РАЗВИТИЕ УЧЕНИЯ О КРИОГЕНЕЗЕ ЛИТОСФЕРЫ ЗЕМЛИ

Поможем в ✍️ написании учебной работы

Имя

Поможем с курсовой, контрольной, дипломной, рефератом, отчетом по практике, научно-исследовательской и любой другой работой

Нажимая кнопку "Продолжить", я принимаю политику конфиденциальности

КРИОГЕНЕЗА ЛИТОСФЕРЫ

Рекомендовано Государственным комитетом Российской Федерации по высшему образованию в качестве учебного пособия для студентов высших учебных заведений, обучающихся по направлениям «Геология», «География», специальностям «География», «Гидрогеология и инженерная геология»

ИЗДАТЕЛЬСТВО

московского

УНИВЕРСИТЕТА 1993

ББК 26.222.8

Р 69 УДК 551.340

Рецензенты:

кафедра гидрогеологии Санкт-Петербургского горного института, доктор геолого-минералогических наук, профессор, действительный член РАЕН В. В. Баулин

Научный редактор кандидат геолого-минералогических
наук О. М. Лисицына ,

Р69 Романовский Н. Н. Основы криогенеза литосферы: Учебное пособие. — М.: Изд-во МГУ, 1993. — 336 с. ISBN 5—211—02379— X

В учебном пособии в соответствии с вузовской программой изложены современные представления о зональных, высотнопоясных и региональных закономерностях образования криолитозоны: мощности,, строения, температурном режиме, сезонном промерзании и протаива-нии пород. Современное состояние и эволюция криолитозоны рассматриваются как результат процессов, происходящих в верхней части литосферы под влиянием изменения климата, оледенений, регрессий и трансгрессий моря, изменения свойств пород.

Для студентов мерзлотоведов, гидрогеологов, инженеров-геологов.

~~1804080000(4309000000)-095~~ 077(02)-93

ISBN 5—211—02379—X © Издательство Московского

университета, 1993

ПРЕДИСЛОВИЕ

На верхние горизонты литосферы оказывают глубокое и разнообразное влияние процессы промерзания и протаи-вания, охлаждения и нагревания, объединяемые понятием криогенез. Они проявляются на обширных территориях севера Евразии и Северной Америки, в «оазисах» Антарктиды и в высоких горах умеренных и низких широт, а также на дне Арктического бассейна и под ледниковыми покровами. Законы проявления и эволюции криогенеза литосферы и его геологические последствия сложны, многообразны и находятся еще в процессе активного познания. Большой шаг в исследованиях в этой области сделай в последние десятилетия: были изучены законы формирования и особенности строения современной (суб-аэральной) криолитозоны континентов, начато изучение субгля-циальной и субмаринной (шельфовой) криолитозоны, установлены этапы ее эволюции в позднем кайнозое. В настоящей работе излагаются современные представления о закономерностях и геологических результатах криогенеза верхних горизонтов литосферы, в позднем кайнозое и в настоящее время в различных широтно-зональных, высотно-поясных и региональных условиях под воздействием динамики климата и различных геологических событий (оледенений-дегляциаций, трансгрессий и регрессий арктических морей и др.).

Книга написана в соответствии с программой курса «Основы криогенеза литосферы» для студентов специальности «Гидрогеология, инженерная геология и геокриология» геологического факультета МГУ. Это второй курс из цикла геокриологических дисциплин, который базируется на знаниях, полученных студентами при изучении курсов «Общая геокриология», а также «Общая геология», «Общая гидрогеология», «Грунтоведение» и др. Курс «Основы криогенеза литосферы» разработан автором и читается с 1989 г.

Настоящая работа предназначается для преподавателей университетов и для студентов, обучающихся по специальности «Гидрогеология и инженерная геология», а также для студентов геологоразведочных, нефтяных, горных, строительных и других вузов. Она будет полезна для специалистов в области нефтяной и газовой геологии, горняков, изыскателей и проектировщиков, географов различных направлений, а также для представителей всех специальностей, занимающихся экологи-

ей и охраной природной среды северных и восточных регионов России и Арктического бассейна.

Автор искренне благодарит научного редактора книги О. М. Лисицыну за большую помощь, а также 3. И. Баташову, М. И. Заболотскую и Н. В. Гордееву за оформление рукописи работы и неизменную товарищескую поддержку.

SUMMARY

The book deals with the influence of cryogenesis (a complex process of heating — cooling, freez ing— thawing and accompanying phenomena) on earth surface and upper horizons transformation for the late Cenozoic period, and for the present time. The book summarize the notions of geoc- ryological zonality, altitudinal zonality and "sec- torality" in formation of soil thermal regime, frozen strata and taliks distribution, season freezing and thawing, depending on geographical location of the territory and recent natural con ditions. The book also gives an analyses of zonal and regional regularities in periglacial processes and phenomena distribution as well as formation of cryogenic composition for different syngene- tic, epigenetic and taber soils and epigenetic fro zen rocks. The influence of geothermal, geostruc- tural, geomorphological and hydro geological con ditions, glaciation and deglaciation, Arctic seas transgressions and regressions on thickness, and composition of permafrost zone and its interaction with natural gas hydrates is analysed.

The book describes major peculiarities of pryoli-tozone of platforms, mountain areas and Arctic submarine cryolitezone in connection with Pleis tocene and Holocene paleogeography. The peculia rities of lithosphere cryogenesis are analysed mainly for Northern Eurasia and partly for North America.

The book is intended for students and professio nal Geocryologists, Engineering Geologists, Hyd- rogeologists, Geographers and Geoecologists as well as Geologists dealing with oil and gas, Mi ners, Construction Workers and those dealing wtih Northern and Eastern parts of Russia and Northern part of North America.

Глава I

ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О КРИОГЕНЕЗЕ

ЛИТОСФЕРЫ

1.1. ПОНЯТИЕ О КРИОГЕНЕЗЕ ЛИТОСФЕРЫ

Геокриология представляет собой научное направление геологии, рассматривающее процессы и результаты воздействия криогенеза на литосферу Земли. Криогенез — это комплекс процессов и явлений, происходящих в верхних горизонтах литосферы, как в сформировавшихся породах различного состава и возраста, так и в накапливающихся осадках, вызванных их промерзанием и протаиванием, охлаждением и нагреванием, изменением давления. Этот комплекс процессов включает в себя: фазовые превращения вода^лед^пар, (вода + + газ) =^гидраты газов=^ (газ + лед); образование и разрушение кристаллогидратов ролей; миграцию газов и флюидов, изменения их состава, свойств, строения, состояния и распределения в литосфере. Криогенез объединяет комплекс криогенных процессов (криогенные пучение и растрескивание, соли-флюкцию, термокарстовые просадки и др.), которые служат причиной формирования криогенных явлений (образований) и криогенного микрорельефа. В результате криогенеза в массивах .пород формируется и эволюционирует их криогенное строение, включая криотекстуру, криоструктуру и мономинеральные залежи льда. При этом происходят физические и химико-минеральные изменения самих пород, меняется термодинамическое состояние криогенной системы в целом и ее составляющих (мерзлых, охлажденных и морозных пород, криогенных явлений и др.).

Основной причиной криогенеза являются термодинамические изменения на поверхности Земли. Криогенез субаэраль-ных частей литосферы обусловлен главным образом динамикой теплообмена между атмосферой и литосферой, сопутствующими колебаниями температур на поверхности и в толще пород. Под ледниками меняются температура и давление; под водоемами (морями, озерами) — давление (глубина), соленость и температура воды. Все изменения, обусловливающие криогенез литосферы, имеют внешние причины. Таким образом, криогенез является сложным экзогенным геологическим процессом, который связан с циклами охлаждения—нагревания, промер-

зания—протаивания различной продолжительности: кратковременными, длящимися минуты и часы, сезонными и многолетними. Период последних изменяется от нескольких лет до нескольких сотен тысяч лет. Кратковременные (высокочастотные) колебания вызывают криогенез самых верхних слоев Земли мощностью в первые сантиметры. Эта разновидность криогенеза отличается высокой интенсивностью воздействия, но малой глубиной проникновения, как, например, криогенное выветривание в высокогорье умеренных и низких широт. Криогенез, связанный с многолетними колебаниями температур, захватывает литосферу на глубину от нескольких метров до 2— 3 тыс. м, вызывая образование и эволюцию мощных мерзлых толщ. Последние характерны для платформ в высоких широтах и высокогорья орогенных областей умеренных и высоких широт.

В последние десятилетия в «криогенез» стали включать криогенные (или субкриогенные) процессы, происходящие в положительном диапазоне температур при больших давлениях, Эти процессы представляют собой фазовые превращения (газ +вода) ^гидраты газа и сопровождаются выделением и поглощением энергии, изменением состояния и свойств пород, фиксацией, высвобождением газов и флюидов, изменением давления, минерализации подземных вод. Сфера распространения субкриогенных процессов — океаническое дно, арктический шельф, нефтегазоносные области с мощными мерзлыми толщами, сформировавшимися в плейстоцене. В этих областях образование гидратов подземных газов, их эволюция и взаимодействие с мерзлотой связаны с длиннопериодными колебаниями климата.

В географическом аспекте сфера проявления криогенеза весьма обширна. Она включает территории, занятые охлажденными породами под. океаном и мерзлыми — под ледниками, а также многолетнемерзлыми, сезонно- и кратковременно промерзающими породами на континентах. В настоящей работе рассматривается преимущественно многолетний криогенез литосферы, характерный для высоких широт и высокогорья континентов, для дна арктических морей и ложа ледников.

Многолетний криогенез литосферы и обусловленное им формирование многолетней криолитозоны, криогенных процессов и явлений в земной коре — явление геоисторическое, характерное для всех холодных этапов истории развития Земли (Ершов, 1990). Нами рассматриваются закономерности позднекайно-зойского этапа криогенеза, в процессе которого возникла, эволюционировала и сформировалась современная криолитозона Земли.

Процессы криогенеза в субаэральных условиях зависят от температурного режима верхних горизонтов горных пород, их состояния, сезонного промерзания и протаивания. Поэтому в работе (гл. II) рассмотрены основные зональные, высотно-по-

ясные, секториальные и региональные закономерности формирования перечисленных показателей и составляющих геокриологических условий в зависимости от комплекса природных условий (климата, состава отложений, рельефа и др.).

Криогенез объединяет криогенные процессы и явления, развитие которых определяет экзогенную динамику, многие черты строения верхних горизонтов пород и микрорельеф территории криолитозоны (гл. III). Одним из важнейших следствий крио-генеза является многолетнее промерзание горных пород и осадков, формирование их главных отличительных особенностей, таких, как криогенное строение, т. е. наличие подземных льдов и их распределение в массивах (гл. IV).

Результатом криогенеза литосферы является формирование криолитозоны, представляющей собой толщи пород, находящихся в многолетнемерзлом, охлажденном и морозном состояниях. В нефтегазоносных структурах криолитозона может сочетаться и взаимодействовать с зоной гидратообразования (ЗГО) природных газов. Формирование криолитозоны и ЗГО зависит от условий и динамики многолетнего промерзания, от широкого комплекса природных факторов и условий (геоструктурных, гидрогеологических, геотермических, геоморфологических), а также от оледенений и дегляциации, трансгрессий и регрессий моря.

Криогенез литосферы неодинаково протекает и приводит к различным геологическим результатам в разных зональных и региональных условиях. Эти условия, а следовательно, и результаты криогенеза существенно неодинаковы в платформенных структурах (гл. VI), в орогенных областях (гл. VII) и на арктическом шельфе (гл. VIII).

Формирование криолитозоны представляет собой длительный геологический процесс. На разных этапах и фазах процессы криогенеза литосферы различались по интенсивности и направлению развития, по масштабам и геологическим результатам. Понять и проанализировать современное строение и состояние криолитозоны можно, только представляя основные этапы ее формирования в позднем кайнозое. История развития и динамика криолитозоны связаны и обусловлены общим ходом природного процесса в этот период развития Земли.

В настоящей книге использованы главным образом материалы по зональным, поясным и региональным закономерностям проявления криогенеза и формирования геокриологических условий.

II 1.6. СОЛИФЛЮКЦИЯ И СОЛИФЛЮКЦИОННЫЕ ОБРАЗОВАНИЯ

Солифлюкция — пластично-вязкое и вязкое течение увлажненных тонкодисперсных отложений на склонах. Она проявляется и в СТС, и в CMC, но при наличии многолетне-мерзлого криогенного водоупора условия для ее формирования более благоприятны. Для развития солифлюкции необходимы: 1) повышенная пылеватость отложений; 2) их влажность, варьирующая от предела пластичности до предела текучести или превышающая его; 3) наличие уклонов поверхности, обеспечивающих возможность течения увлажненных отложений (обычно от 2—3 до 10—15°); 4) отсутствие древесной и крупной кустарниковой растительности, закрепляющей корнями породы СТС. Поэтому солифлюкция широко распространена и активно развивается в районах горных и равнинных тундр, хо-

104

лодных горных и арктических пустынь и только локально в таежной зоне.

Регионально солифлюкция имеет условия для развития как в горных районах, так и на расчлененных равнинах и плато. Пылеватый состав отложений в СТС, характерный для огромных по площади территорий, способствует проявлению этого процесса. Высокая влажность отложений легче достигается в условиях избыточно влажного климата, характерного для районов океанического влияния с превышением летних осадков над испарением. Поэтому солифлюкция не характерна для Цент-ральноякутской низменности с ее засушливым климатом, но типична для Полярного Урала и Чукотки, где климат холодный и влажный. Во внутриконтинентальных горных регионах солифлюкция проявляется избирательно, присутствуя на склонах гор, перехватывающих влагу, и отсутствуя на склонах сухих, слабоувлажненных.

Различают медленную и быструю, аморфную и структур ную формы солифлюкции, развивающиеся в разных областях и создающие различные морфогенетические образования. Медленная солифлюкция бывает аморфной и структурной.

Медленная аморфная солифлюкция развивается наиболее часто при наличии многолетнемерзлого водоупора„ способствующего переувлажнению пород СТС. Однако известно солифлюкционное течение и пород CMC при наличии глинистого субстрата или сезонного криогенного водоупора. Пластично-вязкая деформация в породах СТС начинается, если касательное напряжение т>т_дл + (Тдл, где т_дл — длительное сопротивление пород сдвигу, сгдл — длительное сопротивление дернового покрова на разрыв. В свою очередь t^S'sina, где у — объемная масса породы, g' — мощность оттаявшего слоя на начало развития солифлюкционного течения, а— угол склона (Жигарев, 1967). Аморфная солифлюкция наиболее характерна для тундровых ландшафтов с сомкнутым мохово-травянис-тым покровом. Здесь образуются яркие морфологические формы: солифлюкционные террасы, валы, потоки и другие формы, фронтальные уступы которых закрепляются смятым в лежачие складки дерновым покровом (рис. III. 11). Эти формы характерны для нижних, а иногда и просто выположенных частей склонов, где происходит аккумуляция синкриогенных со-лифлюкционных отложений и образуются солифлюкционные покровы. Ненарушенный дерновый покров препятствует солифлюкции. Поэтому процесс образования солифлюкционных натечных форм имеет пульсирующий характер. Течение активизируется в момент разрывов дернины в тыловой части солифлюкционных форм. Постепенно оно приостанавливается, и начинается период восстановления сплошности растительного покрова и постепенного нарастания напряжений, который продолжается до нового разрыва дернины и солифлюкционной подвижки отложений СТС.

105

Рис. III.11. Типы солифлюкционных форм:

I — медленная аморфная солифлюкция; II — делли с сосредоточенным по понижениям поверхностным стоком и медленным течением пород по полосам и пятнам-медальонам: III — структурная солифлюкция с морозной сортировкой каменного материала; IV — быстрая соли-флюкция (оползни-оплывы на термоденудационном склоне)

Для развития солифлюкционного течения необходимо, чтобы мощность СТС достигала некоторой критической величины I ', изменяющейся в зависимости от состава, влажности, угла склона от 30 до 70 см. Поэтому, во-первых, течение грунта начинается и происходит в середине—конце лета; во-вторых, при малой мощности СТС аморфная солифлюкция отсутствует. Поэтому зонально она характерна для тундровой зоны и горных тундр, но отсутствует в арктической и холодной горной пустыне.

Структурная солифлюкция, выделенная как самостоятельный тип Г. Ф. Грависом (1969), типична для территорий с несомкнутым травянисто-моховым покровом и значительными (50—80 см и более) глубинами СТС мелкодисперсных и сильно увлажненных отложений (рис. 111.11). Этот тип солифлюкции связан с полосчатыми типами «структурных грунтов», как содержащих грубообломочный материал, так и лишенных его.

Для склонов, где развита структурная солифлюкция, характерно неравномерное оттаивание: меньше на покрытых растительностью полосах и более глубокое — на оголенных. Это предопределяет неравномерное их промерзание осенью и разновременность смыкания промерзающего СТС с поверхностью мерзлоты. В механизме формирования структурной солифлюкции наряду с летним течением (по Г. Ф. Гравису) в осенний период участвуют: выдавливание на поверхность грунтовой массы при неравномерном промерзании СТС, ее оплывание на поверхности и перемещение вниз по склону сильноувлажненно-го грунта, зажатого под промерзшим сезонно слоем. Пятна-медальоны, развитые на таких склонах, часто сливаются и образуют солифлюкционные полосы шириной 0,5—1,5 м, длиной до 20 м и более. Они окаймлены бордюром из дернины или гру-бообломочного материала. На склонах со структурной соли-флюкцией существуют структурно-солифлюкционные покровы.

Оголенность части поверхности, ее полосчатый микрорельеф способствуют проявлению делювиального смыва, струйчатого, бороздчатого, а иногда и термоэрозионного. Перенос минеральных частиц в последнем случае происходит на склонах по эрозионным ложбинам, углубленным в результате вытаивания льда. Развитию этого процесса способствуют криогенное растрескивание и пучение, создающие неровности, концентрирующие поверхностный сток. Эрозия расширяет и углубляет эти понижения, приводя к вытаиванию подземного льда в верхних слоях мерзлоты. Первичные понижения углубляются и расширяются, превращаясь в хорошо выраженные ложбины стока — делли. Последние встречаются в тундре, в пределах иояса горных редколесий и характерны для севера зоны тайги. Геологическое значение структурной солифлюкции заключается в перемещении дисперсного материала на очень пологих склонах (1—3°), где аморфная солифлюкция не может развиваться.

107

В таежной зоне структурная солифлюкция проявляется только локально и не имеет самостоятельного значения в переносе осадков и их накоплении.

Зависимость медленной солифлюкции от состава отложений на склонах, их глубин сезонного оттаивания и увлажненности обусловливает наличие экспозиционной асимметрии в проявлении этого процесса и в его геологических результатах на юге и севере мерзлой зоны. Это особенно заметно проявляется в Восточной Сибири, где область распространения ММП протяженна по широте и климатические различия северных и южных районов весьма контрастны. В южной части (например, в Забайкалье и Прибайкалье) солифлюкция приурочена к склонам, обращенным на север, увлажненным, часто выположен-ным в основании, где и накапливаются соответствующие отложения. Напротив, склоны южной экспозиции сухие, обычно более крутые, часто с выходами скальных пород, не подверженные воздействию этого процесса. Обратная картина наблюдается на севере региона (кряжи Кулар и Полоусный, хр. Селен-няхский и др.), где солифлюкция приурочена к склонам южной экспозиции. Для них характерны оптимальные глубины СТС при общем пылевато-глинистом составе пород этого слоя и их высокой увлажненности. На склонах, экспонированных на север, мощности СТС невелики (30—40 см), что недостаточно для проявления солифлюкции. В результате в основании южных склонов накапливаются солифлюкционные или солифлюк-ционно-делювиальные покровы. В долинах рек они образуют так называемые «террасоувалы» — выпуклые и ровные наклонные поверхности, сложенные переслаивающимися в разрезе или смешанными по генезису делювиальными солифлюкционны-ми и аллювиальными отложениями. Эти отложения часто содержат сингенетические повторно-жильные льды. Такой генезис имеют распространенные здесь позднеплейстоценовые отложения «ледового комплекса» (Гравис, 1969).

Быстрая солифлюкция встречается преимущественно в северной геокриологической зоне, где СТС подстилается высокольдистыми отложениями или залежами подземных льдов. Этот процесс приурочен к побережью Северного Ледовитого океана на отрезках, где море подмывает аккумулятивные поверхности арктических равнин, берегам термокарстовых озер и водохранилищ гидротехнических сооружений, реже долинам рек.

Морфологически быстрая солифлюкция проявляется в виде грязевых потоков, оплывин, на поверхности которых перемещаются блоки и куски дернины, а также оползней-сплывов. В основании подмываемых склонов образуются формы соли-флюкционной аккумуляции, обычно временные, быстро разрушаемые, но иногда и сохраняющиеся в отложениях термокарстовых озер (IV.5). На склонах крутизной до 8—10° в тундровой зоне Западной Сибири, в Арктической Канаде и ряде дру-

108

гих регионов в 80-х годах отмечены массовые смещения пород СТС, охватывающие весьма обширные пространства. По фронту их ширина составляет от первых десятков до 100—150 м, протяженность вниз по склону — несколько десятков метров. Установлено наличие и более древних смещений подобного рода, закрепленных растительностью, но имеющих отчетливые верхние стенки отрыва, поверхности движения и аккумулятивные валы у подножий склонов. Причины таких массовых смещений усматриваются в увеличении глубин сезонного оттаивания до поверхности высокольдистого горизонта и увеличении влажности СТС в результате дождей. Несомненна периодичность активизации быстрой солифлюкции. Возможно, что она связана не только с климатическими причинами (жарким летом, длительными или обильными дождями), но и с периодическим накоплением ниже СТС высокольдистого горизонта, когда даже при небольшом увеличении мощности СТС по сравнению с предшествующими годами в его основании создается идеальная плоскость скольжения, выше которой отложения находятся в состоянии, близком к текучему.

Ш.8. КАМЕННЫЕ ГЛЕТЧЕРЫ, ЗАКОНОМЕРНОСТИ ИХ ОБРАЗОВАНИЯ И РАСПРОСТРАНЕНИЯ

Каменные глетчеры — это крупные скопления «сцементированного льдом грубообломочного материала в горах, по форме напоминающие горные ледники, или лавовые потоки. Их важнейшей чертой является способность к самостоятельному движению» (Горбунов, Титков, 1989). Эти типично горные образования стали относить к криогенным, а не гляциальным явлениям только в последнее десятилетие. Они широко распространены в орогенных областях Европы, Азии, Северной Америки, а также в высокогорье Центральной и Южной Америки, Африки и в прибрежной части Антарктиды. Современные подвижные формы каменных глетчеров находятся полностью или начинаются в высотном поясе гор, занятом ММП (рис. III. 14). В условиях высокогорной (альпийской) мерзлоты они могут

Рис. III . 14. Активный каменный глетчер на Восточном Памире длиной более 2 км с высотой фронтального уступа 30—40 м (фото

Э. В. Северского)

114

опускаться в пояс преимущественно талых пород, образуя в нем многолетнемерзлыё подвижные «языки». Тем самым нижняя высотная граница распространения каменных глетчеров является в этих горах нижней границей пояса островных мерзлых толщ. Реликтовые формы каменных глетчеров, находящиеся в. настоящее время в поясе талых пород, указывают на депрессию нижней границы мерзлоты в геологическом прошлом.

В России в зонах сплошного и прерывистого распространения мерзлых толщ активные каменные глетчеры встречены в Корякском нагорье, в хр. Черского и горной группе Буордах Верхояно-Чукотской орогенной области (в интервале высот 1200—1800 м), в хр. Джугджур (в интервале 1000—1300 м), в Северном Забайкалье (в интервале 1300—2000 м). В регионах с высокогорной мерзлотой они широко распространены на Алтае ив Саянах (обычно выше 2000 м), описаны в хр. Хамар-Дабан и на Памире, а особенно широко развиты в Западном Тянь-Шане на высотах более 2400 м. Размеры каменных глетчеров различны. Их длина изменяется от первых сотен метров до 10 км и более. Ширина варьирует от 50—80 м до 2—4 км, мощность — от нескольких до 100—120 м, а в Перуанских Андах — до 300 м. А. П. Горбунов (1988) выделяет два основных морфогенетических типа каменных глетчеров: долинный и при-склоновый.

Долинные каменные глетчеры расположены в ледниковых долинах. Активные формы обычно начинаются от ледниковых морен самого последнего оледенения. В их строении участвует захороненный ледниковый лед, а также моренный материал, часто высокольдистый. Обвальные, осыпные и лавинные отложения, поступающие на поверхность каменного глетчера со склонов, являются только дополнительными источниками грубообломочного материала, участвующего в его строении. Сокращение ледников дает толчок к формированию на материале оставляемых ими морен долинных каменных глетчеров. Увеличение размеров ледников приводит к уничтожению» каменных глетчеров. Поэтому в орогенных областях, где позд-неплейстоценовое оледенение было максимальным, более древние каменные глетчеры не сохранились. Сокращение размеров-мерзлой зоны в голоценовый оптимум привело к широкой деградации и переходу в реликтовое состояние каменных глетчеров, образовавшихся после отступания позднеголоценовых горных ледников. Таким образом, распространение активных каменных глетчеров ограничено преимущественно районами современного оледенения. Их образование часто связано с переходом в подвижное состояние мерзлых, содержащих ледниковый лед морен, оставленных ледниками, активизировавшимися в позднем голоцене: после климатического оптимума и в «малый ледниковый период». А. П. Горбунов считает, что среди активных преобладают молодые каменные глетчеры возраста менее 2000 лет.

' 115

Присклоновые каменные глетчеры приурочены к нижней части склонов долин. Они сложены обломочным материалом, который поступает за счет лавинной деятельности, обвалов и осыпей, а иногда и курумов. Подземный лед в таких каменных глетчерах образуется, видимо, двумя основными путями: за счет сносимого лавинами снега и в результате инфильтрации и замерзания талых вод в охлажденном зимой теле глетчера, сложенном крупноглыбовым и щебнистым материалом и имеющем высокую открытую пустотность. Объемная льдистость пород каменного глетчера составляет 35—60%. Их криогенная текстура меняется от поровой до базальной; характерно отсутствие прямых контактов между обломками, их взвешенность во льду. Этот тип каменных глетчеров распространен шире, чем первый, поскольку условия для его образования встречаются и вне районов оледенения. Однако в последних весьма благоприятными местами образования каменных глетчеров являются ледниковые кары, в которых скапливаются снег, сносимый лавинами, и грубообломочный материал, насыщенный льдом.

Каменные глетчеры обычно в горах занимают пояс, находящийся выше границы леса. Высокая объемная льдистость пород, слагающих активные каменные глетчеры, наличие в них мономинеральных ледяных тел обусловливают возможность их течения в многолетнемерзлом состоянии на наклонных поверхностях с уклонами от 10 до 20°. Существенно, что под многими каменными глетчерами на нижнем пределе пояса «альпийской мерзлоты» находятся талые породы, обычно сильно обводненные. Многие исследователи доказывают возможность смещения (соскальзывания) по ним мерзлых пород каменных глетчеров, о чем косвенно свидетельствует факт меньших скоростей движения каменных глетчеров по многолетнемерзлому субстрату по сравнению с талым.

Предельные скорости движения каменных глетчеров изменяются от первых сантиметров до 100 м в год, средние скорости — от нескольких десятков сантиметров до первых метров в год. Скорости движения выше при больших уклонах поверхности ложа. На поверхности и в телах самих каменных глетчеров также характерно неравномерное распределение скоростей. Скорости движения являются максимальными в верхних слоях их осевой части и существенно снижаются к бортам, а также к подошве каменных глетчеров. Снижение скоростей движения многолетнемерзлой высокольдистой породы к них подошве, видимо, больше при наличии многолетнемерзлого основания, когда невозможна реализация механизма соскальзывания. В этом проявляется геокриологическая поясность рассматриваемых образований: приуроченность высокоподвижных форм к нижнему поясу островных мерзлых толщ в регионах развития «альпийской мерзлоты» (см. П.З) и относительно малоподвижных — к поясу сплошной и прерывистой мерзлоты при

116

северном и умеренном типах геокриологической поясности. Для последних характерно распространение и таких переходных форм, как курумо-глетчеры.

Таким образом, особенности механизмов и распределения скоростей движения создают ряд характерных морфогенетиче-ских особенностей подвижных каменных глетчеров, позволяющих выделить их среди других гляциальных и криогенных склоновых явлений. К их числу относятся: наличие на поверхности системы дугообразных систем валов, разделенных понижениями, с относительными превышениями до 2—3 м, обращенных выпуклыми сторонами вниз по склону («гофрированной» поверхности) (рис. III. 15); уменьшение ширины и мощно-

Рис. III.15. Схема активного каменного глетчера Каракорум,

комплекса морен и ледника в хр. Кюптей-Ала-Тоо (по

А. П. Горбунову, С. Н. Титкову, 1989)

сти на более крутых и увеличение этих параметров на более пологих участках склонов или днищ долин; крутой уступ их фронтальной части, равный углу естественного откоса грубо-обломочных отложений (35—45°). Фронтальный уступ подвиж-

117

ных каменных глетчеров обычно более светлого цвета, чем их верхняя поверхность, где камни покрыты лишайниками или коркой выветривания. Обломочный материал постоянно осыпается вниз, образуя перед уступом осыпной шлейф. Движущийся вниз глетчер погребает этот шлейф, а также образует перед собой вал выдавливания из материала ложа. В формах, приостановившихся в своем движении вниз, шлейф постепенна погребает уступ, а в неподвижных формах фронтальный уступ выполаживается, приобретая цвет, подобный поверхности каменного глетчера. На неподвижных формах происходит сглаживание гофрированного микрорельефа. Во многих регионах каменные глетчеры являются мощными агентами транспортировки обломочного материала. Так, по данным Барша, 994 активных каменных глетчера в Швейцарских Альпах переносят (1,2—1,6) ХЮ⁶ м³ в год обломочного материала и льда (при объемном содержании последнего 50—60%). Это составляет 15—20% всего обломочного материала, перемещаемого склоновыми процессами.

Многолетнемерзлые породы, слагающие каменные глетчеры, по существу являются специфическим типом синкриогенных отложений горных районов криолитозоны, сходным по условиям поступления минеральной составляющей и формированию их криогенного строения с изначально мерзлыми моренами. После прекращения движения они могут сохраняться в многолетне-мерзлом состоянии или оттаивать, утрачивая ледяную составляющую, уменьшая объем и изменяя строение.

Реликтовые (протаявшие) каменные глетчеры известны достаточно широко. Они встречаются обычно ниже пояса развития современных подвижных каменных глетчеров в талой зоне или в регионах, где мерзлые толщи и ледники существовали только в геологическом прошлом. По морфологии и слагающему их материалу реликтовые каменные глетчеры сходны с моренами. Это усложняет их идентификацию. Оттаивание и потеря ими ледяных компонентов приводят к исчезновению характерного микрорельефа из дугообразных валов и понижений. Их фронтальный уступ имеет крутизну 20—30°. Депрессии между валами снивелированы за счет накопления мелкозема. В долинных глетчерах на месте массивов погребенного льда образуются депрессии, в нижней части часто замкнутые, но не заполненные водой из-за высокой фильтрационной способности отложений, слагающих их дно и борта.

Морфологическое сходство древних морен и реликтовых каменных глетчеров способствует тому, что число выявленных форм последних существенно меньше их истинного количества. Подчеркнем, что природные условия формирования морен и каменных глетчеров неадекватны. Первые свидетельствуют об отступании ледников при потеплении и (или) уменьшении количества осадков; вторые — о континентализации и увеличении суровости климата на этапе их образований и активизации, и

118

последующем потеплении и подвижки границ геокриологических высотных поясов вверх на этапе деградации.

В ряде горных регионов умеренных широт число каменных глетчеров исчисляется многими сотнями и тысячами. Для количественной оценки их распространения применяется показатель удельной плотности, представляющий собой отношение суммарной площади активных каменных глетчеров к площади бассейна, где они распространены. Например, для Заилийского Алатау она в среднем составляет 14 500 м²/км², изменяясь в долинах от 3 380 до 41600 м²/км² (Горбунов, Титков, 1989).

Техногенные каменные глетчеры склонового типа могут образовываться в районах горнодобывающего производства с многоснежными зимами и суровым климатом, в случае круглогодичного складирования отвалов на склонах гор. Например, в Хибинах при открытой разработке апатитов на вершинах гор отвалы пустой породы размещались на их склонах. Зимой глыбы и щебень смешивались со снегом, уплотнялись и превращались в обломочно-ледяную массу, оттаивающую летом только с поверхности. Постепенно на склонах гор скопились мощные обломочно-ледяные толщи, которые при достижении критических размеров перешли в движение, образовав техногенные каменные глетчеры, угрожавшие транспортным коммуникациям и зданиям.

Ш.9. ТЕРМОКАРСТОВЫЕ ОБРАЗОВАНИЯ,

298

оледенении ледниковые эпохи могут отмечаться относительным повышением уровня Океана, а межледниковья — его понижением. Причиной таких несоответствий являются гляцио-изостатические, а иногда и неотектонические движения.

Рис. VII 1.2. Осредненные гляциоэвстатические изменения уровня Мирового океана за последние 130 тыс. лет. Реконструированы по вариациям 6¹⁸О в керне глубоководных осадков в экваториальной части Тихого океана. Контрольные точки Б.1, Б.II, Б.III и НГ.1П — уровни, полученные по террасам островов Барбадос и Новая Гвинея (Гляциологический словарь, 1984)

Гляциоизостатические движения земной коры носят преимущественно вертикальный характер. Они являются результатом нарушения изостатического равновесия земной коры при появлении и исчезновении ледниковой нагрузки. Дополнительная нагрузка., связанная с образованием ледниковых щитов, вызывает горизонтальное растекание подкоровых масс из центральной к периферийным частям области оледенения, сопровождающееся вертикальным опусканием поверхности Земли. При этом поверхность континента может опускаться ниже уровня Мирового океана. Движение вещества происходит в астеносфере, имеющей пониженную вязкость и залегающей на глубинах от 50—100 до 250—350 км. Снятие ледниковой нагрузки приводит к обратному движению вещества, вызывающему вертикальное поднятие поверхности. Гляциоизостатические движения земной коры запаздывают по сравнению со временем приложения или снятия ледниковой нагрузки. Поэтому они фиксируются по аномалиям силы тяжести, устанавливаемым при помощи гравиометри-ческой съемки. Участки побережий арктических морей и шельфа, прогнутые ледниковыми покровами, покрывались морем после их разрушения в начале межледниковых трансгрессий, одновременно начиная изостатически подниматься. Это приводит к образованию морских террас и их быстрому поднятию, к осушению прибрежной мелководной части шельфа и его промерзанию. Гляциоизостатические явления на побережьях Мирового океана в кайнозое характерны для высоких широт. К таким районам относятся Скандинавский п-ов, Таймыр и острова Северной Земли, северная окраина Канадского щита, шельф Баренцева моря и ряд других районов Арктики. Голоце-новые береговые линии в областях позднеголоценового оледенения бывают подняты на 100—150 м и более.

Гляциоэвстатические представления в единую систему увязывают материковые оледенения и дегляциацию, колебания

299

уровня Мирового океана, регрессии и трансгрессии на прибрежных равнинах и шельфе Арктического бассейна, а также формирование и деградация мерзлых толщ прибрежно-шельфовой криолитозоны.

Большинство советских исследователей, изучающих криоли-тозону шельфа (И. Я- Баранов, Н. Ф. Григорьев, Ф. Э. Арэ,.. Е. Н. Малочушкин, А. И. Фартышев, Я. В. Неизвестное, В. А. Соловьев и др.), исходят из представлений о существовании в позднем плейстоцене регрессии моря, оголившей шельф в среднем до изобаты 100 м. Выход шельфа из-под уровня моря привел к формированию синхронно-эпикриогенных, а также накоплению низкотемпературных синкриогенных отложений ледового комплекса (см. IV.2). Последующая трансгрессия в конце позднего плейстоцена сопровождалась деградацией этих мерзлых толщ, включая абразию их верхней части, протаивание под морем и замещение пресных подземных льдов и вод солеными морскими. Чем дальше от современной береговой линии находится участок внутренней зоны шельфа, чем больше в настоящее время глубина моря, тем кратковременнее в позднем плейстоцене был период существования его в субаэральном состоянии и многолетнего промерзания пород. Прибрежные и мелководные части шельфа промерзали более длительное время, поэтому мощность мерзлых толщ на шельфе (при прочих равных условиях) была на начало трансгрессии наименьшей вблизи изобаты 100 м, а наибольшей — вблизи современного уреза моря. Позднеплейстоценовая—голоценовая трансгрессия привела к разрушению верхней наиболее льдистой части мерзлых толщ на шельфе и протаиванию последних сверху и снизу. В результате на шельфе возникли нестационарные, деградирующие мерзлые толщи. При этом в наиболее глубоководной внешней полосе, ушедшей под уровень воды в начале трансгрессии, ММП могли к настоящему времени оттаять полностью: чем ближе к берегу, тем больше мощность и выше сплошность (по площади) сохранившихся мерзлых толщ.

Таким образом, на современном арктическом шельфе в его прибрежной зоне можно выделить образовавшуюся в субаэраль-ных условиях в период регрессии криолитозону, погруженную под уровень моря — шельфовую субаквальную континентально-погруженную криолитозону. Часть ее содержит охлажденные и многолетнемерзлые породы, находящиеся в состоянии деградации. Температурный режим этой криолитозоны резко нестационарный. В другой части мерзлые породы уже протаяли и/или частично перешли в охлажденное состояние, оставив в разрезе только различные следы былого мерзлого состояния (посткриогенные текстуры, соли, ожелезнения по трещинам и др.). Мощности и температурный режим криолитозоны здесь соответствуют современным условиям.

В периферийной части шельфа, никогда в плейстоцене не осушавшейся, на материковом склоне и в пелагической области

300

Арктического бассейна, где температура придонных слоев морской воды и донных отложений имеет отрицательные значения, существует океаническая криолитозона. Она представлена охлажденными осадками и породами различного состава. В благоприятных условиях, особенно в геоструктурах, сложенных ■осадочными породами с большой долей органической составляющей, с глубин моря более 200 м в отложениях, входящих в криолитозону и ниже ее границы, могут существовать и накапливаться гидраты газов метанового ряда. Мощность океанической криолитозоны определяется температурой донных отложений, постоянной в годовом цикле и слабоизменяющейся в геологическом времени, а также тепловыми потоками и теплопроводностью осадков.

А. И. Фартышев (1990) предложил выделять прибрежно-шельфовую криолитозону, включающую субаквальную конти-нентально-погруженную, а также субаэральную криолитозону морских побережий. Внешняя граница последней проходит по берегу моря, внутренняя — по тыловому шву наиболее древних и высоких морских террас или морских равнин, т. е. поверхностей, образовавшихся под прямым воздействием моря. В состав криолитозоны побережий могут входить охлажденные засоленные отложения, породы с криопэгами, залегающие в виде линз и прослоев в толще многолетнемерзлых пород или подстилающие последние. Схема типов криолитозоны Арктического бассейна представлена на рис. VIII.3.

Рис. VIII .3. Схема строения субмаринной криолитозоны Арктического шельфа: I —■ субаэральная криолитозона; II — субаэральная криолитозона морского побережья; III — континентально погруженная криолитозона шельфа; IV — океаническая криолитозона; 1 — многолетнемерзлые породы; 2 — охлажденные породы. Границы: 3 — многолетнемерзлых пород; 4 — слоя сезонного оттаивания; 5 — охлажденных пород

VIII.2. ЗАКОНОМЕРНОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ . ■

ТЕМПЕРАТУР ПРИДОННОГО СЛОЯ ВОДЫ
; И ПОРОД АРКТИЧЕСКОГО БАССЕЙНА

Температурным режимом придонного слоя воды определяется современное распространение с поверхности дна многолетнемерзлых, охлажденных, а также талых и немерзлых пород в Арктическом бассейне. Работами Л. А. Жигарева и других исследователей доказано, что среднегодовые температуры придонного слоя воды и пород практически равны между собой. Это позволяет по данным гидрологических наблюдений судить о температурах пород дна.

Л. Н. Жигарев на основании натурных данных, полученных в море Лаптевых, к востоку от устья Лены, установил хорошо выраженную зависимость между глубиной моря, ледовыми явлениями и температурным режимом пород дна. Установлено, что наиболее низкие среднегодовые температуры пород дна t_A характерны для глубин, близких к нулю (рис. VIII.4). В приб-

Рис. VIII.4. Схема распределения среднегодовых температур пород

дна ( t_n ) Арктического шельфа:

/ —• морские пляжи, косы, ^_Ср<0° (от —2 до —7°); II — полоса припая, /_д — от ^_Ср до 0° (или —Г); III — полоса интенсивного летнего прогрева — /_д от 0 до 4-3° С в зоне влияния рек или —0,5...—ГС вне зоны их влияния; IV — полоса сезонного перемешивания воды, г_д понижается от —0,5...—ГС до —1,7 ... —1,8° С; V — зона постоянных в году температур, повышающихся с глу-ной от —1,7 до —0,8° С; VI — зона постоянных положительных температур; VII — зона постоянных /_д~—0,8...—ГС; а — подошва слоя годовых колебаний температур

режной зоне выделяется полоса с глубинами от нуля до средней мощности морского сезонного ледяного покрова (1,8— 2,0 м), так называемая полоса припайного льда, или морского припая. В этой полосе /_д возрастает от низких отрицательных температур, характерных для береговых пород, до 0°С на ее внешней границе. Закономерность повышения t_A сохраняется

302

повсеместно. Однако во многих районах Евроазиатского и Се-веро-Американского материков t_A остается отрицательной.

В полосе припая в зимнее время через слой льда, примерзающего к дну, осуществляется кондуктивное выхолаживание пород. В процессе формирования слоя морского льда в нем происходит образование пузырьков рассола, сильно охлажденного и мигрирующего вниз. Эти рассолы, вымораживаемые из ледяного покрова, концентрируются на контакте лед—породы или насыщают последние, приводя к их сильному сезонному засолению и дополнительному выхолаживанию. В летнее время породы припайной полосы испытывают отепляющее воздействие морской воды, температура которой достигает 10—12° С и которая постоянно перемешивается.

При глубинах моря больше мощности припайного льда (более 1,8—2 м), по данным Л. А. Жигарева, t_A в восточной части моря Лаптевых переходит в положительную область, достигая в интервале глубин 2—3 м-+ 2,8° С (рис. VIII.5). При увеличении глубины моря до 7—8 м происходит понижение /_д до 0°С. Причинами этого являются, во-первых, сильное прогревание моря летом (до 10—12 °С), во-вторых, высокие отрицательные температуры (выше —1,7...—1,8 °С) морской воды зимой. Лед в этой полосе находится на плаву и через него не происходит непосредственного выхолаживания пород дна. Кроме того, воды этой части моря Лаптевых опреснены за счет речного стока Лены, Омолоя, Яны, и температура их замерзания выше, чем у морской воды с нормальной соленостью.

Рис. VII 1.5. Изменение
среднегодовых температур
придонного слоя воды и
температуры пород дна з
зависимости от глубины
моря Лаптевых (по

Л. А. Жигареву)

В других районах Арктического бассейна на глубинах от 1,8 до 8 м t_A обычно отрицательны (—0,5...— —0,6 °С). Средние температуры воды и пород дна понижаются до глубины 35 м, где они достигают —1,7°С. Глубже, до изобаты 200 м, на обширной площади Арктического шельфа сохраняется гомотермический режим и температуры дна обычно не выходят за пределы —1,6...—1,8 X. На глубине 200—500 м (вне зоны влияния атлантических и тихоокеанских течений) наблюдается постепенное повышение Гц до —1...—0,8°С. Амплитуда колебания температуры на поверхности дна и глубина проникновения сезонных температурных колебаний уменьшаются от кромки берега с увеличением глубины. До глубины 20 м летом температура придон-

303

ных слоев воды и дна достигает положительных значений. На глубине 30 м и более температуры остаются практически неизменными в течение года.

В нижней части шельфа и верхней части материкового склона установлено поле глубин с положительными температурами воды и дна. Оно обусловлено течениями из Атлантического и Тихого океанов, несущими теплые воды. Подсчитано, что воды Гольфстрима приносят в Северный Ледовитый океан порядка 880-10¹⁵ кДж, из которых моря Лаптевых достигает (56—72) • 10¹⁵ кДж. Атлантические воды проходят в основном на глубине 200—800 м. В этой глубине в зоне действия течений из Атлантического океана t_A могут достигать +0,8,..+1° С. Тихоокеанские воды достигают температуры +1,2° С и распространяются до 72° с. ш. Эти теплые воды подстилаются холодными с температурами —0,5...— 1°С, занимающими большую часть пелагической области.

Влияние средних и крупных рек на температурное поле дна арктических морей в целом носит локальный характер, хотя есть и исключения. Наибольшее влияние оказывают воды Лены, которые формируют ленское стоковое течение с пониженной соленостью морских вод и повышенными температурами (до + ГС). По мнению А. И. Фартышева, воздействие ленских вод, усиленное стоком из рек Яны и Омолоя, прослеживается и дальше к востоку, до границы морей Лаптевых и Восточно-Сибирского. Ленское стоковое течение вызывает в западной части моря Лаптевых холодное таймырское компенсационное течение с отрицательными температурами холодных морских вод с нормальной соленостью.

Влияние таких гигантских рек, как Обь и Енисей, на температуры придонного слоя морских вод незначительно, так как северным частям губ этих рек свойственны большие глубины. Поэтому теплые речные пресные воды подстилаются здесь холодными и тяжелыми водами Карского моря.

В дельтах рек ММП обычно приурочены к мелководным участкам, обнажающимся в зимнюю межень и находящимся под слоем льда, через который происходят их выхолаживание и промерзание. ММП приурочены к косам, барам, отмелям и характеризуются высокими отрицательными t_CT > (—0...—2° С) и мощностями от нескольких до первых десятков метров.

КРИОГЕНЕЗА ЛИТОСФЕРЫ

ИЗДАТЕЛЬСТВО

московского

УНИВЕРСИТЕТА 1993

ББК 26.222.8

Р 69 УДК 551.340

Рецензенты:

Научный редактор кандидат геолого-минералогических
наук О. М. Лисицына ,

Для студентов мерзлотоведов, гидрогеологов, инженеров-геологов.

~~1804080000(4309000000)-095~~ 077(02)-93

университета, 1993

ПРЕДИСЛОВИЕ

ей и охраной природной среды северных и восточных регионов России и Арктического бассейна.

SUMMARY

Глава I

ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О КРИОГЕНЕЗЕ

ЛИТОСФЕРЫ

1.1. ПОНЯТИЕ О КРИОГЕНЕЗЕ ЛИТОСФЕРЫ

РАЗВИТИЕ УЧЕНИЯ О КРИОГЕНЕЗЕ ЛИТОСФЕРЫ ЗЕМЛИ

Учение о криогенезе литосферы Земли является синтетическим научным направлением в геокриологии, рассматривающим общие, зональные, высотио-поясные, региональные и

геоисторические закономерности проявления процессов крио-генеза и их геологические результаты. По существу, геологическими результатами криогенеза являются криогенные явления и криогенный микрорельеф, подземные льды, породы и осадки, подвергшиеся криогенным изменениям, находящиеся в многолетнемерзлом или талом состоянии в массивах, а также сама криолитозона, включая ее геотермические параметры, разнообразные многолетнемерзлые, охлажденные и морозные породы, их соотношение по площади и в разрезах, зону гидрато-образования и др.

На первом этапе развития геокриологии основоположники этого научного направления изучали раздельно зональные закономерности распространения «вечной мерзлоты», ее температур и мощности, с одной стороны, и отдельные криогенные процессы и явления — с другой. Вечная мерзлота рассматривалась М. И. Сумгиным как «геофизическое» явление, представляющее собой результат холодного климата и являющееся частью температурного поля Земли, где породы имеют отрицательные температуры. Такого же представления сейчас придерживаются многие американские исследователи, выделяющие мерзлоту только по температурному признаку. М. И. Сумгиным (1927) была составлена первая карта распространения «вечной мерзлоты» на территорию СССР, на которой выделялись зоны, различающиеся по таким показателям, как распространение по площади мерзлых пород, их температуры на глубине 10—15 м и мощности мерзлоты. Позднее им опубликованы две схематические карты разделения мерзлоты по признаку ее географического распространения и температуре мерзлых пород (Общее мерзлотоведение, 1940). Карты отражали зональную природу «вечной мерзлоты», т. е. возрастание с юга на север занятых ею площадей, увеличение ее мощностей, понижение среднегодовых температур пород. На них не находили отражения состав, строение и льдистость пород, криогенные процессы и явления. М. И. Сумгин не отрицал необходимости изучения и отображения на картах этих характеристик геокриологических условий, но считал пока невозможным это сделать из-за скудности сведений.

В 1946 г. В. Ф. Тумель предложил усовершенствованный вариант мерзлотной карты, составленный на основании наблюдений 3000 пунктов. На карте были показаны изолинии температур пород и мощности мерзлоты в определенных градациях. При этом изолинии температур и границы зон с разной мощностью не совпадают полностью между собой. Это свидетельствует об учете автором различий в геотермических градиентах и других факторов, влияющих на связи между температурами и мощностями мерзлых толщ. Помимо мерзлотной зональности влияние высотной поясности нашло отражение при проведении геокриологических границ в горных регионах.

В этот же период С. Г. Пархоменко (1937) создал «Схема-

тическую карту регионов вечной мерзлоты и глубокого промерзания в Евразии». На ней была сделана попытка помимо распространения мерзлоты наметить ее региональные различия на низменностях (плоскогорьях) и в горных областях, показать контуры «поддонной мерзлоты арктических морей», выделить регионы деградации и аградации мерзлоты, наличия подземных льдов. Это была первая попытка учета региональных особенностей «вечной мерзлоты» и ее динамики. Вместе с тем карта была лишена конкретных данных о температурах и мощностях мерзлоты, а контуры геоморфологических провинций намечены крайне приближенно.

Важной чертой исследований на этом этапе явилось изучение механизмов, форм проявления и распространения ряда мерзлотных явлений (бугров пучения, термокарста, наледей, гидролакколитов), а также изучение влияния мерзлоты на подземные воды, изложенные в работах Н. И. Толстихина, А. И. Ефимова, В. М. Пономарева и др.

В 1954 г. В. А. Кудрявцевым была опубликована монография «Температуры верхних горизонтов вечномерзлой толщи в пределах СССР», положившая начало второму этапу развития общей и региональной геокриологии. Им была создана карта температурного районирования области вечной мерзлоты, базирующаяся на новых принципах. Во-первых, она сочетала региональный, зональный и высотно-поясной подходы в районировании «вечной мерзлоты». Во-вторых, на ней были показаны среднегодовые температуры на поверхности пород (£пп), полученные расчетным способом. В. А. Кудрявцевым были установлены и использованы функциональные связи между среднегодовыми температурами и амплитудами колебаний температур воздуха, мощностью и плотностью снега, растительными покровами, с одной стороны, и t_nn — с другой. Им учтены законы изменения природных условий по широте, долготе и высоте местности. Расчетные температуры сравнивались с натурными температурами пород на глубине нулевых годовых колебаний (/_Ср). Была разработана методика интерполяции t_nn _%полученных для пунктов метеостанций, с учетом рельефа местности. По существу впервые было показано наличие двух типов высотной поясности — морского и континентального. Для учета влияния многолетней динамики климата на /_пп данные по среднегодовым температурам рассчитывались как средневзвешенные за период с 1901 по 1950 г. Изолиния /_Пп=0° рассматривалась как геофизическая южная граница мерзлых пород за первое столетие XX в. В. А. Кудрявцевым были заложены основы учета влияния региональных условий на геокриологические путем выделения крупных территориальных единиц по триединому принципу: геоструктурному, геоморфологическому и структурно-гидрогеологическому. Он выделял: 1. Платформы — равнины, плоскогорья и плато — артезианские бассейны платформенного типа; 2. Щиты •— плоскогорья, плато —

^ 9

гидрогеологические массивы; 3. Горно-складчатые области — горные области — гидрогеологические горно-складчатые области как сочетание гидрогеологических массивов, межгорных артезианских бассейнов и т. д. Впервые был дан анализ влияния региональных факторов на распространение мерзлоты и таликов, на мощности мерзлых толщ и их строение.

В 50-х — начале 60-х годов начались активные исследования механизмов криогенных процесов и явлений: морозобойно-го растрескивания (Б. Н. Достовалов), роста повторно-жильных льдов (Б. Н. Достовалов, А. И. Попов), термокарста (В. А. Кудрявцев, С. П. Качурин) и др. В это же время сформировалось криолитологическое направление. Началось исследование криогенного строения эпигенетически промерзших пород (А. И. Попов, В. А. Кудрявцев, В. Н. Усов, Т. Н. Жестко-ва, В. В. Баулин, Г. И. Дубиков и др.) и сингенетически промерзающих отложений (Е. М. Катасонов, А. И. Попов, Н. Н. Романовский, Г. Ф. Гравис и др.). В. А. Кудрявцевым были заложены основы теории развития мерзлых толщ в связи с динамикой климата. Развитие расчетных методов позволило начать анализ влияния параметров теплообмена, состава и свойств пород на мощности мерзлых толщ. В это же время сформулированы современные представления об истории развития мерзлоты в Евразии (И. Я. Баранов, В. В. Баулин, А. А. Шарбатян и др.). Начались исследования физико-химических преобразований в горных породах при криогенезе (Н. А. Тютюнов и Др.)- При систематизации геокриологических понятий и терминов впервые было определено понятие «криогенез» (Основные понятия..., 1956) как «совокупность процессов физического, химического и минералогического изменения и преобразования почвы ш горных пород, коры выветривания, а также гидросферы при отрицательной температуре».

Результирующими работами этого этапа можно считать две «Геокриологические карты СССР», составленные И. Я. Барановым в 1956 и 1968 гг. в масштабах 1:10 000 000 и 1:5000 000. В них автор попытался синтезировать и отразить представления о криолитозоне Земли как результате комплекса сложных и многообразных криогенных процессов, развивающихся во времени на различном геологическом субстрате и сопровождающихся разнообразными криогенными явлениями, находящими отражение в строении мерзлых толщ и криогенном микрорельефе. Впервые на этих картах был в обобщенном виде показан состав пород криолитозоны, эпи- и синкриогенные отложения, комплексы криогенных явлений и криогенного (посткриогенного) микрорельефа. Кроме того, на картах были отражены основные параметры современной криолитозоны: мощности, среднегодовые температуры пород, типичные глубины сезонного промерзания и оттаивания как для мерзлой, так и для таловой области. Выделена была криолитозона на арк-

тическом шельфе. На Западно-Сибирской низменности на карте масштаба 1:5000 000 уже показаны реликтовые (двухслойные) мерзлые толщи. И. Я. Барановым (1960, 1965) были рассмотрены теоретические вопросы строения криолитозоны как комплексного экзогенного явления, свойственного литосфере континента в высоких и умеренных широтах.

Третий этап — этап развития представлений о криоге-незе литосферы. В 60-х годах начали широко проводиться комплексные мелкомасштабные мерзлотно-гидрогеологические и инженерно-геологические съемки, охватившие многие районы Западной, Средней и Восточной Сибири. Постановка этих исследований и полученные результаты дали качественно новый фактический материал и мощный стимул для развития региональной и общей геокриологии, учения о криогенных процессах и явлениях, криолитологии и гидрогеологии мерзлой зоны литосферы. Данные собирались комплексно для больших территорий, что стимулировало их сопряженный анализ, поиски взаимосвязи различных составляющих криолитозоны, региональный, зональный и геоисторический подходы к их рассмотрению, практическое (гидрогеологическое, инженерно-геологическое и экологическое) использование получаемых результатов. Результаты съемочных, научных и методических работ позволили выявить новые закономерности влияния зональных, высотно-поясных и региональных условий на криогенное строение мерзлых толщ, мощности и строение криолитозоны. Были получены основные представления о криолитозоне крупных регионов, об особенностях процессов криогенеза и их геологических результатах в разных зональных и региональных условиях на платформах и плитах — Восточно-Европейской и Западно-Сибирской (В. В. Баулин, Е. Б. Белопухова, Г. И. Дубиков, В. Т. Трофимов, Н. Г. Оберман и др.), Сибирской (Н. С. Данилова,

A. И. Ефимов, Н. Н. Романовский, К. А. Кондратьева, С. М. Фо-
тиев, Н. С. Шевелева, А. Б. Чижов и др.) и в горно-складча-
тых областях Урала (Н. Г. Оберман), Сибири и Дальнего Во
стока (И. А. Некрасов, П. Н. Луговой, Н. Н. Романовский,

B. Е. Афанасенко, К. А. Кондратьева, О. М. Лисицына*
О. Н. Толстихин и др.), Памира и Тянь-Шаня (А. П. Горбу
нов) и т. д. Результаты этих исследований были положены в
основу представлений о криогенных процессах и явлениях,
включая их физическую сущность, комплекс природных усло
вий, в которых они могут развиваться, криолитологическое,.
палеомерзлотное и инженерно-геокриологическое значение.
К их числу относятся исследования: криогенного растрескива
ния и формирования полигонально-жильных структур»
(Н. Н. Романовский, С. Е. Гречищев, R. Berg, T. Bleck и др.),
термокарста (Ю. Л. Шур, Г. М. Фельдман и Др.)> инъекцион
ных бугров пучения (R. Mackay), пучения пород в сезоннота-
лом и сезонномерзлом слоях (В. Н. Невечеря, Л. М. Чистоти-
нов и др.), солифлюкции (Г. Ф. Гравис, Л. А. Жигарев и др.),

курумов (А. И. Тюрин, Н. Н. Романовский, С. М. Говорушко), каменных глетчеров (А. П. Горбунов, С. М. Титков и др.) и т. д. Необходимо отметить обобщающую работу Т. Л. Уошбор-на «Мир холода» (1988), посвященную анализу современных представлений главным образом зарубежных исследователей о криогенных процессах и явлениях, т. е. по существу рассматривающую проблему криогенеза.

В этот же период широко развернулись исследования крио-литогенеза как зонального типа литогенеза. Криолитологиче-ские особенности ряда генетических типов синкриогенных отложений были изучены Е. М. Катасоновым, Г. Ф. Грависом, Н. Н. Романовским, Т. Н. Каплиной, В. Н. Конищевым, А. И. Тюриным, Ф. А. Каплянской, В. Ф. Тарноградским и др. Обобщающие работы по криолитогенезу были изданы А. И. Поповым (1967), А. И. Поповым, Г. Э. Розенбаум, Н. В. Тумель (1985), И. Д. Даниловым (1978), В. Н. Конищевым (1981), Ш. Ш. Гасановым (1981), Э. Д. Ершовым (1982). В монографиях этих авторов, несмотря на различие их подходов к проблеме, изложены основные представления о природе и особенностях проявления процесса криогенеза при осадочном породо-образовании.

На третьем этапе был проведен ряд крупных исследований по проблеме образования подземных льдов, их строения, свойств и приуроченности к определенным типам отложений (П. А. Шумский, Б. И. Втюрин, В. И. Соломатин, М. М. Корей-ша, Р. Маккей, X. Френч и др.).

Важную роль в формировании представлений о криогене-зе литосферы сыграли работы по гидрогеологии криолитозоны. Начатые А. В. Львовым, Н. И. Толстихиным, И. Я. Барановым, А. И. Ефимовым, П. Ф. Швецовым, А. И. Калабиным, они были продолжены в 60—80-х годах О. Н. Толстихиным, Н. Н. Романовским, С. М. Фотиевым, С. Е. Суходольским, Н. П. Аниси-мовой, В. Е. Афанасенко, В. П. Волковой и др. В результате были разработаны важные представления о преобразовании гидрогеологических структур и подземных вод в них криогене-зом, об особенностях формирования и естественной защищенности подземных вод в криогидрогеологических структурах, нале-деобразовании как специфическом проявлении разгрузки подземных вод в мерзлой зоне.

История формирования криолитозоны являлась (начиная с 50-х годов) предметом исследований многих геокриологов, палеогеографов, геологов-четвертичников и гляциологов. Выработанные ими современные представления об истории криогенеза литосферы рассмотрены ниже (1.3).

Картографическим обобщением региональных, зональных и палеогеографических закономерностей формирования криолитозоны явилось составление под руководством В. А. Кудрявцева «Геокриологической карты СССР» масштаба 1:2 500 000 (Общее мерзлотоведение, 1978). Эта карта построена на основе

использования результатов мелкомасштабных мерзлотно-гидро-геологических съемок в большинстве регионов криолитозоны, которые рассматриваются как «ключевые участки». Полученные закономерности распространены на территории (зоны, регионы) со сходными природными условиями. На карте показаны строение и мощности криолитозоны, диапазоны среднегодовых температур пород, характерных для определенных ландшафтных таксонов, состав пород по формациям и генетическим комплексам с отражением их криогенного строения и льдистости, типы таликов, криогенные процессы и явления с учетом их зональной и региональной природы образования, распространения и эволюции при палеогеографических изменениях. Важной работой, обобщающей современные знания по региональной геокриологии, является пятитомная монография «Геокриология CGCP» (1988—1989).

Одновременно с формированием современных представлений о криолитозоне развивается направление, рассматривающее условия и результаты образования гидратов природных газов в верхней части литосферы нефтегазоносных структур субарктической части Евразии и Северной Америки, а также арктического шельфа. В СССР это направление начали развивать Н. В. Черский, Ю. Ф. Макагон, В. П. Царев, С. П. Никитин, в Канаде — А. Джадж, Д. Хантер и др. Влияние гидратов газов на гидрогеологические условия начал изучать Г. Д. Гинсбург. Впервые наличие взаимодействия мерзлых толщ и залежей гидратов газов установлено Н. Н. Романовским. Особое значение имели геотермические исследования в криолитозоне В. Т. Балобаева и его сотрудников, позволяющие получить важные сведения о теплопотоках и тепловых свойствах пород в массивах.

В результате перечисленных выше геокриологических и других смежных исследований, направленных на познание воздействия комплекса криогенных процессов на верхнюю часть земной коры на севере Евразии, Северной Америки, на арктическом шельфе, на свободных ото льда участках Антарктиды, в высокогорных регионах умеренных и низких широт, начала формироваться единая концепция криогенеза литосферы. Дли ее дальнейшей разработки и реализации результатов в практике народнохозяйственного освоения и охраны природы территории криолитозоны в настоящее время в Российской Академии наук создан Совет по проблеме «Криогенез литосферы и проблемы освоения Крайнего Севера».

Дата: 2019-03-05, просмотров: 318.

12 3 4 5 6 7 8 9 10 Следующая ⇒