До сих пор еще очень мало работ и исследований, анализирующих геолого-геоморфологическую составляющую субарктического и тем более тундролесного рельефообразования.
Длительная зима с низкими температурами воздуха и глубоким промерзанием почвогрунтов, континентальность климата с быстрыми и значительными перепадами температур, избыточная влажность воздуха и почвогрунтов, значительная обводненность при относительно небольшом объеме биомассы и маломощности корнеобитасмого слоя, льдистая многолетняя мерзлота грунтов с активными криогенными процессами обусловливают своеобразие экзогенных процессов рельефообразования. Эти процессы настолько быстротечны, что нередко в несколько десятков лет создают отложения и формы рельефа, имитирующие те, которые в более южных зонах возникают в значительно более длительное время.
К сожалению, мы еще слишком слабо применяем в исследованиях принцип актуализма для палеогеографических реконструкций. Большинство геологов, не принимая во внимание скорость современного рельефообразования и допуская статическое современное состояние рельефа, склонны видеть во многих относительно молодых формах рельефа результат процессов далекого прошлого, а сами эти формы считать очень древними, сохраняющимися тысячелетиями. Для тундролесья это мнение ошибочно. Успехи изучения криолитогенеза и криогенных геоморфологических процессов последнего времени, так же как и полустационарные исследования автора, раскрыли суть многих явлений, не замечаемых, а потому и не понятых ранее.
Прежде всего следует обратить внимание на выветривание как на основу преобразования горных пород и процесс, подготовляющий их к переотложению и перемещению.
Основной чертой выветривания в тундролесье является механическое дробление и слабое химико-минералогическое изменение коренных горных пород. Механическое дробление горных пород, особенно в малоснежных районах восточнее Енисея, идет и летом и зимой.
Летом в солнечные дни, которых больше в континентальных секторах, характерно высокоградиентное температурное выветривание. Прозрачность воздуха способствует быстрому нагреванию и охлаждению обнаженных горных пород. Нами отмечены случаи, когда в июле при температуре воздуха 14—18° на обнаженном склоне южной экспозиции темноцветная щебенка аргиллитов нагревалась до 46—47°. При заходе же солнца за тучу на 20—25 минут она охлаждалась до 20—22°. В течение суток такие неоднократные перепады температур на 25—27° и более приводят к десквамации, т. е. к растрескиванию и шелушению поверхности горных пород до 0,5—1,5 см в глубину. Очень часто встречаются отдельные глыбы, особенно гранитов, окруженные дресвой их в результате выветривания. Дресвяно-щебенчатая кора выветривания очень характерна для всех горных и плоскогорных районов тундролесья. Замеренные скорости выветривания обнаженных горных пород и отдельных их обломков колеблются в разных условиях и в разных горных породах от 0,2 до 5 мм/год.
Более существенное действие производит морозное выветривание. В образующиеся трещины неизбежно попадает вода. При замерзании она производит огромную разрушительную работу. В горах и у крутых склонов повсюду наблюдаются обломки горных пород, щебенка и дресва, обваливающиеся на снег даже во время полярной ночи. Продукты выветривания к весне довольно густо покрывают снег у подножий Обрывов и крутых склонов долин. В узких и крутосклонных долинах иногда такие обломки и щебенка полностью перекрывают снег на дне и в русле.
Еще большую работу по выветриванию горных пород производят тонкие водные пленки, облекающие кристаллы и поверхности микротрещин и капилляров в скалах. При понижении температуры до —25° пленочная вода не замерзает. Частичное ее замерзание начинается при более низких температурах. При температуре горной породы ниже —45° ее прочность, как экспериментально установил И. А. Тютюнов, понижается в 10 раз. Это объясняется тем, что в процессе перехода 1 г ∙ моля отсорбированной воды в свободную, а затем в лед совершается суммарная работа, эквивалентная 9600 кал — приблизительно 4100 кгм. «…Фазовые преобразования адсорбированной воды наряду с тектоническими процессами являются одной из главных причин разрушения горных пород и минералов» (Тютюнов, 1961, с. 14).
В свете исследований действия пленочной воды в многолетнемерзлых горных породах установлено, что прежние представления о замедленности химического выветривания в тундре, тундролесье и многолетнемерзлых породах не вполне верны. Именно здесь интенсивно идет гидратация, т. е. присоединение к горной породе молекул воды. Оказывается, что низкая концентрация водородных ионов при отрицательных температурах восполняется повышенным растворением углекислого газа воздуха в холодной воде. Так, при 0° пленочная вода почвы содержит наибольшее количество CO2 по сравнению с более нагретой (Puri, 1949). При еще большем понижении температуры горной породы, а значит и пленочной воды, последняя приобретает способность растворить большее количество углекислоты, являющейся мощным активизатором выветривания.
Общеизвестно, что карбонатные породы (известняк, доломит, мергель) растворяются во много раз быстрее при наличии в воде CO2, а другие породы быстрее разрушаются под действием гидрокарбонатиона HCO3. При промораживании тонкие пленки воды мигрируют, а вместе с ними мигрируют и химические элементы, и особенно железо (Дьяков, 1961). Пленочная вода является мощным растворителем. Отсюда мы видим повышенное содержание железа в водах тундролесья и возможность образования карста в многолетнемерзлых породах.
Установлено, что окислительно-восстановительные процессы на севере идут не только летом, но и зимой. С понижением температуры промерзания горной породы от 0° до —50° энергия окислительно-восстановительных процессов возрастает, а от 0° до +50°, наоборот, понижается (Тютюнов, 1960). В связи с этим возможно образование глин вплоть до каолинитов, что раньше отрицалось. Предполагается, что криогенное выветривание идет во всей толще многолетнемерзлых грунтов и горных пород до нулевых изотерм (Тютюнов, 1961). Криогенные изменения захватывают всю толщу скальных пород с накоплением потенциальной энергии. Процессы выветривания образуют мощные толщи обломочного материала в виде как крупных глыб, так и суглинка.
Значительные годичные колебания температур воздуха также способствуют низкоградиентному выветриванию. Оно распространяется на всю толщу почвогрунтов, подверженных колебаниям температуры. Напряжения, возникающие на границах петрографических разностей, или кристаллов с различным коэффициентом расширения, приводят к дроблению горной породы, образованию пустот, насыщающихся влагой, и в конечном счете образованию дресвы внутри самой породы. Это одна из причин льдистости почвогрунтов, формирования ледяных стебельков, прожилков, включений и т. п.
Как будет видно ниже, кора выветривания в тундролесье очень подвижна. Поэтому тут не накапливаются более или менее мощные рыхлые ее толщи, если не считать прогибающихся низменностей, впадин и озер. Склоны гор, плато, холмы равнин большей частью покрыты тонким плащом грубообломочных элювиальных накоплений.
Глыбовые, щебенчатые, дресвяные продукты выветривания в тундролесье не задерживаются долго на месте. Во-первых, будучи отторженными от коренных обнажений, обломки подвергаются убыстряющемуся измельчению выветриванием. Во-вторых, начинается массовое движение обломков самыми различными способами.
Весьма типично для тундролесных гор и плоскогорий явление отседания склонов. В связи с избыточной влажностью и морозным выветриванием отседание склонов здесь идет интенсивнее, чем в более южных зонах. Процесс отседания склонов заключается в «отщеплении» значительных блоков коренных пород от основного массива соединенными усилиями гравитационных, мерзлотных и эрозионных процессов, облегченных большим напряжением жесткой каменной массы при неотектоническом воздымании. Сначала образуется незначительная трещина, чаще всего вдоль бровки или перегиба склона. Затекающая в нее вода, замерзая, расширяет трещину. Снег и лед при таянии весной удаляют часть продуктов выветривания и обрушения, расчищая плацдарм дальнейшему расширению и углублению трещины. Однако осыпающиеся с ее стенок обломки заваливают днище. Вода среди обломков при замерзании вместе с ними производит еще большее давление. Со временем отторгающийся блок приобретает уклон в сторону склона и сила тяжести ускоряет расширение трещины. Глубина рвов отседания измеряется от нескольких до десятков метров. Днища их обычно завалены крупными обломками горной породы; нередко на дне встречаются небольшие озерки, а иногда под камнями слышится журчание воды. У концов таких трещин и уже образовавшихся рвов летом обычно сыро или сочится вода, образуется слегка заболоченная, покрытая мхом ложбина. Особенна широко рвы отседания склонов распространены там, где более плотные породы подстилаются более пластичными и мягкими и где интенсивно идет воздымание, как, например, в Верхояно-Колымском или Путоранском регион нах. В некоторых местах этих гор склоны долин покрыты сплошной «чешуей» отсевших блоков в несколько сот метров.
Обвалы скалистых обрывов, крутых коренных склонов, обрывов речных террас и т. п. нельзя причислять к типичным особенностям тундролесья, так как они в основном зависят от крутизны или характера обрыва. Однако благодаря интенсивно проходящему круглогодичному выветриванию и гумидности климата обвалы в тундролесье происходят чаще, чем в зонах умеренных и тем более аридных и субтропиках.
В горных и глубоко расчлененных плоскогорных районах накапливаются мощные толщи коллювия. Однако обвальная фация коллювия быстро переходит в осыпную. Выше 1200—1400 м абс. выс. на юге и 500 м на севере практически все крутые (30—50°) склоны покрыты осыпями. В верхней части склонов часто распространены крупноглыбовые осыпи в массивно-кристаллических породах и плитчатые — в сланцах.
Вниз по склонам происходит измельчание обломков до щебенки и дресвы. В нижней части склонов положе 18° осыпи практически не встречаются. В нижней части склонов обломочный материал создает относительно мощные накопления, придавая склонам вогнутый профиль. В случае накопления его в долинах формируется корытообразный поперечный профиль долин.
Чаще всего передвижение в осыпи происходит днем от нагревания солнцем и охлаждения, когда оно на несколько минут закрывается облаками. Особенно интенсивно осыпание идет при снеготаянии весной, когда обогретые сверху обломки начинают скользить по еще не оттаявшим — нижележащим. Дождевая вода, ослабляя трение между камнями, также способствует осыпанию. Из коллювиальной и осыпной фаций даже при малейших уклонах вода уносит тонкообломочные продукты выветривания. Вынос мелкообломочной фракции легко обнаруживается по образованию микроконусов выноса там, где шлейфы осыпей опираются на горизонтальные или пологонаклонные площадки. На такие площадки выносятся в виде вееров суглинок, супесь, чаще алеврит, дресва и даже мелкий щебень. Больше всего их вынос из осыпи осуществляется по определенным путям, и микроконусы пополняются после каждого дождя. На многих из них из-за быстрого наслоения осадков даже не успевает вырасти трава.
Наряду с выносом тонко- и мелкообломочного материала из осыпей на склонах идет значительная плоскостная денудация, или делювиальный процесс. После каждого летнего дождя не только в горно-тундровом поясе, но и на склонах, задернованных и покрытых редколесьями, идет интенсивное удаление мелкоземистых продуктов выветривания, в том числе и почвенного покрова, слабо связанного несомкнутой дерниной высший растений. После дождей нередко наблюдаются наносы суглинистого, алевритового и даже дресвяно-щебеночного материала на вегетирующие листья кустарничков, травы, лишайники, сучья и т. п. В 1968 г. нами произведена съемка площадей и объемов таких наносов в редколесья» гор Путорана на склонах разных экспозиций. На некоторых листочках нанос достигал 1 см мощности, а в западинах растительность была занесена на 14—18 см. Подсчитано, что за 2 месяца с начала вегетации высшей растительности и выпадения жидких атмосферных осадков на листья, мох и лишайники, покрывавшие силой в 15—18° в редколесье, было нанесено алеврито-дресвяного материала около 30 м3 на 1 км2.
Очевидно, что объем мигрирующего материала в результате делювиального процесса, проходящего через каждый квадратный километр горного склона за теплый период, следует считать значительно больше чем 30 м3. Это доказывается наносом алеврита мощностью до 10—12 см после одного продолжительного дождя на бечевниках рек и озер там же, в горах Путорана. Этот материал, вынесенный с крутого склона на обнаженные коренные породы и гальку речного бечевника, смывается не только в паводки, но часто просто следующим дождем. Исключительная динамичность и значительный размах плоскостной денудации в результате делювиального процесса весьма характерны для горных тундролесий. Это связано с преобладанием поверхностного стока атмосферных осадков. Во время снеготаяния и продолжительных дождей многие участки склонов покрываются сплошной пленкой текущей воды от нескольких миллиметров до десятков сантиметров в западинах и деллях. Очевидно, что немаловажную роль играет лишайниковый и моховой покров, тем более не сомкнутый, слабоудерживающий почвогрунты от поверхностного размыва, не говоря уже о том, что ажурные кроны лиственниц почти не сдерживают механического действия дождевых капель на почву. Это существенно отличает тундролесье от тайги, тем более средней и южной, где сомкнутая дернина и лесная подстилка препятствуют, а местами и вовсе исклюй чают возможность делювиального процесса.
Следует отметить еще одно характерное обстоятельство. Воды тундролесья не только в водотоках, но и при плоскостном смыве, несмотря на обилие переносимого материала, значительно чище, так как не содержат столько мути из-за присутствия глинистых частиц, как в тайге, и тем более в существенно южных зонах. Это еще одна особенность тундролесного выветривания с преимущественным образованием мелкоземистых частиц путем механического дробления. В современном делювии и озерных отложениях тундролесья господствует алеврит, а не глина.
Если для горного тундролесья больше, чем для тайги, лесостепи, степи и даже полупустыни, характерен плоскостной смыв мелкозема, то еще большее значение имеет место линейная денудация. В тундролесье она действует повсеместно — в горах, на плоскогорьях и равнинах, меньше на речных террасах со значительной фильтр рационной способностью субстрата и на низменностях с замедленным стоком. Струйчатые потоки довольно быстро локализуются по определенным путям и через некоторое время углубляют каналы стока. Везде, где есть хоть малейший уклон поверхности, она исчерчивается рытвинами временных водотоков — деллями. На равнинах делли неглубоки, чаще всего несколько сантиметров. Вода после дождей стекает медленно, но все же осуществляет делювиальный смыв не только по своим руслам, но и на микросклонах. В горах же делли являются существенным агентом денудации. Сотни ложбин спускаются от вершин до подножий или до речных террас долин; расчленяющих горы. Ширина ложбин 1—5 м, глубина; чаще всего 0,5—1 м, но иногда и до 2—2,5 м. Они почти прямолинейно спускаются по склону не ближе 30—50 м одна от другой, придавая склонам вид гофрированной поверхности. В верхней, горно-тундровой части склонов по деллям, как по лотку транспортера, медленно спускаются крупные, ничем не сцементированные глыбы. Очень часто в сухую погоду под обломками слышно журчание или даже, как на речном перекате, шум невидимой воды. Кажется поразительным, что, по-видимому, относительно мощный поток между обломками начинается от скалистой бесснежной и сухой вершины, когда уже несколько дней не было дождя и стоит жаркая погода. Источник подглыбового потока — законсервированная зимой вода. В жаркую погоду лед и снег, забитый горными ветрами между камней, тают, и вода стекает, пользуясь углублениями. Особенно типично это явление для наиболее континентальных Верхоянско-Колымских гор. В ускорении транспортировки обломочного материала вниз по деллям значительную роль играет не только удаление водой цементирующего мелкозема, но и влажная скользкая поверхность водоупорного слоя многолетнемерзлого грунта. Делли — источник и путепроводы селевых потоков, повторяющихся через несколько лет в особо дождливые годы там, где накопилось особенно много продуктов выветривания. Следы селей в виде вывороченных с корнем деревьев и каменных глыб на кустах среди редколесий встречаются очень часто.
В результате делювиального процесса в долинах и даже на перегибах склонов (ступенях) формируются шлейфы делювия. Практически его нельзя отделить от пролювиальных отложений, поставляемых деллями. Каждая ложбина временного водотока в тундролесных горах и плоскогорьях кончается мощными конусами выноса обломков, щебня, дресвы, алевритов, реже суглинка. Даже небольшие делли образуют километровые конусы выноса. Пролювиального материала настолько много, что конусы выноса сливаются, образуя сплошные и весьма мощные предсклоновые шлейфы. Пролювий накладывается на речные террасы и даже на поймы. Очень многие реки не справляются с уборкой с пойм обломочного материала, выносимого по небольшим ложбинкам временных водотоков, и, огибая их, эродируют противоположные, иногда коренные склоны.
В случае образования конуса выноса на речной пойме пролювий, делювий и аллювий перемешиваются, переслаиваются, пространственно замещаются, образуя сложные отложения. Такие отложения встречаются и в строении высоких террас, которые ошибочно диагностируются как водно-ледниковые. Пролювиальные отложения весьма типичны для горных районов тундролесья. Эти мощные, почти не сортированные, плохослежавшиеся, а потому хорошо фильтрующиеся отложения развиты повеем долинам. Именно к ним приурочены леса из-за оптимальных условий питания циркулирующими водами и глубоким положением верхней границы мерзлоты. С поверхности конусы выноса обычно сухи, но в нижних их слоях весь теплый период года циркулирует вода. Об этом свидетельствует полоса источников по периферии подавляющего большинства конусов выноса. Потеряв скорость течения, при выходе на площадку террас или пологого склона вода медленно сочится, широко растекаясь по поверхности террасы. Она разносит и покрывает террас; иловатым, алевритистым, песчаным, реже суглинистым наносом. Периферия конусов выноса почти всегда заболочена. Нарастают мхи, формируются осоково-пушицевые кочки. Резко повышается граница многолетней мерз лоты грунтов. Начинаются процессы медленной солифлюкции или формируются русла стока в виде еле заметных углублений среди кочек и мха. Они покрыты ржавым налетом и водой с железистыми пленками. Доходя до хорошо фильтрующихся песчано-гравийно-галечных отложений террас, вода исчезает с поверхности, просачиваясь в эти отложения и производя значительную и очень характерную для тундролесья работу, приводящую к «расползанию террас» и образованию камового рельефа.
Расползание террас связано со своеобразным соотношением обводненности хорошо фильтрующихся отложений и положением верхней границы многолетнемерзлых грунтов.
Хорошая фильтрационная способность террасовых отложений связана с грубообломочностью материала и ничтожным количеством глинистых частиц, попадающих в реки. Песчаные террасы равнин, песчано-гравийно-галечные террасы плоскогорий и гравийно-галечно-валунные террасы гор с наступлением теплого периода обычно быстро прогреваются. Для них характерен наиболее мощный слой сезонного протаивания по сравнению с другими видами отложений. Верхняя граница мерзлых грунтов в террасах относительно круто наклонена от тылового шва к речному руслу. Непосредственно после стаивания снега, что происходит на террасах раньше, сезоннопротаивающий слой насыщается водой. По мере увеличения его мощности воднонасыщенный уровень понижается, удаляясь от поверхности террасы. По водоупорной поверхности мерзлоты довольно быстро идет сток воды, которая выносит растворимые и тонкообломочные частицы. Со временем внутригрунтовые потоки выносят из тела террас не только растворенные компоненты, алеврит и глинистые частицы, но и песок. Террасовые отложения постепенно теряют цементирующие части, и их гравийногалечные отложения в сезоннопротаивающем слое становятся сыпучими.
Вынос тонко- и мелкообломочной фракции внутригрунтовыми потоками, особенно после дождей, фиксируется микроконусами выноса, возникающими у подножия обрывов террас, отчетливо выраженными в меженный период на бечевниках. В паводки такие конусы выноса быстро смываются. У подножий надпойменных террас материал, вынесенный из вышерасположенной террасы, обычно теряется в заболоченном понижении или в растительном покрове. Однако и здесь при тщательном исследовании он выявляется в виде наилка на почве и листьях вегетирующих растений.
Надмерзлотные воды в процессе миграции внутри террасовых отложений действуют на уступы террас и полосы, прилегающие к их бровкам. Выносу сначала подвергаются линзы алевритов и тонкозернистых песков. Он тем быстрее, чем больше воды просачивается через толщу отложений сверху. Вода, достигнув водоупорного горизонта, редко идет сплошным слоем. Так же как на склонах, она концентрируется в струи, вдоль которых возникают просадки на поверхности террас. Внутригрунтовой сток дезориентирует типичную косую слоистость отложений террас, способствует образованию перлювия, особенно вдоль линейных потоков. В конечном итоге на месте остаются валуны, галька, крупный гравий, реже крупнозернистый песок. Поверхности террас деформируются. Сначала появляются просадки над удаленными линзами мелкозема. Они очень разнообразны по форме и параметрам: блюдцеобразные, воронкообразные, вытянутые в виде элипсообразных котлов неправильной формы и т. д. Часто формируется западинно-грядовый или камовый рельеф.
Когда днища просадок достигают водоупорного горизонта, они часто заполняются водой. Образуются озера, чаще всего временные. Вода в них держится весной и летом до максимального протаивания мерзлого грунта и, постепенно фильтруясь, пропадает. Озера, особенно если они остаются на зиму, отепляя вмещающие их грунты, способствуют локальной деградации мерзлоты, а следовательно, убыстряют расчленение террасовых поверхностей.
По мере расширения полостей на поверхности и внутри террасовых отложений вынос мелкообломочной фракции убыстряется — происходит «расползание» террас. В начальной стадии процесса на вершинах холмов сохраняются плоские участки, что позволяет легко выявить и восстановить былые террасовые уровни. Со временем холмы подвергаются различным деструкционным процессам, утрачивают поверхности, по которым угадывается их бывшая принадлежность к террасовым уровням, — формируется типичный камовый рельеф (Пармузин, 1972).
Процесс расползания террас и формирования камов идет везде при гумидных климатах, там, где имеются легко фильтрующиеся с неоднородным строением водные отложения, подстилаемые водоупорными породами. Однако особенно интенсивно проходит этот процесс в тундролесье. В интенсивности процесса расползания террас прослеживается определенная закономерность. Он идет там, где вода быстрее и длительнее насыщает (пропитывает) сезоннопротаивающий слой водопроницаемых аллювиальных отложений. В южных подзонах и западных секторах тундролесья, где сезоннопротаивающий слой более мощен, шире распространена стадия озерно-западинного рельефа расползающихся террас. В северных подзонах и средних секторах, где имеет место полное насыщение протаивающего слоя, чаще встречается камовый рельеф и даже самые последние стадии его развития. Здесь можно видеть на склонах долин с почти снесенными аллювиальными отложениями отдельные галечные холмики.
Там, где подверженные расползанию террасы состоят преимущественно из аллювия, формируется типичный камовый рельеф. Там же, где на поверхность террасы до ее расползания успел наложиться пролювий, а процесс дошел до образования холмов, подчас весьма трудно отличить холмисто-западинный рельеф расползшейся террасы от холмисто-западинного моренного рельефа. Именно такой рельеф широко распространен в Предверхоянском прогибе, во многих долинах Верхояно-Колымской страны, в горах Путорана, частично на Северном Урале и на Кольском полуострове. Здесь на холмах под более или менее мощным покровом несортированного алевритисто-суглинистого материала обнаруживаются аллювиальные отложения. Именно их в подавляющем большинстве работ прежние исследователи диагностировали как флювиогляциальные, покрытые мореной. Однако частые находки в этих отложениях флористических остатков, характеризующих более оптимальные относительно современные условия седиментации, заставляют вспомнить об интенсивности рельефообразования в тундролесье, и в частности о расползании террас.
Вообще внутригрунтовая миграция мелкообломочной фракции идет довольно интенсивно по водоупорному слою мерзлоты ниже слоя с наибольшей густотой корней, т. е. на глубине от 20—35 см до максимального протаивания почв. Этот процесс идет не только на террасах, но и на самих склонах и в конусах выноса. Результат удаления значительной части подкорневого слоя продуктов выветривания ярко иллюстрирует «подвешенная» корневая система деревьев. Нами неоднократно наблюдалась следующая картина. Вдоль бровок коренных ступеней склона (в горах Путорана) или поверхностей аллювиальных террас с грубообломочными отложениями (хр. Орулган) обычно тянется полоса относительно густого леса. В полосе 5—50 м вдоль бровок густая горизонтально расположенная сеть лиственничных корней, покрытая моховой дерниной, как бы висит над мерзлым субстратом на высоте 0,6—1 м. Такая толща обломочного материала полностью вынесена, и деревья держатся благодаря густоте сети корней, небольшая часть которых расположена вертикально и удерживает лес как бы на тонких колоннах. Идти по такому лесу сложно, так как ноги проваливаются в пустоты между корнями, замаскированные мхом. Еще чаще можно наблюдать, как корни лежат на голых валунах и омытых каменных обломках, поскольку вымыты не только песок и гравий, но и галька. В связи с этим деформируются постройки и только на террасах, но и на склонах.
Процесс внутригрунтовой миграции продуктов выветривания изучен крайне слабо. Однако в тундролесье он распространен настолько широко, что, как показывает указанное наблюдение, за 70—80-летнюю жизнь деревьев из-под корней их (правда, близ обрыва ступени) может быть вынесен слой мощностью в среднем 0,5 м в полосе шириной 50—60 м. Поэтому внутригрунтовую миграцию тонко- и мелкообломочной фракции продуктов выветривания следует считать типичным зональным явлением. Надо полагать, что в тундрах в связи с маломощностью сезоннопротаивающего слоя внутригрунтовой вынос мелкозема крайне редок и бывает только в террасовых отложениях. В тайге же и вообще в настоящих лесах почвоудерживающее значение имеют не столько корни деревьев, сколько корни кустарников и трав.
Достаточно хорошо известен процесс массового движения продуктов выветривания по склонам путем солифлюкции, крипа, десерпции и т. д. Этот процесс изучен и охарактеризован относительно неплохо (Каплина, 1965; Воскресенский, 1971, и др.).
В тундролесье перемещению почвогрунтов по склонам способствуют не только сила тяжести, насыщение их водой и скольжение по подстилающей их мерзлой породе, но и режеляция, т. е. периодическое замерзание и оттаивание. При этом возникают гидротермические напряжения, изменяющие объем грунта: при замерзании начинается подъем грунта, продолжающийся до тех пор, пока не соединятся сезонная и многолетняя мерзлота грунтов, Он тем больше, чем больше почвогрунты вместили воды. При оттаивании начинается сокращение объема — осадка грунта.
Б. С. Русанов (1961), изучивший это явление на опытной станции в бассейне Колымы, констатировал величину поднятия грунта до 10 мм/сут, или 1 мм/час на склоне и 3 мм/сут на горизонтальной площадке. Таким образом, происходит как бы разрыхление горной породы, подготовка емкостей для дополнительных порций воды, неизбежно сопровождающаяся сдвигом составляющих частей даже на горизонтальных поверхностях. Это приводит к формированию характерного микрорельефа полигональных почв, выпучиванию крупных обломков на поверхность мелкозема, образованию каменных колец, сетей, бугров пучения и т. п., которые особенно характерны для равнин.
Даже на плато или равнинах достаточно хорошо наблюдается смещение и изменение форм микрорельефа. Так, нами прослежены стадии деформации полигональных грунтов на обширном базальтовом плато Путорана (Пармузин, 1959). Вдали от края горизонтально залегающего базальтового покрова обычно распространены полигональные грунты в виде шестигранных или почти круглых пятен алеврито-суглинистого оголенного грунта, обнесенных невысоким мелкощебнистым валиком. По мере приближения к краю плато щебенка валика укрупняется до мелкоглыбовых отдельностей. Суглинистые пятна обогащаются щебенкой и уменьшаются в размерах. Форма их становится элипсообразной. В 50—200 м от обрыва базальтового покрова полигоны настолько обогащаются каменным материалом, что превращаются в каменные сети, как правило с вытянутыми ячейками. В них появляются блюдцеобразные и котлообразные просадки, свидетельствующие о выносе мелкообломочной фракции за пределы равнинной поверхности плато.
Всем исследователям Севера, конечно, известно явление «плавающих камней». На равнинных или слабонаклонных берегах рек и озер в горных, плоскогорных, а иногда и равнинных тундролесьях часто встречаются крупные (0,5—1,2 м) каменные обломки или валуны среди вязкого, влажного, водонасыщенного грунта. Естественно желание идти по каменным обломкам. Но и они утопают и сдвигаются в разжиженном грунте при каждом шаге. Процесс режеляции «поднимает» каменные обломки на поверхность. Часто можно видеть, как дно мелких (до 0,8—1 м) озер сплошь выложено грубыми, неокатанными каменными обломками, которые при промерзании озера подняты режеляцией поверх озерных отложений.
Режеляция не только механически воздействует на деятельный слой, но и производит глубокую криогенную метаморфизацию. Исследованиями Н. Л. Власова и его учеников (1964) установлено, что при замерзании воды в почвогрунтах, а также в иловатых озерных отложениях происходит разложение заключенных в них солей, фторидов, гипса, в том числе и малорастворимых силикатов. При этом в осадок выпадают карбонаты кальция и частично магния. Хлориды, как наиболее подвижные, быстро выносятся даже при отрицательных температурах грунта. Весной грунты опресняются. Проточные воды удаляют из них компоненты разложенных солей, за исключением карбонатов. Таким образом, гипсы, фториды, силикаты замещаются карбонатами (Иванов, 1969). Поэтому даже минимальное содержание солей в водах ведет к концентрации карбонатов в почвах, мелко- и тонкодисперсных породах. Отсюда возникает карбонатизация отложений везде, куда проникает или проникала замерзающая и оттаивающая вода. Карбонатизация усиливается при высоком содержании щелочей (pH). Особенно заметно карбонаты концентрируются вокруг органогенных включений в почвогрунтах. Именно этим объясняется образование «иматровых камней» в озерных отложениях. Иногда внутри этих карбонатных конкреций заключены хвоинки лиственниц, листочки дриады и т. п. Именно вокруг таежных и лесотундровых органических остатков чаще всего образуются карбонатные стяжения. Карбонатные включения и суглинистые налеты на поверхности каменных обломков, заключенных в любых отложениях, дают при дыхании на них запах гашеной извести. Это, как известно, считается типичным для ледниковых отложений, но, как мы видим, не может являться указанием только на ледниковые отложения.
Десерпция, т. е. медленное движение обломочных горных пород вниз по склонам под влиянием изменения объема при замерзании и таянии, нагревании и охлаждении, увлажнении и высыхании, заметно ускоряется при наличии водоупорного мерзлого слоя. Криогенная десерпция идет даже при минимальных уклонах склона. Особенно она сильна в горных тундрах и местах с разреженным древесным и кустарниковым покровом, где корневая сеть не скрепляет полностью слой сезонного протаивания (известно, что корни проникают в зону многолетнемерзлых почвогрунтов). Нам приходилось видеть лежащие поверх силурийских известняков отдельные куски и целые скопления обломков базальта значительных размеров, которые удалились от своего коренного выхода далее чем на 3 км. Такая миграция обломков — результат не только криогенной десерпции, но и скольжения талой породы по мерзлому грунту и солифлюкции.
Солифлюкция наряду с внутригрунтовым выносом — один из самых распространенных факторов денудации в тундролесье. В зависимости от крутизны склона, гранулометрического состава, мощности рыхлых отложений на склоне в сезоннопротаивающем слое, условий и степени увлажнения обломочных пород, наконец, от характера растительности солифлюкционное смещение происходит по-разному.
Течение водосодержащего грунта — солифлюкция — обычно происходит на любых склонах круче 1°, если он не менее чем наполовину состоит из тонкообломочных фракций (менее 1 мм), т. е. суглинка, супеси, алеврита, илисто-пылеватых частиц. Включениями в текучем грунте могут быть дресва, щебень, обломки скальных пород, если их размеры не превышают мощности водонасыщенного грунта и не вмерзли в подстилающий многолетнемерзлый слой. Мощность движущегося солифлюкционного слоя зависит от его водонасыщенности и измеряется от нескольких сантиметров до метра. Растительность, в том числе корни деревьев, не является существенной помехой солифлюкции. Даже на очень пологих склонах можно видеть «пьяный лес» и изогнутые деревья — результат солифлюкции. Еще чаще он встречается на склонах круче 10—12°.
Скорость солифлюкционного сноса достигает нескольких метров в год при благоприятных условиях: высокой влагоемкости движущихся пород, влажном теплом сезоне, на крутых склонах, при малом внутреннем трении и т. п.
Медленная солифлюкция на Русской равнине, на Западно-Сибирской, Северо-Сибирской, Яно-Колымо-Индигирской низменностях идет на склонах в 1—2°. В случае заболоченности этих равнин солифлюкция отмечается как течение болот, перемещение бугорков и валиков вместе с расположенными на них деревьями.
Солифлюкционный процесс из всех процессов тундролесья наиболее интенсивно нивелирует рельеф. Оплывающие массы грунта заполняют впадины, создают широкие шлейфы обломочного материала на перегибах склонов, у тыловых швов террас, в год-два заносят разведочные канавы, шурфы, создают вместе с пролювиально-делювиальными процессами мощные шлейфы предгорий, погребая неширокие террасы малых рек и покрывая на значительных пространствах поверхности широких террас у крупных рек.
Эти пролювиально-делювиально-солифлюкционные шлейфы, «наволоки», «увалы», пожалуй, самые мощные и типичные отложения тундролесья. Они создают более пологие части склонов у подножий гор и плоскогорий.
Во время осеннего промерзания насыщенные водой солифлюкционные отложения подвержены пучению, возникновению бугров, особенно в верхней части пологих склонов, где замедляется миграция воды. Бугры тем больше, чем мощнее слой движущегося грунта. Обычная высота бугров 0,6—1,6 м при диаметре до 10—12 м. В плане бугры в основном чаще всего вытянуты вдоль склона.
Кроме движения по склонам тонко- и мелкообломочных продуктов выветривания для тундролесья очень свойственно широкое распространение крупнообломочного и глыбового материала — курумов. Они покрывают огромные площади горно-тундровых склонов, часто встречаются среди редколесий, особенно на крутых склонах, так же как и пролювиально-солифлюкционный шлейф, накладываются на террасы или спускаются непосредственно к рекам и озерам. В верхней части склонов камни величиной до 1,5—2 м в поперечнике лежат друг на друге свободно, без связующего их материала. Они готовы при небольшом усилии сдвинуться вниз. В нижней части склонов среди камней и только в самом нижнем их горизонте встречается щебень, суглинистый мелкозем, частично смытый сверху внутрикурумными потоками после дождей, а частично образующийся на месте в результате выветривания.
Крупноглыбовый материал образуется на склонах, лишенных мелкообломочных покровов, которые, как уже говорилось, быстро сносятся вниз. Глыбы, составляющие курумы, отчленяются от сильно трещиноватого скального склона, что идет быстро в связи с интенсивным морозным выветриванием, режеляцией, освобождением от тонкообломочной фракции текучими водами.
Континентальность климата, вызывающая глубокое морозное выветривание, режеляция, частое насыщение водой сезоннопротаивающего слоя и затекание ее в морозобойные трещины обусловливают значительную льдистость многолетнемерзлых грунтов. Обычно льдонасыщенные грунты распространяются в пределах первых 5—6 м, а глубже льдистость резко уменьшается. Избыточная влажность и льдистость грунтов обусловливают интенсивное озерообразование (лимногенез), имеющее существенное значение в рельефообразовании тундролесья, облике и специфике ландшафтов вообще.
Тундролесье, как и тундру, можно считать озерной зоной. Озерность гор достигает 8—10%. возвышенных равнин — 20—30%, а на некоторых низменностях озера занимают 50—60% площади. Количество озер закономерно увеличивается к северу вместе с уменьшением сезоннопротаивающего слоя, испарения и транспирации растений. В связи с избыточной влажностью здесь каждая западина рельефа занимается водой постоянно или на некоторую часть года. Возникновение впадин и ванн озер в силу энергичных деструкционных процессов идет весьма разнообразно и в общем быстро.
Наиболее типичны как явление зональное термокарстовые озерные впадины. Впадины протаивания, занимаемые водой после их образования, возникают различным способом. Наиболее простой — это нарушение естественного почвенно-растительного покрова над ископаемыми льдами (пожары, порубки деревьев, снятие мохового покрова при инженерных работах и даже при движении тракторов и вездеходов). В этом случае просадки за счет таяния льда в грунтах идут катастрофически быстро. Однако термокарст идет и в естественных условиях. Больше всего свидетельств возникновения термокарстовых озер при полигонально-валиковом рельефе. В средней, несколько пониженной части полигона после снеготаяния скапливается вода. Под ней прогревание грунтов идет в среднем в 2 раза глубже, чем на участках, не покрытых водой (Мухин, 1960; Катасонова, Каплина, 1960), а следовательно, быстрее формируется углубление. Такие четырехгранные озерки в Якутии называются лыбами. Поскольку при избыточной влажности для питания озер достаточно атмосферных осадков, выпадающих на зеркало воды (Томирдиаро, 1972), углубление впадины сопровождается ее расширением. Расширение занятой водой впадины приводит к таянию ледяных жил-клиньев, оконтуривающих четырехгранный полигон, и водоем захватывает соседние полигоны. Со временем глубина озерка становится больше максимального промерзания и мощности льда зимой (1,4—1,6 м), и протаивание грунта, окружающего его ванну, идет еще быстрее в пределах слоя максимальной льдистости, т. е. до 5—6 м.
В процессе развития полигональных грунтов образование термокарстовых озер происходит не только внутри полигона, но и непосредственно над ледяной жилой. В связи с ежегодным приращением ледяного клина в ширину грунтовые валики, образованные им, раздвигаются. Образуются межваликовьте углубления. В случае заполнения их водой ледяной клин начинает быстро таять. В крестовинах над пересечением ледяных жил-клиньев водоемы образуются в первую очередь (Томирдиаро, 1966). Развитие идет в общем так же, как и в предыдущем случае. Под озером формируется «чаша» талого грунта. Оба эти процесса более характерны для зоны тундры и хотя менее развиты в тундролесье, но все же довольно широко распространены на равнинах, тем более в северной, лесотундровой подзоне.
В тундролесье широко распространены термокарстовые просадки в результате вытаивания льда-цемента грунтов, стебельков, линзочек, шлиров, прослоек льда. В естественных условиях начало процесса совпадает с наиболее теплыми годами, солнечным летом, сочетающимся со снежными зимами, а также при деформациях почвенно-растительного покрова в результате солифлюкции.
Вследствие избыточной влажности все озерные ванны заполняются до краев. Вода находит каналы стока, и все озера становятся проточными или сточными. Образовавшиеся русла стока (виски), так же как и сами озера, отепляют грунт, быстро углубляют русло и в конечном итоге спускают озеро. Результатом этого процесса является интенсивная миграция озер как в тундре, так и в тундролесье.
Быстроидущие деструкционные процессы способствуют относительно большому приносу и седиментации осадков в озерах. Однако, как правило, мощность донных озерных отложений почти нигде не превышает 2—3 м. Это лишний раз говорит о недолговечности термокарстовых озер. Но озерные отложения, иловатые, торфянистые алевриты и суглинки покрывают почти всю площадь тундровых и тундролесных равнин, играя ведущую роль в современном литогенезе (Шило, 1964). Очевидно, что озерно-термокарстовые отложения формировались и в прошлом на всех равнинах, где были ископаемые льды. Таким образом, подавляющее большинство тундролесных равнин, сложенных рыхлыми отложениями, и особенно иловато-суглинистыми, представляют собой озерно-аллювиальные равнины термокарстового генезиса.
Во время возникновения достаточно расширившегося озера с не промерзающей полностью ванной его вода производит значительную термообразию берегов. Обнажающиеся в бортах ванны клиновидные льды вытаивают. На их месте образуются впадины, а сжимаемая ими раньше горная порода остается в виде столбов. Понижения от вытаявшего льда начинают быстро эродироваться, нередко с образованием оврагов. Межледные же столбы спрессованной породы быстро осыпаются, и на месте их остаются островершинные холмики — байджарахи. Байджараховый рельеф развит как по берегам некоторых озер, так и по долинам рек. Такой рельеф реже распространен на равнинах тундролесья, чем в тундре. Это объясняется меньшим распространением полигонально-жильных льдов. В тайге же он вовсе не встречается.
Преобладание физического выветривания и интенсивная миграция мелкообломочной фракции продуктов выветривания создают своеобразную кору выветривания и условия почвообразования.