной энергии. В ту же сторону работает и преобладание в покровных образованиях минералов монтмориллонитового ряда. Слабые межмолекулярные связи монтмориллонита, легко нарушаемые внедрением молекул воды, способствуют нахождению в его кристаллической решетке дополнительного количества воды, которая образует устойчивую молекулярную связь с грунтом. Очевидно, что водоотдача таких грунтов незначительна. В результате, в минеральных грунтах и на междуречных пространствах, и на надпойменных террасах водные условия на поверхности мало связаны с режимом подземных вод. Это касается почти всех водоносных комплексов верхнего гидрогеологического этажа. Взаимосвязь между подземными и поверхностными водами существует лишь на ограниченных песчаных участках, лишенных вечной мерзлоты. Такая взаимосвязь существует и в поймах крупных рек. Так, водоносный горизонт пойм рек Оби, Иртыша и их крупных притоков, залегающий на глубине от нескольких десятков сантиметров до 5-8 м. имеет гидравлическую связь (из-за отсутствия водоупора в подошве горизонта) и общие уровни с нижележащим водоносным горизонтом более древних аллювиальных отложений [Ружанский, 1972]. Мерзлотно-гидрологический режим в устье Оби и Обской губы, имеет несколько иные черты, чем описанные для основной части Западной Сибири. Рассмотрение его имеет смысл потому, что эта область может служить некоторым аналогом режима будущих водохранилищ, создаваемых при гидротехнических мероприятиях. Устье Оби географически приближается к Уральским горам, и относительно расчлененный рельеф этой части водосбора обусловливает большие скорости потока и более интенсивное дренирование территории. Так, уже в южной части Обской губы реки, впадающие в нее, к концу лета при максимальном оттаивании грунтов получают дополнительное питание за счет подруслового стока [Антонов, Маслаева, 1965]. Это обусловлено тем, что в этой части водосбора в устьях рек-притоков, многоводных и часто соединяющихся между собой, под руслами отсутствует вечная мерзлота, и нередко формируется объединенный подрусловой сток. Поэтому речные воды выносят в район дельты и в южную часть Обской губы заметное количество грунтовых наносов. Это способствует разрастанию дельтового участка и мелководья в южной части Обской губы. За дельтовым участком, в расширяющейся части Обской губы происходит одновременно резкое падение скоростей потока и взаимодействие речного и морского влияния. Это приводит к образованию аккумулятивной зоны с русловыми барами [Антонов, Маслаева, 1965]. Весь участок Обской губы от Салехарда до м. Дровяного (выхода в Карское море) составляет 1006 км [Антонов, Маслаева, 1965]. Здесь проявляется и речное влияние и морское, при этом роль последнего возрастает по мере продвижения на север. Заметное влияние оказывают приливные колебания, которые у м. Дровяного составляют 1,85 м, и по мере продвижения в глубь Обской губы снижаются до 0,3 м, полностью исчезая в дельте Оби. Не менее заметно влияние нагонной волны, которая, наоборот, возрастает по мере продвижения в глубь губы. У м. Дровяного амплитуда нагона не превышает 0,25-0,30 м, в вершине Губы, у мыса Ям-Сале она возрастает до 3,80-4,0 м. [Антонов, Маслаева, 1965]. Вечная мерзлота под Обской губой отсутствует, хотя «козырьки» мерзлых грунтов со стороны суши протягиваются в акваторию губы на километры. Описанный режим обусловливает преобладание абразионных процессов по берегам губы над эрозионными. Несмотря на то, что мерзлые грунты, слагающие Ямальский и Гыданский берега Обской губы, имеют достаточно низкую температуру (низкая отрицательная температура обычно повышает прочность грунтов и их устойчивость к внешним воздействиям), они содержат чаще всего крупные залежные льды (полигонально-жильные и пластовые), и это делает их уязвимыми для термоабразии. Термоабразионное разрушение берегов обусловлено совместно протекающим процессам летнего оттаивания и размыва водными массами мерзлых грунтов. Большую роль в этом играют нагонные явления, в периоды которых происходит разрушение береговых откосов штормовыми волнами и вынос в море оттаявшего за лето материала. Наибольшей интенсивности такие процессы достигают у открытых морских побережий. В южной и средней частях Обской губы гидродинамические условия более слабые, и там устойчивость берегов большая [Совершаев, 1992]. Сдерживающим и регулирующим фактором являются морские льды в Обской губе. Длительный 9-10- месячный период консервации береговой зоны промерзания береговых откосов вокруг Обской губы в большой мере защищают берега от разрушения и размыва. Выводы, вытекающие из проведенного анализа. Возможные изменения мерзлотных условий при сокращении стока Оби Из проведенного исследования можно заключить, что геоморфологические особенности Западной Сибири, наличие вечной мерзлоты и глубокое сезонное промерзание грунтов, специфические водные свойства грунтов региона, широкое распространение торфяников – все это создает такие условия, при которых не происходит нормального влаго- и водообмена между поверхностью и нижележащими грунтами и дренирование поверхности и грунтов протекает чрезвычайно слабо. Отсюда следует, что перераспределение водных ресурсов при осуществлении проекта по отъему части стока Оби мало изменит характер увлажнения грунтов. На самом севере, в зоне тундры и лесотундры, в условиях сплошной вечной мерзлоты, снижение максимальных уровней в реках и сокращение времени стояния паводковых вод практически не окажут влияния на положение и поведение грунтовых вод. Следовательно, и на междуречьях, и в долинах рек, включая поймы, дренирование не активизируется, и осушения грунтов происходить не будет. Южнее, в зоне тайги, в условиях прерывистой и островной мерзлоты, на участках, сложенных мерзлыми породами, ситуация сложится аналогично северной зоне. Однако и на участках при отсутствии вечной мерзлоты снижение максимальных уровней на реках тоже практически не усилит дренирования грунтов. Связь между поверхностными и подземными водами здесь тоже ничтожна, первый водоносный горизонт (верховодка) формируется только за счет атмосферных осадков в короткий летний период, и с более глубокими водоносными горизонтами не связан. Болота тоже не будут осушаться, поскольку водообмен болотных массивов с подстилающими грунтами практически отсутствует. Их влагонасыщенность останется прежней. Специфические тиксотропные, преимущественно монтмориллонитовые грунты Западной Сибири, отличающиеся незначительной водоотдачей, при сохранении геоморфологических особенностей региона, скорее всего, будут слабо реагировать на изменения гидрологического режима. Активность дренирования грунтов не повысится, и их влагонасыщенность тоже останется прежней. Следовательно, мелиоративные мероприятия по перераспределению стока Оби и ее притоков не повлияют заметно на обводненность поверхности и влажность грунтов (соответственно, и на ландшафтный облик) большей части водораздельных пространств и высоких террас. Это значит, что в процессе теплообмена между грунтами и атмосферой затраты тепла на испарение практически не изменятся. Следовательно, структура теплового баланса останется близкой к современной, а вместе с ней и характер вечной мерзлоты практически не изменится. Структура теплового баланса может измениться только в узкой придолинной полосе и в поймах Оби и ее притоков, а также в приобской части Обской губы, где сокращение периода затопления должно привести к более непосредственному и активному теплообмену грунтов пойм с атмосферой. На этих же участках может начаться интенсивная эрозия. Изменения могут коснуться и самой южной части области вечной мерзлоты региона, особенно района Среднего Приобья. Здесь питание водоносного горизонта современных пойм осуществляется не только за счет атмосферных осадков, но и за счет паводковых вод. Поэтому возможно, что сокращение максимальных уровней в реках и продолжительности паводкового питания грунтовых невыдержанности вод понизят водоносных уровень горизонтов последних. изменение Однако из-за гидрологического горизонтальной (и, вероятно, гидрогеологического) режима в этих частях речных долин не распространится на прилегающие участки речных долин, и не распространятся на прилегающие террасы, и тем более на междуречья. Таким образом, заметные изменения могут произойти в зоне современного водного влияния Оби, которая, как оценено выше, представляет собой полосу, вытянутую вдоль Оби по обоим берегам общей шириной 500-600 км. Сюда входят поймы Оби и ее притоков, склоны междуречий и надпойменных террас, примыкающие к поймам, приобская часть Обской губы. Как можно предположить, эти изменения должны свестись к следующему. Сокращение стока Оби приведет к снижению максимальных уровней в Оби, причем, тем большему, чем больше будет отъем воды. Вместе со снижением максимальных уровней увеличится площадь беспаводковой зоны, где удлинится период активной дренирующей работы рек. Протяженность этой зоны всегда будет равна сокращению длины подпорной линзы и легко может быть получена из расчетов Л.К. Малик [1975]. Некоторое обмеление русел и меньшая продолжительность паводкового затопления пойм, в том числе и южной части Обской губы (скорее, дельты Оби), должны привести к активизации теплообмена между атмосферой и грунтами пойм, обнажившихся кос и баров, а это, в свою очередь, к дополнительному охлаждению грунтов и новообразованию вечной мерзлоты. Особенно заметно это будет в северных частях региона – тундровой и лесотундровой зонах. Это заметно усугубит и сегодня тяжелые из-за малых глубин и многочисленных мелей условия судоходства. Южнее, в таежной зоне, вследствие того, что температура грунтов определяется в первую очередь интенсивностью испарения, для пойм рек (ныне, как правило, немерзлых) сложатся неблагоприятные условия. Дело в том, что в настоящее время большую часть лета пойма затоплена паводковыми водами, отепляющими ее. Сокращение паводкового периода создаст на пойме своеобразные условия увлажнения, когда, с одной стороны, не будет отепляющего зеркала воды на пойме, с другой, увлажнение поверхности будет вполне достаточным для интенсивного испарения, и, следовательно, охлаждения грунтов. Поэтому в пределах ныне талых пойм здесь можно ожидать возникновения вечной мерзлоты. Это обстоятельство отразится на ландшафтном облике пойм, в частности, на характере растительности, и должно отрицательно сказаться на хозяйстве Среднего Приобья, так как современные пойменные луга (ныне устойчивая кормовая база для скотоводства) будут превращаться в пойменные болота. В придолинной полосе Оби и ее притоков активизируется эрозионная деятельность. На некоторых участках возможно частичное осушение грунтов. Ширину такой полосы пока определить трудно. В тундровой зоне эродирующее действие водотоков окажется слабым из-за наличия низкотемпературной вечной мерзлоты и небольшой глубины сезонного оттаивания. Уровень грунтовых вод, обусловленный глубиной залегания кровли вечной мерзлоты, не изменит своего положения, и предполагать осушения грунтов не следует. В таежной зоне, где вечная мерзлота имеет естественную тенденцию к деградации, может происходить некоторое осушение грунтов придолинных участков и усиление эрозии. Заметные изменения в характере вечной и сезонной мерзлоты следует, по-видимому, ожидать в районе Среднего Приобья (в зоне широтного отрезка Оби), где в условиях неустойчивых близких к 0о С температур горных пород (и мерзлых и немерзлых при островной мерзлоте и мерзлоте в аномальных условиях) можно предположить возникновение вечной мерзлоты на широких пространствах пойм Оби и ее притоков, а также увеличения глубины сезонного промерзания грунтов, что в свою очередь активизирует процессы пучения и наледеобразования. Особого внимания заслуживает вопрос о тепловом влиянии на грунты планируемых в этой части региона водохранилищ. Район Среднего Приобья – это область глубокого залегания реликтовой вечной мерзлоты мощностью 150-200 м (кровля ее лежит на глубине 150-200 м, подошва – на глубине 300-400 м). Водохранилища содержат достаточно большой запас тепла, способный воздействовать на этот мерзлый слой. В мерзлотоведении известно, что вертикальное тепловое влияние водоема распространяется на глубину, равную половине диаметра водоема. Следовательно, отепляющее влияние водоема, диаметр которого окажется равным 0,6-0,7 км и более, существенно скажется до глубины 300-400 м и затронет слой реликтовой мерзлоты. Это крайне нежелательно, так как оттаивание этого слоя мерзлых пород вызовет дополнительные осложнения при эксплуатации глубоких промысловых нефтяных скважин. Необходимо учитывать еще одно обстоятельство. В этой части региона широко распространен водоносный комплекс олигоценовых отложений, наиболее водообильный из всех комплексов верхнего гидрогеологического этажа [Ружанский, 1972]. Он обладает заметным напором, до 70-90 м, глубина его залегания – от 20 до 150 м. Гидравлическая связь его с вышележащими горизонтами затруднена наличием в разрезе глинистых прослоев и частой приуроченностью второго реликтового слоя вечной мерзлоты к этим отложениям. Протаивание реликтовой мерзлоты из-за отепляющего влияния водохранилищ может создать условия для установления гидравлической связи этого напорного горизонта с поверхностными водами. Это приведет к еще большему обводнению и заболачиванию территории Среднего Приобья. В заключение следует сказать, что в Западной Сибири реакция вечной мерзлоты на изменение (сокращение) стока р. Оби будет неодинакова в разных ее районах. Меньших изменений следует, по-видимому, ожидать в тундровой зоне. По мере продвижения на юг (в пределах области распространения вечной мерзлоты) нарушения современных мерзлотных условий со всеми нежелательными последствиями будут усиливаться. Наибольшие изменения мерзлотных условий проявятся в таежной зоне, в частности, в районах Среднего Приобья. Рис. 1. Мерзлотно-гидрологические условия Западной Сибири. 1 – Арктическая зона, зона тундры. ВХ > ВТ Среднегодовая температура грунтов от -3 до -9оС. 2 – Субарктическая зона, преимущественно зона лесотунры ВХ ВТ Среднегодовая температура грунтов от -1 до -3оС. 3 – Бореальная зона, зона тайги. ВХ < ВТ Среднегодовая температура грунтов от 0 до -1оС. 4 – Подпорные участки на притоках Оби. Их распространение фиксирует область гидрологического влияния Оби. Литература Антонов В.С., Маслаева Н.Г. Низовье и устье реки Оби. Л.: Гидрометеоиздат, 1965. Бейром С.Г. Особенности подземных вод по географическим зонам Западной Сибири // Мат-лы к симпозиуму IV научн. совещ. Географов Сибири и Дальнего Востока Вып. 2. Новосибирск, 1969. Будыко М.И. Тепловой баланс земной поверхности – Л., Гидрометеоиздат, 1956 Конищев В.Н. Формирование состава дисперсных пород в криолитосфере. Новосибирск, Наука, 1981. Краснянская А.И., Тимофеев В.Г. Подземные воды кайнозойских отложений северной и центральной частей бассейнов рек Оби и Иртыша. // Материалы к проблемам геологии позднего кайнозоя. М.: Наука, 1969. Куликов Ю.Н. Формирование подземного стока в условиях олиготрофного заболачивания // Известия АН СССР, серия географическая, 1970, № 5. Куликов Ю.Н. Водный баланс междуречья Обь-Иртыш // Природные условия освоения междуречья Обь-Иртыш. М.: Наука, 1972. Малик Л.К. Дренирующая способность речной сети // Природные условия освоения междуречья Обь – Иртыш. М.: 1972. Малик Л.К. Об изменении некоторых элементов режима рек нижней Оби при регулировании стока // Вестник Моск. ун-та. Сер. География, 1975, № 1. Попов А.И. Вечная мерзлота Западной Сибири. - М. Изд-во АНСССР, 1953. 250 с. Попов А.И. Покровные суглинки и полигональный рельеф Большеземельской тундры // Вопросы географического мерзлотоведения и перигляциальной морфологии. М.: изд-во Моск. ун-та, 1962. Ружанский В.В. Гидрогеологические условия междуречья Обь-Иртыш. М.: Наука, 1971 Совершаев В.А. Береговая зона Арктических морей // Геоэкология севера. М:, изд-во Моск. ун-та, 1992. Федорова Н.М. Гидротермический режим длительно сезонномерзлой почвы средней тайги Западной Сибири // Водный и тепловой режим почвы. М.: «Колос», 1973. Шполянская Н.А.. Мерзлая зона литосферы Западной Сибири и тенденции ее развития. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1981. 167 с. Шполянская Н.А. Глобальные изменения климата и эволюция криолитозоны. М.: Географический факультет МГУ, 2008. 130 с. Шполянская Н.А., Графов А.Г. О возможных изменениях мерзлотных условий севера Западной Сибири в результате сокращения стока Оби (в связи с проектом переброски части стока севе рек в южные районы) // Природные условия Западной Сибири. Вып.6. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1976 Шумилова Л.В. Карта болот в Атласе Тюменской области // Вопросы тематического картографирования. Иркутск, 1968. Шумилова Л.В. Типы болот Тюменской области. Карта М 1:4000000 // Атлас Тюменской области, вып. 1. Издание ГУГК–МГУ, Москва – Тюмень, 1971.