Водно-ледниковые отложения

Крупные материковые покровы льда при своем таянии поставляют огромную массу воды. Целые реки текут по поверхности краевой части ледника, внутри него и подо льдом, вырабатывая в нем туннели. Сток воды может быть плоскостным или линейным (сосредоточенным), а объем талой воды огромным. Естественно, эта быстродвижущаяся вода производит большую работу, как аккумулятивную, так и эрозионную. Под ледяным покровом могут располагаться большие озера, как это сейчас наблюдается в Антарктиде. Объем талых вод сильно изменяется в зависимости от сезона, а также от «холодного» или «теплого» типа ледника.

Благодаря постоянному выносу талых вод формируются ложбины стока, образующие своеобразный рельеф чередования ложбин с широкими днищами и крутыми склонами. Обломочный, главным обра­зом песчаный материал, влекомый этими потоками, распространяется на больших пространствах, образуя зандровые равнины (исланд. sandar и датский sandur — песчаная равнина) за внешним краем конечно- моренных валов (рис. 12.16). Такие зандровые поля сейчас известны перед некоторыми ледниками в Исландии и на Аляске и чрезвычайно широко были распространены перед фронтом покровных ледников в четвертичный период на Русской равнине, в Прибалтике, в Северной Германии и Польше. Создавались зандровые равнины многочисленны­ми ручьями и речками, постоянно меняющими свои русла. Вблизи края ледника материал откладывался более грубый, а тонкий песок уносил­ся дальше всего. Зандры известны и в ископаемом состоянии, напри­мер в Сахаре, где они связаны с раннепалеозойским (ордовикским) оледенением.

Рис. 12.16. Перигляциальная область покровного ледника: 1 — ледник; 2 — прилед- никовые озера; 3 — камы; 4 — друмлины; 5 — оз; 6 — конечно-моренный вал; 7 — зандровая равнина; 8 — донная морена

Озы представляют собой протяженные извилистые гряды или валы высотой 20-30 м, сложенные слоистым песчано-галечным или песча- но-гравийным материалом. Образовались они вследствие переноса вод­ными потоками на поверхности или внутри ледника песчано-гравийно- го материала. Когда ледник растаял, этот материал оказался спроектирован на поверхность суши в виде вала, а не в форме «коры­та», какую он имел в реке, текущей по льду. Озы всегда ориентированы по направлению стока воды с ледника, а следовательно, указывают нам на его движение.

Камы — это холмы изометричной формы, высотой 10-20 м, редко больше, сложенные из чередующихся слоев разнозернистого песка, глин, редко с отдельными гальками и валунами. Эти отложения формирова­лись в озерных котловинах, расположенных на поверхности ледника, и после таяния последнего оказались, как и озы, спроектированными на поверхность коренных пород.

Озерно-ледниковые, тонкослоистые (ленточные) отложения, состоя­щие из многократно чередующихся глинистых и песчанистых слоев, образовались в приледниковых озерах. Когда таяние более бурное, на­пример летом, в озеро сносится относительно грубый материал, а зи­мой в условиях ослабленного водотока накапливаются глины. Количе­ство слоев в ленточных озерных отложениях (варвы) говорит о времени формирования озера. Все упомянутые выше отложения, связанные с действием талых ледниковых вод, иначе называются флювиогляциаль- ными, что указывает на их водно-ледниковое происхождение.

Плавучие льды, или айсберги, разносятся течениями на большие рас­стояния от кромки ледников. Один из айсбергов погубил печально зна­менитый пароход «Титаник». На плавучих льдах находилось много обломочного материала, который по мере их таяния откладывался на океанском дне. В шельфовых ледниках, занимающих большие про­странства, как, например, ледник Росса в Антарктиде, площадью больше 800 тыс. км² и мощностью до 200 м, благодаря волнению вод с краев откалываются столовые айсберги с отвесными уступами. Длина таких айсбергов может превышать 100 км, и они десятилетиями плавают в океанах, постепенно раскалываясь и подтаивая, представляя большую опасность для судоходства.

Откалываясь от края шельфовых ледников, айсберги провоцируют накопление на дне мощных оплывающих валунно-глинистых отложе­ний, формирующих мореноподобные толщи.

12.5. ОЛЕДЕНЕНИЯ В ИСТОРИИ ЗЕМЛИ

Изучая современные ледники в горах и на материках, установив особенности их строения, механизм передвижения, разрушительную и аккумулятивную работу, можно выявить наличие оледенений в геологической истории Земли, использовав знаменитое выражение Ч. Ляйеля: «Настоящее — ключ к прошлому».

18-20 тыс. лет назад облик поверхности Земли в Северном полуша­рии был совсем иным, чем в наши дни. Огромные пространства Север­ной Америки, Европы, Гренландии, Северного Ледовитого океана были заняты гигантскими ледяными покровами с максимальной мощностью в их центре до 3 км, а общий объем льда превышал 100 млн км'¹. Это было последнее крупное оледенение, продвинувшееся на Русской равнине почти до широты Москвы, а в Северной Америке — южнее Великих озер. С тех пор ледники стали отступать, и сейчас лед последнего оле­денения сохранился только в Гренландии и на ряде островов Канадс­кой Арктики. В последние 10 тыс. лет, называемые голоценом, окон­чательный распад ледниковых шапок и их быстрое таяние произошли около 8 тыс. лет назад, когда климат был теплее современного. Этот период соответствовал «климатическому оптимуму». Где-то между 8 тыс. и 5 тыс. лет назад климат стал еще теплее, а в Африке более влажным. Но между 5 тыс. и 3500 годами назад произошло сильное похолодание и местами возникли новые ледники, что позволило выделить даже «ма­лый ледниковый период». Именно к нему относятся ныне существую­щие ледники на Кавказе, в Альпах, на Памире, в Скалистых горах Северной Америки и др.

Все эти события произошли с момента окончания максимального продвижения ледников за последние 18 тыс. лет. Но в четвертичном периоде, начиная примерно с 2 млн лет тому назад, достоверно выделя­ется не менее четырех ледниковых, или криогенных, эпох, следы кото­рых обнаружены в Евразии и Северной Америке. В начале XX в. не­мецкими геологами А. ПенкомиЭ. Брюкнером в Альпах были обоснованы четыре крупных оледенения: гюнц (поздний плиоцен), миндель (ранний плейстоцен), рисс (средний плейстоцен) и вюрм (поздний плейстоцен) с двумя стадиями наступания ледников либо с двумя самостоятельными оледенениями. Впоследствии, когда выделялись следы древних оледе­нений в других местах, им хотя и давали местные названия, но всегда сопоставляли их с Альпами. Трудами многих российских геологов на Русской равнине установлены следы не менее четырех оледенений, в самом общем виде сопоставимых с альпийскими. Такая же картина и в Северной Америке. Изучение керна океанских осадков и льда из Ан­тарктического покрова на предмет соотношения содержания легкого — ^|йО и тяжелого — ¹⁸0 изотопов кислорода, как показателя изменений климата и температуры воды в океанах, позволило выделить те же самые холодные климатические интервалы в тех же самых возрастных границах, что и в Альпах или на Русской равнине. Тем самым были доказаны глобальность климатических изменений за четвертичный пе­риод и примерная синхронность оледенений в Северной Америке и Евразии. Однако океанская стратиграфия, т. е. изучение слоев океанс­ких отложений, дает сейчас более точные данные, отличающиеся от классических континентальных, в которые пытаются «втиснуть» став­шие уже привычными представления.

На Русской равнине максимальное продвижение ледников устанавли­вается в раннюю стадию (днепровскую) среднечетвертичного оледенения или в донскую, языки которого спускались по долине Днепра до Днепро­петровска, а по долине Дона южнее Воронежа. Вторая (московская) стадия оледенения среднего плейстоцена достигала районов южнее Минска и Москвы. Все остальные оледенения имели конечно-моренные гря­ды севернее (рис. 12.17). Установлены границы оледенений в Запад­ной и Восточной Сибири, где, конечно же, лучше выражены следы последнего оледенения в виде протяженных извилистых конечно-мо­ренных гряд и валов. Огромное количество льда отбирало воду из океана, уровень которого в позднем плейстоцене понизился от 100 до 140 м. Наличие гигантских ледяных покровов в Панарктическом ре­гионе некоторые геологи ставят под сомнение, что заставляет искать новые фактические данные, подтверждающие либо опровергающие классическую схему.

Рис. 12.17. Схема границ распространения московского оледенения (по И. Н. Чукленковой). 1-8 — варианты проведения границ (конечно-моренных гряд), по данным разных авторов. 9 — граница распространения валдайского оледенения

Ледниковые покровы последнего оледенения вместе с Панарктическим ледником, по мнению М. Г. Гроссвальда, создали непреодолимое препят­ствие для рек, текущих в северном направлении, например для Северной Двины, Мезени, Печоры, Иртыша, Оби, Енисея и др. (рис. 12.18). Вслед­ствие этого перед фронтом покровного ледника возникли огромные под- прудные приледниковые озера, которые искали пути для стока в южном направлении (рис. 12.19). И такие пути в виде хорошо сохранившегося грядово-ложбинного рельефа, ориентированного в субширотном направле­нии, были найдены во многих местах Западной Сибири, Приаралья и

Северного Прикаспия. Временами происходили катастрофические проры­вы этих приледниковых озер, а также, возможно, озер из-под ледниковых покровов «теплого» типа. Широкие, плоскодонные ложбины стока, напри­мер в древней реке на месте современных Манычских озер в Предкавка­зье, пропускали до 1000 км³ в год воды. Этот расход сильно менялся по сезонам. Когда ледниковые покровы начали таять и отступать, многие лож­бины стока талых ледниковых вод были унаследованы речными система­ми. Следует подчеркнуть тесную связь формирования, наступания и тая­ния ледниковых покровов с колебаниями уровня океана, который очень чутко реагировал на «отбор» и поступление в него воды за счет роста или таяния ледников.

Рис. 12.18. Максимальное распространение ледникового покрова 20 тыс. лет назад (ранневалдайское оледенение). Стрелками показано движение льда. Точки — прилед- никовые озера (по М. Г. Гроссвальду)

Современные расчеты, произведенные И. Д. Даниловым, показыва­ют, что в конце позднего плейстоцена, во время последнего макси­мального оледенения, площадь, занятая льдом в Северном полуша­рии, не превышала 6 млн км², а объем льда — 7-8 млн км³, в то время как подземное оледенение (вечная мерзлота) охватывало площадь до 45 млн км² при объеме более 1 млн км³ льда. В обоих полушариях

Рис. 12.19. Конечно-моренные пояса, направления движения льда и ледниково- подпрудные озера европейской части СССР в эпоху последнего оледенения (по X. Арсланову, А. Лаврову и Л. Потапенко). Ясно видно, что лед поступал со стороны Баренцева и Карского морей: 1 — границы оледенения, максимальная из стадий отступания; 2 — направления движения льда; 3 — подпрудные озера; 4 — каналы сброса талых вод (спиллвеи); 5 — пункты радиоуглеродного датирования ледниковых (а) и озерных (б) отложений. Цифрами показаны древнеозерные уровни

объем плавучих льдов составлял 45-50 млн км³. Вполне естественно, что Великие четвертичные оледенения, какими бы они ни были по своим размерам, оставили намного больше следов, чем более древние. Тем не менее в истории Земли установлено несколько довольно про­должительных эпох, во время которых отмечались похолодание и раз­витие ледников (рис. 12.20). Признаки, по которым реконструирова­лись ледники, близки между собой. Это развитие тиллитов (древних уплотненных и метаморфизованных морен), тиллоидов (образований, напоминающих морены), эрратических валунов с типичной ледниковой

млн лет

млрд лет

ЯРЧН	— К? —
	MZ
	р г
-	V
	ъ
	Ri
т.	PR,
™
	AR,

го

-1,5

-2

Г 2,?

Рис. 12.20. Основные криогенные (ледниковые) эпохи в истории Земли (черные) Следы наиболее древнего оледенения зафиксированы в отложениях раннего протерозоя в Канаде, на Балтийском щите (2,5-2 млрд лет), причем обращает на себя внимание длительность интервала 400 млн лет, в пределах которого обнаруживаются предположительно леднико­вые отложения. Более молодая ледниковая эпоха фиксируется в слоях позднего рифея и венда (0,9-0,63 млрд лет) на Русской плите, в Канаде, США, Шотландии и Норвегии, на Северном Урале и в других регио­нах. Трудно выделить области распространения ледников и реконстру­ировать их морфологию и объем. В раннем палеозое (ордовик-силур) в интервале 0,46-0,42 млрд лет установлены следы оледенения в Западной Африке, в Сахаре, возмож-

штриховкой, бараньих лбов и курчавых скал, ленточных глин и других явно ледниковых или водно-ледниковых (флювиогляциальных) отло­жений.

но, в Аргентине, Бразилии, Юго-Западной Африке, Западной Европе, Северной Америке.

Отложения явно ледникового генезиса относятся к временному интервалу 0,35-0,23 млрд лет, что отвечает каменноугольному и перм­скому времени позднего палеозоя. Это было время существования ог­ромного суперматерика Пангеи II, когда Южная и Северная Америки, Африка и Евразия, Антарктида, Австралия и Индостан были спаяны вместе, а между Евразией и Гондваной (южные материки) существовал океан Тетис. Области распространения ледников в это время не нужда­ются в комментариях. По-видимому, существовал в высоких широтах крупный ледниковый покров или ряд покровов, радиально растекав­шихся от центра. Великое позднепалеозойское оледенение достаточно хорошо изучено и документировано.

И, наконец, кайнозойский криогенный период (38 млн лет — ныне), длящийся намного больше, чем хорошо изученные Великие четвертич­ные оледенения. Начало этого периода относится к интервалу 38-25 млн лет назад, т. е. к позднему олигоцену, когда возникли пер­вые ледники в Антарктиде, прежде всего в Трансантарктических горах и горах Гамбурцева. Всеобщий ледниковый покров сформировался в раннем миоцене (25-20 млн лет назад). В среднем миоцене (15 млн лет назад), по-видимому, сформировался Гренландский ледник, а общее похолодание и резкое ухудшение климатической обстановки четко фиксируются с рубежа 700 тыс. лет. Возможно, этим временем опреде­ляется начало четвертичного ледникового периода, а его последним крупным событием было оледенение, начавшееся около 25 тыс. лет назад и последний раз достигшее максимума 18 тыс. лет назад, после чего началась быстрая деградация ледникового покрова, отступавшего со скоростью до 5 км в год.

12.6. ПРИЧИНЫ ВОЗНИКНОВЕНИЯ ОЛЕДЕНЕНИЙ

Выше уже говорилось о том, что в геологической истории Земли, по крайней мере с раннего протерозоя, неоднократно проявлялись хо­лодные эпохи, во время которых возникали обширные ледниковые по­кровы, чаще всего в пределах ряда материков или их частей. Однако наличие ледникового покрова является только одной из составляющих «ледникового периода», в который входят и мерзлые породы верхней части земной коры, а также огромные массивы плавучих морских льдов. Причины изменения климата в глобальном масштабе, как и причины появления покровных ледников на больших пространствах материков, все еще остаются предметом оживленных дискуссий, хотя поле для маневров сужается, т. к. сейчас достаточно широко стали применяться

17 УМ математические модели, которым свойственны определенные рамки, выйти за которые не позволяют фактические данные.

Пожалуй, наибольшим признанием в настоящее время пользуется астрономическая теория палеоклимата, возникшая около 150 лет тому назад, когда стало известно о циклических изменениях элементов ор­биты Земли.

Наиболее убедительно эта теория была обоснована югославским уче­ным М. Миланковичем, впервые рассчитавшим изменения солнечной радиации, приходящей на верхнюю границу атмосферы за последние 600 тыс. лет. В русском переводе его книга «Математическая климато­логия и астрономическая теория колебаний климата» вышла в 1939 г. В ней решающее значение для изменений климата придается цикли­ческим изменениям основных параметров орбиты Земли: 1) эксцент­риситет «е» с периодом в 100 тыс. лет; 2) наклон плоскости экватора Земли к плоскости эклиптики (плоскости орбиты Земли) «Е» с периодичностью примерно 41 тыс. лет и 3) период предварения равно­денствий, или период процессии, т. е. изменения расстояния Земли от Солнца, который не остается постоянным. В перигелии Земля ближе всего к Солнцу, а в афелии — дальше всего от Солнца. Период процес­сии равен примерно 23 тыс. лет.

Понятно, что, находясь в афелии, Земля имеет наибольшее удаление от Солнца, поэтому в Северном полушарии лето будет длительным, но прохладным, т. к. Земля будет обращена к Солнцу Северным полушари­ем. Через полупериод цикла процессии, т. е. через 11 500 лет к Солнцу будет обращено уже Южное полушарие, а в Северном лето будет жар­ким, но коротким, тогда как зима будет холодной и продолжительной. Подобные различия в климате будут тем резче, чем больше эксцентри­ситет «е» орбиты Земли. Широтное распределение солнечной радиации на Земле сильнее всего зависит от наклона земной оси по отношению к плоскости эклиптики, т. е. от угла «Е». Наиболее значимые относитель­ные изменения радиации или инсоляции будут происходить в высоких широтах. Если угол наклона «Е» уменьшается, то это в высоких широтах может привести, по М. Миланковичу, к уменьшению солнечной радиа­ции и, следовательно, к увеличению площади ледников или к их возник­новению. Для этого процесса, как полагал М. Миланкович, необходимо длительное и прохладное лето, в течение которого не успевал растаять снег, накопившийся мягкой, но короткой зимой.

На мощность, или величину, солнечной радиации влияет эксцент­риситет орбиты Земли, но не наклон оси вращения Земли к эклиптике и не прецессия земной оси. В последних двух случаях среднегодовое количество солнечной радиации, поступающей на Землю, остается по­стоянным. Однако происходит ее перераспределение по сезонам или широтам. И только изменение эксцентриситета влечет за собой изме­нение среднегодового количества солнечной радиации, т. к. при орбите, близкой к круговой, расстояние (среднее) от Земли до Солнца наи­большее, а следовательно, солнечная радиация минимальна. Если ве­личина «е» увеличивается, т. е. орбита Земли становится более узкой и поэтому среднее расстояние от Земли до Солнца уменьшается, то солнечная радиация возрастает. М. Миланкович построил инфляци­онные (радиационные) диаграммы, на которых показал изменение сол­нечной радиации во времени для различных географических широт.

Впоследствии были установлены некоторые разночтения этой кривой с кривыми, полученными по изотопно-кислородным данным при изучении донных осадков океанов. Но в целом гипотеза М. Миланковича довольно аргументированно объясняет возникновение великих четвертичных оледе­нений.

В то же время выявляется еще целый ряд факторов, как экзогенных, так и эндогенных, которые могут вызывать климатические изменения, вместе с изменениями орбитальных параметров Земли, наклона ее оси, темпов дегазации планеты. Значительные колебания глобальной темпе­ратуры приземного слоя атмосферы могут вызываться изменением со­держания С0₂ и различных аэрозолей в воздухе. Только удвоение С0₂ по отношению к современному (0,03 %) способно повысить температуру воздуха на 3 "С из-за парникового эффекта, открытого в 1824 г. фран­цузским математиком Ж. Фурье, который, пропуская на поверхность Земли коротковолновую солнечную радиацию, нагревающую поверхность Земли, одновременно задерживает тепло, отраженное от земной поверх­ности, тем самым нагревая приземный слой воздуха. Расчеты не дают ясного ответа на вопрос, на сколько надо уменьшить содержание С0₂ в атмосфере, чтобы наступило сильное похолодание. Изучение содержа­ния С0₂ в керне льда из глубоких скважин в Антарктиде показало, что во время максимума валдайского позднеплейстоценового оледенения оно было на 25 % ниже, чем в голоцене, т. е. в последние 10 тыс. лет. За последние 100 лет средняя температура на земном шаре возросла на 0,6-0,8 "С. Наблюдается четкая корреляция между ростом содержания С0₂, СН₄ и других парниковых газов и температурой (рис. 12.21). Вино­ваты ли в этом техногенные процессы, пока остается не очень ясным, хотя почти все исследователи склоняются к такой зависимости. Повы­шение температуры привело к очень быстрой и повсеместной деграда­ции ледников. Например, самый крупный ледник, в Африке на горе Кения, уменьшился на 92 %, а на горе Килиманджаро — на 82 %; в Гима­лаях ледники резко сокращаются, так же как в Альпах, на Кавказе, где за последние 100 лет ледники уменьшились на 50 %. В Гренландии ис­тончается ледяной щит.

На Большом Кавказе за последние 150 лет ледники сильно уменьши­лись как в длину, так и по мощности (рис. 12.22, 12.23).

Годы

Рис. 12.21. Изменения некоторых параметров приземной атмосферы. 1 — температура; 2 — содержание углекислого газа; 3 — содержание метана. По разным источникам

Годы

Рис. 12.22. Вулкан Эльбрус. Ледник Терскол. Хорошо виден след от положения ледника 150 лет назад (фото Н. В. Короновского)

Несомненно, на климатические изменения влияет и океан, огром­ные массы воды которого, циркулируя, переносят как холод, так и тепло. Всего лишь в 3-метровом слое воды в океанах содержится запас тепла, равный теплу всей атмосферы. Океаны, как тепловые машины, перекачивают тепло туда, где его не достает. Особенно важно терми­ческое состояние глубоких уровней океанских вод, когда тяжелые при­донные воды охлаждаются до температуры ниже 5-8 °С, что совпада­ет с периодами похолоданий климата, тогда как образование очень соленых и теплых придонных вод отвечает теплым климатическим периодам. Это состояние резко отличается от современной океанской циркуляции. Собственно эвстатические колебания уровня воды в оке­ане влияют на распределение течений, так же как и перемещение ли­тосферных плит. Однако сами по себе эти явления не могут вызвать глобальных изменений климата. Для этого необходимы более весо­мые причины — астрономические, на которые могут влиять: усили­вать или, наоборот, ослаблять их — перечисленные выше факторы, в том числе эпохи энергичного горообразования, когда большие райо­ны поверхности земного шара поднимались выше снеговой линии и формировались горно-долинные ледники.

Рис. 12.23. Деградация ледника Большой Азау у подножия Эльбруса, Большой Кавказ. Рисунки Г. А. Абиха, сделанные с одной точки: а — 21 октября 1849 г.; б - 1873 г.

В заключение следует отметить, что проблема возникновения по­кровных оледенений находится в ряду многих проблем глобального изменения климата, которые в наши дни приобрели особое значение в связи с быстрым техногенным изменением, и не в лучшую сторону, природной среды, в том числе геологической. ¹

Глава 13

ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ В КРИОЛИТОЗОНЕ

На рубеже XVIII и XIX вв. в устье р. Лены было найдено хорошо сохранившееся тело мамонта. За последние два века таких находок сделано очень много. Каким же образом так хорошо сохранялись по­гибшие животные в течение тысяч лет? Все дело в том, что тела мамон­тов находились в замороженном состоянии, т. к. были окружены гор­ными породами, температура которых была ниже О °С. Такие породы существуют на земном шаре от 2-4 лет до многих десятков и даже сотен тысяч лет, и поэтому их называют вечной мерзлотой или много- летнемерзлыми. Территория, на которой распространены многолетне- мерзлые породы, носит название криолитозоны.

Криолитозона состоит из мерзлых., морозных и охлажденных по­род. Под мерзлыми понимают такие породы, которые содержат в своем составе лед и характеризуются отрицательными температура­ми. Морозные породы отличаются от мерзлых тем, что в них отсут­ствуют вода и лед. Такие породы чаще всего представлены магмати­ческими и метаморфическими их разновидностями, а также сухими песками и галечниками. Охлажденные породы также имеют темпе­ратуру ниже О °С и насыщены минерализованными солеными вода­ми — криопэгами.

13.1. РАСПРОСТРАНЕНИЕ КРИОЛИТОЗОНЫ

Криолитозона широким кольцом охватывает пространство вокруг Северного Ледовитого океана и занимает в целом около 25 % площади всей суши (рис. 13.1) и 64 % территории России. Многолетнемерзлые породы есть в виде островов и в привершинных участках высокогор­ных хребтов в Альпах, на Кавказе, на Тянь-Шане и Памире, в Гимала­ях и других местах, занимая в общей сложности 3 млн км².

Крупный ареал высокогорной мерзлоты (2 млн км²) охватывает Тянь-Шань, Памир и Гималаи, достигая на юге 27° с. ш. Благодаря суровым зимам в России практически весь самый верхний слой зем­ной коры вне криолитозоны промерзает на глубину до нескольких метров. Летом он оттаивает, а в зимний период снова оказывается промороженным.

so 60 ТО 60 90 ЕО 1« Рис. 13.1. Геокриологическая карта Северного полушария. Криолитозона: 1 — сплошная, 2 — прерывистая, 3 — островная

Распространение криолитозоны таково, что в южных районах она располагается отдельными островами среди талых пород. Мерзлые по­роды имеют мощность 10-25 м и залегают в виде линз. Севернее рас­полагается зона несплошных мерзлых пород мощностью до 100 м, в которой много таликов — участков непромерзших пород. Севернее обыч­но криолитозона занимает все пространство, а ее мощность увеличива­ется до 1000-1500 м.

Мощность вечной мерзлоты изменяется в очень широких преде­лах: от нескольких метров по южной окраине ее распространения до 1000-1500 м.

13.2. ПРОИСХОЖДЕНИЕ КРИОЛИТОЗОНЫ

Несомненно, возникновение криолитозоны в Северном полушарии в целом связано с неоднократными оледенениями, охватывавшими в последние 2 млн лет огромные районы. Криолитозона формируется не только в пространстве, но и во времени. Из предыдущей главы 12 изве­стно, что промерзание верхней части земной коры происходило в гео­логической истории не один раз. Но потом породы, конечно, оттаива­ли, местами сохраняя лишь неясные следы былого промерзания.

В пределах России установлено, что примерно 2 млн лет назад, т. е. в позднем плиоцене, криолитозона уже существовала в пределах Ново­сибирских островов, Яно-Индигирской и Колымской низменностей. Но в отдельные моменты последующей геологической истории она исчеза­ла и снова возникала. Возникнув последний раз где-то 650 тыс. лет назад, она уже не исчезала, т. к. один за другим следовали ледниковые эпохи.

Казалось бы, где были более мощные ледники и где они сохранялись дольше всего, там и следует ожидать максимальных мощностей криолитозо­ны. Однако картина получается более сложной. Как раз в тех местах, где находились ледники, мощность криолитозоны меньше, чем в тех местах, где льда не было. Там в условиях суровых зим горные породы промерзали на большую глубину при прочих равных условиях. В реликтовом состоянии вечная мерзлота сейчас находится под дном шельфовых морей северных побережий России, несмотря на спорность существования в их пределах Панарктического ледникового покрова. Если шельфы и не покрывались льдом, то в условиях сильного понижения уровня моря во время последнего оледе­нения они должны были промерзать на большую глубину.

Таким образом, области сплошной «вечной мерзлоты» начали воз­никать еще в позднем плиоцене — 2 млн лет назад, но сплошная крио­литозона, уже не исчезавшая впоследствии, образовалась около 650 тыс. лет назад, т. е. в раннем плейстоцене в пределах севера Сибирской платформы. В равнинных участках материков распространение крио­литозоны связано с широтной зональностью, т. к. солнечная радиация уменьшается к северу, понижаются среднегодовые температуры, уве­личивается альбедо — отражательная способность поверхности Земли вследствие длительного сохранения снежного покрова. Снежное поле отражает до 90 % солнечной радиации, тогда как вспаханное поле — только 7-8 %. В горных районах наблюдается высотная геокриологи­ческая зональность. Возможно, в горах Памира и Гималаев мощность криолитозоны возрастает и до 3 тыс. м.

Мощность криолитозоны зависит от очень многих факторов: широты местности, ландшафта, рельефа, геологического строения, структуры и теплового потока. Например, на Анабарском древнем массиве Сибирс­кой платформы мощность криолитозоны превышает 1000 м, тепловой поток в докембрийских структурах невысокий — 15-25 мВт/м² и очень маленький геотермический градиент. В то же время более молодой, эпи- палеозойской Западно-Сибирской плите, свойственен более высокий теп­ловой поток — до 50 мВт/м² и геотермический градиент до 5 °С на 100 м. Поэтому на тех же широтах мощность криолитозоны в Западной Сиби­ри в 2-3 раза меньше и колеблется от 300 до 400 м.

13.3. СТРОЕНИЕ КРИОЛИТОЗОНЫ

В пределах распространения криолитозоны кровля многолетнемерз- лых пород всегда залегает на некоторой глубине, которая определяется мощностью слоя, оттаивающего летом. Этот слой называется сезонно- талым, он полностью промерзает. В криолитозоне и на таликах зимой образуется сезонно-мерзлый слой, который подстилается немерзлыми, или талыми, породами. Летом этот слой полностью оттаивает.

Глубина промерзания или протаивания имеет важное значение и зависит от количества солнечной радиации, поступающей в данный район летом и зимой. В южных районах Западного Забайкалья протаи- вание летом может достигать 4-6 м, но рядом в зависимости от релье­фа и ландшафта не превышает и 0,5 м. На Крайнем Севере, например на Земле Франца-Иосифа, летом оттаивает всего 10-20 см грунта. В кри­олитозоне всегда находятся участки, где сезонно-талый слой не полно­стью промерзает зимой, и участки, где летом не полностью оттаивает сезонно-мерзлый слой. Оттаивание пород начинается сразу после схо­да снега, и его темп может достигать нескольких десятков сантиметров в месяц. Даже на небольшой, казалось бы однородной в климатическом отношении, площади летнее оттаивание происходит на разную глуби­ну и с различной скоростью. Все зависит от конкретных геолого-гео­морфологических особенностей, экспозиции склона, залесенности и т. д. Слои сезонного оттаивания могут промерзать не только сверху, но и снизу, со стороны многолетнемерзлых пород.

Слой сезонного промерзания и оттаивания чрезвычайно важен для строительства, т. к. именно его мощностью определяются условия, в которых закладываются фундаменты зданий, забиваются сваи и т. д. Поэтому составляются детальные карты сезонно-талых и сезонно-мер- злых пород, в которых происходят фазовые превращения воды, связан­ные с поглощением или выделением тепла. Слой с сезонными измене­ниями теплового состояния пород очень быстро реагирует на любое техногенное вмешательство, при этом могут развиваться негативные процессы, которые потом трудно ликвидировать.

В различных геологических районах строение криолитозоны может отличаться. Местами развиты только мерзлые породы. В других райо­нах, например на древних платформах, где осадочный чехол перекры­вает метаморфический фундамент, первый представлен мерзлыми, а второй морозными породами.

На побережьях морей Ледовитого океана под мерзлыми породами залегают охлажденные породы с криопэгами, и переход между ними постепенный. Верхняя толща мерзлых пород имеет более молодой воз­раст, чем нижняя.

13.4. ТИПЫ ПОДЗЕМНЫХ ЛЬДОВ

Мерзлые породы характеризуются различным содержанием подзем­ного льда, характером его распределения в породах. Конституционный лед содержится в любых многолетнемерзлых породах. Если порода об­ладает высокой влажностью, то вода, замерзая и превращаясь в лед, скрепляет, цементирует ее зерна или их скопления. Такой лед-цемент развит шире всего. Лед, который цементирует дисперсные породы, по­вышает их прочность. Понятие льдистость породы характеризует ко­личество содержащегося в ней льда. Если порода прочная, скальная, то лед заполняет в ней все возможные поры и трещины, которые образо­вались, естественно, до начала промерзания горной породы. Если гли­нистые породы начинают промерзать, то влага, содержащаяся в них, мигрирует к фронту промерзания, где образуются прослои — шлиры льда различной мощности: от нескольких долей сантиметра до 0,5 м. Такие породы характеризуются гораздо большей льдистостью, а шли­ры льда образуют разные криогенные текстуры — сетчатые, слоистые, линзовидные, атакситовые, порфировидные и др. Породы, содержащие шлиры льда, при оттаивании утрачивают повышенную прочность и дают существенную осадку. Льдистость обычно увеличивается в гор­ных породах вверх по разрезу, а с увеличением глубины уменьшается.

Если в мерзлые породы приникает вода из таликов или напорных подмерзлотных вод, то возникают инъекционные льды, мощность кото­рых и длина достигают многих десятков метров.

В краевых участках горно-долинных и покровных ледников при их таянии и отступании отдельные массивы льда засыпаются моренами и обвалами, и тогда возникает погребенный лед, который долго не тает.

Если порода сформировалась до начала промерзания, то в ней воз­никают эпигенетические льды, а если промерзание происходит одновре­менно с образованием породы, то она характеризуется сингенетическим льдом. Различные типы повторно-жильных льдов связаны с этими про­цессами и будут рассмотрены ниже.

Довольно редко, но встречаются пещерные льды, залегающие в глу­боких пещерах, например в Кунгурской ледяной пещере в Приуралье.

13.5. ПОДЗЕМНЫЕ ВОДЫ В КРИОЛИТОЗОНЕ

Образование многолетнемерзлых пород, являющихся водоупорами, сильно изменило условия водообмена атмосферных и подземных вод в криолитозоне. Большая часть пресных подземных вод в криолитозоне приурочена к таликам.

Таликами, или талыми зонами, называются толщи талых горных пород, которые развиты на поверхности земли или под водоемами и реками и которые непрерывно существуют более десятка лет. Если талики подстилаются снизу мерзлыми породами, то они называются надмерзлотными, или несквозными, а если талики только обрамляются по бокам мерзлыми породами, как стенками, то они носят название сквозных. Талики также могут быть межмерзлотными и внутримерз- лотными в виде линз «тоннелей», «трубы», ограничены со всех сторон мерзлыми породами.

Подземные воды криолитозоны по отношению к мерзлым породам — криогенным водоупорам — подразделяются на: 1) надмерзлотные; 2) межмерзлотные; 3) внутримерзлотные и 4) подмерзлотные воды.

1. Надмерзлотные подземные воды подразделяются на временные воды деятельного слоя и постоянные воды несквозных таликов.

Временные воды существуют только летом, и глубина их залегания не превышает кровли мерзлых пород. Воды имеют важное значение для процессов солифлюкции, образования курумов, оплывин, пучения пород.

Постоянные воды связаны с несквозными таликами над кровлей мерзлых пород, и они отвечают за образование гидролакколитов, буг­ров пучения, наледей.

2. Межмерзлотные воды обычно располагаются между двумя слоя­ми мерзлых пород, например между голоценовым верхним и реликто­вым, позднемиоценовым, нижним. Эти воды чаще всего динамически не активны.

3. Внутримерзлотные воды, о чем говорит их название, существуют внутри толщи мерзлых пород и находятся в замкнутых объемах, буду­чи приуроченными к таликам в карстующихся известняках.

4. Подмерзлотные воды циркулируют вблизи подошвы мерзлой толщи, обладают положительными температурами, иногда слабо или сильно минерализованы и могут быть напорными и ненапорными, а также контактирующими с мерзлой породой или неконтактирующи- ми, т. е. отделенными слоем талых пород от мерзлых.

13.6. КРИОГЕННЫЕ ФОРМЫ РЕЛЬЕФА

Ландшафты криолитозоны характеризуются особыми, присущими только им формами рельефа, обусловленными процессами многократ­ного промерзания и оттаивания слоя. Именно это обстоятельство при­водит к формированию морозобойных трещин и различных полиго­нальных форм рельефа, пучения, термокарста, курумообразования, течения почвы, грунта, оплывин и т. д. Рассмотрим эти формы крио­генного рельефа.

Морозобойное растрескивание горных пород широко распростра­нено в криолитозоне. Образование трещин в мерзлой породе обязано возникновению напряжений в ней при охлаждении и сжатии. Точно так же образуются трещины столбчатой отдельности в базальтовых ла­вах или трещины в усыхающих такырах. Механизм один и тот же. Отличие в том, что морозобойные трещины могут возникать много­кратно на одном и том же месте. В районах с хорошо выраженным континентальным или морским климатом грунт оказывается разбитым системами перпендикулярных трещин таким образом, что на местнос­ти становится хорошо видна полигональная, четырехугольная или дру­гая структура. Размеры этих полигонов могут быть самыми разными: от нескольких десятков сантиметров до 20-30 см.

Образование морозобойных трещин неизбежно приводит к возник­новению полигонально-жильных структур, или ПЖС, различных типов. Наиболее важными из них представляются повторно-жильные льды — ПЖЛ, шире всего развитые в северных районах криолитозоны (рис. 13.2).

ПЖЛ образуются либо после формирования мерзлых пород, и тог­да они называются эпигенетическими, либо одновременно с ними — сингенетические.

Эпигенетические ПЖЛ возникают в многолетнемерзлых отложе­ниях, выше которых находится деятельный слой (рис. 13.3Л). Возник­шая зимой морозобойная трещина летом, когда деятельный слой отта­ивает, заполняется водой. Образовавшийся зимой лед расширяет трещину, она вновь заполняется водой, и весь процесс зимой повторя­ется. Так будет происходить много раз, и ледяной клин в мерзлых породах будет расширяться, а в деятельном слое лед будет летом таять. Все это ведет к образованию ледяных жил, а ежегодные тонкие слои новообразованного льда позволяют определить, сколько времени росла эта ледяная жила.

Сингенетические ПЖЛ растут одновременно с осадконакоплением песчано-суглинистых и торфяных отложений на аккумулятивных эле­ментах рельефа. Каждый год накапливаются новые осадки, которые подвергаются морозобойному растрескиванию, и ледяная жила как бы

\Ш¹ ШШ² Ш3³ ШЗ⁴ ЕЕЗ⁵ 0Ш>

| 17 19 | ' |10 |(В5Д00| 11

Рис. 13.2. Строение ледового комплекса Колымской низменности у Дуванского Яра (составлено под руководством Т. Н. Каплиной): 1 — ледяные жилы (повторно- жильные льды); 2 — алевриты с сильными загибами слоев у контактов с ледяными жилами; 3 — то же, без деформаций у контактов; 4-6 — алевриты погребенные (4), покровного слоя (5) и оторфованные (6); 7 — пески; 8 — торф; 9 — вытаявшие ледяные жилы; 10 — остатки древней древесины; 11 — абсолютный возраст отложений по радиоуглероду, год

Рис. 13.3. Схема эпигенетического (А) и сингенетического (Б) роста повторно- жильных льдов (по Б. А. Достовалову): I-TV — последовательные стадии роста жил, а -г — ежегодно образующиеся элементарные ледяные жилки, Ah — мощность накап­ливающегося за год слоя при сингенезе, hue — высота и ширина элементарной жилки, т — общая ширина клина

растет вверх, напоминая вложенные друг в друга конусы (рис. 13.35). Сингенетические ПЖЛ обычно самые крупные и мощные, достигают в высоту 60 м, а в ширину 6-8 м.

Если ледяные жилы вытаивают, то освободившееся пространство заполняется различным грунтом, т. е. вторичными образованиями, на­зываемыми псевдоморфозами по повторно-жильным льдам. Особенно широко они развиты там, где в геологическом прошлом существовала криолитозона. Подобные псевдоморфозы развиты в Средней Европе, на Украине, в Монголии, Китае и других местах (рис. 13.4).

ж •

Г5Ь

Рис. 13.4. Псевдоморфозы по повторно-жильным льдам: 1 — почвенно-растительный слой и гумусированные породы; 2 — тяжелые суглинки; 3 — супеси; 4 — торф;

5 — песок и гравий; 6 — слоистость пород и мелкие сбросы

Таяние крупных повторно-жильных ледяных клиньев приводит к возникновению котловин протаивания, между которыми возвышают­ся конусовидные бугры, называемые байджерахами (рис. 13.5). Это те породы, которые раньше располагались между ледяными клиньями. Высота байджерахов составляет 2-5 м, и если их много, то возникает своеобразный рельеф, похожий на многочисленные термитники.

Кроме ПЖЛ существуют так называемые изначально-грунтовые жилы, возникающие при заполнении трещины водонасыщенным грун­том, который затекает или осыпается со стенок трещины. Образуется как бы жила из породы.

Песчаные жилы образуются точно таким же способом, только в морозобойные трещины попадает песок, развеваемый ветрами в сухом, очень холодном климате. В некоторых случаях формируются песчано- ледяные жилы, которые в Якутии, Западной Сибири проникают глубже деятельного слоя.

f-jJ о\

J

ш

5-8м

А > л о⁴

Рис. 13.5. Образование байджерахов: 1 — повторно-жильные льды, 2 — вытаивание льдов и образование байджерахов в виде земляных конусовидных холмиков

К полигональным формам рельефа криолитозоны относятся, кроме описанных выше, пятна-медальоны, полигонально-валиковые формы рельефа: каменные многоугольники и байджерахи.

Пятна-медальоны обладают размерами от 0,2-0,3 до 1-2 м, разграни­чены морозобойными трещинами и образуют характерную поверхность, напоминающую гигантскую чешую (рис. 13.6). Проникновение морозо- бойных трещин происходит до подошвы деятельного слоя. При начале промерзания, которое быстрее происходит по бокам трещины, в центре структуры создается избыточное давление, и еще талый глинистый или песчано-суглинистый грунт может прорвать тонкую промерзшую повер­хностную корочку деятельного слоя и в виде жидкой массы залить ка­кую-то площадку (рис. 13.7). Образуется пятно из грязи, ограниченное полигональной сеткой трещин (рис. 13.8). Такой процесс может повто­ряться многократно, и по краям пятен-медальонов нередко возникает травянистая растительность. Пятна-медальоны образуют различную мор- фоскульптуру ландшафтов (рис. 13.9). Иногда бордюр и центральная часть находятся на одном уровне; в другом случае бордюр опущен, а центр медальона приподнят; в третьем — бордюр приподнят, а центр — опущен. Все разновидности определяются характером движения разжи­женной грунтовой массы (рис. 13.10).

В деятельном слое происходит морозная сортировка обломочно­го материала, главными факторами которой являются морозное пу­чение и формирование полигональной системы морозобойных тре­щин. Она наиболее эффективна в верхней части деятельного слоя,