Файл: Общее мерзлотоведение..pdf

Приведенные примеры далеко не исчерпывают всего разно­ образия разрезов мерзлой зоны. Так, весьма интересен факт об­ наружения в Западной Сибири второго мощного слоя реликтовых мерзлых горных пород, отделенного от верхнего их слоя талыми породами с температурой до 0,5 ° (рис. 24) [17]. Верхний мерзлый слой мощностью 30—80 м подстилается талыми породами, а с глу­ бины 100—150 и до 360—500 м вновь залегают мерзлые породы. На южной границе распространения зоны мерзлых пород Западной Сибиринаходится только один нижний реликтовый слой,залегающий в интервале глубин от 100—200 и до 360—400 м, а иногда и глубже.

Причины, обусловившие такой характер разреза, весьма раз­ нообразны и далеко не всегда ясны. В одних случаях, как уже от­ мечалось, талики возникают в результате оттаивания части мер­ злой зоны, в других — талик является остаточной, реликтовой формой, отмирающей вследствие возобновления промерзания.

Мерзлотное районирование представляется высшей формой обобщения региональных материалов о составе и строении мерзлой зоны и осуществляется на основе подобного изучения всех лите­ ратурных п картографических материалов, содержащих сведения о мерзлых породах, их распространении, строении, генезисе, температуре и взаимодействии с внешней средой. Карты райо­ нирования обычно составляются в мелком масштабе (от 1 : 2 500 000 и мельче) и содержат обобщенные данные об основных закономер­ ностях развития мерзлой зоны в том или ином регионе. Примерами

такого рода обзорных мерзлотных карт являются карты, составлен­ ные Л. А. Ячевским в 1889 г., М. И. Сумгиным в 1940 г., Н. И. Толстихиным в 1943 г., В. Ф. Тумелем в 1946 г., И. Я. Барановым в 1956 г., С. П. Качуриным в 1961 г. и И. А. Некрасовым в 1971 г. На этих картах отражепы районы распространения сплошной, прерывистой и островной мерзлой зоны, температура и 'мощность мерзлых пород, мерзлотные явления (наледи, термокарст и др.).

Рис. 24. Схематический гидрогеологический разрез междуречья Большой

Юган — Обь (по Р. И. Глушко).

1 — валунно-галечниковые'пески'с глинамп;'2 —| пески, глины; 3 — пески с прослоями глин, алевритов; 4 — глины; 5 — скважины (а — на линии разреза, б — спроекти­ рованные); 6 — границы мерзлых пород (штрихи направлены в сторону мерзлых

грунтов); 7 — мерзлые породы.

К схематическим обзорным мерзлотным (геокриологическим) картам относится составленная в 1966 г. ГГ. И. Мельниковым карта Якутской АССР в масштабе 1 : 5 000 000 [19]. На ней по­ казаны мощность и распространение зоны отрицательных темпе­ ратур, изолинии мощности зоны отрицательных температур для разных форм рельефа, геоизотермы у подошвы слоя нулевых ко­ лебаний температур, подземные льды разного генезиса, мощность деятельного слоя, пункты с установленной максимальной мощ­ ностью пояса отрицательных температур. Проведены также гра­ ницы мерзлой зоны в области шельфа и граница преимущественно прерывистого распространения мерзлых пород. Фрагмент этой карты представлен на рис. 25.

98

Интересна схематическая карта рельефа нижней поверхности

мерзлой зоны Якутии в изогипсах, составленная П. А. Соловье­ вым [19].

В настоящее время продолжается разработка методов карто­ графирования и районирования мерзлой зоны па новой методо­ логической основе; с одной стороны, разрабатываются мерзлотно­

фациальные принципы картирования, с другой — морфологи­ ческие.

Рис. 25. Схематическая геокриологическая карта Якутской АССР (по П. И. Мельникову, уменьшенный вариант).

1 — изолинии максимальной мощности зоны отрицательных температур для разных форм рельефа, ы; 2 — геоизотермы у подошвы слоя нулевых колебаний температур; 3 — повторно-жильные льды в комплексе с вмещающими отложениями, образующие обширные (до 20—60 м) покровы на современных междуречьях, в долинах и депрес­ сиях рельефа; 4 —• повторно-жильные льды, спорадически развитые до глубины 5— 10 м в речных долинах и депрессиях рельефа; 5 — инфильтрационные, инфильтра- ционно-сегрегационные и инъекционные льды на сположенных водоразделах, склонах и речных долинах; 6 — инъекционные и сегрегационные льды в ядрах булгунняхов и гидролакколитов; 7 — глубина сезонного протаивания, м; 8 — граница мерзлой зоны в области шельфа; 9 — граница преимущественно прерывистого распространения мерзлых пород, м; 10 — скважина и установленная в ней максимальная мощность мерзлых пород; 1 1 — прерывистая мерзлая зона; 1 2 — сплошная мерзлая зона.

Г л а в а VI

ТЕРМИЧЕСКИЙ РЕЖИМ ПОЧВ И ГОРНЫХ ПОРОД, ФОРМИРОВАНИЕ МЕРЗЛОЙ ЗОНЫ

ИЕЕ ДЕГРАДАЦИЯ

Вглаве I подчеркивалось, что в основном мерзлые горные по­ роды отличаются от талых отрицательной температурой и присут­ ствием льда. Вода в зависимости от степени минерализации за­ мерзает при разных температурах. Например, пресные и слабо­ солоноватые воды с минерализацией до 3 г/л замерзают при темпе­ ратуре 0 — минус 0,2° С. Подземные воды этого типа наиболее широко распространены в верхних горизонтах горных пород, подверженных сезонному и многолетнему промерзанию. С повы­ шением минерализации подземных вод температура, при которой вода начинает кристаллизоваться в лед, понижается. Эта темпе­ ратура называется температурой начала замерзания горных по­ род. Мерзлые горные породы возникают и существуют только при температуре, которая ниже температуры начала замерзания. Отсюда видно, что формирование мерзлой зоны и ее последующее развитие и деградация непосредственно связаны с изменением температуры горных пород.

Внутренние и внешние факторы формирования температурного поля в горных породах. Температура любой среды является функ­ цией ее теплового состояния, определяемого внутренними и внеш­ ними источниками энергии и свойствами вещества. Земля имеет как собственные внутренние источники тепла, так и внешние. Под влиянием внутренних источников недра Земли разогрелись,

ив настоящее время их температура на глубине нижней мантии

теряет 2-10 17 ккал/год. Поэтому по направлению к поверхности температура Земли понижается, образуя градиентное поле тем­ ператур, характеризуемое внутриземным потоком тепла, величина которого в пределах верхней части земной коры составляет 0,03—0,06 ккал/м2-ч, приповерхностный слой сказывается наибо­ лее холодной оболочкой Земли. Внутриземной поток тепла прак­ тически не зависит от поверхностных условий, состава и свойств пород, стабилен во времени. Его величина определяется коли­ чеством генерируемой внутри Земли тепловой энергии.

101

радиационного тепла (рис. 26). Оно зависит от угла падения лу­ чей а. Истинное значение прямой солнечной радиации, приходя­ щейся на единицу поверхности Земли,

I — I 0cos а.

Угол а минимален в экватериальной области и максимален вблизи полюсов, поэтому с увеличением широты местности коли­ чество приходящего радиационного тепла уменьшается, обуслов­ ливая широтную зональность природных зон.

Плоскость экватора наклонена к плоскости эклиптики (плос­

не заходит, поверхность вблизи полюса получает наибольшее ко­ личество радиационной энергии, больше чем на любой другой широте, в том числе и на экваторе. Зимой же мы имеем наиболь­

102