Московский государственный университет
имени М.В. Ломоносова
ГЕОГРАФИЧЕСКИЙ ФАКУЛЬТЕТ
КАФЕДРА КРИОЛИТОЛОГИИ И ГЛЯЦИОЛОГИИ
ДЕРЮШЕВА Полина Александровна
Формирование «меловых полигонов» степной зоны
Волжско-Уральского региона
ВЫПУСКНАЯ РАБОТА БАКАЛАВРА
Работа допущена к защите
«___»_________2021 г.
(подпись)
Научный руководитель:
доцент, к.г.-м.н.
Ирина Дмитриевна Стрелецкая
Рецензент:
профессор, д.г.н.
Виктор Васильевич Рогов
Москва 2021
Оглавление
Введение ............................................................................................................................. 3
1. Физико-географическая характеристика Волжско-Уральского региона и обзор
литературы ......................................................................................................................... 5
2. Палеогеографические условия района в конце неоплейстоцена-голоцене ........... 11
3. Методы исследования «меловых полигонов»: полевые и лабораторные .............. 14
4. Результаты лабораторных испытаний по определению свойств меловых пород. 18
5. Формирование «меловых полигонов» степной зоны Волжско-Уральского
региона..............................................................................................................................32
Выводы ............................................................................................................................. 37
Заключение ....................................................................................................................... 38
Список литературы .......................................................................................................... 39
Приложение 1 ..................................................................................................................... 1
Приложение 2 ..................................................................................................................... 3
2
Введение
Исследование реликтовых криогенных структур значимо для теоретической
палеокриологии, а также в практическом смысле для выявления закономерностей
развития криолитозоны и прогноза ее изменений в будущем. Реликтовые
криогенные образования, проявляющиеся в результате многолетнего промерзанияпротаивания, выражены в виде следов проявления различных мерзлотных процессов
и палеокриогенного микрорельефа (рис. 1). Однако на территории Северной Евразии
реликтовые мерзлотные явления и связанные с ними формы рельефа изучены
недостаточно.
Рис. 1. Общий вид поверхности с «меловыми полигонами» (фото А.Г. Рябухи).
Восстановление ландшафтов прошедших геологических эпох является
актуальной проблемой физической географии и ландшафтоведения. Изучение
причин преобразования ландшафтов и закономерностей их развития в прошлом
полезно и важно для понимания их современной структуры и динамики, которые, в
свою очередь, позволяют заложить основy для долгосрочного географического
прогнозa. Плейстоцен-голоценовый этап, предшествующий современному и
характеризующийся
повсеместным,
резким
изменением
климата, особенно
интересен для изучения.
Цель дипломной работы
—
выявить
роль
поздненеоплейстоценовой
криолитозоны и современных криогенных процессов в формировании «меловых
полигонов» степной зоны Волжско-Уральского региона.
Для достижения поставленной цели были решены следующие задачи:
Изучить опубликованные литературные данные по физико-географической
характеристике Волжско-Уральского региона;
3
Изучить палеогеографические условия, существовавшие в Волжско-Уральском
регионе в конце неоплейстоцена-голоцене;
Выполнить лабораторные испытания образцов меловых пород для изучения
состава, строения и свойств исследуемых грунтов;
Обработать полученные экспериментальные данные; выявить особенности
состава, строения и свойств грунтов в зависимости от глубины их залегания и
принадлежности
к
определенным
элементам
полигонального
массива
(«грунтовые жилы» и «меловые блоки»);
Изучить условия формирования «меловых полигонов» в Волжско-Уральском
регионе и установить роль реликтовых и современных криогенных процессов.
Для данной местности комплексом методов и мероприятий, направленных на
поиск и исследование следов многолетней и сезонной мерзлоты, будет определена
роль криогенных процессов в формировании современных степных ландшафтов.
Дипломная работа позволит достичь некоторых результатов для возможного
решения проблем эволюции природной среды конца неоплейстоцена-голоцене
степной зоны Русской равнины. Результаты и выводы могут стать основой для
межрегиональных корреляций природных событий, а также для прогноза развития
ландшафтных комплексов в связи с изменениями климата. Доказательство того, что
палеокриогенные признаки в ландшафтах не пассивные, а на них влияют
криогенные процессы настоящего времени, от которых зависит функционирование
ландшафтов и необычные формы рельефа, станет значимым итогом работы.
Работа состоит из 5 глав, введения, заключения, списка литературы и
приложений. В первой главе описана физико-географическая характеристика
Волжско-Уральского региона и обзор литературы, во второй главе рассмотрены
палеогеографические условия Волжско-Уральского региона, в третьей — методика
исследования «меловых полигонов» и образцов меловых пород, в четвертой главе
отражены
результаты
лабораторных
испытаний
и
экспериментов
по
промораживанию меловых образцов в разной степени оторфованности и
определены величины пучения мерзлой меловой «муки» при различных влажностях.
В пятой главе описаны условия формирования «меловых полигонов» в степной зоне
Волжско-Уральского региона. Далее представлены основные выводы, в которых
4
выражены результаты проведенных исследований. В заключение подведены итоги
работы.
Основные
выводы
работы
опубликованы
в
сборнике
материалов
«Сергеевские чтения: геоэкологические аспекты реализации национального проекта
«Экология». Диалог поколений. Вып. 22: материалы годичной сессии Научного
совета РАН по проблемам геоэкологии, инженерной геологии и гидрогеологии (24
марта 2020 г.)», в материалах «Международного молодежного научного форума
«Ломоносов-2020», «Ломоносов-2021» и в материалах Всероссийской конференции
с международным участием «Марковские чтения 2020 года».
Работа была выполнена по данным, предоставленным сотрудниками
«Почвенного института им. В.В. Докучаева» и «Института степи УрО РАН». В связи
с этим благодарю исследователей: Рябуху А.Г., Ковду И.В., Полякова Д.Г., чьи
полевые данные и образцы пород легли в основу бакалаврской работы.
Автор выражает особую благодарность научному руководителю И.Д.
Стрелецкой за грамотное руководство и помощь в изучении объектов исследования.
Также, огромная благодарность сотрудникам лаборатории мерзлотоведения
Фролову Д.М. и Ржаницыну Г.А., сотрудникам кафедры Инженерной и
экологической геологии С.К. Николаевой, М.В. Фламиной., О.А.Орловой, М.С.
Чернову, С.А. Гараниной, С.В. Закусину, которые на протяжении всей работы над
экспериментальной частью оказывали помощь и содействие в проведении
испытаний.
1. Физико-географическая характеристика Волжско-Уральского региона и
обзор литературы
Изучением перегляциальной гиперзоны тундро-степей занимались многие
ученые и исследователи, которые предполагали возможный генезис и природу
формирования посткриогенных форм рельефа, в том числе и меловых образований,
похожих на пятна-медальоны в тундровой зоне. В числе них К.К. Марков, А.А.
Величко, 1967; А. А. Величко, 1973; Васильев, 1980; В.Б. Михно, 2010; И. В. Ковда,
А.Г. Рябуха, Д.Г. Поляков, 2017-2021.
Волжско-Уральский сектор степной зоны ограничен на западе Волгой, на
востоке Тоболо-Уральским водоразделом и в степном поясе Северной Евразии
5
занимает срединное положение. В административном делении ЗаволжскоУральский степной регион включает в себя Саратовскую, Оренбургскую (без
северо-западной части) области, южные части Самарской, Челябинской областей и
Башкирской республики, а также северные части Актюбинской и ЗападноКазахстанской областей. Волжско-Уральский сектор простирается более чем на
1200 км с запада на восток и от 250 до 450 км с севера на юг (Левыкин и др., 1999).
Рельеф и геология. Под влиянием новейших тектонических движений,
многолетнего размыва уральских складок и сыртовых равнин Предуралья
происходило
формирование
современного рельефа Оренбургской
области. Запад и восток области
характеризуется пологими склонами
с невысокими останцовыми грядами
и выровненными территориями, а
центральная часть преимущественно
занята низкогорным рельефом. На
хребте Малый Накас в Тюльганском
районе находится самая высокая
точка
области,
которая
имеет
отметку 667,8 м, самая низкая —
урез
р.
Урал
у
п.
Раннее
в
Рис. 1.1. Гипсометрическая карта Акбулакского
района. Район исследования и отбора образцов
обозначен красным кругом (http://mo-ak.orb.ru).
Ташлинском районе — 39,7 м
(Чибилев, 1995).
Площадь Акбулакского района (рис. 1.1) на юге Оренбургской области — 5,0
тыс. км2, он принадлежит бассейну Илека, и только север района расположен в
Урало-Илекском междуречье и верховье левых притоков реки Урала — Бердянки,
Бурти и Уртабурти (Чибилев, 1996).
Благодаря своему географическому положению Оренбургская область имеет
сложное и неоднородное геологическое строение (рис. 1.2), для которого характерна
ярко выраженная зональность, как и для всей Уральской складчатой системы
(Чибилев, 1996).
6
Рис. 1.2. Геологическая карта Оренбургской области. Красным кругом обозначен район «меловых
полигонов» (https://hge.spbu.ru). Зеленым цветом в круге показаны породы меловой системы,
представленные песками, песчаниками, мелом, мергелями и фосфоритами.
Восток Акбулакского района занимает зона Предуральского краевого
прогиба, а запад приурочен к юго-восточному склону Восточно-Европейской
платформы. Юго-западная часть района близка к Прикаспийской синеклизе, однако
в рельефе и геологическом строении эта структура выражена слабо. Урало-Илекское
и Илекско-Хобдинское междуречья сложены осадочными породами мезозойского
возраста и представлены слабовсхолмленными равнинами (Чибилев, 1996).
Территория исследований относится к Подуральско-Илекской возвышенной
степной
провинции
и
сложена
верхнемеловыми
карбонатными
породами
Маастрихтского яруса (K2m), представленными мелом и перекрытыми маломощной
современной толщей супесчано-суглинистого делювиального материала.
Изучаемый объект интересен с геолого-географической точки зрения, так как
внешне похож на полигоны, характерные для зоны вечной мерзлоты («пятнамедальоны» в зоне тундры). «Меловые полигоны» предположительно образовались
в четвертичное время, и их образование связано преимущественно с процессами
криогенного выветривания, морозобойного растрескивания, пучения, химического
растворения и механического разрушения мело-мергельных пород (Михно, 1992).
Почвенно-климатические условия. Удаленность от океана обусловливает
основные черты климата Оренбургской области, и они схожи с климатическими
7
условиями других внутренних регионов Евразии. Смягчающее влияние морских
воздушных масс отсутствует, поэтому здесь ярко выражен резко-континентальный
климат. Регион отличается высокими колебаниями годовых температур с жарким
засушливым летом и суровым зимним периодом, континентальность нарастает с
северо-запада на юго-восток. Перепад абсолютных годовых температур составляет
85-89°С. С севера на юго-восток средняя температура июля изменяется от 20°С до
22°С. Средняя температура января — -14,5°С…-18,5°С соответственно (рис. 1.3).
Абсолютный максимум в летний период около +45°С, а абсолютный минимум
зимой до -50°С. Среднегодовая температура воздуха колеблется в пределах 3,1-4,0°С
(Кучеренко, 1972; Научно-прикладной справочник по климату…, 1988; Чибилев,
1995).
Отличительная черта Акбулакского района — сухое и жаркое лето с широко
развитыми суховеями и холодная зима с незначительной высотой снежного покрова
(15-35 см) и достаточно низкими среднемесячными температурами января (-16°С),
которые увеличивают глубину промерзания пород, достигая в отдельные годы 1,5 м,
особенно на почвах легкого механического состава и выходах мела.
Рис. 1.3. Температура воздуха в Оренбурге по месяцам (https://pogoda.365c.ru).
Осадки на территории Оренбургской области распределены неравномерно, их
количество убывает с северо-запада (450 мм в год) на юго-восток (260 мм в год). На
хребте Малый Накас выпадает максимальное количество осадков — до 550 мм в год
(Чибилев и др., 2003). Испарение (около 900 мм) заметно преобладает над осадками
8
(250-400 мм); гидротермический коэффициент — менее 0,6 (Географический атлас,
1999).
Устойчивый снежный покров, мощность которого в Акбулакском районе
составляет в среднем 26 см, держится с середины ноября – начала декабря до второй
половины марта – начала апреля (www.pogodaiklimat.ru, Чибилев, 1995). Выпадение
снега начинается обычно на месяц раньше появления устойчивого снежного
покрова. Однако медленное понижение, а иногда даже повышение, температуры
воздуха в октябре-ноябре приводит к его таянию.
Иногда оттепели возможны и в декабре. Влага, образовавшаяся в результате
таяния снега и выпадения осадков в виде дождя, остается на поверхности и не
впитывается в почву. Одновременно с этим может произойти резкое понижение
температуры воздуха и ее промерзание, и тогда почва покрывается сплошным
ледяным панцирем — некой прокладкой между почвой и выпадающими осадками.
Глубина промерзания пород на северо-западе достигает в среднем 70 см, в
восточных районах — до 1 м. Максимальная глубина промерзания пород — 1,5 м.
Участки выходов карбонатных пород, которыми сложены «меловые полигоны»,
промерзают на 2,5 м глубже по сравнению с участками каштановых почв из-за
большей теплопроводности, которая составляет по результатам исследований около
2 Вт/(м*град).
Почвенный покров Оренбургской области представлен генетическими типами
почв, характерными для данной климатогеографической области — на большей
части территории распространены типичные черноземы, на севере области — серые
лесные, на юге области — темно-каштановые почвы. Непосредственно в месте
отбора образцов для данной работы, почвенный покров представлен текстурнокарбонатными черноземами (Климентьев, 2000). Важно отметить, что почвенный
покров в местах распространения «меловых полигонов» фрагментарен, он имеется
только в межполигональных понижениях, а на «меловых пятнах» его практически
нет. Предположительно, формирование структуры почвенного покрова изучаемого
района определяется палеокриогенными процессами и современными процессами
промерзания-протаивания (Спектор, 2008). Согласно предварительной полевой
диагностике,
почвенный
покров
комплексов
представлен
9
Дерновокриометаморфическими
Дерновокриометаморфическими
почвами
криотурбированными
в
микрозападинах,
на
микросклонах
и
Палевыми на микроповышениях (Ковда и др., 2019).
Ландшафты. Для Волжско-Уральского степного региона характерна
закономерная смена внутризональных разновидностей степей от разнотравнозлаковых на обыкновенных черноземах до злаковых на каштановых почвах
(Чибилев, 1990). Особенностью
биоты этого региона является
взаимное
проникновение и совместное обитание на едином пространстве характерных видов
европейской и казахстанской флоры и фауны, которые обладают уральскими и
туранскими элементами.
В Акбулакском районе по р. Илек проходит граница между ландшафтными
подзонами типичной и южной (сухой) степи. На южных черноземах в степях, к
северу от границы, преобладает типчаково-ковыльная растительность, а степи на
темно-каштановых почвах, расположенные к югу от границы, представлены
полынно-типчаковыми
и
полынно-типчаково-ковыльными
растительными
сообществами (Чибилев, 1996).
«Меловые ландшафты» занимают значительные площади Акбулакского
района, состоят в основном из писчего мела и выходят на поверхность в виде
эрозионных останцовых белогорьев. Для них [меловых ландшафтов] характерны
мягкие, округлые формы рельефа, но встречаются и крутые обрывистые стенки. С
горы Базарбай — высшей точки Урало-Илекского плато и северной части
Акбулакского района, хорошо видны массивные меловые горы, расположенные на
правобережьях рек Итчашкан и Тытас. На территории Мелового завода карьером
вскрыт разрез толщи писчего мела маастрихтского яруса мелового периода
(Чибилев, 1996).
Степные кальцефилы — характерная растительность данного района, которая
сохранилась на Меловых горах у села Покровка. Среди них анабазис меловой,
кермек меловой, льнянка меловая (рис. 1.4), астрагал крымский, василек маршалла,
пупавка Троцкого и другие. Меловые горы села Покровка — не только геологогеоморфологический, но и ботанический феномен.
10
Рис. 1.4. Слева-направо: анабазис меловой, кермек меловой, льнянка меловая
(https://redbook56.orenlib.ru/).
Таким
образом,
Волжско-Уральский
регион
характеризуется
резко
континентальным климатом, малым количеством осадков, суровыми зимами и
отсутствием растительность на приподнятых участках полигонов. Так как меловые
породы имеют близкое залегание к поверхности, то активные процессы
промерзания-протаивания обусловливают пучение данных пород и формирование
бугорков в центре полигонов. На открытых возвышенных участках «меловых
полигонов» снежного покрова мало и нет растительности, снег не задерживается, так
как его сдувают ветра, а растительность не успевает образоваться из-за постоянных
процессов излития жидкого мелового материала на поверхность, поэтому
промерзание в центрах «меловых полигонов» очень глубокое.
2. Палеогеографические условия района в конце неоплейстоцена-голоцене
В эпохи средне- и поздненеоплейстоценовых похолоданий ландшафты
Волжско-Уральского региона приобретали перигляциальный характер гиперзоны
тундро-степей. Для тех эпох были характерны очень суровый, холодный и сухой
климат, сильные ветра, многолетняя мерзлота, подземные полигонально-жильные
льды, территории холодных песчано-эоловых пустынь и безлесные тундровостепные ландшафты (Марков, Величко, 1967, 1973; Васильев, 1980). В районах
современных степей в тот период активно шли процессы криогенеза и
криоморфогенеза, криогенного выветривания, морозобойного растрескивания и
сортировки
пород,
склоновые
и
термокарстовые
процессы,
к
тому же
формировались различные формы рельефа (полигонально-блочный, полигональножильный, термокарстовый и др.). Криогенные, солифлюкционные, эрозионные,
абразионные и аккумулятивные рельефообразующие процессы занимали в позднем
плейстоцене большую часть Евразии и были ведущими в перигляциальной
11
гиперзоне, однако имели в условиях многолетней мерзлоты специфические
особенности.
Возникновение современных ландшафтов в Предуралье и Прикаспийской
низменности и история их развития активно обсуждалась многими авторами в
научной литературе. Большинство исследователей солидарны с тем, что
формирование современных форм рельефа
и ландшафтов Прикаспийской
низменности связано с освобождением территории от вод хвалынского моря и от
возраста континентального режима, который устанавливался на осушавшейся
поверхности. Поэтому после завершения хвалынской трансгрессии на территории
Прикаспия установились определенные климатические условия, с которыми
напрямую связано время образования основных форм мезо- и микрорельефа.
В позднем неоплейстоцене Прикаспий пережил криоаридную стадию
развития, когда входил в огромную криоксеротическую ландшафтную гиперзону
сухих и холодных тундро-степей.
И.В. Иванов и И.Б. Васильев (1996) проводили палеопочвенные исследования
в Рын-песках и пришли к выводу о том, что территория Прикаспийской низменности
подвергалась
перигляциальным
условиям
сразу
после
завершения
позднехвалынской трансгрессии. Образование решетки полигонально-жильных
льдов связано с процессом тетрагонального растрескивания верхних горизонтов
земной коры, который был ведущим криогенным процессом и предопределил
основные морфологические черты рельефа Прикаспия. Проявление этого процесса
на низменной морской аккумулятивной равнине обусловлено литологией и
приуроченностью к различным геоморфологическим уровням (Рябуха, 2018).
Формирование рельефа прошло несколько этапов развития после того, как
началось освобождение равнины от вод хвалынского моря: этап промерзания; этап
стабилизации;
термокарстовых
этап
деградации
процессов;
этап
многолетней
существования
мерзлоты,
форм
этап
рельефа,
развития
которые
образовались в условиях многолетней мерзлоты и в настоящее время находятся вне
сферы ее влияния, то есть в реликтовом состоянии (Рябуха, 2018).
12
Образование многих форм рельефа Прикаспийской низменности, в частности
— «меловых полигонов», связано с влиянием процессов поздненеоплейстоценового
криогенеза на ландшафтную структуру Прикаспия.
Недалеко от Оренбургской области, на равнине Казахстана, самое надежное
свидетельство реликтовой многолетней мерзлоты обусловлено псевдоморфозами по
ледяными клиньями (Vandenberghe et al., 2014). В восточной части Казахстана было
первое задокументированное проявление плейстоценовой вечной мерзлоты в
Казахстане от озера Зайсан (48° с. ш., 84° в. д., 1300 м над уровнем моря)
(Москвитин,
1947). С.П.
Качуриным
(1947)
был
предложен
возможный
термокарстовый генезис многочисленных озер северного Казахстана. Впоследствии,
Б.А. Федорович (1962) подвел итог о распространении вечной мерзлоты во время
плейстоцена. В 1974 и 1999 годах в северной и центральной частях Казахстана
(Аубекеров, 1990; Аубекеров, Горбунов, 1999) были найдены проявления
клиновидных конструкций, сезонные морозные трещины (Романовский, 1970) и
разные типы криотурбаций. Исследования Н.С. Касимова (1971) указывали на то,
что влияние современных суровых климатических условий связано лишь с
образованием «языковатости» южных черноземов, так как ныне подобные
образования возникнуть не могли ввиду недостатка промерзания грунтов,
достаточного для развития мерзлотных процессов на такой глубине. Было
предположение, что подобные «языки» и внедрения возникают из-за постепенного
сдавливания нижней части протаивающего летом грунта при его осеннем
промерзании, идущем сверху, навстречу постоянной мерзлоте. Как правило,
«молодые грунтовые клинья» не превышают 3 м в высоту и отражают глубокое
сезонное промерзание грунта, а не вечную мерзлоту (Аубекеров 1990). Схема
распространения вечной мерзлоты (рис. 2.1) в позднем неоплейстоцене была
опубликована Величко и Фаустовой (2009). На ней четко видна южная граница
криолитозоны, в которую входит район исследования.
13
Рис. 2.1. Карта распространения вечной мерзлоты в Восточной Европе в период позднего
Валдайского оледенения (20-18 тыс. лет назад) (Величко и др., 2009). 1 - среднегодовая
температура вечной мерзлоты (°с); 2 - толщина многолетнемерзлых пород (М); 3 - южная
граница криолитозоны; 4 - современный предел вечной мерзлоты; 5 - береговая линия в позднем
Валдае; 6 - протяженность ледяного покрова. Красным показано место исследования.
Таким образом, определенные физические процессы, происходившие на
территории неоплейстоценовых перигляциальных зон, способствовали накоплению
соответствующих отложений и трансформации мезо- и микрорельефа —
выполаживанию и отступанию склонов, заполнению речных долин аллювием,
уменьшению эрозии и других (Васильев, 1980, Бутаков, 1986). Климатическая
обстановка заметно сменилась при переходе от плейстоцена к голоцену, мерзлота
подверглась таянию и «законсервировалась» в земной поверхности, а почвеннорастительный покров закрепил плейстоценовый рельеф. В перигляциальной зоне
рельефообразующие процессы, в отличие от современных, были не постоянны, в
начале ледникового периода преобладали влажные и холодные условия, в конце они
сменились на экстрааридные и холодные. Поэтому в настоящее время в ландшафтах
региона проявляются современные формы рельефа и ландшафтные комплексы,
которые являются реликтовым наследием перигляциальных эпох.
3. Методы исследования «меловых полигонов»: полевые и лабораторные
В работе были применены следующие методы исследования: полевой и
натурный,
лабораторный,
сравнительно-географический,
геолого14
геоморфологический, криолитологический, данные дистанционного зондирования
Земли.
В научно-исследовательской
лаборатории
снежных
лавин
и
селей
географического факультета МГУ и в лаборатории грунтоведения геологического
факультета МГУ были проведены испытания и эксперименты для определения
строения (структуры и текстуры) и физико-механических свойств меловых пород.
В полевых условиях в траншее длиной около 4 м и глубиной 130 см были
изучены породы ландшафта «меловых полигонов».
Определение гранулометрического состава 10 исследуемых образцов
проводилось с использованием ситового и пипеточного методов. По результатам
ситового анализа было получено процентное содержание частиц крупных фракций
(>2 мм) и составлена таблица.
При пипеточном гранулометрическом анализе для подготовки проб к
испытанию применялась методика П.Ф. Мельникова (растирание с пирофосфатом
натрия) (Лабораторные работы, 2017). Стоит отметить, что по причине сильной
карбонатности исследуемых грунтов (60-70% состава), при подготовке проб к
анализу использовалось 15 мл пирофосфата, что обеспечило лучшую дезагрегацию
и не оказало влияния на итоговые результаты.
По сводным данным ситового и гранулометрического пипеточного анализов
был рассчитан коэффициент неоднородности Kн = d60/d10, где d60 — диаметр
частиц, меньше которого в грунте содержится 60% частиц, d10 – диаметр частиц,
меньше которого в грунте содержится 10% частиц.
Анализ содержания карбонатов в 8 пробах исследуемых грунтов был
проведен с помощью кальциметра по методике И.Ф. Голубева (1963). Основа работы
кальциметра — измерение прибавочного давления, получаемого при выделении
углекислого газа, образующегося при взаимодействии HСl и карбонатов грунта. Это
давление измерялось высотой ртутного столба, отсчитанной по специальной шкале.
Для изучения строения меловых пород был использован метод электронной
микроскопии в лаборатории грунтоведения геологического факультета МГУ.
Плотность твердых частиц исследуемых грунтов была определена на
приборе Н.П. Ковалева (рис. 3.1). Принцип определения плотности состоит в
15
гидростатическом взвешивании пробы грунта в кольце путем ее размельчения в воде
(Фролова, 2015).
Рис. 3.1. Прибор Ковалева (фото автора).
Изучение минерального состава 4 образцов проводилось методом
рентгеновской дифрактометрии. Образцы растирались до состояния мелкой пудры
и набивались в кюветы без использования прессования при постоянном контроле
качества поверхности. Такая пробоподготовка обеспечивает максимальную
разориентацию частиц в плоскости подложки, что необходимо для получения
качественных дифракционных картин для расчета количественного минерального
анализа (Лабораторные работы, 2017). Работы выполнены с использованием
рентгеновского дифрактометра ULTIMA-IV (рис. 3.3).
Рис. 3.3. Рентгеновский дифрактометр ULTIMA-IV.
Гигроскопическая и естественная влажности были определены весовым
способом (Лабораторные работы, 2017).
16
Максимальная молекулярная
влагоемкость
была
определена при
использовании метода влагоемких сред (по А.Ф. Лебедеву, в модификации А.М.
Васильева) с использованием фильтрационной бумаги и ручного гидравлического
пресса (Лабораторные работы, 2017).
Показатели пластичности — влажности нижнего и верхнего пределов
пластичности определены с помощью метода раскатывания в шнур и по методу А.М.
Васильева с помощью балансирного конуса (ГОСТ 5180-2015).
Также для полускальных проб грунта (Н-1К, ИТ1-3ПР) были проведены
прочностные испытания на одноосное сжатие (рис. 3.2) и растяжение.
Рис. 3.2. Образец Н-1К после проведения испытания на одноосное сжатие (фото К.Ю.
Шушкевича).
Для определения степени пучинистости меловых пород был проведен
эксперимент в научно-исследовательской лаборатории снежных лавин и селей
географического
факультета
МГУ.
Для
эксперимента
использовались:
металлическая кружка, 12 пластиковых стаканов объемом 0,5 л, пила, пластиковый
диск, мерный стакан, мерная линейка, весы с точностью до 0,1 г, ложка, сита разного
диаметра, теплоизолирующий материал, теплоизолирующий ящик, прибор для
измерения пучинистости грунта, 1 кг образцов меловых пород, 1 кг торфа, вода (рис.
3.4).
17
Рис. 3.4. Оборудование для эксперимента по пучению грунта (фото автора).
4. Результаты лабораторных испытаний по определению свойств меловых
пород
«Меловые полигоны» в районе села Новопавловка характеризуются
чередованием приподнятых участков, состоящих с поверхности из дробленной
меловой породы и вытянутых углублений со степной растительностью, в основном
типчаково-ковыльной. Ширина «меловых микроповышений» — до 2 м, глубина
понижений между округлыми полигонами — около 70 см. Глубина вскрытых в
понижениях «грунтовых жил» до 1,5-2,0 м, ширина поверхностной части 40-100 см.
Для образцов (рис. 4.1) из центра полигона (ИТ1-3Л и ИТ1-3ПР) и из понижения
(«грунтовая жила» ИТ1-4Ж) с глубин от 0,2 м
до 1,2 м определен
гранулометрический состав.
Рис. 4.1. Слева – серия меловых образцов, справа – схематический разрез через почвенную
траншею с указанием мест отбора образцов (фото автора).
18
Гранулометрический
состав
в клиновидной структуре
представлен
преимущественно мелкодисперсными частицами (табл. 4.1). Содержание фракции
размером менее 2 мм с глубиной изменяется незначительно и до глубины 0,7 м
достигает 64%. У дна вскрытого грунтового клина количество мелкодисперсной
фракции снижается до 47%, а содержание частиц размером до 5 мм увеличивается
до 12-18%. Образцы под «меловыми пятнами» сложены мелкодисперсным
материалом и сконцентрированы в приповерхностном слое, где их количество
составляет более 70%. С глубиной число трещин в породе уменьшается, и возрастает
примесь частиц довольно твердого мела с 1 до 49% (Дерюшева и др., 2020).
Табл. 4.1. Результаты ситового анализа
№
образца
Глубина
отбора, м
>10 мм
ИT-1 Ж
ИТ-2 Ж
ИТ-3 Ж
ИТ-4 Ж
ИТ-1 Л
ИТ-2 Л
ИТ-3 Л
ИТ-1 ПP
ИТ-2 ПP
ИТ-3 ПP
0,2
0,4
0,7
0,9
0,2
0,4
0,9
0,1
0,6
1,2
2
4
2
6
1
6
49
30
54
27
Содержание частиц по фракциям, %
7 – 10 мм 5 – 7 мм
3–5
2–3
мм
мм
2
3
9
15
3
3
6
9
3
5
12
14
3
8
18
18
2
3
7
15
8
9
13
7
18
8
10
5
4
4
9
10
10
8
10
5
7
6
8
9
<2 мм
69
75
64
47
72
57
10
43
13
43
На поверхности центральных частей полигонов залегают породы высокой
степени выветрелости преимущественно пылеватой и щебенисто-дресвяной
размерности (в том числе и с мелкоземистым заполнителем). С увеличением
глубины залегания, степень выветрелости пород закономерно снижается. Так,
образцы, отобранные с глубины около 1 м, при макроописании определяются как
мел и относятся к полускальным грунтам. По классификации скальных грунтов, мел
относится к группе осадочных сцементированных, растворимых. Последнее
обусловливает хорошую растворимость данного типа грунтов, так как в них
преобладают ионные типы связей (Фролова, 2015).
Выяснилось, что дисперсные грунты из «грунтовой жилы» (ИТ-1Ж, ИТ-2Ж,
ИТ-3Ж) крайне неоднородны (рис. 4.2). Коэффициент неоднородности Kн для
19
данных образцов 426; 325; 142 соответственно (глинистый грунт считается
неоднородным при Kн>5) (Грунтоведение, 2005). Прослеживается закономерное
Суммарное содержание фракции, %
уменьшение неоднородности грунта с увеличением глубины залегания.
100
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
0.001
0.01
0.1
1
10
Размеры частиц, мм
ИТ-1Ж
ИТ-2Ж
ИТ-3Ж
ИТ-2М
Рис. 4.2. Интегральные кривые гранулометрического состава исследуемых образцов по данным
ситового и пипеточного анализов.
По полученным данным, содержание частиц природной дисперсности
уменьшается с глубиной, что, вероятно, связано с общим уменьшением количества
мелкоземистого заполнителя и менее активным динамическим воздействием
атмосферных осадков, которые имеют наибольшую активность в непосредственно
приповерхностной части массива. В данной части грунтовой толщи атмосферные
воды служат своеобразным катализатором для связи (цементации) первичных
частиц в агрегаты. Подобное распределение наблюдалось также в исследованиях
Минервина (1982). При промерзании и протаивании около 30% меловой породы
(фракция 0,25-0,1 мм) разрушилось до размерности глинистых частиц менее 0,005
мм (рис. 4.3).
20
Рис. 4.3. Результаты моделирования формирования крупнопылеватой лессовой фракции в
различных условиях (Минервин, 1982).
Благодаря высокому содержанию
кальцита в исследуемых грунтах,
характерны высокие значения карбонатности — общего содержания карбонатов в
грунте (табл. 4.2).
Табл. 4.2. Карбонатность исследуемых грунтов (по методике И.Ф. Голубева)
Образец
ИТ-1Ж
ИТ-2Ж
ИТ-3Ж
ИТ-4Ж
ИТ-1Л
ИТ-2Л
ИТ-3ПР
Н-1К (из
карьера)
Глубина отбора Содержание
образца, м
карбонатов, % Образец
0,2
63,0
ИТ-1В
0,4
66,0
ИТ-2В
0,7
67,2
ИТ-3В
0,9
71,4
ИТ-4В
0,2
75,6
ИТ-5В
0,4
70,7
ИТ-6В
1,2
77,0
ИТ-7В
ИТ-1М
80,0
ИТ-2М
Глубина отбора Содержание
образца, м
карбонатов, %
0,2
64,4
0,2
71,4
0,2
63,4
0,2
59,2
0,2
58,8
0,2
60,2
0,2
53,2
0,2-0,4
65,1
0,4-0,6
63,4
При анализе полученных экспериментальных данных, прослеживается
изменение содержания карбонатов (кальцита) в составе грунтов с глубиной. Это
происходит из-за изменения степени выветрелости образцов. Так, с увеличением
глубины залегания, карбонатность исследуемых грунтов увеличивается (см. табл.
4.2), что связано с вымыванием карбонатов из верхних грунтовых горизонтов. Также
очевидно преобладание кальцита в более сохранных «меловых блоках», по
сравнению с образцами, отобранными в «грунтовой жиле». Так, пробы ИТ-2Ж и ИТ21
2Л, отобранные с одинаковой глубины (0,4 м), в «грунтовой жиле» и «блоке»
соответственно имеют соответствующие значения карбонатности 66,0% и 70,7%.
Генезис писчего мела обусловливает его высокую карбонатность, так как
данная порода главным образом состоит из фораминифер и остатков одноклеточных
известковых водорослей (рис. 4.4). Для мела характерно содержание до 98%
карбоната кальция (CaCO3) и незначительных примесей глинистых минералов:
кварца и магнезиального карбоната. Гранулометрический состав мела сравнительно
однороден, 80-85% составляют частицы пылеватой фракции (0,05-0,005 мм) с
практически
полным
отсутствием
глинистых
частиц
и
незначительным
содержанием песчаной фракции.
Рис. 4.4. Микростроение мела, образец Н-1К (фото М.С. Чернова).
При изучении строения образцов при помощи электронной микроскопии
было обнаружено образование вторичных карбонатов на сосудистых растениях. Они
возникают из-за миграции воды, которая разрушает стенки карбонатных трещин и в
виде жидкого раствора мела оседает на корнях растений (рис 4.5).
22
Рис. 4.5. Образование вторичных карбонатов на сосудистых растениях (фото автора).
Для определения особенностей состава, строения и свойств грунтов были
отобраны образцы монолитов с различных глубин, на поверхности каждые 40 см от
центра «мелового полигона» и один образец из карьера (рис. 4.6-4.7). Проводилось
описание проб исследуемых грунтов и был составлен каталог образцов (приложение
1).
Рис. 4.6. Схема отбора образцов ИТ-1В – ИТ-7В (на нижней шкале указано расстояние от центра
«мелового полигона»).
Рис. 4.7. Схема отбора образцов ИТ-1М, ИТ-2М.
Для исследуемых дисперсных грунтов была проведена серия испытаний на
определение плотности твердых частиц ρs (табл. 4.3).
23
Табл. 4.2. Плотность твердых частиц исследуемых грунтов
Образец
Глубина отбора, м
ИТ-1Ж
ИТ-2Ж
ИТ-3Ж
ИТ-4Ж
ИТ-1Л
ИТ-2Л
ИТ-1М
ИТ-2М
ИТ-1В
ИТ-2В
ИТ-3В
ИТ-4В
ИТ-5В
ИТ-6В
ИТ-7В
ИТ-3ПР
Н-1К
0,2
0,4
0,7
0,9
0,2
0,4
0,2-0,4
0,4-0,6
0,2
0,2
0,2
0,2
0,2
0,2
0,2
1,2
-
Плотность твердых
частиц ρs, г/см3
2,72
2,76
2,78
2,81
2,77
2,85
2,73
2,76
2,68
2,77
2,79
2,79
2,65
2,79
2,78
2,77
2,81
Плотность твердых частиц закономерно увеличивается с глубиной и в
образцах из «меловых блоков» значительно больше аналогичных по глубине отбора
образцов из «грунтовой жилы», это связано с меньшим разрушением пород по
глубине разреза. Значение плотности твердых частиц достигает максимума в
наименее разрушенной части грунтовой толщи (образец мела Н-1К) — обнажения
полускальных грунтов в карьере. Интересно, что плотность твердых частиц
исследуемых грунтов преимущественно лежит в интервале, превышающим
характерные значения плотности твердых частиц для мела (2,63-2,73 г/см3), однако,
хорошо соотносится с характерными значениями плотности твердых частиц
известняков, лежащих в интервале от 2,41 до 2,98 г/см3 (Грунтоведение, 2005).
Процентное содержание кальцита (CaCO3) по массе, в исследованных
образцах значительно преобладает над другими минералами (табл. 4.4, приложение
2). На состав подземных вод криолитозоны влияет множество криогенных
процессов, один из них — величина отношения Са2+/Mg2+. Соотношение
компонентов в процессе криогенной метаморфизации изменяется, что ведет к
направленному преобразованию состава пресных вод от гидрокарбонатных
кальциевых к гидрокарбонатным магниевым и затем к гидрокарбонатным
24
натриевым. При положительной температуре состав вод преобразуется до
хлоридного магниевого, а при отрицательной — до хлоридного кальциевого.
(Алексеев, 2000).
Табл. 4.4. Минеральный состав некоторых проб исследуемых грунтов (масс. %)
Образец
ИТ-1М
ИТ-2М
ИТ-1Ж
ИТ-4Ж
Минерал
Иллит
6,5
8,5
8,3
7,3
Кварц
Плагиоклаз (Альбит)
Кальцит
4,6
0,3
88,6
3,1
0,7
87,7
4,3
1,3
86,1
3,1
0,5
89,2
Влажностные характеристики без преувеличения являются важнейшими
показателями состава (весовая влажность как количественная оценка содержания
жидкого компонента) и свойств грунтов. Так, для исследуемых грунтов были
проведены комплексные испытания по определению различных показателей
влажности (табл. 4.5).
Табл. 4.5. Влажностные характеристики исследуемых грунтов
№
образца
ИТ-1М
ИТ-2М
ИТ-1Ж
ИТ-2Ж
ИТ-3Ж
ИТ-4Ж
ИТ-1Л
ИТ-2Л
ИТ-1В
ИТ-2В
ИТ-3В
ИТ-4В
ИТ-5В
ИТ-6В
ИТ-7В
ИТ-3ПР
Н-1К
Глубина
залегания
образа, м
0,2-0,4
0,4-0,6
0,2
0,4
0,7
0,9
0,2
0,4
0,2
0,2
0,2
0,2
0,2
0,2
0,2
1,2
-
Влажность, %
Wг
Wе
Wммв
Wр
WL
IP
1,2
1,2
1,8
0,9
0,8
0,9
3,0
1,0
1,0
0,7
1,4
1,5
1,7
1,6
1,9
0,1
0,2
16
23
18
20
20
-
21
22
23
23
22
17
21
25
-
27
30
36
32
27
31
34
39
-
38
41
45
41
37
38
43
49
-
11
11
9
9
10
7
9
10
-
Примечания: Wг – гигроскопическая влажность; Wе – естественная влажность; Wммв -максимальная
молекулярная влагоёмкость; Wр – влажность нижнего предела пластичности; WL – влажность
верхнего предела пластичности; IP – число пластичности.
25
Гигроскопическая влажность незначительна, составляет от долей до 3%
(единичный случай) и отражает невысокое содержание глинистых минералов — до
7-8%. Естественная влажность варьирует в пределах 16-23%, что близко или
немного ниже максимальной молекулярной влагоемкости. Для части образцов
(дисперсной массы или заполнителя) были определены показатели пластичности.
Влажность нижнего предела пластичности колеблется в пределах 27-39%
(уменьшаясь с глубиной). Влажность верхнего предела пластичности в свою
колеблется от 37 до 49%. Число пластичности составляет 9-11%, поэтому
заполнитель (или основную дисперсную массу грунта) можно классифицировать по
ГОСТ 25100-2011 как суглинок легкий.
Испытания образцов Н-1К и ИТ-3ПР на прочность при одноосном сжатии и
разрыве показали, что даже наиболее сохранные (монолитные) породы из нижних
частей
«меловых
блоков»
обладают
крайне
низкими
прочностными
характеристиками (прочность образца Н-1К на одноосное сжатие – 0,16 МПа <<5
МПа; прочность образца ИТ-3ПР на разрыв — 0,09 Мпа) и могут быть отнесены к
группе полускальных грунтов очень низкой прочности (по ГОСТ 25100-2011). Есть
основание полагать, что такие грунты будут размягчаемы и не морозостойки.
Также стоит отметить, что с увеличением влажности, механические
прочностные свойства мела значительно снижаются (у водонасыщенных образцов
прочность на одноосное сжатие в два-три раза ниже, чем у воздушно-сухих)
(Грунтоведение, 2005). Мел имеет крайне низкую морозостойкость из-за слабой
сцементированности породы, преимущественно ионных связей и большой
влагоемкости, что отчасти и является причиной образования специфического
полигонального строения грунтового массива в районе с. Новопавловка.
Типичные
значения
некоторых
теплофизических
характеристик
исследуемых грунтов были получены из литературы (Грунтоведение, 2005).
Очевидна разница в значениях теплофизических характеристик грунтов, слагающих
полигональные формы рельефа. Для глинистых известняков (мела), слагающих
более сохранные «блоки» характерны значения коэффициента теплопроводности –
0,8-4,1 Вт/м*К (соответственно для грунта в талом состоянии и в мерзлом). Для
грунтов, относящихся к «жиле», значения коэффициента теплопроводности – 0,7826
1,09 Вт/м*К (нижний предел характерен для грунта в талом состоянии, верхний – в
мерзлом). Поэтому в «блоках» скорость промерзания должна быть выше, чем
«грунтовых жилах», следовательно, содержащаяся в них вода при замерзании
оказывает давление на соседние, более дисперсные и увлажненные участки,
разрушая и «выжимая» дисперсный материал, формируя криотурбации.
Для определения степени пучинистости меловых пород был проведен
эксперимент. Он предполагал исследование различий в пучении грунтов в
зависимости от влажности. Поэтому 4 стакана содержали по 150 г измельченного в
муку мела, 4 стакана были с торфом, в каждом стакане по 150 г и 4 стакана со
смешанным составом по 100 г мела и 100 г торфа (рис. 4.8). Каждый из 4 стаканов
различного содержания был с разным количеством воды: 0%, 10%, 30% и 50%
соответственно.
Рис. 4.8. Стаканы с разным составом. Слева 4 стакана содержат мел, посередине 4 – мел и
торф в соотношении 50/50, справа 4 - торф (фото автора).
После предварительной подготовки стаканы были помещены в морозильную
камеру с температурой воздуха -6° и влажностью около 30%. Образцы находились в
морозильной камере 15 часов, и после полного замерзания воды образцы достали
для описания и сравнения результатов (рис. 4.9).
27
Рис. 4.9. Замерзшие стаканы с грунтом различной влажности (фото автора).
Установлено, что грунты с нулевой влажностью не вспучились, они просто
стали морозными (холодными). Поверхность грунтов с 10%-ной влажностью
понизилась по отношению к начальному уровню примерно на 2 мм, так как
произошла осадка за счет пор, содержащихся в грунте и из-за испарения воды.
Грунты с 30%-ной влажностью замерзли, но пучения не наблюдалось. С грунтами
50%-ной влажности несколько другая ситуация. В стакане с чистой «мукой» из мела
произошло пучение по окружности, затем, в силу испарения воды и усадки через 72
часа, мел осел. В стакане со смешанным составом (мел и торф) пучения не
обнаружилось, грунт замерз без каких-либо видимых изменений. В стакане с торфом
вода стекла ко дну из-за рыхлого состояния по порам и замерзла виде линзы
размером около 3 см, однако ни шлиров, ни какой-либо криогенной текстуры в торфе
не наблюдалось.
Рис. 4.10. Распил (слева) и разрез (справа) образца мела 50%-ной влажности (фото автора).
На рисунке 4.10 (справа) видно, что в разрезе образца мела 50%-ной
влажности с 0 до 3 см — формировалась рыхлая комковатая сухая порода, до 4,5-5
28
мм порода становится плотной и содержит лед-цемент, с верхней части образца вода
замерзла и частично испарилась (на 2-5 мм). Верхняя граница образца имеет
неровную форму (вспучен по краям и понижен в середине).
Рис. 4.11. Распиленный образец мела и торфа в соотношении 50/50 с 50%-ной влажностью (фото
автора).
В замерзшем образце смешанного торфа и мела (рис. 4.11) вода спустилась и
сконцентрировалась
внизу у дна
и
замерзла,
образовав
порфировидную
криотекстуру. Наблюдаем неупорядоченные линзы льда диаметром 1-2 см, через 1
см. Выше 4 см наблюдается неуплотненная порода с воздушными порами, частично
заполненными льдом. Текстура неравномерная, рыхлая, комковатая.
Рис. 4.12. Распиленный образец чистого торфа с 50%-ной влажностью (фото автора).
На рисунке 4.12 видны маленькие кристаллы и линзочки льда в пределах всего
разреза. Грунт остался рыхлым и не сцепленным силами льда, так как впитал в себя
влагу.
29
Исходя из результатов эксперимента, можно сделать выводы. От состава
пород и влажности зависит степень пучения грунта. Торф представляет собой сухую
морозную породу с большим количеством воздушных полостей. При влажности
50% он впитал в себя практически всю воду и остался рыхлым, отмечены лишь
небольшие замерзшие кристаллы льда по разрезу. Торф с влажностью 30%, 10% и
0% при замерзании повели себя одинаково. Торф остался рыхлым, а вся влага либо
впиталась, либо испарилась. Смесь мела с торфом в пропорции 50/50 с влажностью
50% при замерзании образовала порфировидную криотекстуру у дна стакана. Вода
сконцентрировалась внизу и замерзла. При промерзании мела с торфом влажностью
30%, 10% и 0% соответственно, вода либо испарилась, либо впиталась в смешанный
грунт, видимых изменений не обнаружено. Мел с влажностью 50% вспучился по
краям примерно на 8 мм, однако центр либо не подвергался пучению, либо
опустился на 5 мм за счет испарения воды. Мел с влажностью 30%, 10% и 0%
соответственно, при промерзании не образовал ни криогенных текстур, ни шлиров.
Вторая
часть
эксперимента
заключалась
в
испытании
на
пучение
измельченного мела, большего по массе. Было взято 500 г мела, 225 мл воды, что
составило 45% влажности.
Образец был помещен в железную нержавеющую
кружку, во избежание пучения по горизонтали (по бокам), сверху был установлен
пластиковый диск, который позволил создать условия равномерного поднятия
грунта при пучении. Для количественной характеристики пучения использовался и
прибор для измерения пучинистости (рис. 4.13).
Рис. 4.13. Установка прибора для измерения пучения «меловой муки» 45%-й влажности (фото
автора).
30
Принцип действия измерителя пучинистости грунта основан на изменении
сопротивления потенциометрического датчика перемещения в зависимости от
вертикальной деформации образца грунта при его промораживании.
Изначально прибор показывал значение 74,5, при температуре в камере -6°С и
влажности около 30%, на следующее утро через 20,5 часов, в 8 утра показание на
приборе было 82,5. То есть за 20,5 часов мел вспучился на 0,08 мм, так как прибор
имеет цену деления 0,01 мм. А в 9 утра прибор показывал уже 85, то есть за час
возросло значение еще на 2,5, значит, за 21,5 часов мел вспучился на 0,105 мм (рис.
4.14). Можно предположить, что поверхность меловой породы при полной
влагоемкости повысится на большую величину.
Рис. 4.14. График пучения мела.
Деформации пучения для различных грунтов разнообразны и зависят от
степени его влажности перед замерзанием, глубины промерзания, уровня грунтовых
вод, количества и размера пылеватых частиц в составе грунта. Таким образом, чем
влажность образцов выше, тем степень вспучивания больше.
Результаты лабораторных испытаний и экспериментов показали, что:
1) Гранулометрический состав меловых пород различен в «грунтовых жилах» и на
«меловых блоках». Более разрушенные породы расположены в «жилах», куда
они попали при заполнении клина. Вода, попадающая в трещины, растворяет и
разрушает обломки пород. Более плотные сохраненные породы находятся в
«меловых
блоках»,
где
активность
сезонных
процессов
активна
в
приповерхностном слое, с глубиной затухает.
31
2) Наблюдается нарушенное микростроение образцов в приповерхностной зоне, по
сравнению с наименее разрушенными полускальными образцами из нижних
частей «меловых блоков», обусловленное выветриванием с активным участием
криогенных процессов и процессами поверхностного растворения карбонатных
пород.
3) Плотность твердых частиц для образцов, отобранных с одинаковой глубины в
грунтовой «жиле» меньше, чем в «меловом блоке», что отражает изменения в
составе. В обоих случаях, плотность твердых частиц увеличивается с глубиной,
достигая
максимальных
значений
в
нижних,
наименее
затронутых
выветриванием и криогенными процессами частях «меловых блоков».
4) Меловые породы проявляют пластичность (число пластичности 9-11%),
следовательно, в период дождей и при таянии снега способны насыщаться водой,
что приводит к пластическим деформациям и течению.
5) Прослеживается прямая связь развития данного микрорельефа с разницей
теплофизических свойств «блоков» и «грунтовых жил». Так, из-за больших
величин теплопроводности в «блоках» скорость промерзания выше, чем
«грунтовых жилах», следовательно, содержащаяся в них вода при замерзании
оказывает давление на соседние, более дисперсные и увлажненные участки,
разрушая и «выжимая» дисперсный материал, формируя криотурбации.
6) Меловые породы характеризуются пучинистостью, сезонное промерзание
полигонов приводит к льдовыделению и пучению центров «меловых
полигонов», а также излитию жидкого материала на поверхность.
5. Формирование «меловых полигонов» степной зоны Волжско-Уральского
региона
Изучаемые «меловые полигоны» расположены в Оренбургской области,
недалеко
от
поселка
Новопавловка
в
Акбулакском
районе.
Территория
исследований относится к слабопологому склону р. Акмол, имея абсолютную
высоту около 185 м над уровнем моря, координаты: 51° 8'1.12"С, 55°43'43.70"В (рис.
5.1). В настоящее время использование космических снимков позволяет расширить
знания и подробно изучить реликтовую мерзлотную морфоскульптуру в различных
регионах Земли. На спутниковых снимках криогенный микрорельеф Оренбургской
32
области имеет отличительные особенности: хорошо дешифрируемые пятнистый или
многоугольный рисунок и сети полигонов.
Рис. 5.1. Вид «меловых полигонов» на космическом снимке. Красной точкой показано место
заложения траншеи (Google Earth).
«Меловые полигоны» и породы сформировались и продолжают развиваться в
континентальных
климатических
условиях, описанных выше,
с
глубоким
промерзанием почвы (до 140 см), степная растительность на суглинистом материале
подчеркнута меловым элювием и твердым маастрихским мелом.
Полигоны в Оренбургской области образуют отдельные участки площадью 510 га, как правило, имеют четкие границы и округлую форму. Они обнаружены в
районе поселков Покровка, Новопавловка, Итчашкан, Межгорный Акбулакского
района и Троицк Соль-Илецкого района (Дерюшева и др., 2020). В этих районах
отложения мела залегают близко к поверхности, и он добывается в многочисленных
карьерах по сей день. Полигоны представляют собой чередование вытянутых
понижений, занятых степной растительностью, и пятен белой меловой породы,
образующие в плане строго упорядоченную полигональную сеть (рис. 5.2).
Центральная часть представляет собой пятно, состоящее из меловой «муки» с
высыпками более крупных отдельностей мела, часто возвышающихся на 20-30 см
над плоской поверхностью полигона. Повышенная часть полигона разбита мелкими
трещинами, занятыми растительностью. Характерной особенностью верхнемеловых
отложений является развитие элювиального слоя в их верхних горизонтах,
33
представляющего собой дресву, включающую обломки мела, окаменевшие остатки
морских организмов и тонкодисперсные частицы меловой «муки». Мощность
горизонта не выдержана и колеблется от нескольких сантиметров до нескольких
метров (Михно, 1992).
Рис. 5.2. Общий вид на полигоны (фото И.В. Ковды).
Подобные образования в основном характерны для областей, где в прошлом,
вследствие локальной или региональной деградации вечной мерзлоты, произошло
вытаивание ледяных жил. Так, широкое распространение псевдоморфоз по ледяным
жилам фиксируются за пределами криолитозоны в Оренбуржье, Польше, Украине,
Монголии, Китае, Аляске, Канаде и др. (Попов, 1965). Отмечается геометрическая
правильность пятен меловой породы, схожей по величине, равноудаленность друг
от друга и регулярное линейное распространение.
Наблюдаемые «меловые полигоны» — белесые повышенные участки
микрорельефа, в центре сложенные крупнообломочными развалами и мелкими
частицами меловых пород изометричной формы (похожи на пятна-медальоны в зоне
тундры), с диаметром до 3 м, окруженные пологими понижениями, заросшими
травянистой степной растительностью (рис. 5.3). На фото хорошо видно, что в
центре белесых «пятен» наблюдаются радиальные следы уже вторичного,
современного морозобойного растрескивания или трещин усыхания. Свежие
бугорки возвышаются над поверхностью на 10-15 см, что свидетельствует о
сезонности процессов промерзания-протаивания в настоящее время.
34
Рис. 5.3. Меловое «пятно» (фото И.В. Ковды).
В понижениях вскрываются клиновидные структуры глубиной 1,5-2,0 м, а
поверхности «меловых пятен» сложены меловой «мукой» и щебнем достаточно
крепкого мела. Породы в грунтовых клиньях сильно разрушены и богаты
органическим веществом. Аналогичные формы в условиях сплошной мерзлоты —
результат
криогенного
растрескивания,
а
разрушенные
породы
являются
продуктами криогенеза.
Рис. 5.4. Морфологическое строение передней стенки понижения между «меловыми полигонами»
(фото А.Г. Рябухи).
Вскрытая в траншее (рис. 5.4) почвенная толща характеризуется сочетанием
материала трех типов: относительно темноцветные гумусовые горизонты, палевая и
белая толщи, представляющие собой элювий мела различной плотности и структуры
(Ковда и др., 2018).
На передней стенке траншеи вертикальная последовательность горизонтов
почти повсеместно нарушена и почвы трех вышеназванных толщ перемешаны и
находятся в мозаичном строении. Границы горизонтов меняются от ровных в
темноцветной толще западины до неровных и прерывистых в палевой массе на
35
макросклоне и микроповышении, образуя фрагментарное строение почвенного
разреза.
В пределах почвенной толщи встречаются различные криогенные признаки,
сформированные в условиях резкоконтинентального климата, незначительного
снежного покрова и глубокого сезонного промерзания почв. Однако образование
некоторых криогенных признаков, скорее всего, не связано с современным
климатом и природными условиями. Крупные изгибы и складки, вскрытые в
траншее и напоминающие интрузии, аналогичны криотурбациям, которые могли
образоваться в более суровых климатических в условиях распространения вечной
мерзлоты (Рябуха и др., 2020). Данные криогенные признаки сформировались, по
всей видимости, в поздненеоплестоценовое время.
Наиболее активно разрушаются меловые породы, превращаясь в «меловую
муку», на возвышенных участках полигонов, где зимой сильными ветрами сдувается
снежный покров, отсутствует растительность и идет более интенсивное и глубокое
сезонное промерзание. Зимой в тонкодисперсных отложениях наблюдается
льдовыделение и пучение. Криотекстура в «меловой муке» явно выражена и
трансформируется с глубиной от тонкошлировой — с толщиной шлиров 1-2 мм (рис.
5.5) — до крупношлировой (>10 мм). В породах, заполняющих микропонижения,
криотекстура массивная.
Рис. 5.5. Шлиры льда в меловой породе (фото А.Г. Рябухи).
Исследование микрорельефа и меловых пород Оренбургской области
показало схожесть изученных объектов с микрорельефом и почвами регионов в
36
условиях многолетней мерзлоты. Так как вечная мерзлота в Оренбургской
области на данный момент отсутствует, то можно сказать, что данный
микрорельеф — разновидность реликтового криогенного микрорельефа.
Современное функционирование «меловых полигонов», включая интрузии
и излитие жидкого мела на поверхность подобно тому, как это происходит при
пятнообразовании в тундровых криоземах севера Якутии (Губин и др., 2017).
Грунтовая влага способствует увлажнению мелового материала, его переходу в
тиксотропное состояние и при промерзании к излитию на поверхность.
Выводы
Палеогеографические условия, существовавшие в Волжско-Уральском регионе
в
конце
неоплейстоцена
определяли
широкое
распространение
многолетнемерзлых пород, развитие криогенных процессов, в т.ч. морозобойное
растрескивание и пучение, формирование полигонально-жильных льдов и
изначально-грунтовых жил и криогенного полигонального рельефа.
Установлены
следы
реликтовой мерзлоты в
современном
рельефе
и
четвертичных отложениях степных ландшафтов Волжско-Уральского региона.
Они проявляются в существовании «меловых полигонов» диаметром до 3 м,
разделенных
межполигональными
понижениями
1-2
м,
сложенными
раздробленными оторфованными породами, которые заполнили полости после
вытаивания ледяных жил в прошлом.
В настощее время межполигональные понижения заняты грунтовыми клиньями
и криотурбациями в верхних частях разрезов, в разной степени разрушенными
меловыми породами в зависимости от глубины от поверхности.
Лабораторные испытания образцов пород с поверхности полигонов и в
межполигональных понижениях установили, что «меловые полигоны» сложены
карбонатными породами (известняками) с включениями органики, которая
является центром осаждения вторичных растворенных карбонатов.
Центры полигонов испытывают увеличение объема (пучение) при замерзании и
миграции воды к фронту промерзания.
37
В «меловых блоках» сохранены более плотные и твердые породы. С глубиной
число трещин в породе сокращается, и они становятся более монолитными, что
связано с глубиной промерзания в прошлом.
Современные низкие зимние температуры и малоснежные зимы способствуют
глубокому промерзанию меловых отложений, а сезонные криогенные процессы
(пучение, морозобойное растрескивание и др.) оказывают влияние на
преобразование состава поверхностных отложений и форму поверхности
«меловых полигонов». В результате морозного дробления меловой породы
центре «меловых полигонов» формируется пятно, сложенное «меловой мукой»,
по периферии окруженное более крупными обломками — продуктами морозной
сортировки. Влага, находящаяся в «меловой муке», зимой замерзает, происходит
льдовыделение и пучение. «Меловые бугорки» возвышаются над поверхностью
полигона на 20-50 см. Возвышаясь над остальной поверхностью полигона, эти
участки являются дополнительной причиной охлаждения и притяжения влаги,
своеобразным «миграционным бугром пучения». Такие формы широко
распространены в районах криолитозоны и глубокого сезонного промерзания.
Весной лед оттаивает, бугорок оседает и высыхает, его разбивают трещины
усыхания. На данный момент не ясна роль усыхания в предзимнее время. Это
требует дополнительных экспериментальных исследований. На хорошо
дренированных сухих участках льдовыделения не происходит, и «меловые
пятна» имеют плоскую форму.
Современный рельеф в районе распространения «меловых полигонов» результат
как палеокриогенных процессов, так и современных сезонных.
Лабораторный эксперимент подтвердил участие реликтовых криогенных
процессов (морозобойное растрескивание, пучение) в формировании полигонов
и роль современных процессов в формировании пятен.
Заключение
Ландшафты «меловых полигонов» уникальны, так как они являются
свидетелями вечной мерзлоты в районе Подуралья в прошлом, их формирование
связано
с
криоаридными
условиями
поздненеоплейстоцена.
Современные
криогенные процессы частично изменяют облик поверхности в центральных частях
38
полигонов. Свежий микрорельеф «меловых пятен», меловая «мука» и следы
морозной сортировки на поверхности, сезонное льдовыделение и пучение в
центральных частях «меловых пятен» в условиях высокой предзимней влажности
пород — это тот комплекс признаков, по которым можно судить о современных
криогенных процессах.
Список литературы
1) Алексеев С.В. Криогенез подземных вод и горных пород (на примере
Далдыно-Алакитского района Западной Якутии). Новосибирск: Изд-во СО
РАН, НИЦ ОИГГМ, 2000, 54-55.
2) Аубекеров Б.Ж. Криогенные структуры и плейстоцен криолитозоны. Вестник
Академии Наук СССР, Географическая Серия 4. 1990. С. 102–110.
3) Аубекеров Б.Ж., Горбунов А.П.: четвертичная вечная мерзлота и горное
оледенение в Казахстане. Вечная мерзлота и перигляциальные процессы 10.
1999. С. 65–80.
4) Бутаков Г.П. Плейстоценовый перигляциал Русской равнины. Казань: Изд-во
Казанского ун-та, 1986. 144 с.
5) Васильев Ю.М. Отложения перигляциальной зоны Восточной Европы. М.:
Наука, 1980. 171 с.
6) Величко А.А. Природный процесс в плейстоцене: М. Наука. 1973, 256 с.
7) Величко А.А., Фаустова М.А. 2009: Развитие оледенения в позднем
плейстоцене. Оледенение и вечная мерзлота. 32–41. Издательство ГЕОС,
Москва.
8) Величко А.А., Марков К.К. Четвертичный период. Ледниковый период антропогеновый период. Том 3. Материки и океаны Москва, 1967, 440 с.
9) Географический атлас Оренбургской области. – М.: Изд-во «ДИК», 1999. – 96
с.
10) ГОСТ 25100-2011 Грунты. Классификация.
11) ГОСТ 5180-2015 Грунты. Методы лабораторного определения физических
характеристик.
39
12) Губин С.В., Лупачев А.В. Роль пятнообразования в формировании и развитии
криоземов Приморских низменностей севера Якутии // Почвоведение. 2017.
№ 11. С. 1283-1295.
13) Дерюшева П.А., Шушкевич К.Ю., Стрелецкая И.Д., Николаева С.К., Рябуха
А.Г., Поляков Д.Г. Меловые полигоны – уникальный природный объект
Оренбургской области. Материалы годичной сессии Научного совета РАН по
проблемам геоэкологии, инженерной геологии и гидрогеологии. Том. Выпуск
22, 2020. С. 222-227.
14) Иванов И.В., Васильев И.Б. Человек, природа и почвы Рын-песков ВолгоУральского междуречья в голоцене. М.: ИНТЕЛЛЕКТ, 1996. 264 с.
15) Касимов Н.С. 1971. Реликты вечной мерзлоты в северном Казахстане.
Вестник Московского Университета, Географическая серия № 5, с. 118-119.
16) Качурин С.П. Реликты вечной мерзлоты на юге Западно-Сибирской
низменности // Мерзлотоведение. Т. 2. Вып. 1. 1947. С. 23-30.
17) Климентьев А.И. Почвы степного Зауралья: ландшафтно-генетическая и
экологическая оценка. Екатеринбург: УрО РАН 2000. 436 с.
18) Ковда И.В., Рябуха А.Г., Поляков Д.Г. Криогенные процессы в почвах
меловых
ландшафтов
юга
Оренбургской
области.
2019.
(полевая
документация)
19) Ковда И.В., Рябуха А.Г., Поляков Д.Г. Роль криогенных процессов в
структуре почвенного покрова меловых ландшафтов Подуральского плато.
Современные проблемы изучения почвенных и земельных ресурсов. Сборник
докладов Третьей Всероссийской открытой конференции. Москва, 9 - 11
декабря 2019 г., – М.: Почвенный ин-т им. В. В. Докучаева, 2019. – С. 161-165.
20) Ковда И.В., Рябуха А.Г., Поляков Д.Г., Левыкин С.В., Петрищев В.П.,
Яковлев И.Г., Норейка С.Ю., Ряхов Р.В. Криогенные признаки в почвах
меловых полигонов Оренбургской области // Матер. Всерос. научн. конф. с
межд. участием посвященная 50-летию Института почвоведения и агрохимии
СО РАН «Почвы в биосфере». Новосибирск, 2018. С. 37-41.
21) Кучеренко, В.Д. Природные
условия
и факторы почвообразования
/В.Д.Кучеренко // Почвы Оренбургской области. - Челябинск, 1972. - С.5-13.
40
22) Левыкин С.В., Бехтеев К.Р., Плакорные ландшафты в системе природных
резерватов
степной
зоны
Заволжья
и
Южного
Урала»
//Вопросы
степеведения. - Оренбург, Институт степи УрО РАН ,1999г. – С.29-32.
23) Минервин А.В. Роль криогенных процессов в формировании лессовых пород
// Проблемы криолитологии. Вып. Х. М.: изд-во МГУ, 1982. С. 18-41.
24) Михно В.Б. Меловые ландшафты Восточно-Европейской равнины. –
Воронеж: МП «Петровский сквер», 1992. 232 с.
25) Москвитин А.И. О следах мерзлоты и необходимости их распознавания. —
Ж. «Мерзлотоведение». М.: Изд-во АН СССР, 1947, т. 11, № 1.
26) Научно-прикладной справочник по климату СССР. Серия 3. Многолетние
данные. Части 1-6. Выпуск 12. Татарская АССР, Ульяновская, Куйбышевская,
Пензенская, Оренбургская, Саратовская области. - Редактор Л.В. Ковель. - Л.:
Гидрометеориздат, 1988. - 648 с.
27) Попов А.И. Полигонально-жильный лед в Большеземельской тундре //
Подземный лед. Выпуск I. М.: Изд-во МГУ. 1965. С. 160-166.
28) Романовский Н.Н. Влияние температурного режима горных пород на
морозобойное трещинообразование и развитие полигонально-жильных форм.
— В сб.: «Мерзлотные исследования», вып. X. Изд-во МГУ, 1970. С. 164.
29) Рябуха А.Г. Роль позднеплейстоценовых перигляциальных условий в
развитии
ландшафтов
Прикаспийской
низменности.
Бюллетень
Оренбургского научного центра УрО РАН. 2018. 3: 23 c.
30) Рябуха А.Г., Поляков Д.Г., Ковда И.В., Стрелецкая И.Д., Яковлев И.Г.,
Норейка С.Ю., Дерюшева П.А. Палеокриогенные полигональные структуры
степной зоны Оренбургской области // Матер. Всерос. конф. с межд. участием
«Марковские чтения 2020 года» – М.: Географический ф-т МГУ, 2020. С. 344348.
31) Спектор В.Б., Спектор В.В. Карстовые процессы и явления в мерзлых
карбонатных породах бассейна средней Лены // Наука и образование. – 2008.
– №4. – С. 53-59
32) Трофимов В.Т., Королев В.А. и др. Грунтоведение. М.: Изд-во МГУ, 2005. —
1024 с.
41
33) Трофимов В.Т., Королев В.А. Лабораторные работы по грунтоведению:
Учебное пособие – КДУ, Университетская книга, 2017. 654 с.
34) Федорович Б.А. Криогенные особенности в степях Евразии. Вопросы
стратиграфии и палеогеографии в четвертичном периоде (Антропогенез).
Бюллетень комиссии по изучению Четвертичного периода 19. 1962:70–100.
35) Фролова Ю.В. Скальные грунты и методы их лабораторного изучения – М.:
КДУ, 2015. 222 с.
36) Чибилев А.А. Лик степи. Л., Гидрометеоиздат, 1990 г. – 198 с.
37) Чибилев
А.А.
Природа
Оренбургской
области.
Часть
1.
Физико-
географический и историко-географический очерк. Оренбург: Оренбургский
филиал Русского географического общества, 1995. 128 с.
38) Чибилев А.А., Павлейчик В.М., Ахметов Р.Ш., Вельмовский П.В., Чибилёв
А.А. (мл.), Герасименко Т.И., Петрищев В.П., Семёнов Е.А., Соколов А.А.
Атлас Оренбургской области для школьников. – М: Изд-во «Просвещение»,
2003. – 32 с.
39) Чибилев А.А. Природное наследие Оренбургской области. Оренбург:
Оренбургское книжное издательство, 1996. 384 с.
40) Vandenberghe, J., French, H. M., Gorbunov, A., Marchenko, S., Velichko, A. A.,
Jin, H., Cui, Z., Zhang, T. & Wan, X.: The Last Permafrost Maximum (LPM) map
of the Northern Hemisphere: permafrost extent and mean annual air temperatures,
2014, 25–17 ka BP. Boreas 10.1111/bor.12070. ISSN 0300-9483.
41) https://hge.spbu.ru/mapgis/subekt/orenburg/orenburg.html Геологическая карта
Оренбургской области. Масштаб 1:2 500 000 (дата обращения 03.03.2021).
42) www.pogodaiklimat.ru Справочно-информационный
портал
«Погода
и
климат» (дата обращения 10.03.2021)
43) http://mo-ak.orb.ru Муниципальное образование Оренбургской области.
Акбулакский район (дата обращения 10.04.2021).
44) https://redbook56.orenlib.ru/ Красная книга Оренбургской области (дата
обращения 12.04.2021).
42
Приложение 1
Журнал образцов
Образец ИТ-1Л. Место отбора – блок выветрелого мела слева от грунтовой жилы.
Глубина отбора – 0,2 м; несвязный (дисперсный) карбонатный грунт тёмно-бежевого
цвета
с
преобладанием
обломочного
материала
размером
0,5-0,1
см
и
мелкоземистым заполнителем, большое количество корней травянистых растений.
Образец ИТ-2Л. Место отбора – блок выветрелого мела слева от грунтовой жилы.
Глубина отбора – 0,4 м; несвязный (дисперсный) карбонатный грунт сероватобежевого цвета с преобладанием обломочного материала размером до 1,5 см и
мелкоземистым заполнителем.
Образец ИТ-3Л. Место отбора – блок выветрелого мела слева от грунтовой жилы.
Глубина отбора – 0,9 м; несвязный (дисперсный) карбонатный грунт молочного
цвета, сложенный обломками размером до 4 см с мелкоземистым заполнителем.
Образец ИТ-1Ж. Место отбора – грунтовая жила. Глубина отбора – 0,2 м;
мелкоземистая масса с мелкой дресвой, несвязный грунт темно-серого цвета; размер
обломков до 1 см, с большим количеством корней травянистых растений.
Образец ИТ-2Ж. Место отбора – грунтовая жила. Глубина отбора – 0,4 м;
мелкоземистая масса палево-серого цвета с обломками до 2 см; с включениями
органического материала (корни травянистых растений).
Образец ИТ-3Ж. Место отбора – грунтовая жила. Глубина отбора – 0,7 м;
мелкоземистая масса, несвязная, палево-серого цвета; с обломками до 1 см.
Образец ИТ-4Ж. Место отбора – грунтовая жила. Глубина отбора – 0,9 м;
крупнодресвный несвязный грунт светловато-серого цвета; размер обломков до 2
см; присутствует мелкоземистый заполнитель и включения щебнистой размерности.
Образец ИТ-1ПР. Место отбора – блок справа от грунтовой жилы. Глубина отбора –
0-0,1 м; несвязный грунт темно-бежевого цвета, с включениями обломков размером
до 6 см и мелкоземистым заполнителем; присутствует органика (корни травянистых
растений).
1
Образец ИТ-2ПР. Место отбора – блок справа от грунтовой жилы. Глубина отбора –
0,5-0,6 м; несвязный крупнообломочный грунт серовато-бежевого цвета; размер
включений до 2 см, с мелкоземистым заполнителем.
Образец ИТ-3ПР. Место отбора – блок справа от грунтовой жилы. Глубина отбора
– 1,2-1,3 м; крупнообломочный щебнистый грунт серовато-белого цвета,
преобладают крупные обломки размером 4-6 см, плитчатые отдельности толщиной
3-4 см.
Образец Н-1К. Отобран из наименее выветрелого участка (стенка карьера).
Полускальная
однородная
скрытозернистой
меловая
структурой,
порода
массивной
светло-бежевого
текстурой,
цвета,
со
макропористость
не
наблюдается.
Образец
ИТ-1М.
Дисперсный
грунт
темно-серого
цвета;
преобладает
мелкоземистый заполнитель, малое число обломков, глубина отбора 0,2-0,4 м.
Образец ИТ-2М. Дресвяный грунт мышино-серого цвета; с мелкоземистым
заполнителем, глубина отбора 0,4-0,6 м.
Образец ИТ-1В. Место отбора: центр «мелового полигона», глубина отбора 0,2 м.
Образец ИТ-2В. Место отбора: 0,4 м от центра «мелового полигона», глубина 0,2 м.
Образец ИТ-3В. Место отбора: 0,8 м от центра «мелового полигона», глубина 0,2 м.
Образец ИТ-4В. Место отбора: 1,2 м от центра «мелового полигона», глубина 0,2 м.
Образец ИТ-5В. Место отбора: 1,6 м от центра «мелового полигона», глубина 0,2 м.
Образец ИТ-6В. Место отбора: 2,0 м от центра «мелового полигона», глубина 0,2 м.
Образец ИТ-7В. Место отбора: 2,4 м от центра «мелового полигона», глубина 0,2 м.
2
5.0
10
20
30
40
50
d=1.4399
d=1.4726
50
d=1.5415
d=1.5245
d=1.5092
d=1.6253
d=1.6035
d=1.5863
d=1.6715
40
d=1.8179
d=1.9263 d=1.9118
d=1.8747
d=1.9812
d=2.0934
d=2.2829
30
d=2.1280
d=2.4557
20
d=2.5630
25.0
d=3.0334
d=1.4399
d=1.4725
d=1.5245
d=1.5075
d=1.6253
d=1.6035
d=1.5863
d=1.8179
d=1.9263d=1.9111
d=1.8747
d=2.0933
d=2.2829
d=2.4939
d=2.8413
d=3.3412
Intensity(Counts)
d=3.0334
30.0
d=2.8413
d=2.4939
d=3.3431
d=3.1907
10
d=3.8506
d=4.4756
d=4.2513
d=9.9526
5.0
d=3.8505
d=4.4538
d=4.2548
d=9.9638
Intensity(Counts)
Приложение 2
Рентгеновские дифракционные картины
Образец ИТ-1М
25.0
20.0
15.0
10.0
x10^3
Tw o-Theta (deg)
60
Образец ИТ-2М
20.0
15.0
10.0
x10^3
Tw o-Theta (deg)
60
3
10
5.0
20
30
40
d=2.0933
d=2.2828
d=2.4926
50
d=1.4384
d=1.4721
50
d=1.5415
d=1.5244
d=1.5087
40
d=1.6252
d=1.6030
d=1.5849
d=1.8740
30
d=1.9256 d=1.9110
d=2.4569
20
d=2.0933
d=2.2828
d=1.4395
d=1.4725
d=1.5416
d=1.5245
d=1.5087
d=1.6248
d=1.6035
d=1.5858
d=1.6716
d=1.8179
d=1.8740
d=1.9263 d=1.9111
d=1.9804
d=2.1621
d=2.4563
d=2.3828
d=2.8412
d=2.4938
d=3.3433
d=3.1867
Intensity(Counts)
d=3.0334
25.0
d=2.8396
30.0
d=3.0333
10
d=3.3411
d=4.4626
d=4.2547
d=4.0268
d=3.8533
d=9.9537
5.0
d=3.8504
d=4.4623
d=4.2544
d=9.9741
Intensity(Counts)
Образец ИТ-1Ж
20.0
15.0
10.0
x10^3
Tw o-Theta (deg)
60
Образец ИТ-4Ж
25.0
20.0
15.0
10.0
x10^3
Tw o-Theta (deg)
60
4
Отзывы:
Авторизуйтесь, чтобы оставить отзыв