Криолитозона состоит из многолетнемерзлых, ох­лажденных и морозных пород. Две последние группы характе­ризуются нулевыми и отрицательными температурами, но не содержат льда. Охлажденные породы бывают насыщены отри­цательно температурными солеными (криогалинными) вода­ми — криопэгами, а глинистые разновидности содержат также связанную воду. Морозные породы, в которых отсутствуют и вода и лед, в массивах обычно представлены блоками нетре­щиноватых интрузивных, метаморфических и монолитных оса­дочных пород. Соотношение мерзлых, охлажденных и мороз­ных пород в разрезах разнообразно и определяется геологиче­ским строением, рельефом, гидрогеологическими условиями и мощностью криолитозоны. Криолитозона осадочного чехла платформ, являющихся артезианскими бассейнами, состоит из мерзлых син- и эпикриогенных отложений, которые часто под­стилаются охлажденными породами. В криомассивах щитов и орогенных областей многолетнемерзлые породы сочетаются с блоками морозных. С позиции формирования мощности крио­литозоны и криогенеза литосферы существенно, что при обра­зовании или оттаивании мерзлых пород выделяются (или по­глощаются) скрытые теплоты, возникает или тает подземный лед, а при изменении состояния меняются их теплофизические, механические и водные свойства. При образовании охлажден­ных и морозных пород этого не происходит. Мерзлые породы обладают тепловой инерцией, тем большей, чем выше их льди-стость и значительнее затраты тепла на таяние подземного льда. В массивах температура ММП может повыситься до 0°С (или, точнее, до температуры фазовых превращений льда), а их состояние не меняется или меняется медленно. В результа­те возникают нестационарные деградирующие мерзлые толщи, мощности которых не соответствуют современному температур­ному полю. Они занимают около 30% площади мерзлой зоны в пределах нашей страны (Балобаев, 1989). Такие деградирую­щие мерзлые толщи, в том числе реликтовые, могут в осадоч-

181

ном чехле платформ и межгорных впадин сохраняться многие тысячи лет, свидетельствуя о том, что они сформировались в более суровую эпоху, а также о последующем потеплении.

В последние годы к криогенным или субкриогенным обра­зованиям стали относить и гидраты природных газов, возника­ющие при определенных термобарических и гидрогеохимичес­ких условиях в осадочном чехле нефтегазоносных провинций и областей Северной Евразии и Северной Америки при глубоком охлаждении литосферы (Царев, 1976; Черский, Царев, Ники­тин, 1983). Причиной включения гидратов газов (ГГ) в комп­лекс криогенных образований является то, что при их образо­вании и разрушении в породах происходят процессы и явле­ния, сходные с промерзанием и оттаиванием содержащих воду отложений. Существенно, что в разрезах осадочного чехла вер­тикальная зона гидратообразования (ЗГО) может включать как нижнюю часть криолитозоны, так и находиться ниже нее в об­ласти с положительными температурами пород. Поэтому в неф­тегазоносных структурах предложено выделять криогазогидрат­ ный этаж чехла, включающий яруса многолетнемерзлых пород со льдом, льдом и ГГ, а также пород, содержащих ГГ и воды. При многолетнем промерзании и протаивании возникает взаи­модействие мерзлых толщ и образующихся (разрушающихся) скоплений ГГ, влияющее на динамику температурного поля и конфигурацию подошвы мерзлых пород (V.6).

Формирование мерзлой зоны литосферы происходит под воз­действием многих региональных и зональных факторов и усло­вий, а также геоисторических событий, таких, как потепления и похолодания, трансгрессии и регрессии моря, оледенения и де-гляциация. Региональными условиями определяются состав, ус­ловия залегания и теплофизические свойства мерзлых и талых пород, обводненность последних, а следовательно, и значения теплот фазовых переходов, потоки тепла из недр Земли и гео­термические градиенты.

Образование и динамика субаэральной криолитозоны кон­тинентов, как это было показано В. А. Кудрявцевым, происхо­дит главным образом под влиянием периодических колебаний температур на поверхности земли. Колебания характеризуют­ся различными периодами, амплитудами и происходят при раз­ных средних за период температурах на поверхности пород или у подошвы слоя годовых теплооборотов. Эти колебания слож­но накладываются друг на друга, формируя температурное по­ле верхней части литосферы и обусловливая динамику криоли­тозоны. Общие принципиальные закономерности влияния пере­численных выше параметров рассматриваются в курсе общей геокриологии (Общее мерзлотоведение, 1978; Ершов, 1990). Ос­новываясь на них, ниже изложены основные региональные и зональные закономерности формирования, строения и динами­ки криолитозоны в различных геоструктурах (V.3), гидрогео­логических (V.5) и геоморфологических (V.4) обстановках.

182

История развития природного процесса в позднем кайнозое обусловила существенное различие в мощностях и строении криолитозоны северной и южной геокриологических зон (рис. V.1). В северной геокриологической зоне мощности криолитозо-

Рис. V.I. Мощности криолитозоны России и сопредельных государств

(по К. А. Кондратьевой). Мощность криолитозоны, м: 1 — /—15 субаэральной и субгляциальной; 16 — реликтовой (вторая цифра —> глубина залегания от поверхности, м): а — 100—200 и до 100; б — 100—200 и 100—200; в — до 100 и более 200; 17—19 — субмарин-ной. Границы различной мощности криолитозоны: 20 — субаэральной; 21 — субмаринной; 22 — реликтовой; 23 — южная граница криолито-тозоны; 24 — южная граница распространения реликтовых мерзлых толщ (а) и мерзлых толщ в плейстоцене (б)

ны преимущественно превышают 300 м, достигая 1500 м. По криогенному возрасту — это плейстоценовые мерзлые толщи, на динамику мощностей которых оказывали влияние длиннопе-риодные температурные колебания (с периодами 40, 100 тыс. лет и более). Средние температуры за эти периоды лежат в отрицательном диапазоне и зонально понижаются к северу. Большая мощность вертикальной зоны охлаждения и проник-

183

новения длиннопериодных колебаний (до 2—3 км) обусловли­вает в нефтегазоносных провинциях возможность формирования ГГ и их взаимодействия с мерзлыми толщами (V.6). Колебания с более короткими периодами (10 тыс., 1800 лет и менее) в северной зоне происходят также при отрицательных значени­ях средних температур на поверхности земли. Они изменяют температурное поле верхней части криолитозоны, не влияя на динамику мощностей, но обусловливая пространственно-времен­ные особенности развития многих криогенных процессов и яв­лений (см. III). Оговоримся, что колебания с Г=10 тыс. лет могут приводить к небольшим изменениям положения подош­вы мерзлых толщ мощностью 200—300 м. Только на южной пе­риферии северной геокриологической зоны суммарное влияние длинно- и среднепериодных колебаний вызывало частичное про-таивание с поверхности мерзлых толщ в среднем голоцене (кли­матический оптимум), сменившееся затем их повторным про­мерзанием в позднем голоцене. Поэтому мерзлым толщам в этой геокриологической зоне характерно преимущественно не­прерывное по вертикали строение.

В южной геокриологической зоне распространены многолет-немерзлые породы с мощностями, зонально уменьшающимися с севера на юг от 100—150 м до первых метров. Эти мерзлые толщи сформировались под влиянием колебаний с периодом от 10 тыс. лет и менее (Г—1800, 300, 40 лет). Их возраст — от позднеголоценового до современного. Длиннопериодные коле­бания происходят в южной зоне преимущественно при положи­тельных значениях средних температур, которые повышаются зонально к югу. В плейстоцене эти колебания приводили в криохроны к формированию мерзлых толщ мощностью до 400 м и более. В термохроны они деградировали. Реликты этих мерзлых толщ, достигших максимальной мощности в конце позднего плейстоцена (18—20 тыс. лет назад) и протаявших сверху до глубины 150—200 м в климатический оптимум голо­цена, сохраняются в осадочном чехле Восточно-Европейской и Западно-Сибирской платформ. Там, где с поверхности развиты верхнеголоценовые многолетнемерзлые породы, существуют двухслойные мерзлые толщи, разделенные в разрезе стадиаль­ным талым горизонтом (VI).

Специфичны условия формирования и динамики криолитозо­ны при трансгрессиях и регрессиях полярного бассейна (V.7), а также под ледниками и ледниковыми покровами (V.8). Эти геологические события в наибольшей степени влияют на мощ­ность и строение криолитозоны северной геокриологической зо­ны. Здесь на побережье арктических морей распространены аградирующие мерзлые толщи молодых морских террас и де­градирующие — в прибрежной части шельфа (VIII). Извест­ны аномально малые мощности мерзлоты, объяснимые только существованием в позднем плейстоцене высоких отрицательных температур под ледниковыми покровами (Балобаев, 1985).

184

V.2. О ТЕПЛОФИЗИЧЕСКИХ СВОЙСТВАХ ПОРОД,

ВЛИЯЮЩИХ НА ФОРМИРОВАНИЕ И ДИНАМИКУ МЕРЗЛЫХ ТОЛЩ

Особенности образования и протаивания многолетне-мерзлых толщ и их современное состояние существенно зави­сят от теплоемкости, теплопроводности и температуропроводно­сти талых и мерзлых пород. Теплоемкость пород характеризу­ет их способность аккумулировать тепло, теплопроводность оп­ределяет скорость переноса тепла при нагревании—охлажде­нии, а температуропроводность является показателем скорости изменения температур в среде.

Теплофизические свойства пород зависят от их генезиса, минерального состава, строения, пустотности (пористости или трещиноватости), состава порового заполнителя (вода, лед, газ, гидрат газа и др.)> степени заполнения порового пространства, а для дисперсных синкриогенных и некоторых эпикриогенных отложений с льдистостью больше поровой пустотности и от от­носительного содержания в них подземного льда. Кроме того, они зависят от термобарических условий (температуры и дав­ления). Многообразие и сложность таких зависимостей, подроб­ное рассмотрение закономерностей формирования теплофизиче-ских свойств мерзлых и талых пород в специальных работах (Теплофизические свойства..., 1984; Ершов, 1990) делают не­обходимым акцентировать внимание на тех из них, которые в наибольшей степени обусловливают региональные и зональные закономерности формирования мерзлых толщ. При таком рас­смотрении важными являются наиболее общие особенности из­менения свойств мерзлых и талых пород, которые позволяют выявить влияние последних на формирование мощностей мерз­лых толщ разнообразного геологического строения и состава. В большей части геологических структур породы полностью во-донасыщены, что позволяет рассматривать зависимости их свойств от пористости (трещиноватости), плотности и влажно­сти.

Теплоемкость пород слагается из теплоемкости органо-ми-нерального скелета и заполнителя порового (трещинного) про­странства. В глинистых породах существенное значение имеет теплоемкость связанной воды, количество которой в мерзлом состоянии изменяется в зависимости от температуры. В горных породах разной степени литификации, где цементация захваты­вает в первую очередь микропоры, количество связанной воды невелико. Поэтому содержание незамерзшей воды в мерзлом состоянии можно не учитывать. Удельные теплоемкости воды и льда (4,19 и 2,06 Дж/г-К) различаются примерно в два ра­за. Это определяет большую теплоемкость талых пород по сра­внению с мерзлыми и, следовательно, меньшую инерционность при изменении температурного поля мерзлых толщ по сравне­нию с талыми.

185

Влагосодержание (пористость, пустотность) пород изменя­ется в широких пределах. Для дисперсных отложений оно за­висит от гранулометрического состава и плотности, типа про­мерзания и криогенного строения мерзлых толщ, а в породах с жесткими связями — от степени литификации и трещиновато-сти. При этом с возрастом пород степень литификации обычно возрастает, а их влагосодержание уменьшается.

В. Т. Балобаевым (1991) были рассчитаны значения удель­ной теплоемкости С_у основных разновидностей горных пород по удельным содержаниям в них главных химических элементов. Им показано, что теплоемкости разных пород различаются не­значительно, несмотря на значительные различия в элементар­ном составе. Глинистым породам характерна более высокая С_у (0,836 Дж/г-К), чем песчаным и карбонатным (соответственно 0,817 и 0,820 Дж/г-К) из-за большого содержания А1₂О₃, а песчаным породам — менее высокая теплоемкость из-за высо­кого содержания SiO₂.

Удельная теплоемкость всех пород возрастает по мере уве­личения влажности (льдистости). Наибольшая теплоемкость характерна для дисперсных синкриогенных отложений северно­го типа (см. IV.2) и синхронно эпикриогенных отложений с пластовыми льдами (см. IV.3). Теплоемкость пород в целом возрастает с уменьшением их объемной массы (рис. V.2).

*             '             ^{s                     s} У г/см"

Рис. V.2. Зависимость теплоемкости (С) горных пород от их объемной массы (у_с) (по В. Т. Балобаеву, 1991)

Теплопроводность пород обладает сложными зависимостями от минерального состава, плотности, влагосодержания, фазово­го состава воды. По характеру теплопроводности наиболее сложную систему представляют дисперсные отложения верхне­го кайнозоя. Их состав, объемная масса, влагоемкость меня­ются в широких пределах. Из-за высокой влажности их тепло-

186

проводность значительно варьирует при изменении фазового состояния воды. Наиболее общими закономерностями для дис­персных отложений являются: возрастание теплопроводности при увеличении влажности и объемной массы как в талом, так и в мерзлом состоянии; более высокие в целом коэффициенты теплопроводности мерзлых льдонасыщенных пород (Х_м) по сравнению с талыми (А_т). Только неводонасыщенные отложе­ния (с влажностью до 5%) могут иметь большую теплопровод­ность в талом состоянии, чем в мерзлом.

Обобщенная зависимость теплопроводности водо- и льдона­сыщенных дисперсных отложений от объемной массы показа­на на рис. V.3. Теплопроводность минерального скелета всегда

Рис. V.3. Зависимость теплопроводности талых (А) и мерзлых (Б) дисперсных отложений от объемной массы скелета при полной влагона-

сыщенности:

1 — песок; 2 — супесь; 3 — суглинок (по В. Т. Балобаеву, 1991)

больше, чем у воды. Поэтому 1_Т увеличивается при возрастании плотности отложений, сопровождающемся снижением пористо­сти и содержания воды в породе. В мерзлом состоянии сход­ная зависимость характерна только для песка. У льдонасыщен­ных суглинков наблюдается тенденция понижения Я_м с возрас­танием их плотности за счет снижения относительного содер­жания льда. При возрастании объемной льдистости всех типов дисперсных отложений их теплопроводность увеличивается и стремится к теплопроводности льда (2,23 Вт/м-К). Таким об­разом, синкриогенные и синхронно эпикриогенные высокольдис­тые отложения, залегающие в верхней части разреза мерзлых толщ аккумулятивных равнин северной геокриологической зо­ны, обладают высокой теплопроводностью. В результате этого

187

они могли бы характеризоваться быстрой реакцией на темпе­ратурные изменения на поверхности земли (похолодания и по­тепления) в отрицательном диапазоне температур. Однако их повышенная теплоемкость нивелирует это свойство.

На основании обработки большого количества данных В. Т. Балобаевым были получены зависимости осредненных значений теплопроводности от возраста осадочных пород пале­огена и мезозоя Западно-Сибирской плиты, Сибирской плат­формы и Верхояно-Чукотской орогенной области (рис. V.4), а

Рис. V.4. Зависимость средней за геологический период теплопроводности пес­чаников от возраста (по В. Т. Балобаеву, 1991)

также указанных значений теплопроводности от плотности. Древние осадочные отложения отличаются от более молодых повышенной литификацией, большей плотностью и меньшим со­держанием влаги. Отложения неогена и палеогена обладают большей плотностью, чем плейстоцена, но относятся еще к рых­лым породам. Теплопроводность глинистых пород палеогена слабо зависит от объемной-массы, а для песчаных характерно возрастание теплопроводности с увеличением их плотности. По­следняя в массивах обычно растет с глубиной. Все типы палео­геновых пород в мерзлом состоянии обладают большей тепло­проводностью (примерно на 30%), чем в талом. Для осадоч­ных пород мезозоя характерны возрастание плотности и умень­шение влажности пород с увеличением возраста. При этом влагосодержание глинистых пород снижается и становится меньше, чем у песчаников. Как правило, теплопроводность гли­нистых пород также меньше, чем у песчаников. Всем мезозой­ским породам в мерзлом состоянии свойственна большая теп-

188

лопроводность, чем в талом. С увеличением возраста пород эта разница уменьшается. Так, в породах мела она составляет 40— 60%, а в триасовых — до 6—10% и приближается к погрешно­стям измерений.

Установлена отчетливая тенденция возрастания к с возрас­том отложений при увеличении их объемной массы. В мезозой­ских толщах наибольшей теплопроводностью во всех регионах обладают песчаники; наблюдается тенденция возрастания теп­лопроводности отложений с увеличением зернистости.

Исследование свойств палеозойских осадочных пород пока­зало, что их плотность близка к предельной, а влагоемкость составляет несколько процентов. Вода находится в трещинах и кавернах, особенно у карбонатных пород. Низкая влажность обусловливает практическое отсутствие различия Я_т и Я_м. Наи­большую теплопроводность имеют песчаники и доломиты, наи­меньшую — известняки и особенно мергели. Характерны зна­чительное закономерное понижение X с увеличением глинисто­сти карбонатных пород и возрастание с увеличением доломи­тизации. В. Т. Балобаев подчеркивает большой диапазон зна­чений Я: от 1,8 до 4,9 Вт/(м-К) для средних значений и от 1,1 до 7,3 Вт/(м-К) для предельных. Поэтому толщи пород палео­зоя разного состава существенно различаются по теплопровод­ности. Палеозойские карбонатные породы Сибирской платфор­мы содержат пласты галита, насыщены рассолами и обладают большой теплопроводностью. Это объясняется В. Т. Балобае-вым цементирующим действием высокотеплопроводных солей, при этом лабораторные определения влияния засоления поро-вых растворов не показали различий в значениях теплопровод­ности пород насыщенных пресными и высокоминерализованны­ми водами. В массивах пористых и кавернозных пород палео­зоя с влагосодержанием более 1—2% начинает прослеживать­ся зависимость Я от влажности.

Магматические и метаморфические породы обладают тепло­проводностью, изменяющейся в значительных пределах: осред-ненные значения Я для туфов составляют 1,74 Вт/м-К, а для кристаллических сланцев достигает 4,4 Вт/м-К (Балобаев, 1991). Пористость и содержание свободной воды в таких по­родах вне зон тектонических нарушений и кор выветривания невелики. Влажность составляет преимущественно доли про­цента, возрастая до первых процентов в эффузивных породах, сланцах, кимберлитах. Теплопроводность магматических и оса­дочных сильно метаморфизованных пород обычно ниже, чем у монолитных слабо метаморфизованных осадочных. Пределы изменения Я однотипных кристаллических пород значительно меньше, чем осадочных. При этом некоторые породы облада­ют мало варьирующими значениями Я, например долериты, широко представленные на Сибирской платформе. Их среднее значение 1=2 Вт/м-К при разбросе значений от 1,65 до 2,6 Вт/м-К. Среди магматических пород прослеживается тен-

189

денция некоторого понижения теплопроводности от кислых (гранитоидов) к основным (базальтоидам).

Влияние состава и свойств пород на формиро­вание мощностей многолетнемерзлых толщ проявляется через их теплоемкость, влажность, обусловливающую затраты тепла на фазовые превращения воды, и значения коэффициента теп­лопроводности. Влияние влажности пород на мощности мерз­лых толщ проявляется только при эпигенетическом характере промерзания. Анализ глубин многолетнего промерзания пород при периодических изменениях температур на поверхности, раз­ных геотермических градиентах ( g ) и затратах тепла на фазо­вые превращения, отличающихся в 7 раз (от 20 950 до 146 650 кДж/м³), показал, что различия в мощностях мерзлых толщ не выходят за пределы 40—50%. Таким образом, мощности эпигенетически промерзающих рыхлых водонасыщенных отло­жений и скальных слаботрещиноватых пород с небольшой влажностью не могут отличаться более, чем в 1,5 раза. Эта закономерность в естественных условиях хорошо прослежива­ется в южной геокриологической зоне при небольших мощно­стях мерзлых толщ позднеголоценового и современного возрас­та, находящихся преимущественно в квазистационарном со­стоянии. В северной геокриологической зоне при больших мощ­ностях мерзлых толщ, формировавшихся десятки и сотни тысяч лет, неоднократно частично протаивавших и промерзавших, эта закономерность не проявляется. Напротив, на обширных терри­ториях в структурах, сложенных в верхней части кайнозойски­ми и верхнемезозойскими отложениями со значительной льдис-тостью и высокой тепловой инерционностью, сохраняются на современном деградационном этапе эволюции криолитозоны аномально большие мощности, не соответствующие высоким среднегодовым температурам пород. По подсчетам В. Т. Бало-баева, такие нестационарные мерзлые толщи занимают около 30% площади области многолетней мерзлоты в Сибири. Мощ­ности плотных малольдистых скальных пород на Сибирской платформе и в горных массивах орогенных областей в северной геокриологической зоне практически соответствуют значениям 4р и находятся в квазистационарном (стационарном, по В. Т. Ба-лобаеву) состоянии.

Коэффициент теплопроводности пород во многом определя­ет величину геотермического градиента и изменение мощности мерзлых толщ в разных. геоструктурных условиях. В немерз­лых водонасыщенных толщах, подстилающих мощные мерз­лые, значения g в тонкодисперсных водонасыщенных отложени­ях при одинаковых потоках внутриземного тепла (д_Вз) могут быть выше, чем в скальных, в 2—4 раза. Как известно, глуби­ны сезонного промерзания и оттаивания пород прямо пропор­циональны X (Общее мерзлотоведение, 1978; Ершов, 1990). При многолетних процессах промерзания—оттаивания такая за­висимость несколько искажается из-за наличия геотермическо-

190

го градиента. При этом величина искажений не превышает 15%. В породах различного состава, плотности и влажности X может сильно различаться, иногда более чем в 10 раз (Теп-лофизические свойства горных пород, 1984). Поэтому, теорети­чески мощности мерзлых толщ могут варьировать за счет раз­личия в свойствах пород до 3—4 раз при одинаковом темпера­турном режиме.

Существеннное влияние на формирование мощностей мерз­лых толщ оказывают особенности залегания пород, имеющих неодинаковые состояния и теплопроводность. Так, при наличии маломощного чехла осадочных пород с низкой теплопроводно­стью (А/), залегающих на хорошо проводящих тепло кристал­лических породах {%"), максимальная за период развития мощ­ность мерзлой толщи будет больше, чем в однородных осадоч­ных напластованиях с Х'=Х". Наоборот, если породы с высоки­ми значениями теплопроводности к' (например, пески или ар­гиллиты) залегают на породах с низкой теплопроводностью X " (например, глины, суглинки или угли), мощность двуслой­ной мерзлой толщи будет меньше, чем в однородном разрезе пород с Х'=Х".