Файл: Общее мерзлотоведение..pdf

ных хребтов, равна или близка к действительной мощности в точ­ ках перегиба рельефа.

В природных условиях температура поверхности различных элементов рельефа чаще всего бывает разной, и тогда картина осложняется. На влияние собственно рельефа накладывается вли­ яние изменения температуры, вызванного неоднородностью по­ верхности. Если температура поверхности на водоразделах ниже, чем в долинах, то мощность зоны мерзлых пород становится еще

более контрастной, сильно возрастая под водоразделами и умень­ шаясь под долинами. Когда градиент изменения температуры поверхности с высотой (гипсометрический) равен градиенту тем­ пературы в породах (изотермический), температурное поле стано­ вится линейным: изотермы располагаются горизонтально, а теп­ ловой поток всюду одинаков. В таком случае мощность зоны мерз­ лых пород под водоразделами будет больше, чем под долинами, на величину, равную относительной высоте водоразделов.

Повышение температуры поверхности с высотой приводит к выравниванию мощности зоны мерзлых пород под различными элементами рельефа и даже к превышению мощности под долинами по сравнению с водоразделами, что характерно, например, для Южного Забайкалья.

Изучение мерзлых горных пород в сложных орографических условиях может быть успешным только при обязательном учете одновременного влияния рельефа и распределения температуры на поверхности.

Влияние геологических факторов проявляется прежде всего в неоднородности состава и строения горных пород, исключающих

118

линейность температурного поля. Рассмотрим часто встречаю­ щийся случай контакта пород высокой и низкой теплопроводности на примере поднятия фундамента или флексуры, перекрытой гори­ зонтально залегающей толщей осадочных отложений (рис. 32) Если средняя годовая температура мерзлых горных пород оди­ накова на всем пространстве, то над поднятием изотермы к поверх­ ности сближаются. Если зона мерзлых пород не выходит за пре­ делы перекрывающих отложений, то над поднятием ее мощность будет минимальной. В этом повинен тепловой поток, плотность которого в данном месте максимальна в результате перераспре­ деления. Когда часть поднятия входит в зону мерзлых пород, минимальная мощность ее будет находиться на крыльях поднятия, а не над куполом. Если же нижняя граница зоны мерзлых пород лежит в древних породах поднятия, то под куполами следует ожидать максимальной мощности мерзлой зоны. В литературе, посвященной этому вопросу, все особенности, связанные с мощ­ ностью мерзлой зоны относительно поднятия, не учитываются. Поэтому господствует единая точка зрения об уменьшении мощ­ ности мерзлых пород в пределах положительных платформенных структур, причем даже не учитывается, что поднятие может быть сложено породами, обладающими меньшей теплопроводностью, чем вышележащие. Такие случаи редки, но могут встретиться, например, когда плотные доломиты залегают на гранитах, гней­ сах или диабазах. Тогда картина будет зеркально противополож­ ной уже рассмотренной. Там, где, казалось бы, должны быть макси­ мальные мощности мерзлой зоны, они будут минимальными, и на­ оборот.

В пределах прогибов, заполненных слаботеплопроводными осадочными породами, мощность мерзлой зоны увеличивается к центру прогиба, если ее мощность не превышает мощности оса­ дочной толщи или уменьшается в том же направлении и если про­ мороженными оказываются и плотные породы, образующие фун­ дамент прогиба.

Для оценки влияния горизонтальной неоднородности состава, состояния и свойств на стационарную глубину промерзания в каждом конкретном случае нужно исходить нз закономерности концентрации плотности теплового потока в зонах слабой тепло­ проводности.

Аналогично мояшо проанализировать и влияние дополнитель­ ных очагов выделения или поглощения тепла на формирование мощности мерзлой зоны и температуры пород. Картина становится ясной, если учесть, что любой источник тепла увеличивает тепло­ вой поток, а поглощение тепла уменьшает его. Очевидно, в пер­ вом случае мощность мерзлой зоны будет меньше, а во втором больше. Большой интерес представляет природа этих очагов. Геохимические процессы, идущие с выделением пли поглощением тепла, широко распространены, но, как правило, интенсивность их тепловыделения или теплопоглощения невелика, особенно

119

в мерзлых породах. Поэтому, за исключением узколокализованных в пространстве зон влияния окисления некоторых руд ц уг­ лей, температурное поле чаще всего не несет следов геохимиче­ ских процессов.

Наиболее интенсивные тепловые аномалии связаны с подзем­ ными водами [6], которые сами по себе не генерируют тепло, но, будучи весьма подвижными и обладая высокой теплоемкостью, принимают активное участие в выносе глубинного тепла и в его перераспределении. В дополнение к копдуктивному потоку тепла восходящие подземные воды переносят значительное количество тепла к границе раздела талых и мерзлых пород. В областях восходящего движения подземных вод мощность мерзлых пород понижается, и иногда, например по тектоническим разломам, образуются вертикальные таликовые зоны. Так как вода обычно имеет более высокую температуру, чем мерзлые породы, то та­ лики возникают и при нисходящем движении относительно хо­ лодных вод с поверхности. Несколько иная картина наблюдается при движении подмерзлотных вод по горизонтальным или слабонаклонным пластам. Если направление движения воды в пласте горизонтальное или, вернее, параллельно нижней поверхности мерзлой зоны, то вода не приносит дополнительного количества тепла, так как течет в породах с одинаковой температурой. Пла­ стовые и пластово-трещинные воды, движущиеся параллельно нижней поверхности мерзлой зоны, не оказывают влияния на глу­ бину ее положения и температурный режим горных пород.

Движение воды в наклонных пластах под углом к нижней по­ верхности мерзлой зоны и секущим изотермы сопровождается дополнительным переносом тепла. Мощность мерзлых пород сокгащается. Аналогичная картина наблюдается в горах при движе­

тем большее количество тепла переносится водой.

В платформенных областях, где скорость движения воды невелика, а водоносные пласты залегают почти горизонтально, влияние подмерзлотных вод на мерзлые породы незначительно. Исключение составляют горизонты соленых вод и рассолов, не замерзающих при существующих отрицательных температурах и способствующих уменьшению мощности мерзлой зоны. Влияние подмерзлотных вод ощущается только в горно-складчатых об­ ластях с интенсивными нисходящими и восходящими потоками воды, обилием зон с повышенной фильтрационной способностью и сложной морфологией мерзлой зоны.

120

Сибири относят к концу плиоцена — началу плейстоцена [7]. Возникнув, мерзлая зона непрерывно изменялась как по площади, так и по мощности вплоть до наших дней. Стационарные и квазистационарные режимы мерзлых горных пород могут сущест­ вовать только в определенные промежутки времени, характери­ зуемые длительной относительной стабильностью природных ус­ ловий. С изменением условий на поверхности и в недрах Земли идут процессы промерзания или протаивания, влияющие на мор­ фологию и мощность мерзлой зоны. Такой режим мерзлых горных пород называется н е с т а ц и о н а р н ы м. Для него харак­ терны различие тепловых потоков в мерзлой и талой зонах и изме­

ционно-климатические и географические (поверхностные). Тем­ пература поверхности почвы практически мгновенно изменяется при изменении, например, радиационного баланса или темпера­ туры воздуха. Вслед за этим начинает меняться температурное поле горных пород. Со временем изменения температуры распрост­ раняются на все большую глубину, уменьшаясь по мере удаления от поверхности. Процесс распространения тепла в горных поро­ дах весьма инерционен и продолжается десятки и сотни лет в за­ висимости от их теплофизических свойств. Если же изменение температуры сопровождается протаиванием или промерзанием горных пород, то стабилизация температуры длится и десятки тысяч лет в зависимости от дисперсности и влагосодержания.

В настоящее время имеется достаточное количество данных, указывающих на постоянное изменение климата в продолжение всего плейстоцена [8]. На фоне общего похолодания, обусловив­ шего формирование мерзлых пород на территории, в то время большей, чем теперь, прослеживаются циклические эпохи похо­ лодания и потепления. С эпохами похолодания связываются покровные оледенения обширных областей, тяготеющих к Ат­ лантическому океану как источнику влаги. На территории Во­ сточной Сибири в области современного сплошного распростра­ нения мерзлой зоны покровное оледенение занимало лишь гор­ ные территории и отдельные поднятия в пределах платформы (Анабарский щит). Для Сибири выделяют четыре эпохи похоло­ дания, разделенные теплыми межледниковьями: ннжнеплейстоценовое оледенение, Самарское оледенение среднего плейстоцена, максимальное по территории и наиболее холодное, и два верхне­ плейстоценовых оледенения — Зырянское и Сартанское. После Сартанского оледенения в голоцене установились климатические условия, близкие к современным. Современный период от времени последнего оледенения отделяют 15—20 тыс. лет.

Большинство гляциологов и палеогеографов, анализируя при­ чины великих оледенений и отмечая сложность установления

122