На территории орогенных областей/ занятой криоли-тозоной, находятся области байкальской (Тиман, Байкальская область), палеозойской (Урал и Новая Земля, Салаиро-Саян-ская, Таймыр и Северная Земля), мезозойской (Верхояно-Чу-котская, Монголо-Охотская и Сихотэ-Алинская) и кайнозойской складчатости (Камчатско-Корякская). Кроме того, высокогорная (альпийская) мерзлота распространена на Алтае, Тянь-Шане, Памире и Кавказе. Для всех горно-складчатых областей характерно разнообразие состава слагающих их пород при общей высокой степени их дислоцированное™. Это обусловливает высокую общую трещиноватость пород в массивах при несомненно более высокой трещиноватое™ трещин-но-жильного типа по разрывным тектоническим нарушениям. В целом горные массивы сложены более древними и более метаморфизованными и плотными породами по сравнению с тектоническими межгорными впадинами. Последние чаще всего выполнены мезозойскими (песчаниками, сланцами, аргиллитами, алевролитами, конгломератами, углями, лигнитами) и кайнозойскими (песками, галечниками, глинами, суглинками, супесями и др.) отложениями. Характерны и вулканогенные породы. Важной особенностью эффузивных пород является зависимость их свойств от возраста. Молодые эффузивы области кайнозойской складчатости (Камчатка) обладают высокой пористостью и проницаемостью, низкой плотностью и тепло проводностью. Для более древних эффузивов мезозойского возраста характерны снижение пористости, проницаемости, увеличение плотности и теплопроводности.
Важной особенностью орогенных областей является их новейшая тектоническая активность, которая существенно определяет ряд условий, в которых проявляется криогенез и формируется криолитозона. Некоторые горные области палеозойской складчатости (Урал, Таймыр и др.) в настоящее время тектонически мало активные сооружения, сильно денудированные и выраженные в рельефе невысокими горами со сглаженными
277
формами рельефа. Новейшие и активизированные древние разрывные нарушения для них не характерны. Поднятие и опускание под влиянием внешних (ледниковых) воздействий носят массивный глыбовый характер. Тепловые потоки обычно невелики. Другие области байкальской и палеозойской (каледонской и герцинской) складчатости существенно активизированы новейшими движениями, носящими блоковый характер. Границами раздела блоков служат разрывные нарушения с субвертикальными элементами залегания. Чаще всего это древние дизъюнктивы, но омоложенные в мезозое и (или) кайнозое. Глубина их заложения различна и изменяется от нескольких сотен метров до нескольких километров. Такие дизъюнктивы являются границами разделов блоков литосферы, имеющих не только разные скорости и амплитуды перемещений, но и разное направление движения. Одни блоки ороген-ных областей воздымаются, образуя горные хребты, подвергающиеся активной денудации. Другие блоки опускаются, и на их месте закладываются впадины, заполняющиеся продуктами разрушения гор. Это приводит к резкому различию в составе пород горных массивов и межгорных тектонических депрессий и разному строению их криолитозоны.
Дизъюнктивы под вулканогенно-осадочным чехлом тектонических депрессий обычно сохраняют свою активность. В результате этого чехол оказывается также нарушенным разрывными нарушениями. Большая часть этих нарушений обладает повышенной трещиноватостью и проницаемостью, вследствие чего они становятся путями питания, движения и разгрузки подземных вод. В основном это относится к рифтовым геоструктурам растяжения. По разрывам глубокого заложения возможна инфильтрация подземных вод до глубины в несколько километров. На этих глубинах воды сильно нагреваются, обогащаются микрокомпонентами и, разгружаясь, образуют серии термальных источников. Чем меньше глубина инфильтрации вод, тем ниже их температура.
Разрывные нарушения являются геологической основой существования водоносных таликов в самых суровых геокриологических условиях. По ним трассируется уменьшение мощностей мерзлых толщ, обычно достигающих наибольших значений на сопредельных ненарушенных блоках пород. Для последних характерна меньшая льдистость в мерзлом состоянии, в то время как ММП дизъюнктивов отличаются высокой льди-стостью. Они способны давать осадки при оттаивании. Крио-текстура пород ряда новейших разломов несет следы подвижек, произошедших, когда породы были уже в многолетне-мерзлом состоянии.
Новейшая тектоническая активизация сопровождается общим повышением тепловых потоков. Устанавливается прямая зависимость между величиной новейших воздымаыий горных сооружений, выраженных в высотах горного рельефа, и тепло-
278
выми потоками (см. V.3). Высокие значения тепловых потоков характерны для мезозойской Верхояно-Чукотской области (60 мВт/м2 и более), что обусловливает в целом небольшие значения мощностей мерзлых толщ, несмотря на низкие значения tcv и влияние горного рельефа, способствующего увеличению мощностей (см. V.4).
Другая закономерность типична для древней байкальской складчатой области, представляющей собой в настоящее время континентальную рифтовую структуру. Для этой горной системы характерны резкая дифференциация тепловых потоков (<7вз) и огромный диапазон изменения их величины (от 20—30 до 400 мВт/м2 и более). Минимальные значения соответствуют тепловым потокам областей древней (салаирской, байкальской) складчатости, максимальные — областям новейшей вулканической деятельности. При этом низкие значения ^вз встречаются как на опускающихся блоках под тектоническими впадинами байкальского типа, так и под воздымающимися глыбами горных массивов. Такая ситуация известна в Верхне-Чарской тектонической впадине, где в одном из блоков чехла обнаружена мощность многолетнемерзлых дисперсных пород около 500 м при tcv около —5° С. В сопредельном массиве Удокан мощность мерзлой толщи в протерозойских песчаниках достигает 900—1300 м, но уже при tc $ порядка —7... ...—10° С и влиянии горного массива, уменьшающего тепловые потоки (см. V.3). Максимальные значения qB 3 связаны с разрывными нарушениями глубинного заложения и другими структурами новейшей тектонической активизации. Следствием высоких тепловых потоков являются положительные температурные аномалии, многочисленные талики и маломощные мерзлые толщи пород с достаточно низкими tcv . Все они встречаются как в тектонических впадинах, так и в их горном обрамлении.
Важной особенностью горно-складчатых областей является резкая дифференциация пород по составу, теплофизиче-ским свойствам, льдистости и в итоге по тепловой инерционности. Горные массивы сложены скальными и полускальными породами в целом с невысокой пустотностью, низкой влажностью в талом и льдистостью в многолетнемерзлом состоянии. Они обладают невысокой тепловой инерционностью. В силу этого большая часть мерзлых толщ скальных массивов является по температурному режиму квазистационарными. Это в равной мере относится как к мерзлым толщам небольшой мощности (до 100—150 м), характерным для южной геокриологической зоны, так и к мощным мерзлым толщам горных сооружений севера Байкальского рифта, Верхояно-Чукотской орогенной области и др. Здесь мощности мерзлых толщ горных массивов достигают 500—1000 м и более, причем признаков современного движения их нижней границы не обнаружено.
279
Тектонические впадины, межгорные тектонические депрессии различных размеров и глубин заложения, долины крупных рек обычно выполнены толщами континентальных дисперсных или слаболитифицированных отложений, иногда с включением эффузивных пород. В целом для них характерны значительная поровая или трещинная пустотность, обводненность в талом и льдистость в мерзлом состояниях. В результате этого толщи обладают высокой тепловой инерцией. Поэтому в тектонических впадинах южной части горных областей Восточной Сибири известны слоистые, несливающиеся и даже реликтовые мерзлые толщи, температурный режим которых существенно нестационарен. Однако площадь их распространения незначительна и изучены они недостаточно.
VII.2. РЕЛЬЕФ И ВЕРХНЕКАЙНОЗОЙСКИЕ ОТЛОЖЕНИЯ, ИХ ВЛИЯНИЕ НА ГЕОКРИОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Конфигурация, местоположение и рельеф горных сооружений оказывают огромное и разностороннее влияние на формирование их геокриологических условий.
Морской тип высотной геокриологической поясности (см. П.З), характерен для горных сооружений, находящихся: 1) в области Арктического переноса воздушных масс (Чукотка, Новосибирские острова, Таймыр и Северная Земля, горы Путорана, Пай-Хой, Новая Земля, Хибины); 2) в умеренных широтах под влиянием атлантического западно-восточного переноса (Полярный Урал, Енисейский кряж, северные и западные склоны Алтая, Западного и Восточного Саян, Байкальской горной области, Верхоянья); 3) в умеренных широтах под влиянием Тихого океана (горы Камчатки и Корякин, восточный склон горных сооружений Чукотско-Охотского вулканогенного пояса, обращенный в сторону Охотского моря). В Арктической области геокриологическая поясность относится к северному варианту. В умеренных широтах с севера на юг зональные варианты меняются от северных через умеренные к южным.
На арктических островах, Урале, горах Бырранга широко распространены ледники, являющиеся характерным элементом их высотной поясности. Секториально меняется положение границы питания ледников, которая спускается до 250 м в Центральной Арктике и поднимается к западу и востоку. Высота арктических островов небольшая (несколько сотен метров), но больше половины их поверхности занято ледниками. Ледники имеют различные формы, размеры и мощности льда: это ледниковые щиты, купола, долинные и каровые ледники. На Шпицбергене и Новой Земле развито сетчатое оледенение. Мощности льда изменяются от первых десятков до 300—700 м (в долинных ледниках). Размеры и энергия оледенения в Арктике уменьшаются от Атлантики на запад и на восток; в этих
280
же направлениях снижаются мощности льда. На арктических ледниках встречаются все известные зоны льдообразования (см. V.8), причем резко преобладают низкотемпературные: снежная, снежно-фирновая и холодная фирновая зоны. Области питания занимают около 80% площади арктических ледников, область абляции — несколько более 20%.
Условия для формирования субгляциальных мерзлых толщ под ледниками в целом благоприятные. Этому способствуют низкие среднегодовые температуры льда и в целом его небольшие мощности. На Шпицбергене, Земле Франца-Иосифа, на Новой Земле под частью ледников с большой мощностью льда существуют талики и круглогодично происходит донное таяние льда. Перед ледниками, концы которых оканчиваются на суше, образуются наледи. В Центральной Арктике (Северная Земля, Таймыр) ледники относятся к холодным, ложе которых полностью находится в многолетнемерзлом состоянии.
Горные ледники характерны и для области тихоокеанского влияния: Камчатки и Корякского хребта. Обычно это ледники вершин и небольшие каровые ледники. На Корякском хребте под ледниками, судя по расчетным данным, породы часто находятся в многолетнемерзлом состоянии. На Камчатке из-за высоких тепловых потоков в горах вулканического происхождения, вершины которых покрыты ледниками, видимо, преобладает талое состояние пород их ложа.
Континентальный тип геокриологической высотной поясности (см. II.3) свойствен внутриконтинентальным районам Восточной Сибири, особенно внутренней части Верхояно-Чукот-ской горной области. Для этих регионов характерен преимущественно северный, а для юга — умеренный вариант геокриологической поясности. Южный вариант этого типа поясности (высокогорная мерзлота) характерен для гор Средней Азии и Южной Сибири. В этом случае мерзлые породы на сопредельных равнинах отсутствуют, а ММП развиты в верхнем геокриологическом поясе. Для высокогорной мерзлоты характерными особенностями являются: повышение южной границы распространения ММП при движении с севера на юг; сильная асимметрия геокриологических условий склонов горных сооружений; наличие горного оледенения на высотах верхнего геокриологического пояса. Ледники развиты больше на склонах высокогорных сооружений, обращенных к влагонесущим ветрам. Под большинством из них существуют как ММП и формируются изначально мерзлые морены, так и развиты субгля-циальные таликовые зоны, обусловливающие формирование приледниковых наледей, имеющих питание в течение всего холодного периода года.
Для ряда внутриконтинентальных регионов юга Дальнего Востока, Прибайкалья и Забайкалья летом проявляется воздействие тихоокеанских муссонов, и здесь инверсионное распределение температур воздуха характерно для зимнего пе-
281
риода. Поэтому в среднегодовом выводе существует понижение среднегодовых температур воздуха с высотой, а возможно, и общее понижение температур горных пород от днищ впадин до горных вершин. Такая закономерность была установлена для района гор Удокана, Кодара и Верхне-Чарской впадины (см. IL3).
Высотная геокриологическая поясность в горных сооружениях, вытянутых с севера на юг, сочетается с геокриологической зональностью. В Северной и Южной Америке такая закономерность типична для Североамериканских Кордильер и Анд. В горных системах Урала и Североамериканских Кордильер, вытянутых на тысячи километров, существенно меняются как зональные, так и высотнопоясные геокриологические условиях. В их северных частях ММП сплошного распространения развиты от сопредельных равнин до вершинных гор (северный вариант геокриологической поясности). В умеренных и низких широтах характерны мерзлые толщи альпийского типа, когда равнины, низкие и средневысотные части гор находятся в талом состоянии. Наличие резкой природной асимметрии западных, обращенных к влагонесущим ветрам, и восточных склонов гор, сухих, с континентальным климатом, обусловливает ряд различий в их геокриологических условиях. В первую очередь это более гипсометрически высокое положение границы мерзлоты на западных и более низкое — на восточных склонах. На западных склонах больше нивальных процессов и явлений (снежников, ледников и др.). Для восточных, малоснежных, склонов горных сооружений больше характерны, наледи подземных вод и смешанные.
Анализ немногочисленных материалов позволяет предполагать, что с увеличением высоты горных сооружений возрастает контрастность геокриологических и других природных условий на склонах разной ориентации по отношению к 'влагонесущим ветрам. Так, западные склоны Кордильер высотой более 5 тыс. м сильно увлажнены и на них превалируют, гляциально-нивальные явления (ледники, снежники) при относительно низком положении высотной границы распространения ММП. Напротив, внутренние и западные части этих горных сооружений отличаются очень сухим климатом, ландшафтами высокогорных сухих пустынь, континентальным засолением озер и отложений межгорных впадин, высоким положением снеговой линии, каменными глетчерами при гипсометрически более высоком положении нижней высотной границы распространения островов ММП, а также широким развитием так называемой «сухой мерзлоты». Отличительной особенностью последней является отсутствие льда в трещинах и пустотах скальных и крупнообломочных пород, слагающих горные массивы, террасы, конусы выноса и морены. Здесь СТС и CMC представляют собой по существу слои сезонного отепления и охлаждения, так как лед в них практически не образуется. Ниже подошвы
282
СТС в пустотах пород отсутствует натечно-инфильтрационный (гольцовый) лед. Массивы пород с отрицательной температурой содержат небольшое количество аблимационного льда и сохраняют воздухопроницаемость.
Наличие горного рельефа обусловливает специфический характер распространения, мощности, условий залегания рыхлых четвертичных отложений. В пределах горных хребтов преобладающими являются грубообломочные отложения: коллю-виальные, десерпционные, перлювиальные, гляциальные, про-лювиальные, флювиогляциальные и аллювиальные. Тонкодисперсными разновидностями представлены делювиальные, соли-флюкционные и болотные отложения, занимающие выположен-ные поверхности междуречий, межгорных седловин и нагорных террас или образующие шлейфы в прибортовых частях долин рек. В целом для всех этих отложений характерны небольшая мощность, льдистость, близкая к полной влагоемкости, и ограниченное распространение мономинеральных масс льда. Только на участках переуглубленных долин тектонического и гля-циального происхождения мощность дисперсных пород может достигать 50—100 м. Мономинеральные скопления льда — это чаще всего погребенный ледниковый лед, лед снежников и наледей. Особое место занимает гольцовый (натечно-инфильтрационный) лед в курумах (см. III.7) и лед каменных глетчеров (см. III.8). Сосредоточены все эти подземные льды в днищах и по бортам горных долин. По характеру промерзания — это как эпи-, так и синкриогенные отложения. Доля последних возрастает зонально к северу и с высотой, т. е. с увеличением длительности существования мерзлоты и ее суровости.
Межгорные впадины и депрессии, долины крупных рек выполнены обычно разными по генезису и дисперсности отложениями: аллювиальными, пролювиальными, флювиогляциальны-ми, озерными, делювиально-солифлюкционными. В Верхояыо-Чукотской горной области в межгорных впадинах довольно широко представлены «ледовый комплекс» и породы табераль-ного комплекса (см. IV.5).
В целом для отложений межгорных впадин характерны: 1) преобладание в разрезах эпикриогенных отложений, промерзавших и протаивавших неоднократно и в силу этого обладающих невысокой льдистостью; 2) наличие в верхней части разреза синкриогенных отложений «ледового комплекса», конечных изначально мерзлых морен, делювиально-солифлюкци-•онных, озерно-болотных и др. К северу зонально возрастает доля северных разновидностей синкриогенных отложений, являющихся основой для термокарста. В Каракульской высокогорной впадине на Памире распространены синхронно-эпикрио-генные льдистые озерные отложения, включающие мономинеральные залежи сегрегационных и инъекционных льдов; термокарстовая переработка сиикриогенных и синхронно-эпикрио-генных отложений происходит слабее, чем на равнинах. Зна-
283
чительные уклоны не способствуют образованию термокарстовых озер, но благоприятны для их дренирования. Преобладают процессы плоскостного сноса, которые приводят, с одной стороны, к разрушению отложений, в том числе и высокольдистых, занимающих гипсометрически высокое положение, с другой — к накоплению осадков с невысокой льдистостью на вы-положенных поверхностях. Последние перекрывают льдистые отложения, предохраняя их от протаивания. Характерно, что в Восточной Сибири «ледовый комплекс» сохранился даже во впадинах и долинах рек Северного Забайкалья и Прибайкалья, т. е. в районах прерывистого распространения современных ММП. Это свидетельствует о большем консерватизме суровых условий в голоцене в Восточной Сибири и о неблагоприятных условиях развития озерного термокарста.
VII .3. КРИОГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ■
ОРОГЕННЫХ ОБЛАСТЕЙ
В орогенных областях мерзлой зоны формирование подземного стока и мерзлых толщ, распространение таликов..v и наледеобразование оказывают сильное и многообразное взаимное влияние. (Эрогенные области в гидрогеологическом отношении представляют собой гидрогеологические горно-складчатые области, состоящие из систем гидрогеологических массивов и адмасоивов, артезианских бассейнов и ад-бассейнов, вулканогенных супербассейнов и разнообразных бассейнов карстовых вод, приуроченных к массивам карбонатных пород. Горные сооружения являются преимущественно гидрогеологическими массивами и адмассивами, вулканогенными супербассейнами. Межгорные депрессии и тектонические впадины — это чаще всего адартезианские бассейны, иногда адмассивы и бассейны карстовых вод.
Поверхностный и подземный стоки в гидрогеологических горно-складчатых областях происходят от наиболее высоко приподнятых частей горных сооружений к их сниженной периферийной части. Бассейны стока, как правило, охватывают несколько структур, на границах которых происходит перелив вод из одной структуры в другую. Обычно верхняя часть бассейна стока начинается в приводораздельной части горного хребта, у его подножия переходит в другой массив или чаще в межгорный адартезианский бассейн, из последнего в следующий гидрогеологический массив и так далее' до границ орогенной области. Здесь происходит перелив в артезианский бассейн платформы или разгрузка в море.
Бассейны поверхностного и подземного стоков часто не совпадают между собой. Это особенно характерно для гидрогеологических структур закарстованных карбонатных пород. В гидравлической связи гидрогеологических структур между собой и перетекании подземных вод из одного бассейна стока в дру-
284
гой большую роль играют новейшие, или омоложенные, «раскрытые» дизъюнктивные нарушения. Они 51вляются одним из основных мест питания и путей движения подземных вод в оро-генных областях. С ним связаны и места разгрузки подземных вод, фиксируемые в области развития ММП наледями (см. III.И).
Гидрогеологические структуры орогенных. областей криоли-тозоны в разной степени преобразованы криогенезом. Основные криогенные преобразования заключаются в том, что многолетнее промерзание хорошо проницаемых пород превращает их в криогенные водоупоры. В результате уменьшается гидравлическая емкость структуры, горизонты грунтовых вод или исчезают, или воды приобретают криогенный напор. Пути питания, разгрузки подземных вод локализуются по таликам. Сток вод осуществляется как по таликам в долинах, так и под мерзлыми толщами. С поверхности, а также и в массивах в первую очередь промерзают породы с низкой проницаемостью. В талом состоянии сохраняются высокопроницаемые породы. В результате подземный сток локализуется по зонам, слоям, горизонтам с высокой открытой пустотностью. Отсюда еще больитее гидрогеологическое значение приобретают зоны разрывных нарушений, скопления гравиино-галечных отложений, раскарстованные карбонатные породы. Водообмен по ним может происходить интенсивнее, чем вне мерзлой зоны.
Криогенные преобразования гидрогеологических структур могут приводить к изоляции поверхностных вод от подземных и полному прекращению водообмена. Криогенез не только изменяет гидрогеологические особенности структур, но и приводит к. разнообразному криогенному строению мерзлой зоны литосферы в разных структурах. Существенно, что такие изменения происходят как в пространстве, т. е. зонально и высотно-поясно,, так и во времени. Криогенез гидрогеологических структур и формирование мерзлых толщ проходят во времени ряд стадий, которые в итоге отражаются на их геокриологических особенностях.
Остановимся на наиболее важных пространственно-временных закономерностях формирования криогидрогеологических условий орогенных областей и строения криолитозокы.
1. Питание подземных вод в гидрогеологических структурах горных областей осуществляется вне мерзлой зоны практически на всей их площади. При этом в хребтах существуют мощная вертикальная зона просачивания (аэрации), зона периодического обводнения, выклинивающиеся к долинам рек, и ниже — зона постоянного обводнения. В долинах ее поверхность контролируется водотоками. Многолетнее промерзание формирует ММП (криогенные водоупоры), что на площадях питания подземных вод приводит к локализации последнего по дождеваль-но-радиационным таликам. Под островами ММП в хребтах прекращается просачивание дождевых вод сверху. В трещиноватых
285
горных массивах возникает «эффект криогенного зонтика». В результате при прогрессирующем промерзании ниже льдона-сыщенных криогенных водоупаров в состав мерзлых толщ переводят породы с открытой трещинной пустотностью, аблимацион-ным льдом в трещинах и неполно выраженными криотекстура-ми пород. В последних может происходить воздухообмен при движении воздуха через нижнюю и боковые границы ММП.
Образование верхнего льдонасыщенного горизонта в горном массиве скальных трещиноватых пород происходит при затекании воды в трещины ниже СТС. Здесь вода замерзает, образуя натечно-инфильтрационный (гольцовый) лед, превращающий породу в криогенный водоупор.
При островном и прерывистом распространении ММП в горных массивах по дождевально-радиационным таликам сохраняется просачивание дождевых вод, питающих трещинные грунтовые воды. Уровень последних испытывает сезонные колебания, поднимаясь летом и снижаясь зимой. На боковых субвертикальных контактах таликов мерзлые породы насыщаются льдом так же, как со стороны их кровли. Границы эти подвижны, и здесь образуются субвертикально ориентированные зоны криогенной дезинтеграции пород, высокольдистые в мерзлом и хорошо проницаемые в талом состоянии.
Сплошное с поверхности промерзание горных массивов приводит к тому, что сквозные талики локализуются в днищах долин под водотоками. Важной особенностью гидрологического режима последних является сезонность поверхностного стока. В зимний период, называемый водно-критическим, питание подземных вод в подрусловых таликах прекращается, происходит их сток вниз по долинам, сопровождающийся сработкой уровней в верховьях и частичной разгрузкой в средних частях, приводящей к образованию наледей.
Местоположение таликов в горных массивах со сплошным распространением ММП в днищах долин приводит к следующим последствиям.
1. Питание подземных вод в подрусловых таликах и глубокого подмерзлотного стока осуществляется только под водотоками за счет поверхностных вод. Именно положение водотоков контролирует положение поверхности подземных вод в междуречных массивах. Там, где подошва ММП достигает этой поверхности, образуются льдонасыщенные породы с полно выраженными криотекстурами. Периодические колебания подошвы мерзлой толщи в таких условиях вызывают появление зон криогенной дезинтеграции. Последние обычно выражены в долинах, но затухают и выклиниваются в сторону междуречий. Если подошва мерзлоты находится выше поверхности подземных вод в массиве, мерзлые породы сохраняют открытую пустотность и через их нижнюю поверхность происходит воздухообмен между талыми и мерзлыми слоями. В последних образуется и исчезает аблимационный лед.
286
Увеличение мощности мерзлых толщ до уровня подземных: вод сопровождается образованием льдонасыщенного горизонта и «запечатыванием» блоков мерзлых пород с неполно выраженными криотекстурами. В результате в гидрогеологических массивах гор при многолетнем криогенезе образуется сложная система пород с льдонасыщенными горизонтами и зонами криогенной дезинтеграции, блоками пород с неполно выраженными: криотекстурами и открытой пустотностью.
2. Под долинами рек с временными водотоками в АБ меж
горных тектонических впадин, в депрессиях годного рельефа,,
сложенных скальными породами, т. е. в гидрогеологических
структурах, где свободные или пьезометрические уровни под
земных вод находятся вблизи поверхности, мерзлые толщи:
представлены породами с полным заполнением пустот текстуро-
образующим льдом. В скальных массивах, представляющих в<
рельефе орогенных областей межгорные депрессии, ниже мерз
лых толщ присутствуют обводненные трещиноватые зоны, со
держащие напорные воды. Эти зоны — свидетельство сущест
вования в прошлом более мощной мерзлой толщи и результат
длительного и многократного колебания ее нижней границы.
В криогидрогеологическом отношении — это бассейны трещин
ных грунтовых вод, трансформированные криогенезом в крио
генные бассейны напорных трещинных вод.
3. Для гидрогеологических горно-складчатых областей ти
пично распространение пресных подземных вод, поэтому крио-
литозона представлена преимущественно ММП с полно и непол
но выраженными криотекстурами. Соленые воды в массивах
скальных пород и толщах дисперсных отложений существуют
только на побережье арктических морей. Здесь мощность ох
лажденных пород и криопэгов изменяется в широких пределах,
достигая в районе г. Амдермы 700 м. Солоноватые воды ниже
мерзлых толщ известны и во внутриконтинентальных горных
районах. Они связаны с породами, обогащенными сульфидными
минералами, со сплошным распространением мерзлых толщ я
длительным существованием вод в условиях затрудненного во
дообмена. Мощность охлажденных пород ниже мерзлых толщ
здесь составляет первые десятки метров.
4. Многолетнемерзлые скальные и полускальные породы об
ладают в целом невысокой льдистостью под массивами гор и
повышенной под долинами рек и депрессиями рельефа. При об
щих повышенных величинах теплопотоки под горами ниже, а
под долинами выше (см. V.3). Это приводит к большим мощно
стям мерзлых толщ под горными массивами, где они возраста
ют с высотой местности, по сравнению с мощностями в горных
депрессиях. Эта закономерность прослеживается при всех типах
геокриологической высотной поясности (см. II.3). Ниже мерз
лых толщ в депрессиях находятся подмерзлотные контактирую
щие воды, которым характерны активный водообмен с поверх
ностными водами и большие скорости движения.
287'
Второй закономерностью является квазистационарный характер температурных полей мерзлых толщ горных массивов; не установлено наличие явно деградирующих или аградирующих мерзлых толщ большой мощности, не отмечено температурных аномалий в местах былого существования ледников в позднем плейстоцене. Это свидетельствует о небольшой инерционности мерзлых толщ криомассивов гор и больших скоростях изменения положения их подошвы при динамике климата.
В межгорных впадинах, выполненных дисперсными отложениями с полным льдонасыщением, инерционность мерзлых толщ больше. Двуслойные и слоистые мерзлые толщи встречены в ряде впадин Прибайкалья. Почти повсеместно для тектонических впадин характерно наличие квазистационарной мерзлоты.
5. Для горно-складчатых областей с активной новейшей тектоникой даже при наличии очень суровых геокриологических условий характерно существование под временными водотоками гидрогенных инфильтрационных сквозных таликов, по которым осуществляется питание подземных вод глубокого стока. Эти талики приурочены к разломам с высокой трещиноватостью по род, к закарстованным зонам в массивах карбонатных пород и мощным накоплениям валунно-галечного материала, выполняющего переуглубленные участки долин. Для них характерен специфический водно-температурный режим, являющийся фактором их сохранения. Породы этих таликов в летнее время полностью водонасыщены. Осенью с прекращением стока поверхностных вод начинается быстрое падение уровня грунтовых вод в таликах, опережающее темп сезонного промерзания пород. В результате в сезонномерзлое состояние переходят отложения, обладающие высокой открытой пустотностью и сохраняющие проницаемость. Глубины сезонного промерзания дренированных пород таликов достигают 5—8 м, но глубина падения уровня подземных вод всегда больше этих величин. В приводораздель-ных частях падение уровня в таликах составляет десятки — первые сотни метров. С началом весеннего снеготаяния происходит заливание талых снеговых вод в дренированные породы таликов. В CMC за счет «запасов зимнего холода» вода намерзает на поверхность валунов, гальки и стенки трещин. Происходит частичное снижение коэффициента фильтрации пород, но их проницаемость сохраняется. Затем под влиянием фильтрующихся вод намерзший лед оттаивает и исходная проницаемость восстанавливается.
6. В северной геокриологической зоне в бассейнах стока орогенных областей с активной новейшей тектоникой О. В. Тол-стихиным (1974) установлена гидрогеотермическая поясность, с которой связаны наличие таликов в долинах рек, особенности
режима подземных вод и характера наледеобразосвания. Сверху вниз О. Н. Толстихин выделяет следующие гидротермические
пояса.
288 ■ "*
Пояс гидротермической аккумуляции, начинающийся от линии водоразделов и включающий те части бассейнов стока, где поверхностные воды и воды СТС аккумулируют на площади водосбора такое количество тепла, которое обеспечивает существование несквозных подрусловых грунтово-фильтрационных таликов. Эти талики, приуроченные к грубообломочному аллювию, разобщаются зимой на систему изолированных «ванн». По разрывным зонам в этом поясе иногда существуют сквозные подрусловые инфильтрационные (инфлюационные) талики.
Пояс инфильтрации и инфлюации находится ниже и характеризуется преобладанием подрусловых таликов при ограниченном развитии пойменных грунтово-фильтрационных, а также распространением сквозных инфильтрационных (инфлюацион-ных) таликов, приуроченных к разломам. В этом поясе емкость таликов значительна. В водно-критический период в них происходит сильная сработка уровня грунтовых вод, а весной активная инфильтрация поверхностных вод. В нижней части этого пояса формируются небольшие наледи грунтовых аллювиальных вод.
Пояс транзита и аккумуляции подземных вод обладает оптимальным сочетанием гидрологических и гидрогеологических условий. Летом у рек высокие расходы. Аллювий в днищах долин грубообломочный. Развиты несквозные и сквозные пойменные и подрусловые грунтово-фильтрационные талики, а также инфильтрационные и напорно-фильтрационные, многие из которых часть года работают в режиме поглощения, а другую — в в режиме разгрузки. Здесь широко распространены наледи,, сроки формирования и размеры которых увеличиваются от верхней границы пояса к нижней.
Пояс разгрузки подземных вод начинается от нижних частей горных сооружений и включает территорию межгорных артезианских и адартезианских бассейнов и криогенных напорных бассейнов. Разгрузка вызывается снижением уклонов долин, сменой грубообломочного состава аллювия на более тонкодисперсный, формированием предгорных конусов выноса. Воды подмерзлотного стока обладают здесь напором с устойчивым в течение года превышением пьезометрических уровней поверхности Земли. Ухудшение водно-фильтрационных свойств аллювия из-за увеличения его пылеватости приводит к промерзанию пойменных таликов, к смене сквозных таликов несквозными, а непрерывных по долинам — прерывистыми, разобщающимися зимой на систему изолированных ванн. Здесь происходит интенсивная разгрузка подземных вод по гидрогеогенным и подрус-ловым напорно-фильтрационным таликам, положение которых контролируется разломами. В этом поясе формируются наиболее крупные по размерам наледи.
На рис. VII. 1 приведена описанная выше схема питания, стока и разгрузки подземных вод гидрогеологической орогенной области северной геокриологической зоны.
10 Н. Н. Романовский 289
Рис. VII. 1. Схема питания, стока и разгрузки подземных вод в гидрогеологической складчатой области в условиях активных новейших тектонических
движений:
/ — аллювиальные галечники (а) и пылеватые пески и супеси (б); 2 — глинистые болотные и озерные отложения; 3 — песчано-гравийные аллювиальные и озерные отложения; 4 — сильно дислоцированные терригенные и вулканогенные отложения; 5 — новейшие и обновленные разломы; 6 — зоны периодического (а) и постоянного (б) интенсивного обводнения пород и их границы; 7 — многолетнемерзлые породы и их границы; 8— наледь; 9 — направления движения подземных вод в зонах периодического (а) и постоянного (б) обводнения; 10 — источники; 11 — графики расходов подземных вод через подрусловые талики за счет инфильтрации (инфлюации) — поглощения (а) и напора фильтрации — разгрузки, уходящей речным стоком (б) и расходующихся на наледеобразование (в). Высотные мерзлотно-гидрогеологические пояса (по О. Н. Толстихину, с уточнениями): а — пояс гидротермической аккумуляции; б — пояс инфильтрации и инфлюации; в — пояс транзита и аккумуляции; г — пояс разгрузки
7. В гидрогеологических орогенных областях криолитозоны наледеобразование подчиняется высотной поясности. При этом существуют значительные различия в проявлении наледеобра-зовательных процессов при северном и южном вариантах геокриологической поясности. В условиях северной геокриологической зоны (северный вариант поясности) при наличии сплошных мерзлых толщ в первых двух верхних гидрогеотермических поясах формируются небольшие наледи грунтовых вод и вод подмерзлотного стока. Период их образования и размеры увеличиваются вниз но долинам по мере снижения высоты местности. В нижнем поясе разгрузки происходит формирование наледей преимущественно вод глубокого стока в течение всей зимы, а сами наледи имеют максимальные размеры.
290
Во всех гидрогеотермических поясах существует превышение размеров наледных полян над площадями современных наледей. В верхних трех поясах это обычно следствие былого существования горных ледников, а при их наличии — больших размеров и большей мощности льда и его донного таяния. Это обусловливало в периоды оледенений интенсификацию питания и стока подземных вод, а также увеличение наледеобразования (см. 111.11). В поясе разгрузки очень большие размеры наледных полян — обычно результат миграции наледей под влиянием новейших движений и сейсмических явлений.
В регионах с высокогорной (альпийской) мерзлотой в геокриологическом поясе сплошных низкотемпературных мерзлых толщ наледеобразование по-разному проявляется при наличии горного оледенения и его отсутствии. В первом случае наледи чаще всего образуются непосредственно ниже концов ледников. Питаются они за счет талых ледниковых вод, стекающих по подледниковым обводненным таликам. Широко развиты наледи и ниже, особенно на переуглубленных участках долин и в высокогорных впадинах. В долинах, где ледники отсутствуют сначала появляются небольшие наледи грунтовых вод, а вниз по долине их размеры постепенно возрастают. Появляются наледи вод глубокого под-мерзлотного стока. В обоих указанных случаях в высокогорных регионах с «альпийской» мерзлотой проявляется тенденция возрастания размеров таликов, их живого сечения и водоносности с понижением высоты местности и уменьшением суровости геокриологических условий. В результате доля подземных вод, идущих на наледеобразование, уменьшается. Все больше воды уходит подземным стоком. Таким образом, наледеобразование, достигнув максимума своего развития на некоторых высотах, где существуют оптимальные условия по обводненности и суровости, постепенно ослабевает в поясе прерывистой мерзлоты и прекращается в поясе островной.
VII.4. ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ И ОСОБЕННОСТИ
КРИОЛИТОЗОНЫ ОРОГЕННЫХ ОБЛАСТЕЙ
Развитие природы орогенных областей в плейстоцене отличается рядом особенностей, оказывающих влияние на проявление криогенеза литосферы и формирование мерзлоты. Похолодания в горных областях обычно сопровождались развитием оледенений, а потепления — деградацией ледников. Виды оледенений и размеры ледников были разными в разных горных областях. Общим было сохранение существующей в настоящее время тенденции сокращения размеров оледенений от областей, испытывающих влияние океанов, к внутриконтиненталь-ным регионам. Поэтому ледники с Урала, Путор.ана, гор Быр-ранга спускались на окружающие их равнины. Вместе с тем горные ледники Верхоянья, системы хребтов Черского, Байкальской и других внутриконтинентальных областей оставались гор-но-долинными и не заполняли межгорные впадины.
10* 291
Максимальных размеров достигало ереднеплейстоценовое оледенение. Позднеплейстоценовые оледенения были существенно меньше по размерам (площади и мощности льда), хотя и развивались во время климатического минимума (см. 1.3). По размерам и расположению наледных полян по отношению к ри-■гильно-моренным комплексам можно судить о том, что ледники в долинах имели мощности льда, при которых происходили донное таяние, интенсификация питания подземных вод и нале-деобразования в приледниковой зоне.
В криолитозоне хребтов температурных аномалий, связанных с развитием ледников и субгляциальных таликов под ними, не сохранилось. Между тем можно предполагать разнонаправлен-ность в развитии мерзлых толщ в горах на территориях, где образовывались и исчезали ледники и где они отсутствовали. В последних похолодания приводили к увеличению мощности' мерзлых толщ; напротив, под ледниками их мощность в эти этапы сокращалась и даже появлялись талики. Таким образом, в криохроны возрастала контрастность геокриологических условий в одной орогенной области. Деградация оледенения при потеплениях приводила к многолетнему промерзанию пород на освободившихся ото льда субгляциальных таликах и к аграда-ции субгляциальных мерзлых толщ. Напротив, мощность мерзлоты вне участков оледенения в тер^мохроны сокращалась, в итоге контрастность геокриологических условий сглаживалась. Во всех случаях динамика мощностей мерзлых толщ была активной, что приводило к криогенной дезинтеграции пород.
В криохроны увеличение суровости мерзлотных условий в горах сопровождалось и изменением вертикальной геокриологической поясности: умеренный вариант трансформировался в северный, южный — в умеренный, или происходило понижение нижней границы распространения ММП. В термохроны происходил обратный процесс.
Существенно, что в настоящее время в орогенных областях мощность мерзлых толщ при их квазистационарном состоянии меньше, чем в период позднекайнозойского климатического минимума. Поэтому зоны криогенной дезинтеграции ниже мерзлоты находятся в талом состоянии и обводнены. Это способствует интенсификации подземного, особенно подмерзлотного, стока, что благоприятствует наличию источников подземного водоснабжения.
В горных массивах орогенных областей распространены преимущественно одноярусные эпикриогенные мерзлые толщи скальных пород (см. VII.2, VII.3). Ярус дисперсных отложений, обычно небольшой мощности, приурочен к горным долинам, подножиям склонов и межгорным седловинам. Здесь часто встречается маломощный горизонт синкриогенных отложений, имеющий прерывистое распространение по площади, залегающий в виде линз и представленный склоновыми накоплениями, аллювием, флювиогляциальными и моренными отложениями.
292
В крупных межгорных депрессиях и тектонических впадинах строение мерзлых толщ существенно разнообразнее и сложнее, особенно в северной геокриологической зоне. Во впадинах глубокого заложения мерзлые толщи мощностью 500 м и более обычно сложены только эпигенетически промерзшими породами, чехла (дисперсными и вулканогенными). Верхнюю часть разреза слагает комплекс синкриогенных озерно-аллювиальных, де-лювиально-солифлюкционных, флювиогляциальных и пролюви-альных отложений мощностью от 2—3 до первых десятков метров. Их дисперсность обычно увеличивается от бортов к центру впадин. В значительной мере эти отложения бывают переработаны термокарстом, а также наледями. Соответственно они трансформированы в таберальные и таберированные отложения, а также в наледный аллювий. В межгорных впадинах неглубокого заложения (до 200—500 м) нижняя часть мерзлых толщ бывает сложена скальными породами складчатого основания впадин с трещинными криотекстурами в мерзлом состоянии и трещинными напорными водами в талом. В этом случае для мерзлых толщ характерно двух- и трехъярусное строение.
Общей особенностью геокриологических условий межгорных тектонических впадин является зависимость распределения мощностей мерзлых толщ от тектонических особенностей впадин. К их числу относятся; сокращение мощностей ММП под разрывными нарушениями по сравнению с центральными частями блоков; приуроченность напорно-фильтрационных таликов и наледей к разломам и особенно к местам их пересечения; увеличение мощности мерзлых толщ в осях синклинальных и сокращение в осях антиклинальных складок и др. (см. V.3).
Таким образом, в горных хребтах орогенных областей решающим фактором в формировании и распределении мощностей мерзлых толщ является геоморфологический, а в межгорных впадинах — геоструктурный. Во всех случаях важнейшее значение играют подземные воды.
В северной геокриологической зоне и высокогорных сооружениях умеренных широт время непрерывного существования мерзлоты исчисляется сотнями тысяч лет, т. е. оно соизмеримо с периодами активизации новейших движений. Поэтому в горах с высокой новейшей активностью, испытывавших в плейстоцене направленное воздымание, происходило изменение температурного режима пород в хребтах, связанное с увеличением их высоты. Видимо, имело место понижение температур пород, носившее характер тренда, на фоне которого проявлялись периодические изменения, обусловленные колебаниями климата, и явления, связанные с появлением и деградацией горных ледников. Учитывая, что за период порядка 200 тыс. лет поднятие некоторых горных групп, например Верхоянских гор, гор Сун-тар-Хаята и других, оценивается в несколько сотен метров, температура пород в приводораздельной части гор за это время
2§3>
могла понизиться на 3—5° С, а мощность мерзлых толщ увеличиться дополнительно на 200—250 м.
Еще одной особенностью криогенеза орогенных областей является возникновение новых черт криогенного строения ММП, слагающих разломы, которые испытывают новейшую активизацию. Это изменение криогенных текстур за счет пластического течения льда и режеляции, образование открытой пустотности в зонах растяжения и др.
В орогенных областях на небольших расстояниях чередуются и резко дифференцированные районы активной денудации, где накопление происходит локально и существование отложений кратковременно, и районы длительной аккумуляции. В пределах последних накапливаются толщи дисперсных отложений, несущие следы криогенеза, по которым устанавливаются палеогеографические (палеомерзлотные) условия прошлых эпох. Особенности их накопления и промерзания подобны тем, которые описаны для аккумулятивных равнин. Между тем и горные хребты, т. е. участки интенсивной и длительной денудации, несут следы активного воздействия криогенных процессов прошлого. Так, установлено, что горы, сложенные породами, слабо поддающимися выветриванию, покрыты крупноглыбовым плащом криогенного десерпция (см. III.2, III.7). Последний формируется геологически длительное время, а в настоящем определяет специфический характер температурного режима, для которого важное значение имеет воздушная конвекция в зимнее время, способствующая понижению /Ср- Своеобразным является сезонное оттаивание отложений и влажностный режим этого слоя (см. II.6), дренированного осенью и зимой, но заполняющегося весной натечно-инфильтрационным (гольцовым) льдом. Такие особенности термовлажностного режима приводят к криогенному растрескиванию льдистых, выветрелых скальных и грубообломочных пород под крупноглыбовым чехлом курумов. Трещины возникают потому, что поверхность мерзлой толщи в зимнее время благодаря воздушной конвекции охлаждается до температур приземного слоя наружного воздуха (—20...—40° С). Они заполняются весной талой водой, обусловливая рост повторно-жильных льдов на склонах, междуречьях и нагорных террасах.
Характерно, что на огромных территориях орогенных областей, занятых мерзлыми толщами в настоящее время и находившихся в мерзлом состоянии в позднем плейстоцене, распространены полигонально-жильные структуры (см. III.4). Они вскрываются в «разборной скале», в разнообразных породах под покровом курумов, в щебнисто-глыбовом элювии, т. е. в породах грубообломочных и мало благоприятных для криогенного растрескивания. Сами структуры многообразны; часто они выполнены округленным щебнем, дресвой и мелкими валунами; на склонах они лишены заполнителя и служат путями стока вод СТС. В рельефе полигональная сеть таких структур выражена
294
неодинаково. Так, под плащом курумов она плохо видна, но обнаруживается в горных канавах, На слабонаклонных междуречьях, нагорных террасах и в основании делювиальных склонов она имеет вид «сортированных полигонов», а иногда и крупноблочного пологовыпуклого микрорельефа без заметных следов выпучивания крупнообломочного материала (см. III.4).
Практически повсеместное распространение таких полигонально-жильных структур рассматривается нами как свидетельство активного развития криогенного растрескивания и роста повторно-жильных льдов в эпоху позднеплейстоценового климатического минимума. Происходило это в условиях низких зимних температур воздуха, малой мощности снежного покрова, конвекции воздуха зимой в грубообломочных покровах на склонах гор, малой глубины сезонного протаивания, высокой льди-стости подстилающих СТС пород, насыщенных гольцовым льдом. Последующее голоценовое потепление, увеличение влажности и смягчение суровости климата привели к уменьшению мощности льдонасыщенного горизонта за счет увеличения глубины сезонного оттаивания и к широкому (но далеко не повсеместному) превращению повторно-жильных льдов в псевдоморфозы, выполненные грубообломочным материалом.
В cypoiBbix условиях северной части Верхояно-Чукотскои горной области, гор Бырранга, Новосибирских островов повторно-жильные льды в приповерхностных покровах гор сохранились. При прокладке дорог, планировании поверхности и других техногенных нарушениях они вскрываются и дают просадки.
Таким образом, в криохроны происходило увеличение льди-стости приповерхностных слоев мерзлых толщ эпикриогенных массивов, а в термохроны — уменьшение и трансформация пер-вичных полигонально-жильных структур во вторичные.
Глава VIII
СУБМАРИИНАЯ КРИОЛИТОЗОНА
АРКТИЧЕСКОГО БАССЕЙНА
VIII.1. ТИПЫ СУБМАРИННОЙ КРИОЛИТОЗОНЫ
АРКТИЧЕСКОГО БАССЕЙНА И ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О ИХ ФОРМИРОВАНИИ
На дне Арктического (Полярного) бассейна широко распространены"охлажденные отрицательно температурные и многолетнемерзлые породы, образующие субмаринную криолито-зону. В предшествующих разделах (1.3, III . 10, IV.3) показано, что в пограничной полосе континента и современного шельфа в позднем кайнозое происходили регрессии и трансгрессии Арктического бассейна. В периоды регрессий прибрежная часть шельфа оголялась, переходила в субаэральный режим, а выходившие из-под уровня моря отложения промерзали и/или охлаждались ниже 0°С. В периоды трансгрессий морем затапливалась территория с образовавшейся в субаэральных условиях криоли-тозоной, которая в субмаринных условиях претерпевает существенные изменения, приобретая новые особенности. Такая крио-литозона внутренней части шельфа выделяется под названием континентально-погруженной, или прибрежно-шельфовой, крио- литозоны. Ее внутренняя граница проходит по границе континент— море, а внешняя — условно по изобате, соответствующей максимальному понижению уровня океана в конце позднего плейстоцена. Севернее под акваторией Арктического бассейна, где температуры донных отложений tA ниже 0°С, распространена океаническая криолитозона, включающая внешнюю часть шельфа, континентальный склон и пелагическую область.
Формирование, распространение и строение прибрежно-шельфовой криолитозоны связаны с проблемой регрессий и трансгрессий Мирового океана. Можно выделить два существенно различных взгляда на природу кайнозойских морских регрессий и трансгрессий и их связей с оледенениями.
Согласно первому представлению, уровенный режим Арктического бассейна в позднем кайнозое определялся преимущественно тектоническими движениями, обычно асинхронными в разных геологических структурах, слагающих прибрежную часть континента и шельф, открытых в сторону океана. Уровенный режим Арктических морей прямо не связан с похолоданиями и потеплениями климата, формированием ледниковых покровов и их разрушением. Ряд оледенений в северных горных ре-
296
гионах синхронны с морскими трансгрессиями, особенно на приморских низменностях Восточной Европы и Западной Сибири. Считается, что оледенениям подвергались только горы Скандинавии, Урала и Новой Земли, Таймыра и Северной Земли. Ледниковые покровы на равнинах занимали ограниченные территории, чаще они спускались в моря в виде шельфовых ледников^ продуцируя айсберги и приводя к накоплению ледово- и ледни-ково-морских отложений.
В настоящее время большая группа исследователей развивает гляциоэвстатические представления об изменении уровня Мирового океана, связанном с ледниково-межледниковыми колебаниями объема океанской воды. В эпохи крупных оледенений происходят регрессии Мирового океана, s b ледниковых щитах скапливаются и консервируются в виде льда большие массы воды. Падение уровней в океане носит глобальный и синхронный характер, тем больший, чем значительнее массы льда, концентрирующиеся в ледниковых щитах. Для этих периодов обычно характерно развитие оледенений морей, а именно образование и расширение площади многолетних паковых ледяных покровов, захватывающих часть морей умеренных широт. С юга зона паковых льдов бывает обрамлена широкой полосой сезонных морских льдов, граница которых в целом сопрягается с южной границей распространения ММП (Величко, 1973).
Трансгрессии Океана обусловлены сокращениями размеров ледниковых щитов и массы льда в них. Такие изменения могут быть вызваны как уменьшением питания ледников в связи с усилением континентальное™'климата в умеренных и высоких широтах планеты, обусловлены сокращением испарения, связанным с оледенением морей, так и глобальными потеплениями (см. V.8). Первая причина редукции оледенения может предшествовать второй. В этом случае трансгрессия морей начинается в условиях сурового континентального климата и широкого распространения мерзлых толщ как на осушенной в период регрес-сти части арктического шельфа, так и на юге.
Ледниковые покровы располагались преимущественно на повышенных участках континентов. Увеличивались размеры Антарктического и Гренландского щитов, возникали Скандинавский, Лаврентийский ледниковые покровы и др. По представлениям М. Г. Гросвальда, Т. Хьюза и Г. X. Дентона, ледниковые щиты, возникшие на континентах, могли распространяться на территорию шельфа арктических морей, образовывая так называемые морские ледниковые покровы (ледники). В процессе эволюции климата и оледенений центральные наиболее высокие части последних перемещались на территорию шельфа, где условия питания ледников были оптимальными. В результате лед морских ледниковых щитов растекался как в сторону Северного Ледовитого океана, так ив южном направлении, на низменные равнины восточной части Европы, Западную Сибирь и др. Эта точка зрения оспаривается многими учеными.
2§7
Принимая в принципе представления о связи динамики крупных оледенений и колебаний уровня Мирового океана, ученые расходятся в количестве циклов трансгрессий и регрессий, амплитудах и времени наступления экстремумов. Для иллюстрации на рис. VIII. 1 приводятся гляциоэвстатические кривые
Рис. VIII. 1. Гляциоэвстатические кривые хода послеледниковой трансгрессии
(Holmes, Creager, 1974):
1 — по Каррею (1961, 1962); 2 — по Каррею (1965);* 3 — по Мернеру (1971); 4 — положение стабилизации уровня по Фейрбриджу (1961); 5 — уровни моря на Чукотском шельфе, установленные Кригером и Макманусом (1965); 6 — датировки затопленных террас на Лаптевском ■ шельфе (тыс. лет), по Холмсу и Кригеру (1974); 7 — кривая хода трансгрессии моря Лаптевых для интервала времени 13,5 —17,5 тыс лет
ж>да позднеплейстоценово-голоценовой трансгрессии (Holms, Creager, 1974). На рис. VIII .2 представлена осредненная гля-циоэвстатическая кривая, охватывающая весь позднеплейстоце-новый цикл в 130 тыс. лет. По приведенной кривой высокие уровни океана были в период между 115—130 тыс. лет назад, т. е. в межледниковую эпоху (микулинскую, эемскую, казанцев-скую) и в голоцене (до современности). Пики наиболее глубоких понижений уровня океана приходятся на 70 и 20 тыс. лет назад. Последнее экстремальное падение уровня, достигавшее 120—130 м, относится ко времени сартанского оледенения. По оценкам других исследователей, понижение уровня могло изменяться в пределах от 80 до 170 м. Существенно, что колебания объема океанической воды и морские трансгрессии и регрессии не всегда совпадают между собой. Так, в областях покровных
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 tA характерны для глубин, близких к нулю (рис. VIII.4). В приб-
Рис. VIII.4. Схема распределения среднегодовых температур пород
дна ( tn ) 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, гд 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 tA сохраняется
302
повсеместно. Однако во многих районах Евроазиатского и Се-веро-Американского материков tA 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, tA 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 Л. А. Жигареву) |
В других районах Арктического бассейна на глубинах от 1,8 до 8 м tA 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 tA 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 tCT > (—0...—2° С) и мощностями от нескольких до первых десятков метров.
Дата: 2019-03-05, просмотров: 349.
