Государственный мониторинг состояния недр

Региональный центр ГМСН по Северо-Западному Федеральному округу

Северо-Западный филиал

Федерального государственного унитарного научно-производственного предприятия

"Российский федеральный геологический фонд"

 

ÆГМСН Архангельской области

Экзогенные геологические процессы Архангельской области

    Заболачивание широко проявляется во всех ландшафтно-климатических зонах в виде заболоченных лесов и лугов, болот, болотно-торфяных массивов. Благоприятными причинами для болотообразования являются равнинный плоско-холмистый характер рельефа территории, преобладание осадков над испарением, широкое распространение слабопроницаемых (глины, суглинки) ледниковых отложений, близкое залегание к поверхности грунтовых вод, осушение молодых приморских равнин, развитие многолетнемерзлых пород в зоне островной мерзлоты.

    В целом по заболоченности Архангельской области можно отметить, что более половины территории области имеет показатель заболачивания выше 20%. В северной части территории (юго-восточный выступ Балтийского щита, Онежский полуостров, северо-восток Беломорско-Кулойского плато, Мезенская равнина) этот показатель составляет 60% и более. В южной части Архангельской области показатели заболачивания обычно не превышают 10-15%.

    Широкомасштабное заболачивание характерно для Поморского и Абрамовского побережий Белого моря, Кулойско-Мезенской равнины, низовья Сев. Двины, Северо-Двинской, Мошинской депрессий, отдельных участков долин Онеги, Ваги, Вычегды, Пинеги, Кулоя. На территории области известно 15 болотных массивов площадью свыше 100 кв.км. Размеры отдельных болотных массивов достигают: 90х50км (р.Илекса на западе области), 57х40 (р.Мегра, северная часть области), 45х25 (р.Кодина, Онего-Двинский водораздел).

    Возвышенные холмистые равнины, площади развития карста, флювиогляциальные площади отличаются неравномерным, слабым заболачиванием. Примерами могут служить кряж Ветреный Пояс, Обозерское плато, Каргопольское плато, участками Беломорско-Кулойское плато, Пинего-Вашкинский водораздел, Четласский камень и др.

    По условиям водно-минерального питания болота подразделяются на низинные, переходные и верховые. Низинные болота составляют менее 10% заболоченных площадей. Второе место по распространенности занимают переходные болота. Доминирующее значение (3/4 площади) имеют верховые болота.

    Речная эрозия и аккумуляция протекают непрерывно в речных долинах разных порядков. Действие процессов определяется сочетанием гидрологических, геоморфологических и геологических факторов. Наиболее важными из них являются расходы рек и режимы стока, уклоны русел и водной поверхности, порядок рек и площади их водосбора, типы продольного профиля и поперечные строения долин, литологический состав размываемых пород, проявленность новейших и современных неотектонических движений.

    Речная эрозия действует в вертикальной и горизонтальной плоскостях и подразделяется на подразделяется на 2 типа – глубинную и боковую. Для рек Архангельской области типичным является действие боковой эрозии. Наиболее активно боковая эрозия проявляется на крупных реках: Северной Двине, Вычегде, Мезени. На р. Северной Двине боковая эрозия охватывает русло и берега в верхнем и нижнем течении. Подмываются уступы пойм, трех нижних террас. Высота эрозионных берегов: у пойм 2-5м (максимальная 10-15), аллювиальных террас 1-2м (максимальная – 8,6м). Глубинная эрозия проявляется на р. Онеге, на реках протекающих по Беломорско-Кулойскому, Обозерскому плато и др. районам унаследованных современных поднятий. Здесь имеются участки, где проявляются оба типа эрозии.

    В дельте Северной Двины наряду с эрозией проходит русловая и прибрежно-морская аккумуляция. На устьевых отрезках рек, впадающих в Белое море, русловые процессы осложняются приливно-отливными явлениями. Амплитуды приливно-отливных уровней составляют: р. Онега – 2,4м, р. Сев. Двина – 0,7-0,9м, р. Мезень – 8-10м.

    Овражная эрозия является проявлением молодых (позднеледниковых - современных) линейных процессов в легко-, среднеразмываемых песчано-глинистых породах дочетвертичного и четвертичного возраста. Территория Архангельской области по климатическим и геоморфологическим условиям не является благоприятной для широкого оврагообразования. Этот процесс представлен здесь в ограниченных масштабах, преимущественно в виде старых форм. Старые и молодые овраги в естественных условиях обычно находятся в состоянии стабилизации, либо спада процесса.

    Морская абразия и аккумуляция сосредоточены в узкой полосе побережья Белого моря. Побережье состоит из прямолинейных участков, крупных заливов (Онежская губа, Двинская губа, Мезенская губа), мелких заливов (Кулой, Койда и др.) и мелких лопастных углублений. Протяженность береговой линии (в пределах Архангельской области) около 1580 км. При этом 35% морского берега подвержено абразии и сопутствующим склоновым процессам.

    Морская абразия проявляется дифференцированно в берегах различной крутизны и высоты. На интенсивно подмываемых берегах формируются молодые клифы, временные волноприбойные ниши, узкие бенчи. При относительной стабилизации абразии образуются крутые склоны сложного строения с развитием сопутствующих склоновых процессов: осыпного, оползневого, делювиального смыва. Морская аккумуляция проявляется на отмелых типах берегов, окаймляющих поднимающиеся участки суши. При этом образуются обширные мелководья, также происходит заболачивание береговой линии. Аккумуляция широко развита на побережье Онежского полуострова, на взморье дельты р. Сев. Двины и на участке Сухого моря. На участках поднятий происходит формирование современной приморской равнины – лайды. Береговая линия сильно изрезана, поверхность лайды плоско-наклонная, заболоченная.

    Озерная абразия установлена на крупных водоемах юго-запада Архангельской области. Это озера Лача, Воже, Лекшмозеро. По предварительным данным абразии подвергаются небольшие участки на юго-западном, северном и восточном берегах. Береговые уступы сложены озерно-болотными (до 1,0 м), озерными, озерно-аллювиальными (2-4м) отложениями. Местами в разрушении склонов участвуют микрооползни, плоскостной смыв, морозобойное растрескивание. Весной заливообразные сужения подвергаются напору плавающих льдов, т.к. озера Воже и Лача являются проточными.

    Склоновые процессы происходят на крутых склонах, слагающих борта речных долин, оврагов, балок, карстовых логов, а так же на морском побережье. В данную группу входят процессы, обусловленные действием силы тяжести, выветривания, переувлажнения пород, подмыва, что приводит к образованию оползней, осыпей, склонов отседания.

    Для территории области характерны малые и небольшие оползни объемом, соответственно, до 10м3 и до 100-200м3. По глубине захвата представлены поверхностные (до 1м) и мелкие (до5м) оползни. На отдельных участках (Беломорско-Кулойское, Устьянское плато, Абрамовский, Онежский, Зимний берег, Притиманье) могут встречаться средние (200-1000м3) и крупные (более 1000м3) оползни. Оползни известны в долинах крупных рек: Онеги (среднее течение), Сев. Двины (нижнее, среднее, верхнее течение), Вели (приток р. Ваги), Мезени. В пределах карстового рельефа оползни приурочены к рыхлому покрову, огипсованным красноцветам.

    Осыпи связаны с песчанистыми отложениями четвертичного возраста, реже с обломочными, хемогенными коренными породами. Осыпные склоны имеют разную высоту, в их подножье образуются осыпные конусы. На реках Сев. Двине, Ваге, Кокшеньге высота осыпных склонов достигает 30м, а мощность песчаных осыпных конусов до 3м. В дочетвертичных породах осыпные склоны быстро достигают состояния стабилизации и переходят в категорию делювиально-осыпных. Исключением является участок морского побережья (Зимний берег), сложенный терригенными полускальными породами венда.

    Склоны отседания – блоковые ступени встречаются в поле развития нижнепермских карбонатно-сульфатных и сульфатных пород (юго-восток Беломорско-Кулойского плато). Они представляют собой крупноблоковые просевшие выступы коренной породы в верхней части бортов карстовых логов, каньонообразных речных длин. Блоковые ступени закладываются в зонах тектонического дробления по крупным пещерным пустотам. Склоны отседания образуются при совпадении простирания пещерной пустоты с простиранием борта при подрезке его основания (по фронту озерно-ледниковых водоемов) с последующим скачкообразным проседанием по всей длине подземного пространства. Этот тип карстово-гравитационного процесса встречается довольно редко.

    На территории Архангельской области широко распространен процесс карстообразования. Полоса карстующихся пород протягивается с севера на юг, юго-запад через всю территорию. Протяженность этой полосы около 600 км, а ширина составляет 100-200 км. Общая площадь карстующихся пород по последним уточненным данным 100,1 тыс.кв.км. Благоприятными условиями для карстообразования на территории области являются близкое залегание карстолитов, достаточная проницаемость рыхлого покрова, наличие зон повышенной трещинноватости и разрывных нарушений, достаточная расчлененность массива древними и молодыми долинными врезами, проявление восходящих или слабоинверсионных неотектонических движений, сохранение в целиковом состоянии кровли карстолитов.

    Формации карбонатных пород занимают 74,0 тыс.кв.км., формации сульфатных, карбонатно-сульфатных пород – 8,9 тыс.кв.км. Формации пород со смешанной карбонатно-терригенной, сульфатно-терригенной основой составляют 17,2 тыс.кв.км. Карбонатный карст развит в известняках, доломитах, доломитизированных известняках, слагающих карбонатные, терригенно-карбонатные формации каменноугольной и пермской систем. На Среднем Тимане карбонатный карст представлен в доломитах рифейского возраста. Сульфатный карст приурочен к гипсо-ангидритовой толще нижней перми, а также к сильно огипсованной пачке уфимских красноцветов верхней перми. Маломощный карбонатно-сульфатный горизонт, подстилающий уфимские красноцветы обычно также относится к сульфатному карсту.

    По происхождению и локализации карст подразделяется на подземный и поверхностный типы. Подземные карстовые формы представлены трещинно-кавернозными зонами, каналами, полостями. Проявления подземного карста фиксируются выходами подземных источников, поглощениями и выходами руслового стока, катастрофическими уходами карстовых озер. Полости встречаются на глубинах от первых десятков до 100 и более метров. Размеры полостей и число крупных проявлений убывают с глубиной. Крупные полости высотой от 1 до 5м залегают на глубинах до 50-60м. Крупнейшими полостями являются: система Кулогорская-Троя (16248м), система Олимпийская-Ломоносовская (9110м), система Кумичевка-Визборовская (7260м), пещера Конституционная (6130м). В зоне интенсивного водообмена подземный карст существенно влияет на речной сток. Величина подземного питания на 15-20%, местами на 30-40% выше фоновых значений. Поверхностный карст широко развит и представлен на всем пространстве карстующихся пород. Типичными проявлениями поверхностного карста являются воронки различных видов, западины, мелкие котловины, потяжины, карстовые овраги, озера и т.п. Кроме типичных форм к проявлениям карста относятся провалы, быстро эволюционирующие воронки, а также отрезки сухих русел на малых, иногда средних реках и оврагах. Сухие русла установлены в большинстве карстовых районов.

    Криогенные процессы связаны с распространением многолетнемерзлых пород (ММП), в условиях сильного увлажнения и низких температур. Данные процессы развиты в южно-таежной подзоне, где ММП протягиваются от Мезенской губы на запад до устья р. Мегры, либо еще несколько дальше до р. Вайзицы. Мерзлые породы занимают около 20% площади Архангельской области. Под современной мерзлотой залегает реликтовая толща ММП плейстоценового возраста. Криогенные явления представлены термокарстовыми понижениями (котловины, воронки, блюдца, озера, алласы), полигональными торфяниками.

    Другим типом процессов являются бугры пучения. Они бывают многолетними и сезонными. Бугры пучения образуются в супесчано-суглинистых, глинистых отложениях различного генезиса. Многолетние бугры пучения растут за счет дополнительного подтока влаги и отличаются большими размерами. Они достигают высоты 3-5м. Сезонные бугры пучения встречаются южнее границы островной мерзлоты. Реликтовые термокарстовые образования отмечены в подзоне северной тайги.

    Кроме указанных двух типов криогенных явлений на рассматриваемой территории может проявляться криогенное растрескивание, которое вызывает формирование повторно-жильных льдов. При этом возникают характерные полигональные структуры. В зоне деградации мерзлоты морозобойному растрескиванию подвергаются только торфяные массивы.

    Эоловые процессы (дефляция, аккумуляция) образуются при ветровом воздействии на рыхлые либо слабосцементированные песчаные отложения. Эоловые процессы развиты: на морском побережье (I-II террасы), в тундровой зоне (на оголенных вершинах и склонах холмов. Дефляционные формы представлены воронками, ложбинами, овражками, котловинами, долинами. Максимальные размеры форм: поперечник – 100-300м, длина – 300­400м, глубина до 4м. К аккумулятивным формам относятся дюны (холмы, гряды), кучевые пески. Участки эоловых процессов развиты на северном берегу Онежского полуострова, в южной части Двинской губы, на Зимнем берегу. Максимальное проявление процесса отмечено на участке у дер. Летн. Золотица, где выдуваемая площадь составляет 600х800м.