I. 2. РАСПРОСТРАНЕНИЕ КРИОЛИТОЗОНЫ

Многолетнемерзлые породы (ММП) занимают 25% суши Земли и распространены почти на половине территории СССР. Они развиты на ceiBepe европейской части СССР, Урала, За­падной Сибири, охватывают почти всю территорию Средней и Восточной Сибири, северную часть Дальнего Востока. ММП охватывают высокогорье Алтая, Тянь-Шаня, Памира и Кавказа. Вблизи южной границы их распространения они образуют изолированные острова. К северу площадь этих островов уве­личивается, острова переходят в массивы, разделенные тали-

■ ■ . ■ .-. ^: - • .... ' .' ' -7

Рис. 2. Схематическая карта мерзлотного и гидрогеологического районирования СССР (по С. М. Фотиеву, 1978; Гидрогеология

СССР, сводный том, 1976, с некоторыми изменениями). /—3 — южная геокриологическая зона с подзонами: верхнеголоценовых (/), реликтовых и плейстоценовых (2) и дву­слойных (3) ММП; 4—6 — северная геокриологичес­кая зона с подзонами: северной (4), южной (5) и субмаринной (6); 7 — площади распространения ММП в верхнем плейстоцене, оттаявшие в голоцене. Границы:8 — современного распростране­ния ММП (южной геокриологической зоны), 9 — северной геокри­ологической зоны, 10 — двуслойных мерзлых толщ, // — северной подзоны северной геокриологической зоны; 12 — распространения ММП в верхнем плейстоцене, 13 — распространения суши в верх­нем плейстоцене, 14 — гидрогеологических областей, 15 — гидро­геологических структур первого порядка и областей второго, 16 — номера гидрогеологических областей первого порядка (а), структур первого порядка и областей второго порядка (б). Гидрогеологи* ческие платформенные области— ГПО: I— Восточно-Европей­ская (Русская); III — Туранская; VIII — Западно-Сибирская с артезианскими бассейнами (АБ): Верхне-Обским (/), Иртышским (2), Средне-Обским (3), Тобольским (4)., Средне-Енисейским (5),

Нижне-Обским (6), Тазовским (7), Нижне-Енисейским (5), Гыдан-
ским (Р)_} Прикарским (10); X — Восточно-Сибирская с АБ: Ан-
гаро-Ленским (i), Якутским (2), Тунгусским (3), Оленекским
W, Котуйским (5), Хатангским (6), Нижне-Оленекским (7) и
гидрогеологическими массивами (ГМ) Анабарским (5), Алданским
{9). Гидрогеологические складчатые области — ГСО: II — Карпат­
ская и Крымско-Кавказская; IV — Копетдагская-Болынебалхан-
ская; V — Тянь-Шаньско-Джунгаро-Памирская; VI — Центрально-
казахстанская; VII — Тимано-Уральская система гидрогеологичес-
ггп /?ч^{астей: Печ}°Р^{ский А}Б (1), Тиманская ГСО (2), Уральская
a^aj (J); IX -, Саяно-Алтайско-Енисейская ГСО; XI — Восточно-
уиоирская система ГСО: Витимо-Патомская (/), Прибайкальская
W, Забайкальская (5), хребта Станового (4); XII — Зейско-Бу-
реинская ГСО; XIII — Сихотэ-Алинская ГСО; XIV — Верхояно-
^укотская система ГСО: Верхоянская (/), Колымо-Сугойская (2),
п^^К°^Л?^Мская (⁵>> Полоусненско-Верхне-Колымская (4)_у Яно-Ко-
ская (Я\ ^' ^{Омолонская} (⁶)> Чукотская (7), Охотско-Чукот-

Аняпт. ' — Корякско-Камчатская система ГСО: Пенджинско-

^рск V) К

ковыми зонами (см. VI. 1). Постепенно размер таликов сокра­щается, они занимают уже небольшие участки. Существует несколько подразделений мерзлых пород по их распростране­нию с поверхности (Общее мерзлотоведение, 1974, 1978 и др.), С гидрогеологических позиций можно принять разделение мно-голетнемерзлых пород (криогенных водоупоров) по их преры­вистости, предложенное С. М. Фотиевым (1978). Он выделяет ММП островного (<5%), прерывистого (5—95%) и сплош­ного (>95%) распространения. Островные и прерывистые ММП приурочены к южной, а сплошные к северной геокрио­логическим зонам.

При островном распространении многолетнемерзлые поро­ды существуют только в условиях благоприятного сочетания природных факторов и всегда приурочены к глинистым разно­видностям отложений. Они слабо влияют на гидрогеологичес­кие условия. При прерывистом распространении площадь, за­нятая мерзлыми породами, увеличивается зонально с севера на юг, а в горах поясно — от подножий к вершинам (см. VI. 6). При этом талики, размер которых зонально уменьшается, развиты на всех элементах рельефа, в том числе и на между­речьях. Такое распространение таликов обеспечивает возмож­ность пополнения подземных вод атмосферными и поверхност­ными водами. Вместе с тем мерзлые породы в этой зоне огра­ничивают распространение подземных вод, затрудняют их питание и сток. Северная граница развития субаэральных ра-диационно-тепловых таликов (см. гл. IV), существующих бла­годаря суммарному отепляющему действию солнечной инсоля­ции, снежного покрова и дождевых вод, и является границей между прерывистыми и сплошными мерзлыми породами. В зо­не сплошных ММП талики существуют только благодаря мощ­ным отепляющим факторам: лодземным и поверхностным во­дам, вулканам и химическим процессам, проходящим с выде­лением тепла (Кудрявцев, 1954). Они приурочены к долинам рек, озерам, обводненным тектоническим нарушениям и др.

Распространение ММП с поверхности, их среднегодовые температуры, глубины сезонного оттаивания подчиняются за­конам географической зональности и высотной поясности, т. е. меняются с юга на север, а в горах *— с высотой. В целом среднегодовые температуры мерзлых пород на подошве слоя их годовых колебаний понижаются зонально от 0° на южной границе их распространения до —10, —15° на побережье моря Лаптевых и Арктических островов. В горах минимальные тем­пературы достигают на вершинах —10, —12° в Верхоянской среднегорной области, в высокогорье Тянь-Шаня и Памира —20° и ниже. Глубины сезонного оттаивания мерзлых отло­жений меняются с юга на север в песках от 3—4 до 0,3—0,5 м, в суглинках и супесях — от 2—3 до 0,1—0,2 м, в торфяни­ках — от 1—1,2 до ОД м. Только в районах с резко континен-

тальным аридным климатом глубины сезонного оттаивания су­хих песков, супесей, трещиноватых скальных пород достигают 5—8 м.

♦ I. 3. СТРОЕНИЕ КРИОЛИТОЗОНЫ

Строение криолитозоны в разрезе зависит от многих зо­нальных и региональных факторов (геологического строения, рельефа, гидрогеологической обстановки и др.), а также от па­леогеографических условий, т. е. изменений климата и истории развития региона в четвертичное время (Общее мерзлотоведе­ние, 1978, гл. XI). По современным данным, мощности криоли­тозоны меняются от 3—4 до 1200—1500 м. В высокогорных районах можно ожидать, что мощности ее достигают 2000 м и более. При мощностях от первых метров до 300—600 м (реже более) криолитозона часто представлена только одним ярусом мерзлых пород. В этом случае границы распространения и мощность криолитозоны совпадают с границами ММП. В гор­ных районах и на древних щитах ниже яруса мерзлых пород существуют преимущественно морозные монолитные породы (см. рис. 1, А). На древних платформах на побережье Поляр­ного бассейна ярус мерзлых пород подстилают охлажденные породы, содержащие криогалинные воды. Между ярусами мерзлых и охлажденных пород обычно существует промежу­точный ярус, где в мерзлых породах заключены пласты и линзы криогалинных вод. Существуют и иные сочетания яру­сов (см. рис. 1, Б), о которых будет сказано ниже.

Мерзлые породы занимают различное положение в разре­зе. Наиболее часто они сезонно протаивают сверху. Зимой сезонноталый слой (СТС) промерзает. Такие мерзлые толщи называют сливающимися. В зоне прерывистого распростране­ния часто над мерзлыми толщами со средними температурами, близкими к 0°, существует слой талых пород, не промерзающий полностью зимой. В этом случае говорят о несливающихсл мерзлых толщах («несливающейся мерзлоте»). Талый слой, превышающий глубину зимнего промерзания, образуется в ес­тественных условиях при короткопериодных потеплениях климата, а при антропогенных изменениях — вследствие нару­шения растительных покровов, осушения и обводнения, снего­задержания и др. Талые породы зимой сезонно промерзают. При этом сезонномерзлый слой (CMC) имеет мощность от 20—30 см до 4—8 м. Летом он оттаивает.

Мерзлые толщи пород залегают часто на большой глуби­не — 100—200 м. Это реликтовые толщи, образовавшиеся в результате длительных потеплений или затопления суши мо­рем, т. е. обусловленные динамикой климата в плейстоцене и голоцене и морскими трансгрессиями. Реликтовые мерзлые толщи существуют как южнее области современного распрост-

ранения мерзлых пород с поверхности, так ив ее пределах (см. рис. 1, Б). Здесь они часто образуют двухслойные мерз­лые толщи, у которых верхняя толща является современной (верхнеголоценовой), а нижняя — древней (плейстоценовой). Температура верхней мерзлой толщи обычно понижается, а мощность увеличивается зонально. Верхняя граница реликто­вых мерзлых толщ имеет тенденцию погружения, а мощность — сокращения с севера на юг. Реликтовые и двухслойные мерз­лые толщи распространены на северо-востоке европейской части СССР, в Западной Сибири и на Сибирской платформе.

i.4. основные этапы истории развития

Криолитозоны

Начало многолетнего промерзания горных пород и форми­рование криолитозоны на севере Евразии относятся к плиоце­ну. Ископаемые следы многолетнего промерзания встречены в бассейне р. Колымы в отложениях, возраст которых на осно­вании биостратиграфических и палеомагнитных данных 2,4— 1,8 млн. лет (Шер и др., 1979). Там же в отложениях, датиру­емых концом плиоцена — началом плейстоцена (700—360 тыс. лет назад), встречены несомненные следы непрерывного су­ществования мерзлых пород.

Признаки существования мерзлых толщ в нижнем плей­стоцене установлены в Западной Сибири и в Центральной Якутии. Е. М. Катасонов доказывает непрерывное существова­ние мерзлых пород в последнем регионе, начиная по крайней мере с начала среднего плейстоцена. В более южных районах Сибири и на территории Европы в разрезах четвертичных от­ложений обнаружены геологические свидетельства неоднократ­ного появления и деградации мерзлых пород.

Таким образом, с конца плиоцена в северных районах: Сибири начали появляться ММП. Следуя общему направлен­ному похолоданию климата в кайнозое, а особенно в плейсто­цене (Марков, Величко, 1967), их граница постепенно смеща­лась к югу. Направленное общее похолодание климата, обус­ловленное тектоническими причинами, — увеличением площади суши и сокращением акватории Мирового океана, сопровож­далось ритмическими изменениями климата — сменой холод­ных эпох, — криохронов (по В. А. Зубакову) — теплыми — термохронами, засушливых периодов — периодами с повышен­ным увлажнением. В криохроны смещение южной границы мерзлых толщ было более значительным, чем отступание в тер-мохроны. С начала нижнего плейстоцена на Приморских низ­менностях Северо-Востока СССР, а с начала среднего плейсто­цена на севере Центральной Якутии и Сибирской платформы потепления приводили только к частичной деградации ММП: к повышению среднегодовых температур, к уменьшению мощ~

ности, к развитию термокарста, но не к полному их исчезнове­нию. В более южных районах мерзлые толщи образовывались в криохроны и полностью оттаивали в термохроны. В Западной Сибири в нижнем и среднем плейстоцене на севере существо­вал морской бассейн, размеры которого постепенно уменьша­лись. В криохроны в горном обрамлении образовывались лед­ники, спускавшиеся в море и занимавшие свободные от него участки низменности. Сочетание оледенения и морской трансг­рессии приводило к опреснению морского бассейна в результа­те таяния ледниковых льдов. Мерзлые толщи образовывались в этом регионе только на свободных от моря участках (Баулин и др., 1967).

В Европе периоды похолоданий сопровождались покров­ными оледенениями и мерзлые толщи формировались только во внеледниковой (перигляциальной) зоне. Их динамика была связана не только с похолоданиями и потеплениями климата, но и с динамикой ледникового покрова. Например, наступание ледника приводило к частичной или полной деградации под ним мерзлых толщ. Напротив, отступание ледникового покрова сопровождалось новообразованием и аградацией мерзлых толщ на освободившихся из-иод о льда поверхностях.

Наибольшее похолодание климата произошло во второй половине верхнего (позднего) плейстоцена в период от 30—35 до 10 тыс. лет назад (Величко, 1973). В Северном полушарии оно сопровождалось регрессией моря, его «оледенением» и рез­кой ксерофитизацией климата. Уровень Мирового океана по­низился на 100—130 м по сравнению с современным. В Сибири граница суши продвинулась на 800—900 км к северу. На ос­вободившихся от моря пространствах шло интенсивное глубо­кое промерзание и формирование криолитозоны. На примор­ских низменностях Северо-Востока, в Центральной Якутии происходило накопление мощных высокольдистых озерно-ал-лювиальных толщ с сингенетическими повторно-жильными льдами. В этот период размеры оледенения в Европе и Азии были относительно невелики, существенно меньше, чем в пред­шествующие холодные ледниковые эпохи. Деградация ледни­ков в конце этого периода происходила не из-за потепления, а в результате уменьшения количества твердых атмосферных осадков и ослабления питания ледников. На огромных внелед-никовых пространствах формировались толщи ММП. Их юж­ная граница продвинулась на юг (рис. 2). Возникла «великая криогенная область». ММП были развиты на большей части Европы, во всей Западной и (Восточной Ои-бири. В Сибири температуры пород понизились по сравнению с современными на 7—8° С, а возможно и ниже. Это вызвало промерзание в контурах современной области ММП всех суб-аэральных радиационно-тепловых таликов (см. гл. IV) и со­хранение только части гидрогенных таликов под глубокими

реками и озерами. Увеличились мощности криолитозоны, что привело к промерзанию многих водоносных горизонтов, комп­лексов и трещиноватых зон, существующих в настоящее время. Резко ухудшились условия питания подземных вод.

Здесь необходимо обратить особое внимание на то обстоя­тельство, что современные гидрогеологические условия криоли­тозоны невозможно понять без учета того влияния, которое оказало огромное по площади распространение мерзлых толщ, увеличение их мощности, понижение температур, сокращение количества таликов, имевшее место в геологическом смысле совсем недавно, всего 10—12 тыс. лет назад. Следы этого грандиозного природного явления проявляются на современ­ном этапе не только в пределах криолитозоны но и южнее, в регионах, где сейчас мерзлые толщи отсутствуют.

Новейший этап атлейстоцена — голоцен, начавшийся при­мерно 10 тыс. лет назад, ознаменовался быстрым (примерно» за 1000 лет) разрушением оледенения моря «и суши, началом деградации мерзлых пород «великой криогенной области» и морской трансгрессией Полярного бассейна. Происходило бы­строе отступание к северу южной границы ММП. Темп отсту­пания был максимальным в Европе и уменьшался к востоку. Наиболее северного положения эта граница достигла в период голоценового климатического оптимума (от 8—8,5 до 4,5 тыс. лет назад). Вблизи этой границы протаивание разных по ге­незису, составу и условиям залегания пород было неодинако­вым. Наиболее глубоко протаивали хорошо фильтрующие пес­чаные, гравийно-галечные, трещиноватые скальные и другие породы. В тех же районах глинистые отложения часто сохра­нялись в многолетнемерзлом состоянии. На низменностях, в том числе и приморских, сложенных высокольдистыми отло­жениями, началось интенсивное образование термокарстовых озер. На северо-востоке Европы, в Западной Сибири и части Восточной Сибири мощные плейстоценовые мерзлые толщи не успели оттаять полностью, образовав полосу реликтовых мерз­лых толщ. На территории шельфа началась активная деграда­ция ММП: переход мерзлых пород в охлажденные вследствие замещения пресных льдов криогалинными водами, т. е. разру­шение криогенных водоупоров, уменьшение мощности криоли­тозоны и образование реликтовых мерзлых толщ. Все это обус­ловило улучшение водообмена артезианских и трещинных вод ниже мерзлых толщ (МТ) под акваторией прибрежных морей Полярного бассейна.

Примерно 4,5 тыс. лет назад началось верхнеплейстоцено­вое похолодание и новообразование ММП. На севере, где мощ­ность протаявшего за голоценовый оптимум слоя была невели­ка (десятки метров), произошло смыкание реликтовых плей­стоценовых и новообразовавшихся голоценовых ММП. На их контакте и сейчас сохранились иногда не промерзшие пол-

14 ■ ■ .

ностью линзы талых водоносных пород, а отдельные массивы промерзли только частично. Южнее, где многолетнее оттаива­ние составляло 150—200 м, а мощность вновь образовавшихся мерзлых пород была меньше, сформировались двухслойные ММП. Реликтовый плейстоцено<вый горизонт двухслойных ММП продолжает деградировать и в настоящее время.

Поиск по сайту: