Слово «карст» означает комплекс характерных форм рельефа, а также особенностей поверхностной и подземной гидрографии, которые свойственны областям развития трещиноватых и растворимых, а потому легко проницаемых для воды горных пород [1]. Осложненные карстом породы земной коры представлены в основном залегающими на больших площадях толщами карбонатных образований (известняки, доломиты). Наблюдающийся в них карбонатный карст называется в средних широтах классическим карстом. Меньшее распространение имеют гипсовый и соляной карст. Это связывается с тем, что скопления гипса и каменной соли, легко растворимые водой, встречаются в виде отдельных прослоев и линз среди песчано-глинистых, глинистых и мергелистых толщ в литосфере Земли.
Термин «карст» произошел от названия известнякового плато Карст, или Крас, расположенного в Словении. Южные славяне называют выходящий на поверхность камень или обнаженную скалу одним словом «kras». Как пишет в своей книге И.С. Щукин, это можно объяснить тем, что «… в средиземноморском карсте известняковая порода, не прикрытая никакими рыхлыми образованиями, выходит большей частью непосредственно на поверхность (отсюда и название ''голый карст'')» [1, стр. 4].
Карст развит и в многолетнемерзлых толщах горных пород, но проявляется он в таком случае специфично. Это дает основание выделять развивающиеся в них формы соляного, гипсового и карбонатного карста в самостоятельный географический тип мерзлотного карста [2–8]. Вместе с тем территория многолетнемерзлых пород представляет собой арену развития термокарста (термического карста) [9–13]. Образование форм термокарста связывается с протаиванием льдистых толщ дисперсного грунта, их разрушением и просадкой, что существенно отличается от механизма формирования соляного, гипсового и карбонатного карста.
Голый карст редко наблюдается в многолетнемерзлых толщах карбонатных пород. Так, в районе их распространения в национальном парке «Ленские столбы» формы такого карста развиты в основном в узкой полосе вдоль правого берега р. Лены, лишь иногда достигающей 0,5 км в ширину. Здесь карстовым процессом изъедены в основном палеозойские известняки, в которых имеются пещеры-ниши, навесы, коридоры, рвы деформации склонов с обрывами и отдельными останцами карбонатных пород (скалы и «скальные перья»). Они определяют характерный облик местности (рис. 1, 2).
Известняковая толща вне вышеупомянутой полосы перекрывается почти сплошным и, как правило, льдистым чехлом кайнозойских отложений. Поэтому на его поверхности фиксируются лишь отдельные карстовые воронки, пресные карстовые озера и некоторые другие формы покрытого карста (рис. 3).
Формы голого карста в районе парка «Ленские столбы» протянулись также по руслу и прирусловой полосе некоторых водотоков. По данным С.С. Коржуева [5], конусообразные воронки руслового карста с обнаженными склонами имеются вдоль тальвега многих прерывистых карстовых ручьев и мелких речек этого района. Здесь карстовые воронки имеют диаметр 10 – 15 м и глубину 5 – 7 м. Частично они заполнены дресвой известняка и нередко безводны [5]. В то же время «… выше по долине у большинства таких ручьев существует обильный водоток» [5, стр. 210]. Все это создает впечатление, что водотоки частично или полностью исчезают в подземных карстовых трещинах и полостях. Вероятно, разгрузка воды, циркулирующей в подобных полостях, происходит не только ключами, выходящими на поверхность вблизи русла р. Лены, но и субаквальными источниками, действующими непосредственно на дне этой реки.
Поверхность дна воронок голого карста осложняется трещинами или так называемыми трещинными понорами. В одних воронках трещины забиты обломками известняка, а в других открыты [5]. Считается, что открытость таких трещин свидетельствует об активном проявлении здесь карбонатного карста в современных условиях при сплошном распространении многолетнемерзлых пород на территории.
На склоне правого берега р. Лены в районе Ленских, или Батамайских, столбов (от названия расположенного напротив них села Батамай) возвышаются грядообразно расположенные прихотливо очерченные останцы обнаженного известняка и другие формы голого карста. Наряду с этим здесь выделяется территория покрытого карста (рис. 4).
Формы голого карста в виде скал-останцов, отделенных друг от друга осыпями, поднимаются по склону несколькими ярусами. В объеме некоторых скал видны небольшие пещеры. Сложная сеть глубоких (50 – 100 м) и узких (до 2 м) коридоров, ориентированных согласно тектоническим трещинам, проявленным в результате карста и обламывания известняков, прослеживается на склонах в прирусловой полосе р. Лены (см. рис. 4).
Формы покрытого карста на междуречье Буотамы и Лены имеют вид воронок самых разнообразных размеров. По наблюдениям С.С. Коржуева, наряду с плоскодонными неглубокими каменными блюдами, здесь встречается много чашеобразных и конусообразных воронок. Вся поверхность водораздела, в строении которого слои песка перекрывают толщу известняков, изъедена карстовыми воронками, словно оспой. В сухое время года эти воронки безводны. В период дождей они наполняются водой и превращаются в небольшие озера. В дальнейшем вода из них просачивается (инфильтруется) по трещинам в нижележащие толщи известняков.
Шурфы, пройденные в отдельных воронках Лено-Буотамского водораздела, вскрыли на небольшой глубине трещиноватые и в различной мере выветрелые известняки. Трещины в них, представляющие собой поноры-щели, заполнены тонким песчано-глинистым наносом с осколками и дресвой известняка.
Карстовые воронки сосредоточены в основном в приречной полосе Лено-Буотамского водораздела. С удалением от рек такие воронки постепенно исчезают. Это объясняется увеличением мощности покрова дисперсного грунта и появлением суглинистых отложений, которые в более удаленной от рек части рассматриваемого водораздела перекрывают толщу известняков [5]. Интенсивность развития современного карста здесь резко падает из-за увеличения мощности льдистой, непроницаемой для воды, толщи рыхлых отложений, изолирующей известняки от поверхностных и надмерзлотных вод деятельного слоя.
Следовательно, глубокое промерзание легко растворимых скальных пород (известняков, доломитов, гипса, каменной соли) и формирование многолетней мерзлоты препятствуют развитию поверхностного карста. Однако образование форм глубинного карста оказывается возможным при наличии в таких породах отдельных горизонтов над- и межмерзлотных вод.
Деятельность подземных вод в районе парка «Ленские столбы» не прекращается в суровые якутские зимы. Источники таких вод (Булус, Улахан-Тарын и другие) создают здесь многочисленные наледи. Питаются они за счет надмерзлотных, межмерзлотных и подмерзлотных вод, запасы которых пополняются в свою очередь поверхностными (метеорными) водами. Места питания источников подземных вод часто совпадают с областями разрывных нарушений, где охваченные карстом известняки выходят на поверхность и являются сильно раздробленными. Многолетняя мерзлота в таких случаях слабо препятствует инфильтрации и циркуляции подземных вод. Это доказывается происходящим в периоды снеготаяния и выпадения обильных дождей изменением химического состава и увеличением дебита источников подземных вод.
Осложненная карбонатным карстом северная часть территории Лено-Буотамского междуречья в районе национального парка «Ленские столбы» отличается непрерывным распространением многолетнемерзлых пород, занимающих не менее 80% всей его площади (рис. 5, обозначение 2). Нижняя граница слоя земной коры, отличающегося отрицательной (ниже 0° C) температурой почв и горных пород, находится на глубине 200 – 400 м. Мерзлые толщи распространены повсеместно на всех элементах рельефа с любым типом грунтов. Талики развиты только под крупными реками, озерами или вблизи источников подземных вод (см. рис. 5).
Характерная для выделенных на карте зон глубина сезонного оттаивания грунтов h, определяется не только вещественным составом оттаивающего грунта (торф, суглинок, супесь, песок), но и другими факторами. Так, супесь плоской площадки с травой в местности Сергелях (левый берег р. Лены близ Якутска) к 22 – 26 октября 1941 г. оттаяла до глубины 2,35 м [11]. В то же время максимальная глубина оттаивания аналогичной супеси под мокрым лугом с лесом в условиях той же местности оказалась равной 1,53 м. Следовательно, значение рассматриваемой величины h в существенной мере зависит от ландшафтной неоднородности территории.
Геологический возраст карбонатного карста на территории Сибирской платформы, в пределах которой располагается Лено-Буотамское междуречье, оценивается отдельными авторами по-разному. Так, по мнению С.С. Коржуева, связывающего образование форм подземного карста с передвижением грунтовых вод, большинство карстовых озер этого района следует относить к молодому карсту, рассматривать их появление в условиях более глубокого залегания многолетней мерзлоты. Вместе с тем этот автор не исключает наличия здесь воронок современного карста [5].
Г.П. Вологодский выделяет на юге Сибирской платформы десять основных этапов в истории развития карс-та: среднекарагасский (синийский), нижнекембрийский, среднекембрийский, преддевонский, девонский, доюрский (верхнепалеозойский–триасовый), меловой, палеогеновый, древнечетвертичный и современный [14]. Каждый из этих этапов он связывает с длительным перерывом в накоплении морских карбонатных, сульфатных и соляных фаций на исследуемой территории. При этом отмечается, что здесь в плейстоцене климат ледникового времени и повсеместное распространение многолетней мерзлоты почти полностью исключили проникновение атмосферных осадков на глубину и тем самым до минимума сократили развитие карстовых процессов.
Что касается существующих карстовых воронок, пещер и других поверхностных проявлений карбонатного карста, то их развитие, по Г.П. Вологодскому, следует связывать с термическим оптимумом голоцена, когда началась деградация многолетней мерзлоты [14].
С.Ф. Хруцкий и А.Ю. Деревягин приводят разрезы льдистых толщ, выполняющих эрозионно-карстовые и карстовые депрессии на севере Сибирской платформы. Отмечая значительную (100–150 м) мощность этих отложений и наличие среди них пластов ископаемого льда толщиной от 1 до 8 м, эти исследователи допускают, что вскрытые здесь бурением льдистые осадки карстовых депрессий накпливались в широком интервале времени – от нижнего мела до нижнего плейстоцена [15].
По другим данным, небольшие карстовые западины в мерзлой толще палеозойских карбонатных пород, вскрытой горными выработками при разведке россыпи ручья Талахтаха на Куонамском междуречье в северной части Сибирской платформы, выполнены алмазоносными отложениями неогена [16].
Ю.И. Берсенев в своей работе пишет, что благоприятные для развития карбонатного карста условия на юго-востоке Сибирской платформы были в позднем кембрии – девоне, с мела по плиоцен и особенно в олигоцене [8]. По данным этого автора, одна из древних форм карбонатного карста представлена котловиной с озером Северный Мар-Кюель, отчасти заполненной олигоценовыми отложениями, на Аимо-Учурском междуречье [8]. Следует отметить, что карбонатное плато Мар-Кюель так же, как территория парка «Ленские столбы», характеризуется распространением многолетнемерзлых пород и развитием обширных наледей [17].
В районе национального парка «Ленские столбы» М.Н. Алексеев с соавторами обнаружили кору выветривания, представленную каолинизированными песками и каолиновыми глинами с отдельными прослоями бурых железняков [18]. Отмечая сохранность этой коры в карстовых полостях, глубина которых иногда превышает 60 м, и учитывая биостратиграфические данные, полученные для подобной коры в бассейне р. Алдана [19], эти авторы относят аккумуляцию песков и глин к эоцену – раннему олигоцену [18].
Представление о палеогеновом (30 – 50 млн. лет назад) возрасте отложений, выполняющих формы карбонатного карста в районе парка «Ленские столбы» [18], сложилось по результатам работ геологов и других специалистов на находящейся здесь археологической стоянке Диринг-Юрях.
Эта стоянка является памятником раннего палеолита. Исследование вскрытых здесь культурных слоев позволило Ю.А. Мочанову выдвинуть получившую ныне широкую известность в нашей стране и за рубежом гипотезу о внетропическом происхождении человечества [20].
Отметим, что осадки нижнего культурного слоя в разрезах стоянки Диринг-Юрях накопились, по одним данным, от 1,8 до 3,2 млн. лет назад [21]. По другим данным, галечный слой с включением чопперов (примитивные каменные орудия древнего человека), непосредственно перекрывающий грунтовые жилы толщи красных песков на стоянке Диринг-Юрях отложился 860 – 780 тыс. лет назад [18].
Все вышеизложенное о развитых в криолитозоне формах карбонатного карста позволяет отнести их к различным по возрасту образованиям. Вместе с тем имеющаяся геологическая и геокриологическая информация является совершенно недостаточной для датирования отдельных форм такого карста и выполняющих их осадков на территории Лено-Буотамского междуречья и других районов развития мерзлых карбонатных пород.
Литература
1. Щукин И.С. Общая геоморфология: В 3 т. – 2-е изд. – М.: Изд-во МГУ, 1960. – Т. 2. – 564 с.
2. Гвоздецкий Н.А. Карст. – М.: Географгиз, 1954. – 350 с.
3. Гвоздецкий Н.А. Карст. Природа Мира. – М.: Мысль, 1981. – 350 с.
4. Коржуев С.С. и Николаев С.С. Типы мерзлотного карста и некоторые особенности его проявления (на примере Среднего Приленья и Патомского нагорья) // Изв. АН СССР. Серия геогр. – 1957. – № 6. – С. 33–46.
5. Коржуев С.С. Мерзлотный карст Среднего Приленья и некоторые особенности его проявления // Региональное карстоведение. – М.: Изд-во АН СССР. – 1961. – С. 207–220.
6. Коржуев С.С. Карст Якутии // Типы карста в СССР. – М.: Наука, 1965. – С. 67–72.
7. Чикишев А.Г. Географические условия развития карста. – М.: Изд-во МГУ, 1975. – 114 с.
8. Берсенев Ю.И. Карст Дальнего Востока. – М.: Наука, 1989. – 172 с.
9. Ермолаев М.М. Геологический и геоморфологический очерк острова Большого Ляховского // Полярная геофизическая станция на острове Большом Ляховском. – Ч. I. Организация и работа станции в 1927– 1930 гг. / Тр. СОПС АН СССР. Серия якутская. – Вып. 7. – Л.: Изд-во АН СССР и Всесоюзного арктического института, 1932. – С. 147–228.
10. Качурин С.П. Термокарст на территории СССР. – М.: Изд-во АН СССР, 1961. – 290 с.
11. Соловьев П.А. Криолитозона северной части Лено-Амгинского междуречья. – М.: Изд-во АН СССР, 1959. – 144 с.
12. Общее мерзлотоведение / Под ред. П.И. Мельникова, Н.И. Толстихина. – Новосибирск: Наука, 1974. – 292 с.
13. Соловьев П.А. Многолетняя мерзлота (криолитозона). Масштаб 1:10 000000 // Атлас сельского хозяйства Якутской АССР / Редакционная коллегия: И.А. Матвеев, М.Е. Николаев, Т.Д. Сивцев и др. – М.: ГУГК при СМ СССР, 1989. – С. 27.
14. Вологодский Г.П. Карст Иркутского амфитеатра. – М.: Наука, 1975. – 124 с.
15. Хруцкий С.Ф., Деревягин А.Ю. Криолитологическая характеристика верхней части криолитозоны Анабаро-Оленекского низкого пластового плато // Проблемы криолитологии: Сб. науч. тр. – М.: Изд-во МГУ, 1981. – Вып. IX. – С. 139–149.
16. Граханов С.А., Шаталов В.И., Штыров В.А. и др. Россыпи алмазов России. – Новосибирск: ГЕО, 2007. – 457 с.
17. Федоров А.М. Карст и наледи плато Мар-Кюель (Аимо-Учурское междуречье) // Исследование наледей. – Якутск: Изд-во ИМ СО АН СССР, 1979. – С. 114– 121.
18. Алексеев М.Н. и др. Проблемы геологии палеолитического памятника Диринг-Юрях / М.Н. Алексеев, В.А. Камалетдинов, Х. Зигерт, О.В. Гриненко и др. // Препринт. – Якутск, 1990. – 48 с.
19. Хотина Е.Б. Кайнозой бассейна Алдана // Кайнозойский седиментогенез и структурная геоморфология СССР. – Л.: Недра, 1987. – С. 29–33.
20. Мочанов Ю.А. Древнейший палеолит Диринга и проблема внетропической прародины человечества // Археология Якутии. – Якутск, 1988. – С. 15–54.
21. Мочанов Ю.А., Пеньков А.В. Возраст древнейшего палеолита Диринга в свете археологических, геолого-геоморфологических и палеомагнитных данных // Геохронология четвертичного периода: Тезисы докладов Всесоюзного совещания. – Таллинн, 1989. – С. 106.
Первая страница
(c) 2001
