Геосистемные аспекты растительного покрова Чукотки

Юрий Павлович Кожевников © 2010

Современные геоморфологические процессы

Изменения в ландшафтах нередко происходят и в результате обычных процессов, когда они превышают некоторый критический уровень или «порог» чувствительности ландшафта (Brunscten , Thornes , 1979). Например, при интенсивном поднятии гор гравитационные силы в определенный момент начинают преобла дать над силами сцепления и происходят обвалы, в результате которых ровный склон превращается в ступенчатый: скалы и осыпь под ними. Обычно одни изменения обусловливают другие.

Поскольку Чукотка прошла сложное тектоническое развитие, многие элементы геоморфологии обусловлены тектоникой. К их числу относятся крупные озера (Экитыки, на. 47-ом км трассы, в нескольких километрах к западу от 36-го км трассы и многие другие). Озера, заполняющие тектонические впадины, обычно проточные. Многие озера образовались на месте впадин, которые заполнили воды тающих ледников, а также современные осадки, которых выпадает больше, чем успевает испариться. Избыток осадков над испарением приводит к тому, что при благоприятных условиях стока образуются озера в формирующихся бессточных впадинах, например, термокарстовых просадках. Такие впадины часто наблюдаются в поверхностной рыхлой толще. На наклонных участках толщи весьма обычны гирлянды озер, располагающихся друг над другом. Вечная мерзлота препятствует просачиванию воды из озер. Однако в сравнительно небольших озерах уровень воды может значительно колебаться. При понижениях уровня воды на сырых отмелях успевают вырасти некоторые растения, избегающие затопления, и весьма обычны растениягидрофиты.

Термокарстовые озера очень характерны для низменных ландшафтов, в которых имеются ископаемые жильные льды. Массовое вытаивание этих льдов наблюдалось на восточном побережье зал. Креста, близ Конергино. Мелко врезанные «повторно-термокарстовые озера периодически дренируются, вновь возникают через несколько сотен лет и, разрастаясь, занимают новые участки суши. Термоэрозионная деятельность их намного превышает деятельность равнинных рек; они разрушают водоразделы, междуречья и переформировывают речные долины» (Томирдиаро, Крохин, 1970. С. 205). Согласно этим же авторам, коэффициент озерности на низменностях может достигать 50%. Многие озера низменностей, по-видимому, не являются термокарстовыми и лишены возможности мигрировать по условиям рельефа. Иногда в низменностях наблюдаются целые массивы озер, соединяющиеся протоками.

Д. М. Колосов (1947), рассматривая озерные ландшафты северо-восточных низин как позднеледниковую стадию развития современного рельефа, имел в виду постепенную деградацию ископаемых льдов. Но, по-видимому, и в современных условиях низин близ побережий создаются условия для образования жильных льдов. Множество озер в низинах является скорее следствием современного водного баланса в них, чем наследием ледниковой эпохи. Поэтому представления Д. М. Колосова справедливы лишь в оценке некоторых частных моментов в динамике озерных равнин, поскольку здесь возможны погребенные аллохтонные льды, наледи и пр. На севере Западной Сибири установлено, что озера на различных генетических типах равнин (морских, ледниково-аккумулятивных, флювиогляциальных, аллювиальных) имеют специфические морфометрические особенности, сохраняющиеся даже на разных широтах (Белецкая, 1982). Соответственно, автор, отметила, что в весьма сходных условиях климата озера, находящиеся на разных по происхождению равнинах, различаются. На Чукотке почти все равнины являются гетерогенными и озера на них соответственно имеют разную морфометрию, но в приморских районах обширных низменностей, таких как Нижне-Анадырская или Ванкаремская, крупные, весьма округлые озера, очевидно, связаны с морскими отложениями. Крупные, вытянутые, угловатые озера в широких межгорных долинах, скорее всего связаны с водно-ледниковыми отложениями, отчасти представляющими переработанные талыми водами ледников морские отложения бореальной трансгрессии.

Озера встречаются на самых разных элементах мезорельефа, вплоть до весьма высоких горных седловин. В северной части территории на некоторых озерах горных седловин лед иногда не успевает стаять за лето. Развитие озер на возвышенных элементах рельефа ускоряет их расчленение и денудацию. К термокарстовым явлениям относится также образование кароподобных выемок на склонах сопок, откуда берут начало ручьи. Иногда можно видеть, что водосборная выемка на склоне сравнительно невелика и лишена поверхностных водных источников. Следовательно, постоянство водосборной функции выемки обеспечивается за счет подтаивания вечной мерзлоты. Бесчисленное множество сочащихся со всех сторон струек воды, соединяясь, сразу же образует полноводный ручей. Многие из подобных выемок безусловно молодые, возникшие в голоцене, по всей вероятности, во время климатического оптимума. В настоя щее время они лишь медленно развиваются.

Термокарст в окрестностях п. Лаврентия. Фото А.А. Галанина.

В верховьях Амгуэмы интенсивный термокарст был отмечен на склонах в речные долины, образованные рыхлой толщей. В суглинистых оползнях голубовато-серого цвета здесь найдены многочисленные остатки стволов крупных кустарников. Эти остатки вытаивают в самых верхних слоях террас. В настоящее время крупные кустарники в местах с отмечавшимся карстом отсутствуют. Однако большинство выемок на склонах гор не являются термокарстовыми. Их происхождение обусловлено тектоническими, склоновыми, нивальными и др. процессами. Но обычно расчленение рельефа идет под влиянием нескольких одновременно действующих и однонаправленных процессов. Так, заложившиеся при тектонических подвижках, ложбинки в верхних частях гор быстро.развиваются под совместным влиянием склоновых и нивальных процессов. На первых стадиях этого развития в верхней части горы имеется небольшая ложбина, а в нижней части горы — осыпь, образованная выносным материалом из ложбины. Осыпь поначалу имеет крутой уклон. Ложбину забивает снег, который медленно тает до конца лета. Оползание осыпи весьма интенсивное из-за значительного протаивания вечной мерзлоты, физического выветривания, действия грунтовых вод изпод снежника, гравитации и т. д. Углубление и расширение ложбины увеличивает осыпь и уменьшает ее крутизну. В конце концов ложбина превращается в распадок, а осыпь — в конус выноса этого распадка. Происходит своего рода перепиливание горных складок. Повидимому, это явление может служить указанием на идущее гляциоизостатическое поднятие, так как массово наблюдалось в Амгуэмо-Куветском массиве, который поднялся более других территорий. В хр. Искатень и его предгорьях «перепиливание» горных .складок также имеет место, но в меньшей степени. Вероятно, состав горных пород оказывает слабое

Гравитационное осыпание склона. Фото А.В. Галанина.

влияние на этот процесс, хотя отмечено, что характер выветривания коренных пород зависит от их литологии более, чем от длительности выветривания (Watts , 1981). По мнению Д. Стэблейн (G . Stablein , 1982), в полярных регионах широко распространены формы микрорельефа, обусловленные аридностью климата (дюны, котловины выдувания, структурные грунты, формы ячеистого выветривания, десквамация, образование карбонатных корок и пустынного загара и т. п.), что позволяет сделать вывод о специфической «криоаридной геоморфодинамической системе». Геоморфологическая роль аридности часто затушевана «эдафическим фактором», - летом оттаивающие грунты имеют высокую влажность в результате дружного таяния снега и стока с ледников, а также из-за наличия водоупора — подстилающей многолетнемерзлой толщи. Д. Стэблейн полагает, что аридность проявляется во всей тундровой зоне, там где годовая сумма осадков менее 25 мм и средние июльские температуры находятся в интервале от 10° до 4° (т. е. границы древесной растительности и северной границы тундр). На Чукотке такие условия могут существовать, видимо, только в некоторых районах о-ва Врангеля, хотя названные автором формы микрорельефа обычны и при иных соотношениях температур и осадков. Это вызывает сомнение в том, что для их формирования необходимы именно аридные условия. К тому же отмечено различие склоновых процессов в аридных и влажных регионах (Albjar et al ., 1979). Авторы указали, что в противоположность аридной в перигляциальной зоне активно проявляются процессы массового смещения материала (преимущественно в верхней части склона) и обрушения, сопровождающегося гравитационной сортировкой.

В перигляциальных условиях в Скалистых горах было установлено на уклонах около 36°, что движение обломков пород имеет разную скорость в разных геоморфологических условиях. В одной долине они передвигались со скоростью от 13 до 88 см в год, а на перевале от 0 до 13 см в год. При перемещении материала происходит его перемешивание и погребение (Gardner, 1983). Применение понятия «перигляциальный» к современным ландшафтам кажется неправомерным из-за иных климатических условий. Для обозначения соответствующего состояния современных гор и плато в высоких широтах был предложен термин «параперигляциальный». Наледеобразование принимается как перигляциальный и криогенный процесс, сдвигающийся с более высоких уровней на менее высокие (Климовский, 1980). На Чукотке по соседству с наледями иногда встречается древесная растительность, несовместимая с представлением о перигляциальных условиях, поэтому понятие «параперигляциальные условия» более рационально.

Вся Чукотка лежит в зоне распространения вечной мерзлоты, которая отсутствует только под озерами и реками. Соответственно, для территории характерны любые геоморфологические процессы, связанные с наличием вечной мерзлоты: солифлюкция, вспучивание грунтов, образование голых пятен (медальонов), полигонов, каменных колец и пр. Согласно Т. Н. Каплиной (1959), «наличие многолетнемерзлых пород ускоряет движение грунтовых масс на склонах».

Чукотский полуостров. Ландшафт в окрестностях п. Новле Чаплино. Фото А.А. Галанина.

В каждой зоне существует свой набор мерзлотных форм рельефа (Harris , I 982). Только в зоне сплошной мерзлоты встречаются голоценовые каменные россыпи и тундровые полигоны на торфяниках, морозобойные трещины в рыхлых грунтах, земляные бугры, полигональные структурные грунты, пинго (байджерахи). Торфяные бугры и торфяные плато прослеживаются до южной границы зоны пятнистой мерзлоты. Как в зоне пятнистой, так и спорадической мерзлоты распространены шнурковые болота с ледяным ядром и торфяные бугры с ледяным ядром. Для роста и развития мерзлотных форм более благоприятны условия континентального климата, чем морского. От экспозиции зависит увлажненность склонов, в свою очередь определяющая интенсивность выветривания, в том числе растворения, и отсюда формирование более мощной коры выветрива ния (Churchill , I 981). На западе Шпицбергена фирновая линия находится на средней высоте 500 м над ур. моря, различие ее положения (100м) связано с ветровой экспозицией склонов (Kuhle , 1983). Склоны являются саморегулирующимися геосистемами. Изменение мощности рыхлого чехла на них приводит к изменению скорости выветривания пород и вместе с денудацией обусловливает направленные изменения морфологии склона (Поздняков, 1982). На Чукотке склоны, обращенные на север, в большинстве случаев более крутые, чем южные склоны. Объясняется это разным температурным режимом и в конечном счете обусловливает развитие мезо- и микрорельефа на южных склонах, тогда как северные склоны обычно крупнообломочные осыпные - курумы. В формировании курумов ведущая роль принадлежит крутизне склона, но на степень подвижности влияют также наличие мелкоземистого заполнителя в нижнем слое курума, увлажнение и, в меньшей степени, температура (Хмелева, Шевченко, 1980). Таким образом, в существовании курумов видна саморегуляция: они зависят от крутизны и ее же обусловливают.

Купум - это крупнокаменичтый участок на пологом склоне или нагорной террасе. Фото А.А. Галанина.

Установлены даже определенные математические закономерности распределения обломочного материала: в верхней части склонов — по закону Розина, в средней — по логарифмически нормальному, а в нижней — по бимодальному (Church et al ., 1979). На склонах происходят и блоковые движения. Как отмечают Д. Пашек с соавторами (J . Pasek et al ., 1979), прямой причиной движений блокового типа служит нарушение динамического равновесия склоновой системы в результате эрозионного вреза реки. При этом обнажаются пластичные и легко размываемые породы в основании склона, у подножия образуется зона разгрузки. Под действием залегающих сверху пород гли­ нистые слои деформируются и выдавливаются, что приводит к образованию «долинных антиклиналей». Выдавливание подстилающих слоев сопровождается отрывом блоков скальных грунтов от материнского массива. Такие блоки часто обрушиваются в реку и торчат из нее в виде крутосклоновых утесов. На южных склонах гор Чукотки наиболее интенсивно идет делювиальный процесс — смыв. Его интенсивность обусловлена безлесием в условиях влажного климата. В умеренных широтах во влажных районах различие смыва почв в естественном лесу и на территории со сведенным лесом очень велико. Например, в восточной части Техаса, где осадков выпадает 1207 мм, за 9 мес, в сосновом лесу смыв составил 10,7 кг/га, в прореженном на 50% лесу 17,1 кг/га, а на площадке с целиком сведенным лесом - 155,8 кг/га (Chang et al ., 1982). По Чукотке подобных данных не имеется.

Разрушение склонов ускоряется происходящим воздыманием гор. При этом на склонах нередко образуются кекуры (останцы) в виде скалистых выступов. В некоторых случаях останцы образуют целый пояс в верхней части склона горы и на них сосредоточено много видов, в том числе редких, т. к. среда обитания может изменяться очень резко на малых расстояниях. Останцы существуют на склонах гор, образованных различными по химизму породами, т. е. их образование не зависит от состава пород. Но от этого зависит количество мелкозема на склонах, которое минимально на склонах кислых пород и значительно увеличено на склонах основных пород. Часть мелкозема всегда уходит из сферы корнеобитаемого слоя вниз. Поэтому, как правило, на склонах поверхностный плащ грубых обломков на глубине подстилается мерзлым слоем, в котором преобладают тонкие частицы (Church e t al ., 1979).

В криогенной зоне, т. е. на гольцах и в тундрах растительность влияет на склоновые процессы более глубоко, чем в других зонах, однако это влияние — преимущественно косвенное, заключающееся в создании термических условий благоприятных для развития мерзлоты (Васютина, Кусков, 1980). Формирование сомкнутой растительности преграждает доступ тепла в глубь склона, в результате уровень мерзлоты поднимается и склоновые процессы перестраиваются: гравитационное движение обломочного материала сменяется солифлюкцией. Течение грунтов (солифлюкция) — явление распространенное повсеместно и в различных его модификациях. Однако в резко континентальных районах солифлюкция ослаблена по сравнению с океаническими районами.

Это связано с интенсивностью насыщения дернины влагой, что необходимо для проявления солифлюкции. В океанических районах насыщение дернины влагой происходит почти непрерывно, тогда как в континентальных районах оно в основном сезонно. .Моховый покров, даже отмерший, препятствует эрозии почв (Aid - rich , Slaughter , I 983). Но в океанических районах этот покров способствует солифлюкции, так как он гигроскопичен. Проявления солифлюкции в формировании микрорельефа довольно разнообразны. Иногда образуются псевдотеррасированные склоны сопок (т. е. многочисленные мелкие фрагменты террас, расположенные несогласно), иногда — оползневые языки. Часто солифлюкция формирует ступенчатые полигональные формы; при этом полигоны нередко представляют выходы на поверхность плывуна. Такое наблюдается и на щебнистых участках склонов и на крупно-каменистых, а иногда и в кочковатых болотах на участках шлейфов, особенно ограниченных с обеих сторон более высокими шлейфо-террасами. У подножий скатов, покрытых кочкарниками, иногда образуются солифлюкционные валы.

Таким образом, солифлюкция проявляется как на голых грунтах, так и на покрытых сплошной растительностью. Движение грунта на вечномерзлых слоях происходит весьма интенсивно. На заболоченной поверхности с уклоном, близким к 0°, оно достигает 2 см/год, на полигонах оно меньше — 0,4 см/год, на склонах от 1° до 7° — от 0,5 до 1 см в год. Наиболее интенсивное смещение материала происходит в конце лета. Оно приводит к захоронению торфсодержащих глин и образованию горизонта органики (Маскау, 1981). Солифлюкция является важным современным микрорельефообразующим процессом, хотя ее влияние на рельеф происходило в течение всего голоцена. При изучении солифлкжционных лопастей грунта в горах Руби (Юкон) (Alexander, Price , 1980) выяснилось, что верхние слои в каждой лопасти оказались древнее придонных, а средние скорости продвижения вниз по склону придонных в целом выше (7— 10 мм/год). В верхних слоях эти скорости 2200 лет назад составляли 7—8 мм/год, а 800 лет назад уменьшились до 4 мм/год. Изменение скоростей, вероятно, отражает колебания климата. Средние темпы продвижения фронтальных частей лопастей 6— 7 мм/год. Эта скорость, по свидетельству авторов, вдвое выше, чем в других районах. В горах Скандинавии установлена скорость сползания в верхних частях осыпных склонов до 12 см/год. В направлении вниз она уменьшается. Толщина сползающего слоя 10—20 см. За 13 лет солифлюкционные лопасти смещались на 2 м (Rapp, Stromquist, 1979).

Поднятие гор способствует солифлюкции, и через тысячелетия в результате этого процесса, идущего в одном направлении, образуются макроформы рельефа. Таковы гирлянды солифлюкционных террас, которые встречаются на южных склонах сопок на всем протяжении хр. Искатень и далее к востоку. Повидимому, некоторые шлейфо-террасы подножий гор образовались также в результате солифлкжции. Они достигают в высоту 10—15 м и имеют площади в сотни квадратных метров. Вспучивание грунтов на горизонтальных поверхностях, также как и солифлюкция, обусловлено деятельностью плывуна. Частные проявления вспучивания также очень разнообразны. В поймах рек и на надпойменных террасах встречаются бугристые болота, в которых бугры напоминают искусственные сооружения. Земляные бугры развиваются в активном слое под влиянием криотурбаций в грунтах с большим содержанием алевритовых и глинистых частиц (Tarnocai, Zoltai, 1978). По свидетельству авторов, поверхность многолетней мерзлоты под буграми ниже, чем в межбугровых пространствах.

При наличии подходящих условий влажности и температуры почвы бугры быстро возникают, после чего остаются в довольно стабильном состоянии. Как показали радиоуглеродные датировки, большинство бугров появилось около 5000 лет назад, когда климатические условия северной Канады стали более суровыми. Более старые датировки могут быть связаны с материалом древних почв, попавшими при криотрубациях в земляные бугры (Tarnocai, Zoltai, 1978). К числу мерзлотных форм рельефа относятся туфуры — покрытые растительностью кочки, сложенные мелкоземом, характеризующимся значительным содержанием илистой фракции (до 50—60%) и гумуса (16%), высота 20—80 см, диаметр 40—150 см (Schunke, 1981). Летом туфуры оттаивают.

Бугры возникают при медленном и несильном подпоре плывуна, который выдерживает дернина, не разрываясь. Когда же дернина маломощная, а напор плывуна интенсивен, дернина разрывается и образуются медальонные или пятнистые тундры, распространенные обычно на очень пологих склонах. Пятна голого, чаще сырого суглинка варьируют по площади от 20—30 кв. см до 2—3 кв. м. В ряде случаев пятна погружены в торфянистую дернину, в других случаях возвышаются над нею. Таким образом, в отношении образования пятен наиболее состоятельна концепция В. Н. Сукачева, согласно которой они представляют «грязевые вулканчики» плывуна. Процесс этот, конечно, не взрывной, а длящийся десятилетия или даже века (Тихомиров, 1957). Вывод В. Б. Сочавы (1930) о том, что пятнообразование — долгий процесс, по-видимому, не может быть распространен на все случаи пятнообразования. Уже сама природа пятен, как «грязевых вулканчинов», противоречит мнению об их долгом образовании. Среди разнообразия пятнистых тундр, по всей вероятности, имеются варианты с различной скоростью образования пятен. Причем, этот процесс неодновременный для всех пятен на одном участке, где одни пятна только появляются, а другие уже достигли максимума развития и постепенно зарастают.

Система склон-шельф. В нижней части склона виднеы натечные террасы, в ложбине бугры пучения. Фто А.А. Галанина.

В Канадском Арктическом архипелаге получены данные, что скорость выжимания плывуна в голых пятнах составляет около 1 мм/год (Dyke, Zoltai, 1980). Однако в ряде случаев пятнообразование происходит очень быстро. Правы те авторы, которые пишут о том, что процесс пятнообразования весьма многообразен и не может быть сведен в какую-то единую схему. Многие заключения В. Б. Сочавы (1930) о природе голых пятен кажутся сомнительными. В частности, что «образование пятнистых тундр сводится к выпиранию подпочвы на дневную поверхность под влиянием деградации торфянистой почвы в результате того, что процесс торфообразования достиг своего предела по местным условиям или в результате того, что внешние условия перестали способствовать накоплению торфа». Прежде всего необходимо отметить, что пятнистые тундры особенно характерны для склонов, где торфянистый слой ничтожен по сравнению с другими участками данного района без голых пятен. Малая мощность торфянистого слоя обусловлена не его деградацией, поскольку следов таковой нет, а вследствие того, что местоположение является неблагоприятным для накопления торфа. Торфянистые почвы не обусловливают пятнообразование, поскольку этот процесс идет и на щебнистых грунтах, и даже на крупно-каменистых. Образующиеся кольца сортированного материала являются ни чем иным, как аналогами голых пятен в пятнистых тундрах. Их различие заключается только в материале, выпираемом на поверхность. Выпираемый плывун часто поднят над окружением в виде бугров. Эти образования охарактеризованы (Shilts, 1978), как грязевые бугры — слегка выпуклые, глинистые голые пятна грунта диаметром 1—5 м, окруженные торфяным или каменным бордюром. Они формируются в плохосортированных, богатых тонкими частицами вечномерзлотных грунтах (моренах, коллювии и т. п.). Сильная увлажненность таких грунтов приводит к тому, что они под влиянием добавочной влаги или внешнего давления легко переходят в жидкое, текучее состояние. Когда избыточное давление в грунтах не может разрядиться в движении вниз по склону, грязь прорывается через

твердый поверхностный слой (панцирь), образуя грязевой бугор. Степень активности бугров связана с количеством тонкой фракции в грунте, крутизной склона и объемом влаги, поступающей в грунт. Таким образом, образование пятен связано с перемешиванием грунта, что весьма благоприятно для растительности. Кроме того, в поверхностной 5—8-см толще голых тундровых пятен на более или менее глинистых грунтах может наблюдаться значительное накопление карбонатов (главным образом, извести), при условии наличия их в грунте» (Ливеровский, 1939, цит. по: Григорьеву, 1946). Это — одна из причин существования эутрофной растительности в некоторых пятнистых тундрах, в особенности, на шлейфах гор.

На восточно-европейском севере выделено пять основных типов пятнистых тундр: трещиноватые, эоловые, солифлюкционные, эрозионные, пучинные (Игнатенко и др., 1967). Распространение этих типов имеет зональные особенности в геохимическом отношении. Так, в подзонах арктических и типичных тундр почвы пятен карбонатны и слабощелочны. В подзонах кустарниковых тундр и в лесотундре почвы пятен имеют рН в области кислых значений, но количество солевого кальция такое же как и в типичных тундрах, впрочем, меньше I мг-экв/100 г почвы.

На Чукотке существуют все перечисленные выше типы пятнистых тундр, а также различные переходные их варианты к полигональным тундрам. Наибольшее разнообразие пятнистых тундр наблюдается в приморских и субконтинентальных районах. В резко континентальных районах роль пятнистых тундр заметно снижена. В этих районах преобладает эрозионный тип поверхностных процессов. Пятнистые тундры являются специфическими образованиями тундровой зоны, хотя иногда голые криогенные пятна встречаются и в северных редколесьях (Тихомиров, 1957). Наши наблюдения в Марковской впадине согласуются с мнением Б. А. Тихомирова, что образованию голых пятен заметно препятствует древесно-кустарниковая растительность, оказывающая скрепляющее действие на почвы.

Нагорная щебнистая терраса. Пятнистая тундра. Фото А.А. Галанина.

Распространение и многообразие особенностей формирования пятнистых тундр является на Чукотке ярко выраженной зональной чертой развития ландшафтов. Данные о геохимических особенностях различных пятнистых тундр Чукотки пока отсутствуют. Как уже говорилось, вспучивание поверхности происходит не только при наличии растительности, но и голых грунтов: рыхлых отложений и даже коренных пород. Формы морозного пучения коренных пород могут иметь различные размеры. Несколько расположенных рядом фрагментов образуют конические округлые бугры диаметром до 20 м и высотой до 3 м. Из-за различий в высоте поднятия отдельных глыб на вершине такого бугра часто находятся понижения (Dionne, 1983). Формы морозного пучения коренных пород распространены в районах со среднегодовой температурой от — 4 до —10° с маломощным снеговым покровом. Их верхние грани выветрелые, часто покрытые лишайниками, а ниж ние свежие (Dionne, 1983). Считается, что валуны и крупные обломки пород выдвигаются из субстрата наверх вследствие особого механизма, при котором во время промерзания грунта валун быстрее окружающей тонко обломочной массы теряет тепло, и это приводит к радиальной миграции фронта замерзания от валуна. В результате возникают силы, выталкивающие валун вверх. Под действием этого же механизма более мелкие обломки продолжают выталкиваться и скапливаться у основания валуна даже после того, как валун стабилизируется, достигнув поверхности (Harris, Mattews, 1984). Часто выпираемые валуны прикрыты сверху мелкоземом и образуют таким образом бугры.

Пятнообразование в некоторых условиях, например, на пологих уклонах, является начальной стадией образования полигонов. Когда голые пятна разрастаются и сближаются, между ними скапливается вода, при замерзании которой образуются ледяные клинья. На обширных горизонтальных поверхностях процесс образования полигонов иной. В ходе экспериментального изучения развития полигональных грунтов (Pissart, 1982) установлено, что формирование полигонального микрорельефа начинается с появления сети трещин усыхания, которые затем расширяются. Обломочный материал постепенно перемещается к трещинным зонам, скапливается в них и образует бордюр. Обломки сортируются по выпуклой поверхности полигонов за счет ледяных стебельков. Вымораживание обломков — это результат действия сегрегационного льда. Окрашенные и заглубленные на 1 см обломки появились на поверхности через 1—2 года. Мелкоземистый заполнитель в самом полигоне также испытывает движение и деформации. Как полевые, так и лабораторные, эксперименты показали миграцию мелкозема вниз в центре полигонов из-за нерав­ номерного продвижения фронта промерзания (центр полигона промерзает быстрее, чем прибордюрные части), формирования линз сегрегационного льда параллельно фронту промерзания и уменьшения диаметра полигона в разрезе с глубиной (принимает форму, близкую к конусу, направленному вершиной вниз) при протаивании. Основная масса сегрегационного льда формируется в верхних (несколько сантиметров) горизонтах полигонов.

Полигональные поверхности распространены на Чукотке очень широко и занимают разные гипсометрические уровни: от надпойменных террас до плоских вершин низких сопок. Их ландшафтная роль возрастает в более северных районах. Известно, что полигональное расчленение особенно характерно для полярных пустынь, к которым относят территории, свободные от ледников со среднегодовым количеством осадков меньше 25 мм и средней температурой самого теплого месяца меньше 10° (Певе, 1980). Возможно, что в южных районах Чукотки многие полигональные участки являются реликтовыми, но несомненно, что и в современных условиях процесс формирования полигонов происходит. Образование бугров и холмов связано и с подземным развитием льда, в результате чего возникают гидролакколиты (пинго).

Сначала считалось, что лед в ядрах пинго может быть разным по происхождению: интрузивный или сегрегационный (Маскау, 1978). Впоследствии было принято, что пальсы формируются за счет сегрегационного льда, а пинго — инъекционного. Пальсы могут иметь куполовидную (высотой до 10 м), озовидную, вытянутую параллельно склону (высотой 2—6 и длиной 50—500 м), сердцевидную, вытянутую перпендикулярно склону (высотой 2 и длиной 25—100 м) и платообразную (обширные поверхности высотой не менее 1,5 м, площадью до 1 кв. км) форму, обычно они перекрыты слоем торфа. Исследования показали, что сегрегационный лед развивается не только в торфе, но и в минеральном грунте, слой торфа может составлять всего несколько сантиметров (Pissart, 1983). Пальсы возникают в различных областях, где годовая сумма отрицательных температур значительно превышает 1000°. Их размеры увеличиваются с возрастанием континентальности климата. В Исландии во время потепления в 20—50-х годах XX в. пальсы разрушились, а в связи с похолоданием в 60-х годах вновь наблюдалось их формирование (Schunke, 1981).

Форма пинго чаще всего конусовидная. Наиболее развитые из них достигают 50 м в высоту, но в среднем их размеры гораздо меньше. Их диаметр достигает 600 м (Pissart, 1983). Пинго распространены в районах, где среднегодовая температура поверхности равна или ниже — 5° (Маскау, 1978). В хр. Брукса выявлены 2 группы пинго: 1) образованные в результате промерзания насыщенных водой рыхлых отложений на месте недавно осушенных озер в районах сплошной вечной мерзлоты; 2) созданные за счет напора артезианских вод у подошвы склонов в районах островной мерзлоты (Hamilton, Obi, 1982), причем большая их часть относится к 1-ой группе. Пинго распространены там на высоте. 400—725 м преимущественно, в южных долинах и на склонах южной экспозиции. На Чукотке пинго встречаются в южных районах на равнине с грядово-мочажинными болотами. Они'есть также в долине Амгуэмы. При улучшении дренажа вследствие поднятия территории пинго начинают разрушаться, что заметно по появлению на его вершине кратероподобной выемки.

О существовании пальсов на Чукотке ничего неизвестно. Большое геоморфологическое значение на Чукотке имеют снежники и обусловленные ими нивальные процессы. Особенности распространения снежников, их распределение в ландшафтах отражают физико-географическую дифференциацию разных частей страны. Н. Полунин (Polunin, 1951) указывает, что для средней Арктики нехарактерны снежники-перелетки, но при определенных условиях они там встречаются. Близ них формируются серии субклимаксной растительности (a zoned series of subclimaxes ). Снежники-перелетки характерны, по мнению Н. Полунина, для высокой Арктики, где соответственно получает значительное развитие нивальная растительность.

Ледниковый кар с перелетовывающими снежниками в Првиденских горах. Фото А.А. Галанина.

Вся Чукотка, за исключением узкой приморской полосы на севере и о. Врангеля, не относится к высокой Арктике, но снежники весьма для нее характерны. Н. А. Солнцев (1949а) предложил следующий генетический ряд: случайный снежный покров — весенний снежник — летний снежник — перелетовывающий снежник — фирновый снежник — эмбриональный ледничок — настоящий ледник. Все звенья этого ряда по отдельности имеются на нашей территории, уменьшаясь количественно в сторону ледников, которые крайне редки и только в хр. Искатень. Эмбриональные навеянные леднички встречаются близ северного побережья. Об одном таком ледничке близ пос. Шмидт автору сообщил гляциолог Н. М. Сватков в 1974 г. По-видимому, эмбриональные леднички имеют более широкое распространение, чем это представляется без специальных исследований, поскольку сверху они покрыты фирном. Подобный ледничок имеется в глубокой выемке южного склона горы Кымыней, под которой на одном из озер на седловине в некоторые годы (например, в 1972 г.) все лето сохраняется ледовый покров. Фирновые снежники также приурочены ко впадинам на склонах гор, а в Ванкаремской низменности они встречаются в глубоких и обширных выемках в рыхлой толще. Наиболее характерны для Чукотки различные весенне-летние снежники, среди которых довольно много перелетовывающих. В особенно теплые годы многие перелетовывающие снежники стаивают, но затем образуются вновь на том же месте. Перелетовывающие снежники сосредоточены в глубоких долинках, особенно закрытых с юга сопками, на подножиях склонов невысоких возвышений (например, шлейфо-террас), в глубоких западинах на высоких склонах, на склонах к озерам, рекам и морю. По особенностям аккумуляции снега и динамике его стаивания можно судить о локализации ядер и динамике развития плейстоценовых льдов.

Снежники способствуют углублению впадин, в которых они образуются (Солнцев, 1949а). Небольшие возвышенности, на склонах которых образуются снежники, постепенно разрушаются по типу педипленизации, т. е. сбоку (Башенина, 1960). Этот процесс особенно хорошо прослеживается на холмах Ванкаремской низменности. Н. А. Солнцев (1949) полагает, что благодаря в значительной мере деятельности снежников произошло большинство нагорных террас. Эта точка зрения серьезно оспаривается некоторыми авторами. В частности, А. С. Пуминов и др. (1973) считают доказанным, что комплекс террас от 700 до 200 м абс. высоты формировался при регрессии вешкапского моря, т. е. в начале плейстоцена. Но и данное утверждение нельзя не рассматривать как излишне категоричное, т. к, происхождение многих нагорных террас связано с оползанием материала склонов в голоценовое время. Интенсивное оползание материала склонов обусловлено происходящими поднятиями. При этом образуются так называемые прилавки.

Положение снежников на склонах к озерам, рекам и морю вызывает усиленную эрозию этих склонов. Н. А. Солнцев (1949) указывает, что в твердых породах нивация более действенна, но с этим едва ли можно согласиться, т. к. упомянутый процесс педипленизации более интенсивно происходит на холмах, сложен­ ных рыхлым материалом, чем на подобных холмах, имеющих в основе выходы коренных пород. Нельзя согласиться и с тем, что наличие большого количества снежников приводит к сильному понижению температуры воздуха во всем ландшафте. При всей логичности этой мысли непосредственные измерения температур не свидетельствуют в ее пользу. В ясную погоду температура над крупным снежником лишь немного ниже температуры над щебнистым субстратом в ландшафте с большим обилием снежников. В теплую погоду поверхность снежника может нагреваться до положительных температур. Повидимому, это успевает нагреваться талая вода, прежде чем просочиться в глубь снежника. Таяние при этом весьма интенсивное.

Таким образом, понижение температур способствует сохранению большого количества снежников, а не наоборот. Нивация, в сущности, является термогенным процессом (Швецов, Корейша, 1981). В противном случае снежники не являлись бы хорошими индикаторами местного физико-географического процесса, что очень хорошо прослеживается в основании Чукотского полуострова, а также в юго-западной Гренландии (Вбспег, 1949). В этом смысле снежники можно рассматривать как отдаленное, более динамичное подобие неподвижных ледников, которые «благодаря большим периодам оборота вещества в целом являются как бы интегральными показателями климата» (Авсюк, Сватков, 1971).

Снежники практически не оказывают влияния на окружающую среду, кроме как на подтоке от них. Под снежниками образуется вязкая иловатая холодная масса (нивальный аллювий). Для весенних и летних (совместно с перелетовывающими) снежников характерна своя специфическая растительность. Чем более океаничен местный климат, тем более разнообразны проявления нивации вследствие сохранения большого количества снежников на различных элементах рельефа. На приморских равнинах существуют почти равнинные снежники огромной величины даже в середине лета. Однако нередко несколько теплых дней или сильный лобовой ветер уничтожают многие снежники, оставляя на их месте пропитанную водой иловатую массу. В океанических районах следы нивации заметны на всевозможных аллювиях, щебнистых склонах, в болотах, на скалах, по всему высотному профилю ландшафта. Вдоль приморских склонов террас мощный ленточный снежник иногда тянется несколько километров.

Перелетовывающий снежник и нивальное урочище. Фото А.А. Галанина.

Отмечалось, что процессы, связанные со снежниками, очень разнообразны по характеру и интенсивности, что оправдывает неопределенность понятия «нивация» (Thorn, Hall, 1980). Авторы отметили существенную роль химического выветривания горных пород снежниками, В зависимости от климата движение почв на склонах различается. В гумидном климате растворение частиц почвы — более интенсивный процесс, сильнее способствующий отступанию склонов,.чем поверхностный смыв или сползание (Young, 1978). Это относится и к внутриландшафтной дифференциации, т. е. к микроклиматам. Нивация есть процесс гумидного макроклимата при низких температурах. Когда этот процесс начинается на почвенном слое, то последний интенсивно растворяется и выносится; затем следует разрушение коренной породы ложа снежника, причем интенсивность физического выветривания горных пород возле снежников в 1,5—3,5 раза превосходит фоновую (Выркин, 1980). При интенсивной нивации быстро выносятся все растворимые органические и неорганические соединения и среда становится нейтральной, так как талая вода почти дистиллированная. Большую роль играют снежники в разрушении морских берегов. Близость моря благоприятна для их существования, и.на склонах высоких приморских террас мощные снежники протягиваются иногда на несколько километров. Кроме того, на северной Аляске установлено, что воздействие морской воды в прибрежной зоне увеличивает скорость протаивания грунтов по сравнению с участками, куда морская вода не попадает (Harper et al., 1978). Во время штормов морская вода попадает даже на высокие террасы. Подвергающиеся нивации склоны быстро отступают, и выносимый на берег материал подвергается воздействию льдин, приливов и в конечном счете поступает во вдольбереговой перенос, формируя косы и бары.

Изучение динамики рельефа в прибрежной зоне северной Аляски (Reimnitz, Kempema, 1982) показало высокую скорость его перестройки под действием льдин и течений вокруг них. На южной Аляске в устье зал. Айси-Бей берега отступили на 1,5 км за период 1900—1975 гг. ( Hayes et al ., 1977). На Чукотке интенсивное отступание берегов с обрушением старой дернины происходит в районах низменностей.

Обрушение берега Берингова моря в районе п. Лаврентия. Фото А.А. Галанина.

Если процесс нивации тесно связан с местным физико-географическим процессом и является индикатором последнего, то процесс заболачивания единообразен во всех частях территории независимо от особенностей местных климатов. Интенсивность заболачивания, как и образование озер, связана с избыточностью осадков при низкой испаряемости. Согласно Н. К. Клюкшгу (1970), коэффициент увлажнения (отношение осадков к возможному испарению) почти для всей Чукотки равен 1,33. Следовательно, 25% выпадающих осадков не испаряются. В ряде случаев заболачивание обусловлено поверхностным стоком, причем существенную роль источника влаги играет вечная мерзлота, подтаивающая на склонах гор. Многие шлейфовые болота существуют благодаря подтаиванию мерзлоты на выше расположенных участках склонов гор. Процесс заболачивания характеризуется крайним разнообразием вариантов. Болота существуют на различной высоте, иногда даже на плоских вершинах невысоких гор, а на нагорных террасах очень обычны. Из всех прочих процессов заболачивание является наиболее автокоррелятивным (самоподдерживающим) процессом. Стоит лишь где-то возникнуть очагу заболачивания, и он уже никогда не деградирует, а будет стремительно развиваться. Избыточная влага концентрируется, задерживаясь в очаге заболачивания, и это его стимулирует. Чем большую площадь захватывает локальный процесс заболачивания, тем устойчивее он становится, и это ведет к захвату еще большей площади, еще большему влиянию на местный природный комплекс. Поднимается уровень вечной мерзлоты, и это еще более усиливает обводненность. Болото расползается во все стороны от очага своего возникновения. Нередко болота поднимаются по довольно крутым склонам, сформировавшись под ними, если поверхностный материал на склонах остается неподвижным и если имеется подток воды. На склоновых болотах нередко можно видеть углы камней, торчащих из торфа.

Типичная кустарничковая тундра легко переходит в болота, и различие между ними заключается лишь в степени летней обводненности. Весьма обычны участки, которые занимают по обводненности промежуточное положение и именуются мокрой тундрой. Но, с другой стороны, теплым летом неудивительно встретить и сухое болото. Поскольку в современных климатических условиях на Чукотке торфообразование практически не происходит, то недавно образовавшиеся болота не имеют столь важного своего признака, как наличие торфяного слоя. Тем не менее, это настоящие болота, часто со стоячей водой.

Таким образом, на изученной территории следующие процессы имеют ведущее биогеоморфологическое (в понимании Ф. Н. Милькова, 1953) значение: • Движение материала по склонам, вызванное разными при чинами. •  Нивация. •  Заболачивание. •  Развитие озер. •  Расчленение и планация рельефа вследствие тектонических и денудационных процессов. Все процессы тесно связаны и взаимообусловлены, но их течение часто имеет в глубокой своей основе движения земной коры, стремящейся к изостатическому равновесию. Таким образом, на Чукотке наблюдается хорошее подтверждение вывода Л. Н. Ивановского (1974) о том, что развитие рельефа на топологическом уровне всегда связано в той или иной степени с ходом эндогенных движений, контролируется и направляется ими.

При реконструкции истории ландшафта следует установить последовательность воздействия и величину сил, вызывающих изменения, способ, продолжительность и время формирования типичных форм данного ландшафта (Brunsden, Thornes, 1979). Авторы отмечают, что эволюция ландшафта в общем имеет характер серии коротких этапов перестройки, разделенных более длительными эпохами существования типичных форм, и обычно в ландшафте сосуществуют древние, переходные и новые формы. Для геоморфологических систем характерно некоторое сопротивление различным нарушениям и стремление к сохранению во времени. «Геоморфологическое» время существования системы состоит из периода, необходимого для достижения формами типичного состояния, и периода сохранения этого состояния.