CC BY
13Геокриология
УДК 551.34
А. П. Горбунов1, Э. В. Северский2
1Д. г. н., профессор, г.н.с. Казахстанской высокогорной геокриологической лаборатории
(Институт мерзлотоведения СО РАН, Якутск, Россия) 2К. с.-х. н., заведующий Казахстанской высокогорной геокриологической лабораторией (Институт мерзлотоведения СО РАН, Якутск, Россия)
ВЫСОТНАЯ ГЕОКРИОЛОГИЧЕСКАЯ ПОЯСНОСТЬ ГОРНЫХ РЕГИОНОВ ОТ АЛТАЯ ДО ТЯНЬ-ШАНЯ
Аннотация. На основе материалов многолетних геокриологических исследований рассматриваются закономерности в распространении многолетне- и сезонномёрзлых пород в горах средних и низких широт Центральной Азии по транссекту от Казахского Алтая (51° с.ш.) до Тянь-Шаня (43° с.ш.), где их развитие и существование определяются главным образом высотным положением этих территорий. Установлено, что в горах под влиянием локальных факторов - экспозиции склонов, снежного покрова, характера растительности, состава и строения грунтов происходит резкое изменение геокриологических условий на весьма ко -ротких расстояниях, зачастую перекрывающих влияние абсолютной высоты. Показано, что в результате этого в отдельных горных регионах формируются своеобразные структуры высотной геокриологической поясности. Выявлена аномальная структура поясности на Западном Алтае, особенностью которой является наличие акриогенного пояса, где сезонное промерзание почв практически отсутствует. Установлены условия формирования многолетнемёрзлых пород при положительных среднегодовых температурах воздуха, и приводится обоснование для выделения подпояса их спорадического распространения для отдельных горных регионов.
Ключевые слова: высотная геокриологическая поясность, криогенные образования, многолетнемёрзлые породы, сезонномёрзлые почвогрунты.
Введение. Рассматриваются фундаментальные вопросы региональной геокриологии и географии - условия формирования многолетнемёрзлых образований и закономерности их распространения. Известно, что развитие и существование криолитозоны в горных регионах Центральной Азии определяется в конечном счете их высотным положением. Ранее по материалам многолетних исследований для отдельных гор были выявлены закономерности в изменении геокриологических условий и, как следствие, в распространении многолетне- и сезонномёрзлых пород. Эти закономерности отражены в региональных структурах высотной геокриологической поясности и опубликованы в монографиях А. П. Горбунова, Э. В. Северского, И. В. Северского, С. Н. Титкова [8, 12, 20] и многочисленных статьях в отечественной и зарубежной литературе. В частности, в монографии [12] рассмотрены структуры высотной геокриологической поясности в горных регионах от Тянь-Шаня до Памира как единого целого.
Целью этой работы является продолжение рассмотрения в данном контексте горных регионов от Тянь-Шаня до Алтая, объединив разрозненные сведения и публикации по отдельным горным регионам - Западный и Южный Алтай, хребты Сауыр и Тарбагатай, Жетысу Алатау, Тянь-Шань [6, 8, 24]. Основанием для этого являются материалы последних лет исследований, которые дополняют и уточняют высотное положение границ не только поясов, но и подпоясов с различными типами распространения многолетнего и сезонного промерзания пород.
В большинстве горных регионов Центральной Азии, где развито современное оледенение, пояс многолетнемёрзлых пород (ММП) разделяется на подпояса сплошного, прерывистого и островного распространения. Для средневысотных гор без ледников характерно наличие только подпоясов прерывистого и островного развития ММП, а для низких и некоторых средних по высоте гор -только островное распространение ММП.
Актуальность исследований криолитозоны в горах Центральной Азии заключается в выявлении её реакции на климатические изменения и возможности прогноза её развития в ближайшем будущем. Это позволит выработать практические мероприятия по рациональному природопользованию при хозяйственном освоении горных территорий.
Результаты исследований. Приводится аналитический обзор по материалам многолетних исследований о закономерностях в изменении геокриологических условий и, как следствие, в распространении многолетней и сезонной криолитозон в горах Центральной Азии. Эти закономерности отражены в региональных структурах высотной геокриологической поясности.
Рассматриваются региональные структуры высотной геокриологической поясности по транссекту от Алтая (51° с.ш.) до Тянь-Шаня (42° с.ш). Достоверность и полнота этих определений находятся в прямой зависимости от степени изученности геокриологических условий каждого региона (см. таблицу).
Региональные структуры высотной геокриологической поясности гор Центральной Азии
Регионы Геокриологические пояса (абс. высота, м)
многолетней мерзлоты сезонной мерзлоты
Геокриологические подпояса*
С П О Спр У Н
Казахский Алтай: Западный (Рудный)** Южный >2400 >2700 2400-1900 2700-2100 1900-1400 2100-1500 1500-1000 <600 <1000
Хр. Тарбагатай*** >2200 2200-1700 <1700
Хр. Сауыр*** >2800 2800-2500 2500-2200 2200-1500 <1500
Жетысу Алатау >3300 3300-3000 3000-2500 2500-1600 <1600
Тянь-Шань: Северный и Восточный >3500 3500-3200 3200-2700 2700-1800 1800-1400 <1400
Внутренний >3700 3700-3300 3300-2700 2700-1500 <1500
Западный*** >3800 3800-3600 3600-3000 3000-2000 <2000
*Типы распространения многолетней мерзлоты (подпояса): С - сплошной, П - прерывистый, О - островной, Спр - спорадический. Типы распространения сезонной мерзлоты (подпояса): У - устойчивое, Н - неустойчивое. **Регион с аномальной структурой поясности. ***Регион слабо изучен.
Казахский Алтай. В геокриологическом отношении чётко делится на 2 региона - Западный (Рудный) и Южный.
Западный Алтай. Здесь структура высотной геокриологической поясности совпадает с ландшафтной. Это очень редкое явление. Для Западного Алтая выявлена аномальная структура высотной геокриологической поясности, особенностью которой является почти полное отсутствие сезонномёрзлых пород (СМП) в поясе распространения черневых пихтовых высокотравных лесов (рисунок 1, а, см. таблицу).
В этом поясе, несмотря на довольно низкие средние годовые температуры воздуха (от +2 до -1°С), сезонное промерзание почв не происходит, поскольку температура на поверхности почвы зимой не опускается ниже 0 °С [17]. Этому способствуют, во-первых, большое количество зимних осадков, формирующих мощный снежный покров (2-4 м и более). Во-вторых, толстая теплоизолирующая подстилка из ежегодно отмирающего широколиственного таёжного высокотравья и опада древесных пород, на которую ложится снег. Суммарная масса сухих веществ подстилки составляет ежегодно 50-60 ц/га, половина из которой приходится на обильные остатки высо-котравья [27]. В-третьих, травянистые растения с широкими листовыми пластинками уменьшают возможность возникновения заморозков у поверхности почвы. И наоборот, травостой злаков и осок способствует заморозкам, так как холодный воздух свободно стекает по их стеблям к почве [18].
V -
а б
Рисунок 1 - Высотная геокриологическая поясность Западного (а) и Южного Алтая (б).
, \ - кустарниковые заросли; $ - лиственные леса; Ф - пихтовые леса; -
травянистые луга и степи;
криволесье
В черневых высокотравных пихтовых лесах разрушение опада очень быстро осуществляется микроорганизмами (коллемболами, клещами и дождевыми червями), обильно населяющими верхние горизонты почвы. Именно в результате высокой жизнедеятельности микроорганизмов обильный материал опада уже ко времени установления снежного покрова оказывается доведённым до состояния грубого гумуса. Причём этот процесс продолжается и после установления снежного покрова, предохраняющего почву от промерзания, когда микроорганизмами разрушается от 40 до 100 % подстилки даже в зимние месяцы [17]. При этом установлено, что самая высокая численность и наибольшая активность микроорганизмов наблюдаются в зимние месяцы, что является подтверждением талого состояния почв. Не случайно глубокие почвы под этими лесами выделены в самостоятельный подтип горно-таёжных глубокооподзоленных непромерзающих [15, 27].
Аномальность в структуре высотной геокриологической поясности Западного Алтая выражена в следующем. Почвы самого нижнего ландшафтного подпояса на предгорных степных равнинах до 400 м над ур.м. подвергаются глубокому (до 3,5 м) и длительно устойчивому сезонному промерзанию, особенно в песчаных грунтах (до 4,5 м) [21]. На абсолютных высотах от 400 до 600 м с увеличением снежности глубина сезонного промерзания заметно уменьшается. Ещё выше, на абсолютных высотах 600-1400 м, находится акриогенный пояс, сезонное промерзание почв в котором практически отсутствует [6]. Однако здесь на отдельных небольших участках - по естественным причинам (крутые стенки изолированных скальных выходов, лавиноактивные площади после схода снежных лавин и др.) и в результате хозяйственной деятельности человека, где высота снежного покрова значительно меньше и характер растительности иной, может фрагментарно проявляться сезонное промерзание почв.
Верхняя граница леса (1400-1500 м), как правило, пилообразно расчленена лавинными лотками и потоковыми курумами из крупнообломочного материала, в которых формируются перелетки и массивы многолетней мерзлоты. Ещё выше, в зависимости от высоты хребтов и отдельных ос-танцовых вершин, наблюдается закономерная смена по высоте подпоясов с различными типами распространения вечной мерзлоты - островной, прерывистый, сплошной (см. таблицу, рисунок 1, а).
Таким образом, особенностью в структуре высотной геокриологической поясности Западного Алтая является наличие пояса с непромерзающими породами. Наиболее характерными и крупными криогенными образованиями в этом регионе являются типичные нагорные террасы и курумы и их переходные формы - курумоосыпи и курумоглетчеры. Отметим, что Западный Алтай характеризуется повышенной лавинной активностью.
Южный Алтай. Для этого региона характерно многолетнее промерзание крупнообломочных отложений без мелкозёмистого заполнителя при положительных средних годовых температурах воздуха. Это происходит при стечении ряда благоприятных факторов: нижние части или подножие крутых склонов северной и близкой к ней экспозиции, крупнообломочный состав пород и мощный моховой покров. Такие небольшие по мощности и площади участки в моховых темнохвойных лесах занимают самое низкое по абсолютной высоте положение. Здесь зачастую прямо с поверхности в пустотах между камнями под моховым покровом мощностью до 30-50 см залегает сплошной инфильтрационно-натёчный (гольцовый) лёд, заполняющий пустоты. По долине р. Буктырмы они распространены вплоть до 1000 м, где среднегодовая температура воздуха по метеостанции «Катонкарагай» (абс. выс. 1081 м) 1,6 °С. Считаем, что массивы многолетней мерзлоты в моховых лесах распространены значительно шире в горах Южного Алтая, поскольку типы леса - листвяг моховой и бадановый в классификации И. А. Лагова [16] имеют все лёсоводственно-геоботани-ческие признаки холодных местообитаний с многолетнемёрзлыми грунтами. Это свидетельствует не о случайном, а о закономерном явлении в распространении и формировании в определённых условиях многолетней мерзлоты при положительных средних годовых температурах воздуха. Такая закономерность отмечается и в других горных районах: Тянь-Шане [1, 14], Швейцарских Альпах [30] и Японии на о. Хоккайдо [29]. Это явилось основанием для выделения в поясе ММП на абсолютных высотах 1000-1500 м подпояса спорадического распространения многолетней мерзлоты, в котором мёрзлые массивы занимают не более 1% от общей площади подпояса (см. таблицу; рисунок 1, б).
Но самым убедительным подтверждением этого является наличие в Южном Алтае так называемой подкурганной многолетней мерзлоты на этих же абсолютных высотах в местах древних захоронений по правому борту долины р. Буктырмы [19]. Здесь на могильнике «Берел» (абс. выс. 1120 м) под каменными курганами из крупнообломочного материала были сформированы локальные массивы (линзы) многолетней мерзлоты.
В детально обследованном кургане № 11 под каменной наброской диаметром около 30 м и высотой около 3 м была сформирована мёрзлая линза, полностью охватывающая могильную камеру. Это обеспечило хорошую сохранность всех предметов из органического материала, в том числе останков человека и 13 лошадей на протяжении 2,4 тыс. лет [3, 4, 28].
Материалы геотермических исследований кургана №11 и других позволили выявить региональную зависимость между размерами каменных курганов и формированием различных типов мёрзлых пород. Установлено, что многолетняя мерзлота в районе Берели может формироваться и существовать только под каменными курганами, минимальные размеры которых составляют не менее 2 м по высоте и 10 м по диаметру. В настоящее время большая часть курганов могильника «Берел» по параметрам неблагоприятна для формирования и сохранения подкурганной мерзлоты.
Своеобразное влияние каменной наброски могильных курганов на температуру и мощность многолетнемёрзлых грунтов также выявлено на Южном Алтае в верхней части долины р. Кара-кабы. На плоском и широком днище Верхнекабинской впадины повсеместно распространены многолетнемёрзлые породы. Геотермические исследования проведены как под курганами с различной мощностью каменной наброски, так и за их пределами. Существенное охлаждающее влияние каменной наброски курганов отражается на температуре вмещающих грунтов и изменении положения верхней границы (кровли) многолетней мерзлоты под курганами и за их пределами. Чем больше каменная наброска по диаметру и высоте, тем выше приподнимается кровля ММП от первоначального положения, увеличивая её мощность [24].
Таким образом, в структуре высотной геокриологической поясности Южного Алтая выделяются 4 подпояса с различными типами распространения ММП: сплошного, прерывистого, островного и спорадического (см. таблицу, рисунок 1, б).
Район отличается большим разнообразием криогенных форм. Наиболее типичные здесь -курумы, распространённые и в поясе многолетней мерзлоты, и вне его, в местах глубокого сезонного промерзания почвогрунтов. Кроме этого, встречаются крупные солифлюкционные террасы, каменные глетчеры, бугры морозного пучения, структурные грунты, нагорные террасы и относительно небольшие наледи.
Тарбагатай. Этот субширотный горный хребет протягивается с запада на восток на 300 км. Максимальная его ширина порядка 40 км. Особенностью рельефа Тарбагатая является уплощённый водораздельный гребень и глубоко врезанные в склоны короткие долины небольших рек. Нулевая средняя годовая температура воздуха находится на абсолютных высотах около 1500 м. Современное оледенение отсутствует, а следы древнего сохранились в виде моренных отложений и каров.
Геокриологические условия Тарбагатая остаются крайне слабо изученными. Многолетняя мерзлота здесь распространена в основном выше 2000 м, и в структуре высотной геокриологической поясности выражены её островной и прерывистый типы (см. таблицу) [7, 8]. Это определяется в основном небольшой высотой хребта и неравномерностью снежного покрова. Сезонное промерзание проявляется повсеместно на предгорных равнинах и в горах. При этом в предгорье глубина сезонного промерзания значительнее, нежели в низкогорье и даже в среднегорье, за счёт температурных инверсий в холодное время года и меньшей снежности.
Криогенные формы рельефа не отличаются разнообразием и невелики по размерам. Встречаются небольшие, в основном родниковые, наледи в горах и на предгорных равнинах. Туфуры, как правило, отмечаются в горах по соседству с родниками, солифлюкционные терраски обнаружены выше 2300 м. Здесь также располагаются небольшие курумы, отсортированные полигоны, полосы и рудименты нагорных террас.
Сауыр. Расположен к востоку от Тарбагатая, и его восточная часть находится на территории Китая. В Казахстане горный массив протягивается на 70 км, достигая 50 км в наиболее широкой части. В пределах Казахстана Сауыр поднимается до 3760 м. С запада к нему примыкает сред-невысотный хребет Монрак, отделённый от Тарбагатая внутригорной Шиликтинской котловиной, днище которой расположено на абсолютных высотах 1000-1200 м. Отрицательные средние годовые температуры воздуха в хребте наблюдаются выше 1400-1500 м, а в Шиликтинской котловине близки к нулю за счёт температурных инверсий и застоя переохлаждённого воздуха зимой.
Сауыр подвержен современному оледенению, которое распространено в основном выше 3000 м. Здесь выражены 4 подпояса с различными типами распространения ММП: сплошного, прерывистого, островного и спорадического (см. таблицу). Последний выделен на основании обнаруженных в моховых лиственничниках, произрастающих на каменных развалах, небольших массивов многолетней мерзлоты и перелетков вплоть до абсолютных высот 1500-1600 м [7, 8].
Криогенный рельеф представлен многообразными солифлюкционными террасами. Развитию массовой солифлюкции способствуют сланцевые породы, а крупные образования свидетельствуют о наличии многолетней мерзлоты. Характерными для Сауыра являются наледи речных долин, которые сосредоточены на абсолютных высотах 2100-3200 м. Нагорные террасы распространены на высотах порядка 2500 м, на их поверхности зачастую развиваются структурные грунты - отсортированные полигоны и полосы. Основная масса криогенных образований, включая крупные бугры морозного пучения, морозобойные трещины, курумы и «бороздящие» валуны, распространена выше 2200 м. Но наиболее широко развиты туфуры от предгорий до высокогорий, они приурочены чаще всего к сазам.
В Шиликтинской долине кроме туфуров распространены морозобойные трещины и палео-криогенные образования - крупные полигоны, грунтовые клинья и криотурбации [10].
Жетысу Алатау. Располагается на территории двух стран - Китая и Казахстана. Большая его часть находится в Казахстане. Горная система Жетысу Алатау состоит из двух основных субширотных хребтов - Северного и Южного.
Жетысу Алатау ограничен межгорными впадинами - на севере Алакольской, на юге - Илей-ской. В поперечном сечении горное поднятие имеет четкое асимметричное строение: северный макросклон относительно пологий и часто ступенчатый, южный более крутой и менее ступенчатый. Для горного сооружения весьма типичны древние денудационные поверхности на высотах 3000-4000 м. Особенно хорошо выражены денудационные поверхности по северному макросклону на высотах 2100-2200 м.
Нулевая изотерма средней годовой температуры воздуха здесь находится на абсолютных высотах порядка 2400 м, а на гипсометрическом уровне 4000 м она около минус 9,2 °С. Наибольшее количество атмосферных осадков - более 1100 мм - выпадает на высотах 2800-3200 м. Выше
годовая норма осадков заметно снижается, особенно выше 3600 м. Наиболее увлажнен бассейн реки Шиже, где их средняя величина на отмеченных высотах составляет 1700 мм.
Особого внимания в климатическом отношении заслуживает Лепсинская котловина. Она расположена на северном макросклоне хребта на абсолютной высоте 1012 м. Замкнутость котловины определяет суровость здешних зим: средняя январская температура воздуха в ней минус 19,1 °С, абсолютный минимум - 52 °С. Все это существенно снижает и величину средней годовой температуры воздуха до 0,9 °С. Заметим для сравнения, что на аналогичных высотных уровнях в предгорьях и горных долинах по северному макросклону хребта средние годовые температуры воздуха на 4-5 °С выше, чем в Лепсинской котловине.
Жетысу Алатау - наиболее оледенелая горная система Казахстана. В середине ХХ в. суммарная площадь всех ледников казахстанской части этого горного сооружения была порядка 1000 км2. По оценкам Е. Н. Вилесова [2], объём ледников в 1956 г. составлял 33,3051 км3, а в 2015 г. -17,8501 км3, что обусловлено существенной деградацией оледенения за последние 59 лет.
Многолетняя мерзлота распространена в горах Жетысу Алатау преимущественно выше 2500 м абс. высоты [12]. Здесь выделяется полный спектр из 4-х подпоясов с различными типами распространения ММП - сплошного, прерывистого, островного и спорадического (см. таблицу). Последний располагается на абсолютных высотах 1600-2500 м. Его выделение обосновано наличием небольших по площади и мощности массивов мерзлоты, существующих в отдельных долинах при положительных среднегодовых температурах воздуха в сугубо локальных условиях, практически аналогичных описанным для Южного Алтая.
Нижняя ступень геокриологической поясности характеризуется в основном устойчивым сезонным промерзанием.
Криогенные формы рельефа здесь представлены полным комплексом, свойственным горам Центральной Азии. Особенно это касается курумов, более характерных для гор севернее Жетысу Алатау (Алтай, Саяны), и каменных глетчеров - для более южных регионов (Тянь-Шань, Памиро-Алай). На севере Жетысу Алатау распространены огромные солифлюкционные покровы, площадь некоторых из них нередко измеряется квадратными километрами. Широко развиты «бороздящие» валуны и глыбы, в меньшей степени - бугры морозного пучения (гидролакколиты, пальсы и туфуры) и наледи. Нагорные террасы редки и представлены рудиментарными разновидностями.
Тянь-Шань. Этот огромный горный регион Центральной Азии наиболее изучен в геокриологическом отношении и чётко делится на 3 части: Северный и Восточный, Внутренний, Западный.
Северный и Восточный Тянь-Шань. Он включает хребты Иле и Кунгей Алатау, Кетмень (Узынкара), Терскей Алатау и Киргизский. Сюда же относится небольшая часть Центрального Тянь-Шаня - отрезки Меридионального хребта, Сарыжаза и Тенгритага (Таниртау).
В Северном Тянь-Шане многолетние геокриологические исследования проводились в Иле Алатау на широкой сети стационарных пунктов наблюдений, расположенных от предгорных равнин до высокогорий, с учётом различий расположения этих пунктов по экспозиции склонов, типу растительности, составу грунтов и условий снежности. Это в сочетании с данными маршрут-но-экспедиционных наблюдений в других горных районах Казахстана и Центральной Азии позволило выявить основные закономерности распространения, строения, температурного режима ММП и особенности пространственно-временных изменений глубины и характера сезонного промерзания и обосновать формирование своеобразной структуры высотной геокриологической поясности этого региона (см. таблицу) [5, 12, 20].
В Иле Алатау пояса ММП и СМП делятся на подпояса с различными типами распространения многолетней и сезонной мерзлоты (см. таблицу).
Главной особенностью в структуре высотной геокриологической поясности для Северного Тянь-Шаня является наличие подпояса спорадического распространения многолетней мерзлоты, формирующейся в сугубо локальных условиях. Основанием для его выделения послужили материалы о развитии небольших (сотни и первые тысячи м2) и маломощных (2-5 м) островков многолетней мерзлоты, существующих при положительных среднегодовых температурах воздуха [5, 20]. Наиболее низко (до 1800 м) островки мерзлоты встречаются только в отдельных и глубоких долинах северного макросклона Иле Алатау - Шынтургенской, Есикской, Улькен Алматы и Аксай. Они приурочены к участкам моховых ельников на крупнообломочных отложениях в нижней части
северных склонов [1, 11, 14]. Мёрзлые грунты здесь вскрываются с глубины 30-40 см под моховым покровом. Эти данные свидетельствуют не о случайных, а о вполне закономерных явлениях в формировании и сохранении в определённых ландшафтных условиях островков многолетней мерзлоты, хотя их доля в этом подпоясе ничтожна и составляет не более 1%. Таким образом, под-пояс спорадического распространения ММП имеет как бы пунктирное (прерывистое) простирание: выклинивается в одних долинах и появляется в других. Это характерно практически для всех перечисленных горных регионов, где выражен этот подпояс (см. таблицу).
Очень сложной проблемой является установление границ распространения ММП на склонах различной ориентации. Различия в высотном положении нижней границы ММП на северном и южном макросклонах Иле Алатау показаны на рисунке 2.
Рисунок 2 - Геокриологическая поясность на северном и южном макросклонах Иле Алатау: 1 - широколиственные леса; 2 - еловые леса; 3 - кустарниковые заросли можжевельника (арча);
4 - широколиственные кустарники; 5 - снеговая граница; 6 - изотерма нулевой средней годовой температуры воздуха;
7 - абсолютная высота нижней границы ММП на южном макросклоне.
ММП - многолетнемёрзлые породы: I - сплошного, II - прерывистого, III - островного, IV - спорадического типов распространения. СМП - сезонномёрзлые породы: V - устойчивого промерзания, VI - неустойчивого промерзания
В Иле Алатау на южном макросклоне отсутствует подпояс спорадического развития много -летней мерзлоты, а ее нижняя граница островного распространения здесь находится на 300-400 м выше, чем на северном [22].
В подпоясе сплошного распространения вечная мерзлота встречается почти повсеместно, включая и склоны южной экспозиции. Отсутствует она только местами - вдоль активных тектонических разломов, под крупными и глубокими озёрами, руслами многоводных рек и под некоторыми ледниками.
Сезонное промерзание грунтов в горах - явление многофакторное. Закономерности территориально-временных изменений климатических условий холодного периода осложнены влиянием локальных факторов. Наиболее значимыми являются экспозиция (уклон и ориентация) склонов, тип растительности, состав и свойства грунтов и условия снежности. Раздельная оценка упомянутых факторов - задача сложная, поскольку в природе, как правило, проявляется их совокупное влияние. Тем не менее полученные материалы многолетних натурных наблюдений позволяют более или менее надёжно выявить роль каждого из упомянутых факторов при максимально ограниченном влиянии остальных [20].
Обнаруженные закономерности в изменении характера многолетнего и сезонного промерзания грунтов отражены в региональной структуре высотной геокриологической поясности. В поясе СМП выделяются два подпояса - низкогорный неустойчивого и среднегорный устойчивого
промерзания почвогрунтов. Особенностью является изменение в соотношении глубин промерзания на северном и южном склонах на различных высотах. В низкогорном подпоясе (ниже 1400-1500 м) в зоне температурных инверсий склоны северной ориентации промерзают несколько больше по сравнению с южными. Выше, вплоть до 3100 м, это соотношение обратное: южные склоны подвержены более глубокому промерзанию. В высокогорном поясе (выше 3000-3100 м) северные склоны вновь промерзают больше, чем южные. Главная причина смены знака рассматриваемого соотношения по высоте - в присущих горам вертикальной поясности термических условий и особенностях пространственной дифференциации высоты и теплоизоляционных свойств снежного покрова. Восточные и западные склоны по глубине сезонного промерзания почвогрунтов занимают промежуточное положение между северными и южными склонами, но более близки к северным, поскольку при прочих равных условиях характеризуются сходным режимом снежного покрова.
Для горных территорий характерны чрезвычайно резкие изменения геокриологической обстановки на коротких расстояниях. Это создаёт большую мозаичность в распространении и строении сезонно- и многолетнемёрзлых пород. Выявленные закономерности этих изменений имеют большое научное и практическое значение, поскольку их учёт позволяет избежать нежелательных последствий при хозяйственном освоении этих территорий. Оптимальным вариантом их учета являются геокриологические карты различного масштаба и назначения [7, 23].
Западный Тянь-Шань включает следующие высокие хребты: Таласский, Каратау, Каржантау, Угамский (Огемский) и Майдантальский. Только один из них - Каратау расположен целиком в Казахстане. Остальные горные регионы в основном находятся в Узбекистане или Киргизии.
В структуре высотной геокриологической поясности Западного Тянь-Шаня характерным является более высокое по абсолютной высоте положение (на 300-400 м) подпоясов с различными типами распространения многолетней мерзлоты в сравнении с Северным Тянь-Шанем (см. таблицу).
Нижние ступени высотной геокриологической поясности - предгорные равнины и низкогорья характеризуются неустойчивым, а в среднегорье - устойчивым сезонным промерзанием почво-грунтов.
Криолитозона здесь представлена в основном мёрзлыми и морозными скальными породами. Криогенные формы рельефа редки, встречаются каменные глетчеры, солифлюкционные образования и структурные грунты [8].
Внутренний Тянь-Шань в основном расположен на территории Киргизии. Современное представление о распространении криолитозоны в этом регионе сформировалось по материалам наших многолетних геокриологических исследований до 90-х годов прошлого столетия. Данные о распространении, мощности и температурах ММП и СТС получены по многочисленным скважинам при разведке золоторудного месторождения Кумтор и на смежных территориях. Эти исследования позволили в первом приближении оценить высотное положение границ между геокриологическими поясами и подпоясами и выявить основные особенности в формировании региональной структуры высотной геокриологической поясности (см. таблицу) [12]. После распада СССР эта территория стала практически недоступной для геокриологических исследований. Имеются лишь немногочисленные разрозненные сведения о криолитозоне смежных территорий у зарубежных исследователей. В частности, при освоении Кумторского золоторудного место -рождения (северо-западный макросклон хребта Ак-Шыйрак в интервале абсолютных высот 39004000 м) за последние 12 лет при вскрытии рудного тела под ледником Давыдова были убраны огромные объёмы льда. В отвалах из этого льда и пустой породы вместе со снегом сформировался техногенный каменный глетчер. За период 2012-2015 гг. он продвинулся вниз по долине на 1 км, далеко за границы конечной морены ледника Давыдова. Максимальная скорость его движения в тёплый период 2013 г. достигала 5 м/сут. Иногда это сопровождается подпруживанием водотоков и образованием озёр, прорыв которых приводит к селям [26]. В соседних бассейнах ледников Лысый и Сары-Тор ледово-каменная масса отвалов находится в стадии формирования и не имеет чётких морфологических признаков их деформирования в каменные глетчеры. Это связано ещё и с тем, что здесь породы представлены сланцами, малоблагоприятными для формирования каменных глетчеров. Со временем они также могут при наличии соответствующих геодинамических и климатических условий преобразоваться в активные и опасные техногенные каменные глетчеры.
В целом техногенные нарушения на больших площадях здесь приводят к образованию разнообразных посткриогенных процессов и явлений (каменные глетчеры, обвалы, оползни и сплывы, сели и др.), в том числе и деструктивного характера.
Заключение. Проведён аналитический обзор данных по материалам многолетних исследований о закономерностях в изменении геокриологических условий и, как следствие, в распространении многолетней и сезонной криолитозон в горах Центральной Азии. Эти закономерности отражены в региональных структурах высотной геокриологической поясности.
В большинстве горных регионов Центральной Азии, где развито современное оледенение, пояс многолетнемёрзлых пород разделяется на подпояса сплошного, прерывистого и островного распространения. Для средневысотных гор без ледников характерно присутствие только подпоя-сов прерывистого и островного распространения ММП, для низких и некоторых средних по высоте гор - островное развитие ММП.
Исследования последних лет позволили существенно дополнить и уточнить высотное положение границ не только поясов, но и подпоясов с различными типами распространения многолетнего и сезонного промерзания для отдельных горных регионов. Достоверность и полнота этих определений находятся в прямой зависимости от степени изученности геокриологических условий каждого региона. Наиболее исследованными в этом отношении являются Алтай и Тянь-Шань.
Градиент повышения границы пояса многолетней мерзлоты на каждый градус географической широты по транссекту от Казахского Алтая (51° с.ш.) до Тянь-Шаня (43° с.ш.) составляет около 150 м.
Выявлена аномальная структура высотной геокриологической поясности для Западного Алтая, особенностью которой является полное отсутствие сезонномёрзлых пород в черневых пихтовых высокотравных лесах. Почвы самого нижнего ландшафтного подпояса на предгорных степных равнинах до 400 м над ур. м. подвергаются глубокому (до 3,5 м) и длительно устойчивому сезонному промерзанию, особенно в песчаных грунтах (до 4,5 м). На абсолютных высотах от 400 до 600 м с увеличением снежности глубина сезонного промерзания заметно уменьшается. Ещё выше, на абсолютных высотах 600-1400 м, находится акриогенный пояс, сезонное промерзание почв в котором практически отсутствует.
В горах Южного Алтая, Сауыра, Жетысу Алатау и Северного Тянь-Шаня сформирована своеобразная структура высотной геокриологической поясности. В поясе многолетней мерзлоты выделен подпояс её спорадического распространения с перелетками. Основанием для его выделения явились материалы о развитии небольших (сотни и первые тысячи м2) и маломощных (2-5 м) островков многолетней мерзлоты, формирующихся при положительных среднегодовых температурах воздуха и сочетании ряда локальных факторов.
ЛИТЕРАТУРА
[1] Борщёва Н.М., Горбунов А.П., Северский Э.В. Растительность ельников Иле Алатау - индикатор мёрзлых пород // Ледники, снежный покров, лавины горных районов Казахстана. - Алма-Ата, 1983. - С. 176-187.
[2] Вилесов Е.Н. Динамика и современное состояние оледенения гор Казахстана. - Алматы: Казак университета, 2016. - 268 с.
[3] Горбунов А.П. Самашев З.С., Северский Э.В. Вечная мерзлота - хранительница древностей. - Алматы, 2000. -
43 с.
[4] Горбунов А.П., Самашев З.С., Северский Э.В. Сокровища мерзлых курганов Казахского Алтая. - Алматы, 2005. - 114 с. (на рус. и англ. яз.).
[5] Горбунов А.П., Северский Э.В. Высотная геокриологическая поясность Северного Тянь-Шаня // Криогенные явления Казахстана и Средней Азии. - Якутск, 1979. - С. 67-83.
[6] Горбунов А.П., Северский Э.В. Западный Алтай: особенности высотной геокриологической поясности // Криосфера Земли. - 2007. - Т. XI, № 4. - С. 15-19.
[7] Горбунов А.П., Северский Э.В. Геокриологическая карта 1 : 5 000 000 // Национальный атлас Республики Казахстан. Т. 1. Природные условия и ресурсы. 2-е изд.- Алматы, 2010. - С. 92-93.
[8] Горбунов А.П., Северский Э.В. Геокриология // Республика Казахстан. Т. 1. Природные условия и ресурсы. Изд. 2-е. - Алматы, 2010. - С. 300-315.
[9] Горбунов А. П., Северский Э. В. Карта «Опасность геокриологических процессов», м-б 1 : 5 000 000 // Республика Казахстан. Атлас природных и техногенных опасностей и рисков чрезвычайных ситуаций. - Алматы, 2010. -С. 76-79.
[10] Горбунов А.П., Северский Э.В. Криогенные реликты плейстоцена в Казахстане // Вопросы географии и геоэкологии. - 2015. - № 2. - С. 26-35.
[11] Горбунов А.П., Северский Э.В. Криогенные реликты голоцена на территории Казахстана // Вопросы географии и геоэкологии. - 2016. - № 4. - С. 20-31.
[12] Горбунов А. П., Северский Э. В., Титков С.Н. Геокриологические условия Тянь-Шаня и Памира. - Якутск, 1996. - 194 с.
[13] Горбунов А.П., Северский Э.В., Титков С.Н. Туфуры гор и равнин Казахстана // Криосфера Земли. - 1999. -№ 1. - С. 23-30.
[14] Грибанов Л.Н., Лагов И.А., Чабан П.С. Леса Казахстана // Леса СССР. - М., 1970. - Т. 5. - С. 5-77.
[15] Клевенская О.Л., Таранов С.А., Трофимов С.С. Микробиологические процессы в горно-таежных глубокооподзоленных почвах Горной Шории // Лес и почвы. - Красноярск, 1968. - С. 396-403.
[16] Лагов И.А. Типы лиственничных лесов бассейна реки Каракабы // Тр. Ин-та лесного хоз-ва. - Алма-Ата, 1959. -Т. 2. - С. 77-86.
[17] Наплекова Н.Н. Целлюлозоразрушающие микроорганизмы подзолистых почв Сибири // Лес и почвы. - Красноярск, 1968. - С. 404-409.
[18] Побединский А.В. Сосновые леса Средней Сибири и Забайкалья. - М., 1965. - 232 с.
[19] Радлов В.В. Сибирские древности // Записки Русского археологического общества. - СПб., 1885. - Т. VII, вып. 3. - С. 10 -216.
[20] Северский И.В., Северский Э.В. Снежный покров и сезонное промерзание грунтов Северного Тянь-Шаня. -Якутск, 1990. - 181 с.
[21] Северский Э.В. Сезонное промерзание почв в Северном и Центральном Казахстане // Региональные и инженерные геокриологические исследования. - Якутск: Изд-во Ин-та мерзлотоведения СО РАН, 1985. - С. 44-61.
[22] Северский Э.В. Состояние криолитогенных толщ Северного Тянь-Шаня // Мат-лы международного регионального семинара «Оценка снежно-ледовых и водных ресурсов в Азии». - Алматы, 2006. - С. 228-239.
[23] Северский Э.В. Геокриологическая карта бассейна р. Малая Алматинка (м-б 1:25 000) // Мат-лы международной конференции «Географические проблемы устойчивого развития: теория и практика». - Алматы, 2008. - С. 404-410.
[24] Северский Э.В. Геокриологические условия долины верхнего течения р. Каракабы (Казахстанский Алтай) // Вопросы географии и геоэкологии. - 2008. - № 3-4. - С. 47-52.
[25] Соседов И.С. Исследование базисов снеговой влаги на горных склонах. - Алма-Ата, 1967. - 197 с.
[26] Торгоев И.А. Ледники, золото и геоэкология Кумтора. - Бишкек, 2016. - 195 с.
[27] Трофимов С.С., Таранов С.А. Горно-таежные глубокооподзоленные непромерзающие почвы Горной Шории // Лес и почвы. - Красноярск, 1968. - С. 107-119.
[28] Gorbunov A., Severskiy E. Geocryological investigation in the Kazakh Altay // International Conference on Scythian Archeology and the Archeology of the Altay Mountains. - Belgium, Ghent, Het Pand, 2006. - P. 11-17.
[29] Kondo Y., Nogava K., Migiya M., Sagava S. The sporadic permafrost in Takachi Mitsumata, northernmost Tokachi District. The Tokachi Plain, Chidanken, Sapporo, 22, 1978. - P. 236-240.
[30] Pancha A. Prgelisol actuel dans le Jura Neuchatelos // Bulletein la Societe neuchateloise de geographie. - 1988-1989. -N 32-33. - P. 129-140.
REFERENCES
[1] Borshcheva N.M., Gorbunov A.P., Severskiy E.V. Vegetation of spruce forests of Ile Alatau - indicator of frozen grounds // Glaciers, snow cover, avalanches of mountain regions of Kazakhstan. Alma-Ata, 1983. P. 176-187 (in Rus.).
[2] Vilesov Ye.N. Dynamic and modern condition of glaciations of mountains of Kazakhstan. Almaty, 2016. 268 p. (in Rus.).
[3] Gorbunov A.P. Samashev Z.S., Severskiy E.V. Permafrost - keeper of antiquities. Almaty, 2000. 43 p. (in Rus.).
[4] Gorbunov A.P., Samashev Z.S., Severskiy E.V. Treasure of frozen grounds of Kazakh Altai. Almaty, 2005. 114 p. (in Rus. and Eng.).
[5] Gorbunov A.P., Severskiy E.V. Altitudinal geocryological zonality of North Tien-Shan // Cryogenic phenomena of Kazakhstan and Central Asia. Yakutsk, 1979. P. 67-83 (in Rus.).
[6] Gorbunov A.P., Severskiy E.V. West Altai: peculiarity of altitudinal geocryological zonality // Cryosphere of Earth. 2007. Vol. XI, N 4. P. 15-19 (in Rus.).
[7] Gorbunov A.P., Severskiy E.V. Geocryological map 1:5 000 000 // National Atlas of the Republic of Kazakhstan. Volume.1. Natural conditions and resources. 2-nd edition. Almaty, 2010. P. 92-93 (in Rus.).
[8] Gorbunov A.P., Severskiy E.V. Geocryology // Republic of Kazakhstan. Vol. 1: Natural conditions and resources. 2-nd edition. Almaty, 2010. P. 300-315 (in Rus.).
[9] Gorbunov A.P., Severskiy E.V. Map «Danger of geocryological processes», scale 1:5 000 000 // Republic of Kazakhstan. Atlas of natural and anthropogenic danger and risks of emergency situations. Almaty, 2010. P. 76-79 (in Rus.).
[10] Gorbunov A.P., Severskiy E.V. Cryogenic relicts of Pleistocene in Kazakhstan // Questions of geography and geoecology. 2015. N 2. P. 26-35 (in Rus.).
[11] Gorbunov A.P., Severskiy E.V. Cryogenic relicts of Holocene in the territory of Kazakhstan // Questions of geography and geoecology. 2016. N 4. P. 20-31 (in Rus.).
[12] Gorbunov A.P., Severskiy E.V., Titkov S.N. Geocryological conditions of Tien-Shan and Pamir. Yakutsk, 1996. 194 p. (in Rus.).
[13] Gorbunov A.P., Severskiy E.V., Titkov S.N. Tufurs of mountains and plains of Kazakstan // Cryosphere of Earth. 1999. N 1. P. 23-30 (in Rus.).
[14] Gribanov L.N., Lagov I.A., Chaban P.S. Forests of Kazakhstan // Forests of USSA. M., 1970. Vol. 5. P. 5-77 (in Rus.).
[15] Klevenskaya O.L., Taranov S.A., Trofimov S.S. Microbiological processes in mountain-boreal coniferous forest deep-podsolic soils of Gornaya Shoriya // Forest ana soils. Krasnoyarsk, 1968. P. 396-403 (in Rus.).
[16] Lagov I.A. Types of larch forests of Karakaby river basin // Works of Institute of Forest Economy. Alma-Ata, 1959. Vol. 2. P. 77-86 (in Rus.).
[17] Naplekova N.N. Cellulose disintegrating microorganisms of podsol soils of Siberia // Forest ana soils. Krasnoyarsk, 1968. P. 404-409 (in Rus.).
[18] Pobedinskiy A.V. Pine forests of Middle Siberia and Zabaikalie. M., 1965. 232 p. (in Rus.).
[19] Radlov V.V. Siberian antiquity // Notes of Russian archeological society. SPb., 1885. Vol. VII, issue 3. P. 10-216 (in Rus.).
[20] Severskiy I.V., Severskiy E.V. Snow cover and seasonal grounds frost penetration of Northern Tien-Shan. Yakutsk, 1990. 181 p. (in Rus.).
[21] Северский Э.В Severskiy E.V. Seasonal soils frost penetration in North and Central Kazakhstan // Regional and engineering geocryological researches. Yakutsk, 1985. P. 44-61 (in Rus.).
[22] Severskiy E.V. Condition of Состояние cryolitegene stratum of North Tien-Shan // Materials of International regional workshop «Assessment of snow-ice and water resources in Asia». Almaty, 2006. P. 228-239 (in Rus.)
[23] Severskiy E.V. Geocryological map of Malaya Almatinka river basin (м-б 1:25000) // Materials of International Conference «Geographical problems of sustainable development: theory and practice». Almaty, 2008. P. 404-410 (in Rus.).
[24] Severskiy E.V. Geocryological conditions of upper flow of Karakaby river valley (Kazakh Altai) // Questions of geography and geoecology. 2008. N 3-4. P. 47-52 (in Rus.).
[25] Sosedov I.S. Study of basis of snow moisture at the mountain slopes. Alma-Ata, 1967. 197 p. (in Rus.)
[26] Torgoyev I.A. Glaciers, gold and geoecology of Kumtor. Bishkek, 2016. 195 p. (in Rus.)
[27] Trofimov S.S., Taranov S.A. Mountain-boreal coniferous forest deep-podsolic not frozen soils of Gornaya Shoriya // Forest ana soils. Krasnoyarsk, 1968. P. 107-119 (in Rus.).
[28] Gorbunov A., Severskiy E. Geocryological investigation in the Kazakh Altay // International Conference on Scythian Archeology and the Archeology of the Altay Mountains». Belgium, Ghent, Het Pand, 2006. P. 11 -17.
[29] Kondo Y., Nogava K., Migiya M., Sagava S. / The sporadic permafrost in Takachi Mitsumata, northernmost Tokachi District. The Tokachi Plain, Chidanken, Sapporo, 22, 1978. P. 236-240.
[30] Pancha A. Prgelisol actuel dans le Jura Neuchatelos // Bulletein la Societe neuchateloise de geographie. 1988-1989. N 32-33. P. 129-140.
А. П. Горбунов1, Э. В. Северский2
1Г. г. д., профессор, Казакстандык бшк таульщ геокриологияльщ зертхананьщ б.г.к.
(РFА СБ Тоцтану институты, Якутск, Ресей) 3А.-ш. г. к., Казакстандык бшк таулык геокриологиялык зертхананыц мецгерушга (РFА СБ Тоцтану институты, Якутск, Ресей)
АЛТАЙДАН ТЯНЬ-ШАНЬГА ДЕЙ1Н ТАУЛЫ АЙМАЦТАРДЬЩ ГЕОКРИОЛОГИЯЛЬЩ БИ1КТ1К БЕЛДЕУЛ1Г1
Аннотация. Кеп жылдык геокриологиялык зерттеулер материалдарыныц негiзiнде казак Алтайынан транссект бойынша Орта Азия енджтершщ орташа жэне аласа тауларындагы кепжылдык жэне маусымдык жыныстардыц таралу зандылыктары карастырылады (51° с.е.) Тянь-Шаньга дешн (43° с.е.), олардыц дамуы мен емiр CYPуi непзшен осы аумактардыц бшкпк жагдайымен аныкталады. Жергшкп факторлар - беткей-лердщ экспозициялары, кар жамылгысы, еамджтер сипаты, топырак к¥рамы мен к¥рылысы эсершен таулы жерлерде абсолютпк бшкпктщ эсерш жи жабатын ете кыска кашыктыкта геологиялык жагдайлардыц кYрт езгеруi орын алады. Осыныц нэтижеанде жекелеген таулы аймактарда геокриологиялык бшкпк белдеулж-тiн езiндiк к¥рылымы калыптасатыны керсетiлген. Батыс Алтайда белдiктiн аномалды к¥рылымы аныктал -ды, оныц езiндiк ерекшелiгi акриогендi белдеулiктiн болуы болып табылады, онда топырактын маусымдык катуы iс жYзiнде жок. Ауаныц орташа жылдык орташа температурасы он болган кезде кеп жылдык катпарлы жыныстарды калыптастыру шарттары белгiленген жэне жекелеген таулы аймактар Yшiн олардыц спора-диялык таралуын белу Yшiн негiздеме келтiрiледi.
ТYЙiн сездер: геокриологиялык биiктiк белдеулiк, криогендiк тYзiлiмдер, кепжылдык тондык жыныстар, маусымдык тондык топырак-грунттар.
A. P. Gorbunov1, E. V. Severskiy2
1 PhD in Geographic sciences, Professor, Leading researcher, Kazakhstan high-mountain geocryological laboratory
(Institute of Permafrost SB RAS, Yakutsk, Russia) 2 Candidate of Agricultural Sciences, Head of the Kazakhstan Highland Geocryology Laboratory (Institute of Permafrost SB RAS, Yakutsk, Russia)
HIGH-ALTITUDINAL GEOCRYOLOGYCAL ZONALITY OF MOUNTAIN REGIONS
FROM ALTAI TILL TIEN-SHAN
Abstract. On the base of materials of many years geocryological researches are considered the laws of distribution of multy-year and seasonal frozen rocks in the mountains of middle and low latitudes of Central Asia by transsect from Kazakh Altai (51° N.) till Tien-Shan (43° N.), where their development and existence is determined mainly by altitudinal location of those territories. It is determined that in the mountains under the influence of local factors such as slopes exposition, snow cover, character of vegetation, composition and structure of grounds occurs considerable change of geocryological conditions at the very short distances, very often prevailing influence of absolute height. It is shown that in the result of that in particular mountain regions are forming peculiar structures of altitudinal geocryological zonality. There was revealed abnormal structure of zonality in West Altai , the characteristic feature of which is presence of acryogenic zone, where seasonal soils frost penetration is practically absent. For the particular mountain regions there were determined conditions of formation of multi-years frozen grounds by positive average annual air temperatures and provided justification for allocation of subzone of their sporadical distribution.
Keywords: high-altitudinal geocryological zonality, cryogene formations, multi-years frozen grounds, seasonal frozen soils.
