Опасные криогенные процессы

Криогенные процессы широко развиты на всей территории Алтая, но лучше всего изучены в его юго-восточной части. Некоторые процессы, например, термоабразия, на Алтае практически не изучены. В большинстве случаев криогенные микроформы рельефа являются динамичными образованиями и видоизменяются от сезона к сезону и даже в течение сезона.

Морозобойное растрескивание пород происходит как в районах развития ММП, так и в поясе сезонного промерзания. Растрескиванию подвержены и скальные породы, выходящие на дневную поверхность или залегающие на небольшой глубине, и рыхлые отложения, заполняющие межгорные котловины и речные долины. Главным результатом процесса является возникновение морозобойных трещин и полигональных образований.

Они наиболее часто встречаются в тыловых частях пойм, I и II террас, реже на поверхности террас в удалении от тыловых швов, а также на озерно-аллювиальных и флювиогляциальных равнинах. Полигональные образования наблюдались к западу от устья р. Курай, юго-восточнее пос. Теленгит-Сортогой, пос. Мухор-Тархата, в урочище Сарчогу, в долине р. Тархата и в других местах. Активно морозобойные трещины развиваются на солончаковых грунтах. Обычно трещины имеют прямолинейные очертания и длину до 20 м.

Преобладающая ширина трещин до 30 см, но иногда они достигают 1 м. Глубина трещин до 60 см, книзу они сужаются, на дне их развиваются ледяные клинья, или собирается осыпавшийся с поверхности или выжатый из стенок гравийно-галечный материал.

Трещины чаще всего создают субпараллельные и взаимопересекающиеся системы - полигональные сетки. Трещины или пересекаются под прямыми углами, или образуют многоугольники. Они часто заполнены жильными льдами: по мере роста ледяных жил вдоль трещин формируются валики шириной до 0,8 м и высотой до 1,2 м, создающие полигональный рельеф; центральные части полигонов плоские. В период интенсивного протаивания пород жильные льды могут полностью или частично вытаивать, одновременно разрушаются валики и образуются канавки, ограничивающие полигоны, а центральные части полигонов становятся слегка выпуклыми. Такие полигоны встречены в долине р. Кок-Узек ниже выхода ее из гор (Технический отчет …, 2007).

Морозная сортировка приводит к концентрации на поверхности крупнообломочного материала, в основании которого формируется сравнительно однородная, преимущественно глинистая толща. При этом образуются разнообразные микроформы: каменные полигоны, полосы, кольца и др.

Каменные полигоны или многоугольники часто встречаются на покрытых щебнем водоразделах и надпойменных террасах, то есть на плоских горизонтальных или пологонаклонных (до 4°) поверхностях, сложенных рыхлыми отложениями с включениями или преобладанием грубообломочного материала при близком залегании грунтовых вод или наличии верховодки. Они наблюдались по окраинам Чуйской впадины, в Джулукульской котловине и в других местах. Многоугольники, как правило, имеют 1-3 м в поперечнике, хотя встречаются более мелкие и более крупные формы. На Курайском хребте величина поперечника многоугольников возрастает с абсолютной высотой их положения (Шац, 1978). Центральная часть многоугольников имеет выпуклую поверхность и покрыта обломками пород, иногда смешанных с мелкоземом. Часто полигоны окружены бордюром из более крупных или более плотно уложенных обломков пород или ограничены ложбинками, выстланными обломочным материалом или задернованными. Каменные полигоны имеют форму многоугольников, но могут иметь и округлую или овальную форму.

Каменные полосы образуются на склонах крутизной до 15°. Они формируются так же, как и полигоны, но за счет наклона поверхности происходит перераспределение крупнообломочного материала по склону. Возникновение каменных полос возможно также при совместном действии процесса морозной сортировки и солифлюкции, в таких случаях каменные полосы оказываются приуроченными к краевым частям солифлюкционных языков.

Пятна-медальоны обычно образуются на плоских водоразделах или поверхностях увалов, сложенных сравнительно мелким материалом. Они представляют собой оголенные участки округлой формы диаметром до 2 м, покрытые с поверхности мелкоземом с незначительной примесью дресвы или щебенки и выделяющиеся на фоне задернованных поверхностей. Суммарная длина участков с наибольшим развитием структурных грунтов в пределах территории республики Алтай составляет 29 км (Технический отчет …, 2007).

Криогенное пучение происходит, как правило, в районах развития ММП или на участках, где глубина сезонного промерзания достигает водонасыщенных рыхлых отложений. В результате этого процесса образуются бугры пучения, среди которых выделяют сезонные и многолетние.

Сезонные бугры пучения встречены в долинах рек Елангаш, Ирбисту, Кок-Узек, к северу от пос. Кош-Агач на заболоченных тыловых частях пойм и низких террасах и по долинам мелких речушек и ручьев. Образование их связано с промерзанием горизонта грунтовых вод или верховодки. Эти бугры имеют округлую или овальную форму, высоту 1-2 м, плоскую или куполовидную вершину и разбиты трещинами. Под слоем дернины в ядрах бугров залегают линзы чистого льда или льдистых мерзлых пород. Такие бугры формируются зимой, а летом разрушаются.

Многолетние бугры пучения - гидролакколиты - распространены в долинах рек и прибортовых частях озерных котловин, на поверхности пойм и низких террас, озерно-пролювиальных и водно-ледниковых равнин. Они характерны для районов Чуйской впадины, выполненных четвертичными отложениями, но изредка наблюдаются также в неогеновых породах. Развиты как одиночные бугры пучения, так и их группы. Это округлые куполовидные холмы высотой 5-10, реже до 15 м, диаметром от десятков до сотен метров с выпуклыми или плоскими вершинами и крутыми склонами. В ядрах бугров залегает сплошной лед или льдистые породы. Встречаются бугры с ядрами, полностью или частично заполненными водой, и ледяными ядрами, под которыми имелись полости, заполненные водой, часто находящейся под давлением. В многолетних буграх пучения, сложенных преимущественно суглинками и глинами, ММП в конце лета сохраняются на глубине до 1,5 м. В буграх, сложенных галечными и песчано-галечными отложениями, ММП в июле залегают на глубине более 3 м. В центральных частях деградирующих бугров пучения расположены термокарстовые воронки глубиной от 0,5 до 3 м, некоторые из них заполнены водой, образующейся за счет вытаивания ледяных ядер.

Помимо описанных, встречены также мелкие формы пучения, известные как бугры-могильники, туфуры и "задернованные кочки" - они отмечены в Чуйской и Курайской впадинах в тыловых частях пойм, на уступах террас, в долинах малых рек. Бугры-могильники имеют высоту до 0,8 м и диаметр от 1-3 м на открытых участках до 3,5-6 м - на залесенных. Форма их уплощенно-выпуклая, они могут быть задернованы или покрыты пятнами мелкозема или обломков пород. Бугры разделены задернованными ложбинами, на стыке которых образуются воронкообразные впадины. На залесенных участках в пойме р. Чуя такие бугры выделяются отсутствием на них растительности. Считается, что бугры-могильники являются индикаторами ММП.

Туфуры отличаются от бугров-могильников меньшими размерами: при высоте до 0,4 м диаметр их не превышает 1,5 м. Они формируются как в районах глубокого сезонного промерзания рыхлых пород, так и в поясе ММП на участках с близким залеганием подземных вод.

"Задернованные кочки" имеют высоту до 0,5 м при диаметре до 2 м, округлую выпуклую форму, с поверхности закрыты дерном. Такие кочки в разрезе сверху сложены глинами или суглинками, а обломочные породы расположены на некоторой глубине и лишь изредка выпучиваются на поверхность, образуя каменные россыпи.

С процессами выпучивания в сезонноталом слое связано появление на поверхности Чуйской впадины валунных бугров пучения - многотонных обломков скальных пород, удаленных от коренных склонов в период оледенения. На поверхностях выравнивания в результате выпучивания крупноглыбового материала образуются валы. Такие валы известны, в частности, в осевых частях Тигирецкого, Коргонского и Бащелакского хребтов на высотах более 2000-2100 м. Образование их связано с выпучиванием крупноглыбового материала вдоль полосы повышенной трещиноватости пород, по которой могла происходить разгрузка подземных вод. Многолетнее и сезонное пучение развито на протяжении 35 км трассы газопровода в пределах территории республики Алтай (Технический отчет …, 2007).

Термокарст развит в Чуйской и Курайской впадинах, на плато Укок, в более мелких межгорных котловинах (например, Тархатинской), сложенных льдистыми, главным образом, моренными отложениями, а также на поверхностях выравнивания. Он приводит к образованию термокарстовых воронок и озер, реликтовых термокарстовых западин.

В районах развития термокарста чередуются повышенные участки, иногда осложненные буграми пучения, и пониженные - просевшие участки, относительные высоты в пределах которых изменяются от 1 до 15 м. К пониженным участкам приурочены округлые, продолговатые, лопастной формы озера размером от 20Ч50 до 500Ч700 м, иногда связанные между собой протоками; преобладающая глубина их 0,8-1,0 м, реже до 2-3 м. Дно озер илистое, реже песчаное и гравийно-галечное, берега низкие, заболоченные, иногда крутые и даже обрывистые, обработанные термоабразией. В заболоченных днищах западин, примыкающих к озерам, широко развиты туфуры и сезонные бугры пучения, а в прибортовых частях - многолетние бугры пучения. Озера заполнены пресной, реже солоноватой водой, питание происходит за счет разгрузки грунтового горизонта или верховодки, зимой на них образуются мощные наледи. Иногда берега озер оконтурены трещинами, преимущественно морозобойными, шириной до 15 см, по которым происходит отседание пород и расширение котловин озер. Часто озера зарастают, многие озера в Чуйской впадине несут следы деградации и усыхания, а некоторые из них пересохли.

Термокарстовые воронки встречены на I надпойменной террасе р. Чуя в Чуйской впадине, в междуречье Чуя - Тюте и в Курайской впадине в верхнем течении р. Тыдтугем. Воронки, развитые на аллювиальных отложениях, имеют округлую, реже прямоугольную или многоугольную форму, глубину 0,5-0,7 м и диаметр 1-3 м, дно их выложено валунно-галечным материалом, иногда воронки заполнены водой. На моренах такие воронки имеют неправильную, слегка вытянутую форму, на дне присутствует глыбовый материал.

Термокарст на плато Укок связан с вытаиванием погребенного глетчерного льда в моренах. Мощность погребенных льдов достигает 5-10 м; при их протаивании вода просачивается вниз, формируя термокарстовые промоины и многочисленные озера. Озера, образующиеся в термокарстовых понижениях и провалах на поверхности современных морен, могут быть источником формирования гляциальных селей.

Реликтовые термокарстовые западины широко развиты в окраинных частях Чуйской впадины на озерно-аллювиальных отложениях, датируемых нижним - средним плейстоценом, и на делювиально-солифлюкционных склонах. Западины имеют глубину 0,2-1,2 м, диаметр 6-25 м, изредка до 50 м, округлую или вытянутую форму и пологие борта, всегда задернованные, сухие. В пределах днища Чуйской впадины вниз по склону западины встречаются сначала местами, а затем совсем исчезают. Похожие западины, врезанные на несколько метров, встречены в Чуйской впадине на поверхности наиболее древних морен. Процессами термокарста поражено 13,5 км трассы газопровода в пределах территории республики Алтай (Технический отчет …, 2007).

Солифлюкция широко развита на хребтах Сайлюгем, Северо-Чуйском, Южно-Чуйском, Курайском, Теректинском, в Урсульской впадине в районе пос. Онгудай, на плоскогорье Укок и многих других местах. Обычно солифлюкция приурочена к склонам крутизной 3-20° как в горных массивах, так и в межгорных котловинах на имеющихся неровностях рельефа. Наибольшей интенсивности в Чуйской впадине процесс достигает при частой смене цикла промерзания-оттаивания в поверхностном слое пород, что типично для весенних месяцев, когда повторяемость суточной амплитуды температур воздуха более 10°С составляет 76,8% (апрель) и 81,7% (май).

Солифлюкционные процессы относятся к двум основным типам:

1. Закрытая солифлюкция характерна для нижнего яруса солифлюкционного пояса, где движение грунтовой массы происходит под покровом прочной дернины, а тип ее деформации предопределяет внешний облик солифлюкционных форм рельефа.

Открытая солифлюкция приурочена к верхнему ярусу, где растительный покров фрагментарен или отсутствует.

Обычно скорость движения закрытой солифлюкции составляет от 4 до 20 см в год, а открытой - 1-2 см в год. Максимальная скорость движения грунта в закрытой солифлюкции достигает 30 см в год. Мощность грунтового слоя, вовлеченного в движение, составляет от 1 до 1,5 м.

Результатом солифлюкционного перемещения пород является возникновение солифлюкционных террас, наплывов, валов, шлейфов. Солифлюкционные террасы - наиболее крупные из солифлюкционных форм Алтая. Они расположены, как правило, в несколько ярусов, высота их уступов 0,5-4,0 м, протяженность 10-30 м, преобладающая ширина 5-10 м. В плане они имеют фестончатую форму, иногда сливаясь по простиранию склонов в гирлянды длиной до нескольких сотен метров. Поверхность террас полого наклонена вниз по рельефу, часто осложнена трещинами и воронками. Можно различать активные террасы, имеющие большое количество нарушений на поверхности и не имеющие сплошного дернового покрова, и террасы деградирующие, закрытые сплошным дерновым покровом. Описаны также солифлюкционные террасы плейстоценового возраста.

Солифлюкционные валы и наплывы расположены у подножий сильно увлажненных и слабо дренированных склонов. Более крутые, обычно выпуклые части валов обращены вниз по склону, верхние их части пологие.

На обвально-осыпных склонах альпинотипных гребней отмечено солифлюкционное течение перенасыщенных водой каменных масс. Подобная разновидность солифлюкции часто именуется "быстрой солифлюкцией", скорость её может достигать десятков метров в сутки, происходит в виде сплывов и оползней скольжения (Мудров, 2007). Солифлюкция развивается на протяжении 10,5 км трассы газопровода в пределах территории республики Алтай (Технический отчет …, 2007).

Наледеобразование широко распространено на многих реках, озерах, в местах выхода грунтовых вод. Объем наледного льда на территории Горного Алтая может изменяться от 50-70 до 200-220 млн. м³, в зависимости от колебаний режима стока поверхностных и грунтовых вод. Различают речные наледи и наледи грунтовых вод.

Речные наледи образуются почти на всех малых реках: в расширениях долин промерзают русла, а иногда и аллювий с подрусловым потоком. При наличии подземных источников питания в верховьях долин вода выходит на поверхность ледового покрова, что ведет к наращиванию мощности льда. Наледи могут достигать значительных размеров. Так, площадь наледи на р. Ортолык в Чуйской впадине (район с. Казахское) достигает около 10 км² при мощности 0,5-2 м. Сезонные наледи появляются, как правило, в одних и тех же местах ежегодно, увеличиваясь в размерах в течение всей зимы.

Наледи грунтовых вод приурочены к местам выхода подземных вод и расположены обычно вдоль склонов долин. Данные подземные воды являются преимущественно межмерзлотными и подмерзлотными. Характерной чертой таких наледей является наличие ледяных бугров высотой до 3 м, сложенных мутным белым льдом, и ледяных "потоков" - языков льда по нижней периферии этих бугров.

В днищах долин и руслах рек образуются наледи смешанного происхождения, наиболее крупные по размерам и чаще всего встречающиеся. Внешне они могут быть неотличимы от речных наледей, но обычно имеют бульшую мощность, заполняют не только русловую часть долин, но могут перекрывать поймы, а иногда и низкие террасы. Такие наледи, сливаясь, образуют наледные поля. Поверхность наледей сложного генезиса нередко осложнена пологими буграми - участками повышенной мощности льда, в строении которых чередуются слои прозрачного или полупрозрачного льда и слои мутно-белого льда, иногда прослои льда, загрязненного глинистым материалом.

В орографическом отношении наледи распространены по территории республики вполне закономерно: с высотой их количественные характеристики увеличиваются до определенного предела, а затем убывают, что связано с сокращением ежегодно возобновляемых запасов подземных вод в условиях значительной промороженности гидрогеологических структур (Изучение наледей., 1984). Наибольшее число наледей характерно для среднегорной зоны республики в интервале высот 800-2000 м. Значительно реже они развиваются в низкогорной и высокогорной зонах республики. Как правило, распространение наледей ограничивается верхней границей леса (Достовалова, Шитов, 2011).

Формирование наледей начинается в октябре-ноябре, таяние их происходит в апреле-мае, но многие наледи, особенно наледи последнего типа, часто сохраняются до августа, а в наиболее суровые годы не успевают стаять полностью. Такие долгоживущие наледи наблюдались по долинам рек Тархата, Калгуты, Ак-Алаха.

Своеобразный тип наледей развит в Чуйской впадине в районе пос. Тебелер. Это ледяные бугры, получившие местное название "тебелеры", образующиеся в пониженной, сильно заболоченной полосе с отдельными озерами. Количество и размеры их из года в год меняются. В максимальной фазе развития в конце марта - начале апреля площадь отдельных тебелеров может превышать в основании 7800 м² при высоте до 7 м (Шац, 1978), среди них встречаются как сложенные чистым льдом, так и покрытые грунтом или кустарничком, то есть напоминающие по облику гидролакколиты. Внутри некоторых бугров сохраняются полости, заполненные незамерзающей водой. Установлены и древние тебелеры, уже не содержащие ледяных ядер, сложенные криодислоцированными озерно-аллювиальными отложениями. Возраст древнейших тебелеров колеблется в пределах 3810-2140 лет - определено с помощью радиоуглеродного датирования (Рудой, 1984). Наледеобразование происходит на протяжении 30 км трассы газопровода в пределах территории республики Алтай.

Курумы формируются в результате совместного действия целого комплекса процессов, в числе которых доминируют криогенные и гравитационные. Роль криогенных факторов в курумообразовании может быть переменной: при преобладании гравитационных процессов над криогенными образующиеся формы могут рассматриваться как осыпи или россыпи.

По форме курумы делятся на линейные, сетчатые и площадные. Линейные курумы развиваются преимущественно на склонах крутизной 15-25^о и объединяются в группу курумовых потоков с выделением трех разновидностей: курумные полосы, курумные ложбины и курумные валы-потоки.

Сетчатые курумы развиваются в процессе дифференцированного выпучивания обломочного материала по сетке морозобойных трещин. Для сетчатых курумов характерна различная мощность грубообломочного чехла, меняющаяся от 20-50 см в пределах полигональных останцов до 1-1,5 метров непосредственно в сетке.

Отдельная разновидность - курумоосыпи на крутых (30-35^о) незадернованных склонах. Это переходная форма от осыпей к курумам, а при возрастании крутизны склонов - наоборот, от курумов к осыпям. Их специфическая особенность - хаотическое залегание обломков с поверхности и в разрезе по сравнению с типичными курумными покровами, крупность обломков уменьшается с глубиной. Скорость движения курумоосыпей существенно изменяется в зависимости от состава субстрата: от 1 см в год в курумах, залегающих в грубообломочном материале, до 5-6 см в год - в курумах на мелкоземистых грунтах.

Площадные курумы чаще всего формируются из грубообломочного чехла обвально-осыпных отложений на склонах, крутизна которых меньше угла их естественного откоса.

К группе площадных относятся курумные покровы накопления на вогнутых частях склонов и у их подножий. Образование таких покровов связано с процессами аккумуляции обломочного материала из обвально-осыпных отложений. Часто из курумных покровов накопления, когда их мощность превышает 3-5 м, формируются своеобразные небольшие присклоновые образования, имеющие морфологические признаки каменных глетчеров. Эти формы занимают промежуточное положение между непосредственно курумами и каменными глетчерами и называются курумоглетчерами.

Единичные наблюдения, относящиеся к курумам гольцовой высокогорной части Алтая, показывают, что в курумах, приуроченных к склонам крутизной 8-20°, перемещение глыб гранитов происходит со скоростью 1,5-3 см/год, а скорость перемещения щебенки алевролитов достигает 3-5 см/год (Розенберг, 1989). Курумы развиваются на протяжении 12 км трассы газопровода в пределах территории республики Алтай (Технический отчет …, 2007).

Каменные глетчеры представляют собой крупные скопления сцементированного льдом грубообломочного материала в горах, по форме напоминающие ледники, а иногда лавовые потоки, и обладающие способностью к самостоятельному движению (Горбунов, Титков, 1989). Именно мобильность каменных глетчеров делает их потенциально опасными для сооружений и коммуникаций.

По источникам питания обломочным материалом каменные глетчеры делятся на два основных генетических типа:

1) сформировавшиеся из конечных морен и занимающие днища долин;

2) не связанные с оледенением и примыкающие к осыпным склонам. Первый тип называется приледниковым (рис. 2.15), второй - присклоновым (рис. 2.16). Источником питания присклоновых глетчеров служит весь гравитационно-снежный материал, поступающий с верхних частей склонов.

Каменные глетчеры широко распространены в альпийской зоне гор Алтая. Нижний предел их распространения в целом совпадает с нижней границей подпояса прерывистого распространения ММП, но иногда они могут спускаться и на более низкие высотные уровни.

В полосе трассы газопровода присклоновые каменные глетчеры встречаются у подножий крутосклонных бортов долин рек Чуя (в пределах Сукорского блока, разделяющего Чуйскую и Курайскую впадины), Тархаты, Укок, Ак-Алаха, Бетсу-Канас.

В верховьях долины р. Ак-Алаха трасса в интервале 2615-2621 км непосредственно пересекает серию из 5 каменных глетчеров, спускающихся по склону западной экспозиции правого борта долины с крутизной 30-35°. Два наиболее крупных из них, приледникового типа, достигают днища долины и растекаются в виде лопастей шириной до 550 м. Самый крупный, длиной до 1100 м, состоит из двух слившихся потоков, начинающихся в карах, причем один из каров пустует, а второй занят небольшим ледником.

Скорости движения активных каменных глетчеров обычно составляют от первых десятков сантиметров до первых метров в год. В ряде случаев при увеличении уклона поверхности, по которой движется каменный глетчер, возможно увеличение скорости движения и, наоборот, при уменьшении уклона скорость замедляется, увеличивается толщина и ширина потока.

Активные каменные глетчеры оканчиваются фронтальным уступом высотой до 60 м и крутизной 35-38°, переходящим в боковые откосы. Нередки случаи перекрытия долин каменными глетчерами с образованием подпрудных озер. Одно из таких озер длиной более 1 км расположено в Северо-Чуйском хребте в долине р. Машей, левого притока р. Чуя. Подобные озера в случае их прорыва могут быть источниками селевых потоков.

Приледниковые каменные глетчеры с поверхности сложены глыбово-щебнистым материалом, из-за чего их иногда принимают за морены; сходство вещественного состава частично объясняется тем, что они могут питаться за счет моренного материала ледников и в некоторых случаях выглядят как забронированные ледники. Встречаются и древние глетчеры, уже прекратившие свое движение. Они отличаются наличием растительности на их поверхности - чаще всего моховой подушки, кустарников. Иногда они перекрываются более активными формами, например, в Катунском и Северо-Чуйском хребтах.

Каменные глетчеры чаще всего приурочены к породам, которые при разрушении образуют крупные обломки изометричной формы - гранитоидам, реже - к метаморфическим и осадочным породам. В строении каменных глетчеров крупные глыбы, закономерно приуроченные к верхним горизонтам, сменяются вниз по разрезу более мелким материалом - щебнем, а в основании - и мелкоземом с включениями отдельных обломков. В строении приледниковых каменных глетчеров нередко принимают участие погребенные льды, зафиксированные, в частности, в верховьях р. Ирбисту. На поверхности каменных глетчеров, в их верхних частях, образуются борозды и гряды, вытянутые вдоль глетчера, и поперечные валы и понижения - в нижних частях глетчеров; высота таких образований различна - от 0,5 до 15 м. На поверхности поперечных валов накапливаются крупные глыбы, понижения заняты мелким материалом. Поверхность каменных глетчеров обычно поражена активно развивающимися криогенными процессами, практически повсеместно здесь развит термокарст.

В целом, трасса пересекает или проходит в непосредственной близости от каменных глетчеров на протяжении 4,5 км в пределах территории республики Алтай. Трассу газопровода следует прокладывать на расстоянии не менее 50-70 м от фронтальных уступов активных каменных глетчеров (Технический отчет …, 2007).

проявление опасных процессов во многих случаях носит необратимый характер и устранение их последствий связано с большими материальными затратами. Поэтому в строительный период необходимо минимизировать нарушения природных условий и предусмотреть мероприятия, обеспечивающие защиту территории и сооружений от проявления опасных процессов. Так, для минимизации тепловых осадок при оттаивании льдистых мерзлых грунтов необходимо предусмотреть защитные мероприятия, которые сводятся к устройству тепловых экранов и понижению температуры транспортируемого газа.

Термоэрозионные процессы на склоновых участках активизируются за счет возникновения фильтрационных потоков в ореоле оттаивания и суффозионного выноса грунтовых масс. Особо опасными для развития термоэрозии следует считать пылеватые песчаные и супесчаные грунты. При эксплуатации подземного газопровода на таких участках происходит размыв и обрушение грунтов в траншее, обнажение трубы, потеря ее защемленности, проседание трубы и перемещение ее в горизонтальной плоскости. На склонах развитие оврага под трубой может происходить с катастрофической быстротой, и потеря устойчивости газопровода становится неизбежной.

При наличии суглинистых льдистых грунтов на склонах их оттаивание сопровождается солифлюкционными процессами медленного и быстрого течения грунтовых масс. Наиболее опасными являются криогенные сплывы, которые носят катастрофический характер. На таких участках защитные мероприятия являются дорогостоящими и малоэффективными. Поэтому здесь целесообразнее проектировать газопровод надземной прокладки на опорах, что исключает возможность криогенных сплывов. При медленном развитии солифлюкционных процессов минимизация их воздействия на газопровод должна сводиться к устройству "мерзлотных поясов" и максимально возможному понижению температуры транспортируемого газа.

При подземной прокладке газопровода с отрицательной температурой транспортируемого продукта наиболее опасными криогенными процессами являются морозное пучение и наледеобразование (Технический отчет …, 2007).

Активизация и развитие процесса морозного пучения проявляется на участках с талыми грунтами, а также на участках с заглубленной кровлей ММП.

На участках разгрузки подземных грунтовых вод при отрицательных температурах газа в трубопроводе опасными становятся наледные процессы. В Горном Алтае опасными для прокладки трубопровода являются участки, где наледи обнаружены в естественных условиях, а также участки, где по гидрогеологическим условиям возможно их развитие за счет промерзания грунтов вокруг трубопровода. Поэтому участки с фиксированным проявлением наледеобразования следует обходить при прокладке газопровода, а на участках с потенциально возможным проявлением этих процессов следует рекомендовать надземный способ прокладки газопровода на опорах.

На участках развития курумов при движении их по склону предпочтительней надземный способ прокладки, но с усилением опор газопровода от горизонтальных нагрузок. Наиболее активные участки должны обходиться путем варьирования трассы, а там, где это невозможно, подвижные отложения следует прорезать до скальных грунтов.

Опасность активизации морозобойного растрескивания возможна только при транспортировке газа с низкими значениями отрицательной температуры. Для минимизации или полного исключения развития этого процесса используют тепловые экраны или специальные защитные кожухи.

Вблизи активных каменных глетчеров следует исключить надземный вариант прокладки трубопровода, так как в процессе своего поступательного движения фронтальный уступ разрушит сооружение. Нарушение поверхности каменных глетчеров приведет к активизации термокарстовых процессов, а также к разрыву трубы движущейся массой каменного глетчера. Поэтому трасса должна быть проложена на достаточном (не менее нескольких десятков метров) удалении от каменных глетчеров.

В области сплошного и прерывистого распространения ММП в горах подрезка мерзлых осыпей приведет к развитию термокарста и усилению активности обвально-осыпных процессов.

3. Особенности инженерных изысканий в высокогорье

Основные отличия геокриологических условий высокогорий от равнин

В горных системах на широтную геокриологическую зональность накладывается высотная геокриологическая поясность. Таким образом, с высотой изменяются не только ландшафты и климат, но и мерзлотно-гидрогеологические свойства пород. Вне зависимости от генезиса пород, в целом с высотой понижается их температура, увеличиваются мощности мерзлых толщ, уменьшается слой сезонного протаивания и увеличивается слой сезонного промерзания в таликах (если таковые есть), сокращаются площади таликов.

Вследствие высокой расчлененности рельефа геокриологические условия на коротких расстояниях проявляют значительную изменчивость, какой мы не можем наблюдать на равнине. Резко повышена зависимость свойств мерзлых грунтов от экспозиции, крутизны поверхности, её геоморфологического положения в рельефе, что особенно заметно при переходе от выположенных поверхностей к склонам, на склонах различной экспозиции, расположенных близко в плане. Наиболее сильные различия прослеживаются ниже подпояса сплошного распространения ММП.

С высотой уменьшается мощность чехла рыхлых отложений и его дисперсность, вплоть до полного преобладания крупнообломочных и скальных пород в нивально-гольцовом поясе гор. Таким образом, меняется состав и характер горнопроходческих работ (с применением соответствующей техники и методики) и геофизических исследований. Однако, в зависимости от особенностей проектируемого или обслуживаемого инженерного объекта, работы могут проводиться по всем высотным поясам горной страны, в т. ч. в межгорных котловинах и долинах с развитым чехлом дисперсных осадков.

Ещё одно последствие высокой расчлененности рельефа - преобладание криогенных геологических процессов склонового ряда. И если солифлюкцию, особенно медленную, мы можем наблюдать и в равнинных условиях (на склонах речных долин, например), то образование курумов и каменных глетчеров возможно только в горах. Это приводит к значительному расширению программы инженерно-геокриологических изысканий.

Наличие ММП значительно осложняет гидрогеологическое строение любой местности. Высокогорья изначально отличаются повышенной сложностью гидрогеологических условий по сравнению с гидрогеологическими структурами платформенного типа. В горах складчатых областей на сравнительно малой в плане площади сосредоточены системы гидрогеологических массивов, адмассивов (с центробежным движением подземных вод), артезианских и адартезианских бассейнов (с центростремительным движением подземных вод), а в областях молодого вулканизма они дополнительно осложняются вулканогенными супербассейнами. В процессе же образования многолетнемерзлых толщ на их месте образовались мерзлотно-гидрогеологические структуры, кардинально отличающиеся от исходных гидрогеологических структур. Влияние мерзлоты прослеживается в: снижении емкости структур, ухудшении взаимосвязей поверхностных и подземных вод, возникновении особых категорий вод (воды СТС, таликов, под-, меж - и внутримерзлотные) и т.д. (Кудрявцев, 1978). Это приводит к значительному усложнению процесса мерзлотно-гидрогеологической съемки, являющейся важнейшей частью инженерно-геологических изысканий в зоне ММП.

Обозначив основные отличия от равнинных областей криолитозоны, свойственные всем высокогорьям, отметим теперь некоторые важные для изыскателей особенности развития ММП в Горно-Алтайском регионе:

· Структуры высотной поясности в различных горных системах чрезвычайно разнообразны и меняются в первую очередь под влиянием широтного положения горной страны и степени континентальности её климата. Горный Алтай находится за пределами равнинной криолитозоны, таким образом, в его высотной структуре распространение ММП варьируется максимально широко (от пояса сезонного промерзания до подпояса сплошной мерзлоты), что уже было отмечено ранее. Данный факт также ведет к усложнению процесса изысканий, так как требуется максимально тщательное разграничение чрезвычайно часто сменяющих друг друга талых и мерзлых участков, в отличие, например, от областей крайнего Северо-Востока России, где условия проведения изысканий хоть и гораздо более суровые, но мерзлотная обстановка отличается большей однородностью. К тому же в более южных горных районах сильнее сказывается асимметрия залегания ММП на разных экспозициях.

· Континентальность климата оказывает совершенно особое влияние на горную криолитозону. Так, выделяются два основных типа высотной геокриологической поясности (Луговой, 1970): океанический и континентальный. При океаническом типе поясности понижение температуры пород, уменьшение прерывистости мерзлых толщ и увеличение их мощности находятся в почти линейной зависимости от высоты, начиная от уровня моря. У основания гор геокриологические условия соответствуют таковым на равнинах на данной широте. При континентальном типе выделяются 3 основных пояса: нижний, переходный и верхний. Наибольшими среднегодовыми температурами воздуха и горных пород здесь характеризуется не нижний, а средний по высоте переходный пояс, с которым также связаны наименьшие мощности мерзлых толщ и наибольшая их прерывистость. Подобную картину в Горном Алтае можно наблюдать на примере вышеописанных межгорных депрессий Курайской, Чуйской и плато Укок. Однако в целом Горный Алтай, особенно его северо-западные склоны, относится к регионам с океанической геокриологической поясностью. Лишь в его центральной и восточной частях, а именно, в обширных межгорных депрессиях, инверсионные процессы отражаются не только в местном климате, но и в условиях промерзания пород. В процессе геокриологических изысканий, в особенности на ранних стадиях (предпроектной документации), необходимо уточнить соотношений территорий с тем или иным типом поясности и выявить общие закономерности распространения ММП в каждом из них.

· Как уже было отмечено в описании процессов морозобойного растрескивания, ему особенно подвержены засоленные грунты. Если не учитывать засоления, то растрескиванию более всего подвергаются выположенные поверхности межгорных котловин, сложенные рыхлыми отложениями; и именно они же подвержены засолению в результате резко континентального климата котловин, недостаточного увлажнения (в среднем 120-130 мм/год в Кош-Агаче, см. табл.1.1) и, в ряде случаев, нерационального землепользования. Соответственно, при выборе ключевых участков изучения морозобойного растрескивания нужно обратить внимание на засоленные участки.