V. 3. Закономерности влияния геоструктурной обстановки мощности и строение криолитозоны

Влияние геоструктурной обстановки проявляется многообразно. Тип тектонической структуры, ее геотермические особенности, характер новейшей активизации, наличие разрыв­ной тектоники, генезис, возраст, состав, обводненность и свой­ства пород, характер их напластований, мощностей и т. д. дей­ствуют в совокупности и разнообразно влияют на строение криолитозоны в разрезе, криогенные особенности ММП, абсо­лютные значения и пространственную изменчивость^ мощностей криолитозоны. Влияние геолого-тектонических условий на крио-литозону проявляется на всех уровнях от регионального до ло­кального. Существуют общие закономерности, свойственные всем континентальным геоструктурам. Установлены особенности такого влияния, неодинаково проявляющиеся в пределах плат­форм и орогенов, а также характерные только для определен­ных структур высоких порядков.

Влияние тектонических структур на мощность и строение криолитозоны прослеживается как ведущая региональная зако­номерность. Она характерна как лля платформ и орогенных областей в целом, так и для структур различных порядков, имеющих площади от сотен тысяч до десятков тысяч квадрат­ных километров. В крупных геоструктурах первого—третьего порядков (например, Сибирская платформа—Анабарский щит— северный склон Вилюйской синеклизы) это влияние носит ре­гиональный характер. В локальных структурах высоких поряд-

191

ков, имеющих площади от нескольких тысяч до десятков квад­ратных километров, оно несколько отличается.

В крупных геологических структурах рассмат­риваемое влияние проявляется через зависимость мощности от величин тепловых потоков из недр Земли, теплофизических свойств слагающих их пород (см. V.2) и геотермических гради­ентов. Влияние геотермических потоков на криолитозону воз­растает с увеличением мощности последней (Общее мерзлото­ведение, 1978). В криохроны при увеличении мощности ММП это связано с уменьшением влияния температурных изменений на поверхности Земли и возрастанием доли тепла из ее недр. В термохроны при повышении температур и уменьшении их градиентов в разрезе криолитозоны происходит оттаивание мно-голетнемерзлых пород снизу, что существенно определяется ве­личиной q_B3. В пределе, когда мерзлая толща становится без­градиентной, все внутреннее тепло на ее подошве расходуется на оттаивание. Таким образом, наибольший темп оттаивания снизу мерзлых пород одинакового состава и льдистости прямо пропорционален величине д_вз (рис. V.5).

Рис. V.5. Скорости промерзания и оттаивания многолетнемерзлых пород (#'м) с разной влажностью (w) при различных величинах

теплового потока, мВт/м²:

1 —. 23; 2 —• 45; 3 — 90. Сплошные линии — промерзание сверху, пунктирные — оттаивание снизу (по В„ Т. Балобаеву, 1991)

Геотермические потоки в геоструктурах криолитозоны изме­няются в широких пределах: от 12—15 до 100 мВт/м², достигая

192

в локальных зонах новейшей активизации 400 мВт/м² и более. Величины q_B3 отличаются в разных геоструктурах и в их грани­цах рассматриваются при анализе влияния на многолетнее про­мерзание и протаивание литосферы. В пределах мерзлой зоны высокоточных измерений q_B3 ниже подошвы ММП немногим бо­лее 140 (Балобаев и др., 1983), причем они неравномерно рас­пределены по площади. Минимальные величины тепловых пото­ков характерны для участков земной коры с наиболее древней складчатостью, которые не претерпели активизации в новейшее время. Напротив, максимальные q_B3 свойственны геоструктурам молодым или древним, но подвергшимся тектонической активи­зации в новейшее время.

Наиболее древней и самой крупной геоструктурой в преде­лах криолитозоны Евразии является Сибирская платфор­ма (рис. V.6). Ее северо-восточную часть занимает обширная Анабарская антеклиза. В. центре последней, сложенной крис­таллическими породами архея, очень давно вышедшими на по­верхность и охладившимися до больших глубин, тепловой по­ток составляет 15—20 мВт/м², на ее южном склоне — 17—21 и возрастает до 25 мВт/м² на ее западном склоне. Склоны ан-теклизы сложены в верхней части разреза карбонатными и га­логенными породами, насыщенными с глубин 200—300 м крепкими рассолами. По мнению В. Т. Балобаева, такой низкий тепловой поток имеет коровое происхождение и обеспечивает­ся только радиогенным теплом при низком содержании радио­активных элементов в породах. Низкие тепловые потоки харак­терны и для других положительных структур, в которых крис­таллический фундамент находится на относительно небольшой глубине (2—3 тыс. м), а большая часть чехла сложена карбо-натно-терригенными породами кембрия и ордовика. Таким об­разом, здесь прослеживается тенденция охлаждающего воздей­ствия древнего холодного фундамента. При близком его залега­нии к поверхности она проявляется в снижении величин q_B3 и наличии небольших g. Криолитозона, состоящая из двух ос­новных- ярусов: ММП мощностью 200—300 м, морозных и ох­лажденных-пород с криопэгами, имеет очень большую мощ­ность (от 700—-800 до 1000—1500 м). При этом характерны сравнительно высокие /_ср (от —3...—5 до —7...—8°С), а так­же очень низкие градиенты температур (от одного до долей градуса на 100 м). В. Т. Балобаев утверждает, что криолитозо­на этой части Сибирской платформы находится в стационарном (правильнее в квазистационарном) состоянии. Свидетельством этому служит отсутствие изменений величии тепловых потоков (а следовательно, и фазовых превращений лед—вода) на гра­нице мерзлых и охлажденных пород.

Тепловой поток повышается при переходе к краевым де­прессиям Сибирской платформы, таким, как Вилюйская сине-клиза и Приверхоянский краевой прогиб на востоке, Енисей-Хатаигский и Лено-Анабарский прогибы на севере (рис. V.6).

7 Н. Н. Романовский 193

Рис. V.6, Тепловой поток Сибирской платформы и Верхояно-Чукотской складчатой области, мВт/м²: 1 — основные изолинии теплового потока; 2 — дополнительные изолинии; 3 — точки измерения (по В. Т, 13а-

добаеву, 1991)

Эти депрессии, длительное время испытывавшие опускание, вы­полнены мощными (до 6—12 км) осадочными толщами палео­зоя и мезозоя. Для них характерны одинаковые q_B3 (46—

55 мВт/м²). При этом над локальными поднятиями (Хапчагай-
ским, Якутским и др.) теплопотоки выше, чем в погруженных
частях прогиба. Наиболее высокие значения тепловых потоков
отмечены в краевых депрессиях и обусловлены выделением теп­
ла в мощной толще осадков при их литификации и устойчивом
опускании этих структур. Повышенные значения q_B3 являются
причиной регионального сокращения мощностей мерзлых толщ,
изменяющихся в пределах от 200—300 м над дифференциро­
ванными поднятиями фундамента до 500—600 м в отрицатель­
ных структурах.

Юго-восточную часть Сибирской платформы занимает Ал­данский кристаллический щит, по возрасту слагающих его по­род сходный с Анабарским щитом. Алданский щит выражен в рельефе горами горсто-глыбового типа — Алданским нагорьем, отличается высокой тектонической активностью и, как следст­вие этого, довольно большим тепловым потоком (40—50мВт/м²). Западная часть Алданской антеклизы (Олекмо-Чарский блок), а также ее северный погруженный склон характеризуются ма­лым тепловым потоком (20—30 мВт/м²), сохраняя сходство с Анабарской антеклизой. Существенно, что на неактивизирован-ном северном склоне Алданской антеклизы мощность мерзлых толщ возрастает до 600 м и более, Вместе с тем в расположен­ной севернее части Вилюйской синеклизы, выполненной поро­дами кембрия, юры и мела, где теплопотоки возрастают до 47—

56 мВт/м², мощности мерзлоты снижаются до 200—300 м. Та­
ким образом, сопоставление геотермических условий одновоз-
растных Анабарского и Алданского щитов, сложенных близким
по составу породами, и обрамляющих их участков платформы
показывает, что мезозойская тектоническая активизация сопро­
вождается увеличением q_B3 в 2—4 раза.

Западно-Сибирская плита в северной части, где развиты мерзлые толщи, представляет геоструктуру с мощным (порядка 6000 м) чехлом морских и континентальных песчано-глинистых отложений. Во впадинах мощность чехла достигает 8—10 тыс. м. Свойства пород чехла по площади и в разрезе изменяются слабо. Это позволяет прямо сопоставлять теплопо­токи и геотермические градиенты. Основание плиты гетероген-но; оно осложнено впадинами и мегавалами относительно не­большой амплитуды. Его слагают сильнодислоцированные па­леозойские и более древние породы, испытавшие складчатость различного возраста: байкальскую, салаирскую, каледонскую, ранне- и позднегерцинскую. По представлениям В. В. Баулина (1985), величины теплопотоков в чехле увеличиваются с умень­шением возраста складчатого основания плиты (табл. V.1).

Известно, что структуры фундамента плиты в средней ча­сти Западной Сибири вытянуты меридионально, а мощности

7* 195

Таблица V.I Величины плотности теплового потока (мВт/м²)

 

в зависимости от возраста фундамента Западно-Сибирской плиты (Баулин, 1985^
Складчатость	Предельные значения	Средние значения
Докембрийская: байкальская салаирская Каледонская Герцинская Мезозойская	21,4—62,1 41,0—52,0 28,5—71,8 25,2—86,2(87)		37,8 26,6 53,8 60,9

мерзлых толщ имеют тенденцию увеличения с запада на вос­ток, от структур более молодых к более древним. Для участ­ков плиты, сходных по мощности (1,5—2 км) и составу пород осадочного чехла, среднегодовым температурам пород (от 0 до — 1°С), но различающихся по возрасту фундамента, мощность мерзлых толщ различается почти в два раза. Так, для площа­дей с салаирской складчатостью мощности ММП варьируют в пределах 330—410 м, а с герцинской — 130—230 м. Подтверж­дением значительного изменения q_B3 при разном возрасте склад­чатого основания служат величины геотермических ступеней в осадочном чехле: в области позднегерцинской складчатости фундамента она составляет 22—26 м, герцинской — 25—36, салаирской — 31—46 м (Баулин, 1985). Распределение тепло­вого потока по площади соответствует преимущественно мери­дионально вытянутым структурам кристаллического фундамен­та (Балобаев, 1983, 1991). Закономерности изменения теплопо-токов с севера плиты, где фундамент имеет древний возраст, на юг не обнаруживаются. Только южнее границы криолитозоны намечается уменьшение теплового потока до 40—45 мВт/м². Минимальные значения q_B3 относятся к восточной приенисей-ской части, а максимальные — к западной приуральской части плиты. Величина q_B3 изменяется от 65 до 50 мВт/м² (рис. V.7). Однако прямую корреляцию между возрастом фундамента и тепловым потоком В. Т. Балобаев отрицает. Он указывает, что мощный мезокайнозойский осадочный чехол нивелирует теп-ловое влияние неоднородного складчатого фундамента.

Для Западно-Сибирской плиты известна зависимость мощ­ности ММП от глубины залегания фундамента, прослеживаю­щаяся при небольшой (до 2000 м) мощности осадочного чех­ла. Кристаллические породы фундамента с более высокой теп­лопроводностью по сравнению с осадочными, слабо метаморфи-зированными породами чехла, залегая на одинаковых глуби­нах, имеют более высокие пластовые температуры. В. В. Бау­лин (1985) указывает, что в связи с этим мощность мерзлых толщ в целом возрастает с погружением фундамента плиты. Так, к югу от г. Салехарда в долине Оби, где глубина кровли

196

Рис. V.7. Тепловой поток в пределах Западно-Сибирской плиты,

мВт/м²: 1 — 70—80; 2 — 60—70; 3 — 50—60; 4 — 40—50 (по

А. Р. Курчикову и Б. П. Ставицкому, 1987)

фундамента увеличивается от 380 до 800 м и более, мощность мерзлой толщи составляет от 30 до 40% от глубины залегания фундамента. По широтному профилю на юге п-ова Ямал (67° с. ш.) установлено поднятие кровли меловых отложений над выступом палеозойского фундамента. Подошва мерзлой толщи повторяет конфигурацию кровли мезозойских пород и ее мощ­ности составляют около 40% мощности осадочного чехла.

Геотермические особенности горных областей криолитозоны изучены слабо. Более других исследованы тепловые потоки Верхояно-Чукотской горно-складчатой области (Балобаев и др.,

197

1983), Байкальской горной области и Забайкалья (Лысак, 1988). В Верхояно-Чукотской области теплопотоки достаточно высоки (см. рис. V.6) (от 46 до 100 мВт/м²) и существенно за­висят от активности орогенеза в настоящее время. В. Т. Бало-баевым проведено сопоставление тепловых потоков для горных сооружений Верхоянского мегантиклинория, сложенного одно­образными по составу терригенными флишеподобными порода­ми. Эти горы характеризуются разной высотой, прямо корре­лируемой с амплитудой новейших поднятий и их дифференциа­цией по площади (табл. V.2). Приведенные в таблице высоты

Таблица V. 2

Тепловой поток в горных сооружениях Верхояно-Колымской складчатой зоны {Балобаев и др., 1983)

 

Горное сооружение	Высота измерений, м	Тепловой поток, мВт/м2
Хараулахский хр.
Янское нагорье		57 '.
	250—400
	460—600
Селенняхский хр.	700—850
Хр. Тас-Кысмаабыт	800—900
Хр. Сунтар-Хаята

измерений соответствуют средней высоте системы долина— привершинная часть в каждой из указанных групп. Наиболь­ший поток установлен для хр. Сунтар-Хаята (100 мВт/м²) — альпинотипного горного сооружения, испытывающего активное новейшее воздымание. В. Т. Балобаевым сделан вывод о том, что чем активнее происходит орогенез, тем больше тепла при этом выделяется в массивах.

В. Т. Балобаев (1991) указывает на наличие огромной зоны максимального теплопотока от 80 до 100 мВт/м² в центре Вер-хояно-Колымской области, где развит верхоянский геосинкли­нальный комплекс мощностью 16—18 км. Она охватывает са­мые высокие хребты (или их части): Верхоянский, Черский, Момский, Полоусный, Сунтар-Хаята и др. Для такого сурово­го региона при низких значениях t_cp мощность мерзлых толщ относительно небольшая. В депрессиях рельефа мощность ММП варьирует от 100 до 300 м и увеличивается до 500—600 м только в осевых частях горных хребтов в соответствии с высот­ной геокриологической поясностью (Некрасов, 1976).

Область с ^вз от 60 до 80 мВт/м² охватывает всю оставшу­юся территорию развития Верхоянского геосинклинального комплекса, а также значительную часть эвгеосинклинальнои зо­ны на западе Индигиро-Колымской впадины. Для этой области характерны рельеф высоких плоскогорий и пониженная новей-

198

шая тектоническая активность. Мощности мерзлых толщ в де­прессиях рельефа в северных регионах этой области составля­ют 200—300 м, а на плато — до 400—500 м.

Остальная часть Верхояно-Колымской складчатой области имеет q_B3 менее 60 мВт/м², а дорифейских срединных масси­вов — предположительно ниже 50 мВт/м². Они представляют или древнейшие ядра стабилизации континентальной коры, или переработанные останцы кристаллических массивов восточной оконечности Сибирской платформы. Их структура и, видимо, теплопотоки сходны с Алданским щитом. На северной окраине области располагается зона низких значений q_B3 (40— 50 мВт/м²), соответствующая области затухания мезозоид. Вер­хоянский комплекс здесь имеет небольшую мощность, породы слабо дислоцированы, рельеф равнинный, нарушаемый подня­тием отдельных блоков. Здесь отмечаются наибольшие для ре­гиона мощности мерзлых толщ (до 500—700 м).

Колымо-Чукотская складчатая область в геотермическом отношении изучена слабо. В ее пределах q_B3 изменяется от 60 до 70 мВт/м². Только кайнозойские наложенные впадины (Мар­ковская и Анадырская) имеют q_B3=44 —56 мВт/м².

Немногочисленные данные по тепловым потокам Охотско-Чукотского вулканогенного пояса (42—61 мВт/м²) свидетель­ствуют об отсутствии влияния на современный региональный тепловой режим недр прошлой вулканической деятельности. Для вулканических дуг и активных континентальных окраин также характерны невысокие значения q_B3 — от 30 (Курило-Камчатский желоб) до 55 мВт/м² (Алеутская дуга).

На большей части орогенных систем, за исключением меж­горных тектонических впадин, на поверхность выведены мета-морфизованные и изверженные породы, обладающие высокой теплопроводностью, и в целом слабо дифференцированные по теплофизическим свойствам. В силу этого температура недр в таких структурах определяется в основном внутриземным теп­ловым потоком. На глубине 3000 м она составляет в хребтах Верхоянском 100°С и выше, в Селенняхском.— 86°, в Колым­ском горном массиве — 70°С, в горах Охотско-Чукотского вул­канического пояса — до 85°С и выше. Если избавиться от сложного влияния горного рельефа, то выявляются приближен­ные зависимости мощностей мерзлых толщ от величины q_B3. В Верхояно-Чукотской горно-складчатой области мощности ММП в низко- и среднегорном поясах (ниже 1400 м) нигде не превышают 500 м. Самые малые мощности характерны для структур с большими теплопотоками.

В горных сооружениях Байкальской горной области и Ста­нового нагорья q_B3 и их влияние на мощности ММП изучены недостаточно. Становая складчатая область имеет тепловые по­токи ниже 40 мВт/м² и в этом отношении не отличается от юго-восточной окраины Сибирской платформы. Величины теплопо-токов резко дифференцируются в пределах Байкальского риф-

199

та и имеют тенденцию увеличения по мере активизации струк­тур. В первом приближении величины q_B3 монолитно поднима­ющихся гор, сложенных изверженными и метаморфическими породами байкальского комплекса, составляют 30—50 мВт/м². Близкие значения q_B3 могут иметь и опускающиеся блоки, в том числе погруженные под впадинами байкальского типа, где по шовным зонам, в пределах их горного обрамления с резко диф­ференцированными движениями блоков диапазон вариаций */_вз существенно возрастает. Наряду с указанными фоновыми зна­чениями могут существовать q_B3 от 100 до 400 мВт/м². Все это сказывается на большом диапазоне изменений мощности мерз­лых толщ.

Влияние локальных тектонических структур на мощность мерзлых толщ широко и многообразно проявляется на плат­формах и в орогенных областях, особенно ярко в суровых гео­криологических условиях. Причины такого явления различны: это перераспределение потока внутриземного тепла в верхней части литосферы вследствие различий теплофизических свойств геологических тел в массивах, влияние потоков подземных вод подмеозлотного стока и др.

В осадочном чехле платформ влияние локальных пликатив-ных структур на мощность мерзлых толщ впервые было уста­новлено Д. И. Дьяковым, рассматривал его и В. А. Кудрявцев (1954, 1959). Затем оно получило многочисленные подтвержде­ния при изучении мерзлых толщ Западно-Сибирской плиты Г. Б. Острым, А. Ф. Черкашиным, В. В. Баулиным и другими; Вилюйской синеклизы и Верхоянского краевого прогиба В. Т. Балобаевым, П. И. Мельниковым, В. В. Баулиным и др. Сходные закономерности выявлены Л. М. Демидюк в чехле тектонических впадин забайкальского типа и В. В. Ловчуком в" угленосных структурах Верхояно-Колымской области. На пер­вых этапах геотермических исследований были получены мно­гочисленные факты, свидетельствующие о том, что мощности мерзлых толщ в сводовой части антиклинальных структур с поперечником от первых до нескольких десятков километров меньше, чем на их крыльях, а в синклинальных структурах мерзлые толщи в их осевой части больше, чем на крыльях структур (рис. V.8).

Рис. V.8. Схема залегания многолетнемерзлых пород в антиклинальных (I) и синклинальных (II) структурах

200

Превышение мощностей ММП в центре антиклинальных структур высоких (V—VI) порядков над мощностями на их крыльях в чехле Западно-Сибирской плиты достигает 30—40% и составляет от нескольких десятков до 250 м. Это явление объясняется многими исследователями перераспределением q_B3 в слоистом осадочном чехле. Причинами являются неодинако­вая теплопроводность пород ниже подошвы мерзлой толщи (большая в сводовой части структур и меньшая на крыльях)» а также анизотропная теплопроводность по нормали к наплас­тованию и по пластам. Теплопроводность пород по напластова­нию (Я_м) обычно больше, чем по нормали к поверхности плас­тов (i\\/h±)- Коэффициент анизотропии теплопроводности (^iAj.) возрастает в толщах с отчетливо проявляющейся слоис­тостью и внутрипластовой трещиноватостью. По данным Д. И. Дьяконова, он может достигать 1,32. В пликативных ан­тиклинальных структурах в осадочном чехле платформ углы падения слоев на крыльях не более 4—6°. Это делает невысо­ким влияние анизотропии теплопроводности в слоистых струк­турах на искажения нормального температурного поля, на раз­личия в значениях g и в мощностях мерзлых толщ в их осевой части и на крыльях.

Следует подчеркнуть, что над антиклинальными локальны­ми структурами в чехле платформ широко известны и другие вариации изменения мощностей ММП и положения изотерми­ческих поверхностей, в том числе и с нулевой температурой (подошва криолитозоны). Над рядом структур мощность крио-литозоны практически не изменяется, над другими — увеличи­вается. Последнее широко отмечается над газоносными струк­турами Западной Сибири (Баулин, 1985). Глубина залегания газовых залежей здесь колеблется от 600 до 1500 м при мощ­ностях ММП соответственно от 200 до 500 м и геотермических градиентах от 5 до 2°С/100 м. Вместе с тем на ряде других газоносных площадей мощности мерзлых толщ меньше над сво­дами структур, чем над крыльями. Примерами могут служить Уренгойская структура в Западной Сибири, Средневилюйская и другие структуры Якутии.

В. В. Баулин и А. Л. Чеховский подчеркивают различную природу отрицательных температурных аномалий над газонос­ными структурами и положительных над локальными антикли­нальными структурами, где не обнаружено промышленного со­держания газа. Они объясняют наличие отрицательных темпе­ратурных аномалий эффектом адиабатического расширения га­за, проникающего по трещинам в перекрывающие породы. Из­вестно, что такой эффект характерен для структур (вне области многолетней мерзлоты), в сводовой части которых существуют разрывные нарушения и зоны повышенной трещиноватости, по которым происходят утечки газа. По оценкам В. Ф. Борзасе-кова, понижение температур над газовыми залежами в Туркме­нии достигает 3—5°С. Оценивая влияние эффекта адиабатиче-

201

ского расширения газа на мощность ММП, существенно под­черкнуть, что выходы газа и их охлаждающее влияние должны были продолжаться десятки, а возможно, даже и сотни тысяч лет и происходить как на этапе увеличения мощности мерзлоты в позднем плейстоцене, так и ее оттаивания снизу в голоцене. Это нереально, так как привело бы к разубоживанию или раз­рушению залежей газа, что, как известно, не характерно для Западно-Сибирской нефтегазоносной провинции. Кроме того, газы метанового ряда, проникающие в перекрывающие толщи пород и охлаждающиеся в них, попадают в такие термобариче­ские условия, в которых они при взаимодействии с подземны­ми водами должны образовывать газовые гидраты. Последние заполняют трещины и не допускают разрушения залежи (Ца­рев, 1976). Это исключает дальнейшее адиабатическое расши­рение газа, и температурная аномалия быстро исчезает. Объяс­нения этому явлению приводятся ниже (V.6).

В синклинальных структурах, сложенных осадочными и оса-дочно-вулканогенными слоистыми породами, мощность мерзлых толщ в осевой части бывает больше, чем на их крыльях. Такая картина характерна для структур чехла впадин забайкальского типа, выполненных мезозойскими угленосными терригенными породами, а также для угольных месторождений во впадинах Верхояно-Колымской горно-складчатой области. В. В. Ловчу-ком установлено, что в пределах последних теплопроводность пластов (0,2—0,4 Вт/м-К) существенно ниже, чем вмещающих их песчаников, сланцев и алевролитов (1,6—1,8 Вт/м-К). На поверхности задавалась постоянная отрицательная температу­ра —6°С. Результаты моделирования промерзания синклиналь­ной структуры с угольным пластом, выходящим на поверхность, в целом показали удовлетворительное сходство с натуральными данными (Красе, Ловчук, 1972). Было подтверждено, что струк­турные неоднородности сильно влияют на конфигурацию фрон­та многолетнего промерзания, как изменяющегося во времени, так и достигшего стационарного положения (рис. V.9).

Конфигурация мерзлых толщ в антиклинальных гидрогеоло­гических структурах с осевой частью, осложненной разрывной зоной, по которой осуществляется напорная разгрузка артези­анских вод, показана на рис. V.10. В этом случае возрастание мощности ММП от крыльев к оси складки обусловлено помимо изложенных выше причин охлаждающим влиянием нисходяще­го потока пластовых подземных вод, нагревающихся за счет пе­рехвата потока геотермического тепла и уменьшения тепловых потоков к подошве мерзлой толщи. Сплошность последней на­рушается в осевой части структуры узким гидрогеогенным на-порно-фильтрационным таликом, по которому идет разгрузка.вод подмерзлотного стока.

Изменение мощностей мерзлых толщ наблюдается в ло­кальных структурах с наклонными контактами пород (рис. V. 11), имеющих разные теплопроводности, и с контактами

202

Рис. V.9. Положение подошвы мерзлых толщ в синклинальной угольной складке:

/ _ 50 лет; 2 — 100; 3 — 550; 4 — 1000; 5 — 5000; 6 — 13 000; 7 — 100 тыс. лет (по С. С, Григоряну,

№. С. Крассу и др., 1987)

Рис. V.10. Конфигурация мерзлых толщ в антиклинальных (I) и синклинальных (II) складках с дизъюнктивными нарушениями в осевых частях и разгрузкой

по ним напорных подземных вод:

1 — переслаивание сланцев и песчаников; 2 — супеси и суглинки; 3 — разрыв­ные нарушения; 4 — многолетнемерзлая толща; 5 — направление движения подземных вод; 6 — источники и наледь

сложной формы (рис. V.12). Исследование стационарных теп­ловых полей таких структур, проведенное В. Т. Балобаевым, показывает искажение направлений тепловых потоков на кон­такте сред с разными X и изменение мощностей ММП. В слу­чае залегания пород с большими к над менее теплопроводны­ми мощность ММП при равных температурах поверхности и ^вз существенно больше, чем при обратном соотношении. Вто­рой вариант (рис. У.11,П и V.12, II) характерен для распрост­раненного случая залегания рыхлых отложений над скальными

204

Рис. V.ll. Тепловое поле массивов горных пород разной теплопроводно­сти при наклонном контакте: I ■— A,iA₂ = 3; II — Xi/X₂=\/3. Стрелки — векторы теплового поля

Рис. V.12. Тепловое поле массивов горных пород разной теплопроводности с

контактом сложной конфигурации:

I — XiA₂ = 3: II — XiA2=l/3. Стрелки — векторы теплого поля (по

В. Т. Балобаеву, 1991)

в тектонических депрессиях и долинах рек. Здесь обычно мощ­ности мерзлых толщ за счет низкой теплопроводности дисперс­ных пород и их повышенной теплоемкости меньше, чем на со­предельных скальных массивах.

Влияние разрывных нарушений на дифференциацию мощно­стей ММП и криогенное строение мерзлых толщ изучалось многими исследователями как на платформах, так и в ороген-ных областях. Установлено, что влияние дизъюнктивов прояв­ляется на разных уровнях: от крупных региональных разломов до небольших локальных нарушений. В наибольшей степени на строение, мощность ММП и их прерывистость (наличие та­ликов, приуроченных к разломам) влияют разрывные наруше­ния, образовавшиеся в условиях растяжения, и не «залечен­ные» последующими геологическими процессами (вулканичес­кими, гидротермальными и др.). Эти разломы обладают повы­шенной трещиноватостью пород и проницаемостью для флюи­дов и газов. Они бывают древними, долгоживущими, обновляе­мыми современными движениями, или новейшими, образовав-

205

шимися в кайнозое и активно развивающимися до настоящего времени. Такие разломы играют большую роль в гидрогеоло­гии криолитозоны и распределении таликов. В горных районах с мощной низкотемпературной мерзлотой к таким разломам приурочены инфильтрационные подозерные и подрусловые та­лики. Последние существуют иногда в верховьях рек, в кото­рых зимой полностью прекращается поверхностный сток. Ими контролируются пути активного подземного стока, как под до­линами рек (которые чаще всего и заложены по разломной се­ти), так и вне их. Это обеспечивает во многих орогенных обла­стях перетоки подмерзлотных вод из одних криогидрогеологи-ческих структур в другие. Наконец, дизъюнктивы определяют местоположения очагов разгрузки подземных вод и наледей. Особенно отчетливо это проявляется в условиях низкотемпера­турной мощной криолитозоны. Например, в Верхояно-Чукот-ской и на севере Байкальской горно-складчатых областей как в горных хребтах, так и в тектонических межгорных впадинах талики и наледи буквально «нанизаны» на разломы.

Мощность ММП по зонам разрывных нарушений, как пра­вило, меньше, чем в пределах сопредельных ненарушенных бло­ков пород. В особой мере это относится к структурам с актив­ным водообменом, где разрывные нарушения служат основны­ми путями стока подземных вод. Последние и оказывают отеп­ляющее влияние на температурный режим пород, обусловливая сокращение мощностей мерзлых толщ. Особенно ярко эта зако­номерность проявляется в пределах наложенных кайнозойских тектонических впадин Верхояно-Чукотской орогенной области. Здесь на общем фоне мерзлых толщ мощностью 300—400 м разрывные унаследованные нарушения маркируются мощностя­ми 250—200 м и менее. В результате мерзлые толщи имеют во впадинах блоковый характер. В местах пересечения разломов часто существуют напорно-фильтрационные талики и наледи подземных вод (рис. V.13).

Криогенное строение ММП разрывных нарушений различно и зависит существенно от их положения в рельефе. Выше уров­ня речной сети в условиях сплошной мерзлоты мерзлые поро­ды разрывных нарушений обладают часто открытой трещино-ватостью, разнообразными, в том числе неполно выраженными* криотекстурами, трещинами, заполненными сублимационным льдом, и т. д.

Ниже уровня речной сети, контролирующего положение вер­тикальных зон периодического и постоянного обводнения по­род, ММП массивов и разломов обладают высокой льдисто-стью, полно выраженными криотекстурами и горизонтами крио­генной дезинтеграции. Новейшие подвижки приводят к механи­ческому дроблению породы, нарушению исходного криогенного строения, тектонической режеляции, изменению криотекстур и структуры шлиров льда. Такие субвертикальные зоны повы­шенного льдонакопления и специфического криогенного вывет-

206

Рис. V.13. Схема влияния разрывных нарушений на мощности мерз­лых толщ в осадочном чехле межгорной тектонической впадины: / — скальные осадочно-метаморфические породы; 2 — алевриты; 3 — конгломераты и галечники; 4 — лигниты; 5 — «ледовый комплекс^; 6 — разломы; 7 — граница многолетнемерзлых пород; 8 — наледь; 9 — направление движения подземных вод

ривания А. П. Горбунов (1974) рассматривает как зоны текто­нического криогипергенеза.

V.4. ВЛИЯНИЕ ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКОГО

УСТРОЙСТВА ПОВЕРХНОСТИ НА МОЩНОСТИ И СТРОЕНИЕ КРИОЛИТОЗОНЫ

Можно выделить несколько основных направлений во взаимосвязи геоморфологического устройства (рельефа) по­верхности и мощности и криогенного строения криолитозоны. 1. Рельеф крупных регионов является условием проявления широтной геокриологической зональности (см. П.2) и высотной поясности (см. II.3) в распределении температур пород. В. А. Кудрявцев (1954) по рельефу для целей мерзлотно-тем-пературного районирования выделил низменные равни-н ы, где проявляется только геокриологическая зональность; плоскогорья и плато, где в пределах плоских междуре­чий существует зональность, а в глубоких врезах долин -— эле­менты геокриологической высотной поясности; горно-ск л ад-чат ые области, в которых превалирует влияние высотной геокриологической поясности. Зональность температур пород в горно-складчатых областях, вытянутых с юга на север, просле­живается при сравнении геокриологических условий однотип-

207

ных по рельефу и абсолютным высотам поверхностей: днищ тектонических впадин, долин рек, склонов одинаковой ориента­ции, плоских междуречий и др. Зональные понижения темпе­ратур пород в пределах южной геокриологической зоны низ­менных равнин и плато, где с поверхности развиты верхнего-лоценовые, преимущественно эпикриогенные мерзлые толщи, обусловливают повышение их мощностей от первых метров до 100—150 м, реже больше. В северной геокриологической зоне таких геоморфологических провинций и областей связь зональ­ности температур пород и мощностей криолитозоны существен­но нарушается и на первый план выходят влияния палеогео-криологических, геолого-тектонических условий и др. В горно-складчатых областях такие же закономерности характерны для тектонических впадин, особенно выполненных кайнозойскими дисперсными отложениями.

В пределах горных сооружений горно-складчатых областей, где развиты преимущественно квазистационарные (стационар­ные по В. Т. Балобаеву) мерзлые толщи скальных пород, из­менение t_Cp с высотой (см. II.3) является одной из прямых при­чин возрастания их мощностей. Следует напомнить, что горные сооружения часто являются природными орографическими барьерами, влияющими на перехват влагонесущих воздушных масс (см. П.4). Результат этого — не только неодинаковые температуры пород и распространение мерзлых толщ, но и мощности последних на разноориентированных склонах горных сооружений в целом, а в их пределах — на склонах горных хребтов, групп и отдельных гор. В умеренных и особенно низ­ких широтах ярко проявляется экспозиционная асимметрия как t_Cp, так и мощностей ММП, связанная с неравномерным рас­пределением прямой солнечной радиации на склонах северных и южных экспозиций.

2. Рельеф является фактором, который обусловливает пе­рераспределение тепловых потоков и градиентов температур в верхних горизонтах земной коры. В результате на разных эле­ментах рельефа нижние граничные условия формирования мерзлых толщ становятся существенно неоднородными. Наибо­лее ярко это проявляется в условиях контрастного рельефа с большими амплитудами высот. В горах Северо-Востока России (Губкин, 1952; Калабин, 1960) нижняя граница мерзлых толщ представляет волнистую поверхность, в несколько сглаженном виде повторяющую формы рельефа. Под вершинами гор мощ­ность ММП была всегда больше, чем под долинами. По дан­ным В. В. Ловчука, линейные отклонения от средних значений мощностей мерзлых толщ под положительными элементами рельефа достигают 40—70 м, а под отрицательными — минус 20—40 м. Глубина влияния рельефа на температурное поле ли­тосферы зависит от относительного превышения вершин над до­линами и от расстояния между сходными одинаковыми элемен­тами рельефа (вершинами гор и днищами долин). В Верхоя-

208. •

но-Колымской орогенной области глубина влияния рельефа в 4—5 раз больше разницы высот днищ долин и вершин (Бало-баев, 1991).

Геотермические исследования и моделирование на основе натурных данных теплового поля (Балобаев, Левченко, 1978) показали, что искажение теплового поля рельефом наблюда­ется до глубины 3000 м (рис. V.14), где q\_B3 равен 100+10

Рис. V.14. Тепловое поле горных пород в хр. Сунтар-Хаята (Верхояно-Чукотская горная область) по результатам интерпретации фактичес­ких материалов.

Вертикальные линии — скважины, горизонтальные — штольни, стрел­ки — векторы теплового потока (по В. Т. Балобаеву, 1991)

мВт/м². Плотность теплового потока и величины геотермичес­ких градиентов возрастают, а мощность ММП снижается под долинами (рис. V.15). Под вершинами q_B3 и значения геотерми­ческих градиентов понижаются, а мощность мерзлых толщ воз-

Рис. V.15. Тепловое поле горных пород при наличии водоемов на

поверхности.

20Q

Вертикальные линии — скважины, стрелки — векторы теплового потока (по В. Т. Балобаеву, 1991)

растает. В приповерхностном слое мощностью 100 м плотность теплового потока под долинами в 3—6 раз выше, чем под вер­шинами, составляя соответственно 151 и 26—36 мВт/м². С глу­биной дифференциация плотностей q_B3 под разными элемента­ми рельефа снижается (табл. V.3). Выравниваются и величи­ны геотермических градиентов.

Таблица V. 3

Тепловой поток q_B3 под разными элементами рельефа в зависимости от глубины в хр, Сунтар-Хаята, мВт/м² (Балобаев, 1991)

 

 

 

 

Интервал	На склоне южной		На склоне	северной	Среднее
глубин от	экспозиции	В днище	экспозиции	t7R4 ПО
поверхности, м		долины			4 по профилю
	вершина	середина		середина	вершина
0—100
0—500
500—1000
1000—2000
2000—3000
3000—4000

Установлена и другая закономерность: усредненные по всем элементам рельефа значения теплового потока снижаются в на­правлении поверхности. Происходит это из-за того, что площа­ди изотермических поверхностей, к которым векторы теплового потока всегда перпендикулярны, увеличиваются к поверхности Земли, и тем больше, чем изрезаннее рельеф. В результате од­но и то же количество внутриземного тепла распределяется на все увеличивающуюся площадь. Поэтому средняя плотность теплового потока в горных районах уменьшается к поверхности Земли, причем тем значительнее, чем больше расчленение рель­ефа и- величина его поверхности. Для хр. Сунтар-Хаята днев­ная поверхность примерно на 11% больше ее проекции на гори­зонтальную плоскость, а плотность теплового потока у поверх­ности на 12—13% меньше, чем у неискаженного теплового по­тока на глубине 3 км.

В. Т. Балобаевым показано, что наименьшее искажение плотности теплового потока вблизи поверхности характерно для средней части склонов гор. Максимальные тепловые потоки и минимальные мощности ММП находятся в месте сочленения склонов и горизонтальных поверхностей (равнин, широких днищ, долин рек и др.) (Григорян, Красе и др., 1987). Много­численные температурные измерения в глубоких скважинах в горных сооружениях, сложенных скальными породами разного состава и возраста, свидетельствуют о преимущественном рас­пространении стационарных мерзлых толщ. Исследования свя­зи рельефа гор, их абсолютных и относительных высот и мощ­ностей мерзлых толщ были проведены в разных регионах Н. А. Некрасовым, В. Г. Гольтманом, Н. С. Шевелевой, Л. Н. Со-

210

ловьевой, А. П. Горбуновым и др. Было установлено, что при любом виде высотной геокриологической поясности в распреде­лении температур пород (см. П.З) мощности мерзлых толщ всегда увеличиваются с высотой. Значения высотного градиента увеличения мощностей ММП неодинаковы в разных горных со­оружениях, но обычно они составляют первые десятки метров на 100 м подъема.

3. Рельеф влияет на положение зеркала грунтовых вод, на
изменения обводненности и дренированности пород в криогид-
рогеологических структурах в процессе формирования криоли­
тозоны. Для низменных равнин типично близкое залегание зер­
кала грунтовых вод к поверхности и влажность пород в тали­
ках близка к полной влагоемкости, а для многолетнемерзлых
пород характерны полно выраженные криотекстуры и значи­
тельная льдистость. В горных районах массивы скальных по­
род в значительной мере дренированы, для криогенного строе­
ния ММП в массивах характерно наличие блоков с неполно вы­
раженными криотекстурами, открытой пустотностью, свободным
воздухообменом, горизонтами криогенной дезинтеграции по­
род, контролируемыми положением уровня вод в долинах рек
или долинных водоносных таликах (см. IV.4).

На плоскогорьях вдоль врезанных в поверхность долин су­ществует в массивах полоса дренированных пород, часто с от­крытой пустотностью, неполно выраженными криотекстурами, воздухообменом и сопутствующими процессами и явлениями. Особенно характерно такое явление для закарстованных кар­бонатных пород и трапповых тел на Сибирской платформе.

4. В долинах крупных рек и больших озерных котловинах
аккумулятивных равнин, на морских террасах Арктического по­
бережья и островов (VIII.3) устанавливается связь возраста
элементов рельефа и мощностей криолитозоны. Такая связь
проявляется только в том случае, когда возраст соответствую­
щей аккумулятивной поверхности соизмерим с временем, необ­
ходимым для формирования образующейся в ее пределах мерз­
лой толщи. Возрастание мощности ММП характерно для тер­
рас Лены, Оби и других крупных рек в пределах северной гео­
криологической зоны. При этом такая связь прослеживается
только от поймы до третьей надпойменной террасы и не про­
является на более высоких и древних уровнях. Характерно, что
с общим увеличением мощностей мерзлых толщ, а на морских
террасах — криолитозоны возрастает влияние локальных гео­
структур на дифференциацию мощностей ММП (см. V.3). Вы­
ше третьей террасы прослеживается только последняя законо­
мерность. Причиной связи возраста террас и мощностей ММП
(и криолитозоны) является наличие талого состояния пород —
сквозных таликов под руслами крупных рек, в прибрежной ча­
сти шельфа, под крупными озерами. Многолетнее промерзание
пород начинается со времени перехода их соответственно в ста­
дию речной поймы, низкой морской или озерной террасы, т. е.

211

с выходом из-под уровня водотока или водоема. Чем древнее аккумулятивная поверхность, тем больше время формирования и мощность мерзлой толщи. Связь с возрастом рельефа сохра­няется до тех пор, пока мощность ММП не достигнет предель­ного значения (с учетом средней за время формирования тем­пературы пород, их теплофизических свойств и теплопотоков), т. е. не выйдет из стадии аградационного и не перейдет в ста­дию квазистационарного развития с периодически установив­шимся температурным режимом. Однако и в этом случае на бо­лее древних и высоких поверхностях возможно наличие более мощных мерзлых толщ, сформировавшихся за более длитель­ный и в целом более холодный этап (в позднем плейстоцене) и в настоящее время находящихся в состоянии деградации снизу.

Связь мощностей мерзлых толщ с возрастом террас не про­слеживается в северной геокриологической зоне на небольших реках, под которыми талики отсутствуют или развиты несквоз­ные грунтово-фильтрационные талики, слабо влияющие на со­кращение мощности ММП снизу. Причинная связь мощностей „ММП с разновозрастными элементами рельефа отсутствует в южной геокриологической зоне. Здесь возраст аккумулятивных форм рельефа всегда существенно больше, чем время формиро­вания верхнеголоценовых и современных мерзлых толщ.

5. На связь рельефа и распространение различных по ха­рактеру их промерзания типов ММП указывалось выше (см. IV). Так, с денудационными формами рельефа коррелируются преимущественно эпикриогенные толщи скальных и полускаль­ных пород, с аккумулятивными — эпикриогенные дисперсные и синкриогенные отложения. Для аккумулятивных поверхностей северной геокриологической зоны характерны первично про­мерзшие синхронно эпикриогенные и синкриогенные отложения с высокой льдистостью и залежами подземных льдов различ­ного генезиса. Строение мерзлых толщ на таких поверхностях обычно многоярусное. Их современный рельеф образован под влиянием сильного термокарстового расчленения (озерный и котловинный термокарстовый рельеф). В термокарстовых озе­рах и котловинах накапливаются таберальные (аласные) ком­плексы (см. IV.5). В осушенных озерных котловинах формиру­ются повторно промерзшие эпикриогенные толщи и современ­ные синкриогенные отложения. В останцах первичных поверх­ностей сохраняются высокольдистые породы и подземные льды — субстрат для последующего термокарстового преобразо­вания отложений и трансформации рельефа. Для аккумулятив­ных поверхностей южной геокриологической зоны характерен инверсионный термокарстовый мезо- и микрорельеф (см. IIL9).

V.5. ВЛИЯНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД НА СТРОЕНИЕ,

МОЩНОСТЬ И ПРЕРЫВИСТОСТЬ. КРИОЛИТОЗОНЫ

Подземные воды — это важнейший фактор и усло­вие, определяющие криогенное строение ММП и основные ха-

212

рактеристики крйблйтозоны. Наличие или отсутствие вод в по­родах, их минерализация и состав растворенных солей обуслов­ливают состояние этих пород при переходе температуры через 0° (мерзлые, морозные, охлажденные), особенности криогенной метаморфизации вод, процессы криогенного изменения водонос­ных пород (криогенная дезинтеграция, выпадение солей и др.). Гидрогеологические структуры с характерными для них типа­ми вод, особенностями их питания, стока и разгрузки, гидрогео­химической вертикальной зональностью являются тем базисом, на котором может рассматриваться проблема формирования криолитозоны. Подземные воды многообразно воздействуют на геокриологические условия: влияют на формирование криоген­ного строения мерзлых толщ, строение криолитозоны и оказы­вают тепловое воздействие на всех этапах формирования под­земного стока.

Промерзание пород, слагающих гидрогеологические структу­ры, является одновременно процессом формирования криоген­ных водоупоров. Последние, образуясь по иным законам, чем литологические, начинают не совпадать с ними уже при мас­сивно-островном распространении ММП (см. II.2). Образова­ние криогенных водоупоров трансформирует обычные гидрогео­логические структуры в криогидрогеологические. Для послед­них характерны питание и разгрузка вод через талики, умень­шение гидравлической емкости, разделение вод криогенными водоупорами на такие категории, как воды СТС, таликов и та-ликовых зон, над-, меж-, внутри- и подмерзлотные воды. Под­земный сток в таких структурах локализуется по таликам, под мерзлыми толщами, реже по межмерзлотным горизонтам. Вли­яние подземных вод на мерзлотные условия неодинаково в раз­ных типах гидрогеологических структур: артезианских и адар-тезианских бассейнах, гидрогеологических массивах и адмасси-вах, вулканогенных супербассейнах и бассейнах карстовых вод. Имеется ряд наиболее общих черт такого влияния, проявляю­щихся на региональном и зональном уровнях, которые и будут рассмотрены в настоящем разделе.

I. Положение уровня подземных вод играет важную роль в характере криогенного строения эпигенетически промерзших пород в массивах. Полная льдонасыщенность характерна толь­ко для пород, залегавших ниже уровня грунтовых вод. Для по­род, входивших в зону аэрации и периодического обводнения, присущи, как правило, неполно выраженные криотекстуры в скальных массивах, контактный лед-цемент — в песках и гравийно-галечниковых отложениях, массивные с редкими не­выдержанными шлирами в глинистых отложениях. Обычно по­ристость (пустотность) пород выше их объемной льдистости. В массивах таких пород могут осуществляться воздухообмен, перенос воды в парообразной фазе, сублимация и аблимация льда. Положение зон аэрации и периодического обводнения в массивах существенно определяется рельефом (V.4) и различ-

213

но в платформенных (VI) и орогенных областях (VII). Это обусловливает различия в криогенном строении ММП в мас­сивах. Положение уровней подземных вод, зон аэрации, перио­дического и постоянного обводнения изменяется в процессе многолетнего промерзания и протаивания пород.

В зоне постоянного обводнения для породы характерно пол­ное заполнение пустот льдом. Для скальных пород типичны полно выраженные трещинные или расширенные трещинные криотекстуры зон криогенной дезинтеграции (см. Ш.2, IV.4). В дисперсных отложениях формируются типы криогенного стро­ения, описанные выше (IV.3). Отложения глинистого состава, залегающие над водоносными слоями, при промерзании при­обретают повышенную льдистость. Над горизонтами, в которых воды имеют высокие напоры, формирование сегрегационных и инъекционных льдов возможно, видимо, и на больших глуби­нах. Об этом свидетельствуют результаты лабораторных опы­тов по льдовыделению в недоуплотненных отложениях при вы­соких давлениях (Ершов и др., 1989). Находит объяснение на­личие льдистых горизонтов в эпикриогенных песчано-глинистых толщах аккумулятивных равнин, вскрываемых скважинами на 200—300 м от поверхности.

П. Влияние вертикальной гидрогеохимической зональности подземных вод на строение криолитозоны наиболее полно про­является на платформах — в артезианских бассейнах платфор­менного типа. В артезианских бассейнах древней Восточно-Си­бирской артезианской области (Сибирская платформа) верти­кальная гидрогеохимическая зональность проявляется в нали­чии зоны пресных.гидрокарбонатных вод до глубины 200—250м на междуречьях и от 20 до 150 м в днищах долин; маломощ­ной не выдержанной зоны солоноватых сульфатных вод и мощ­ной зоны хлоридных соленых вод и рассолов. В молодой За­падно-Сибирской артезианской области зона пресных вод ха­рактеризуется мощностью в несколько сотен метров-. Она по­степенно переходит в зону солоноватых, а затем соленых вод. Только на северной периферии Западной Сибири зона пресных вод сокращена вследствие распространения здесь морских, ле­дово-морских отложений и наличия в них соленых вод морско­го генезиса.

В разрезе криолитозоны вертикальной зоне пресных вод всегда соответствует ярус ММП. Зона солоноватых и слабосо­леных вод обычно в разрезах криолитозоны представлена мерз­лыми породами, включающими линзы и прослои внутри- и межмерзлотных вод с высокой минерализацией в результате криогенного концентрирования. Ниже мерзлых пород сущест­вует обычно ярус охлажденных пород мощностью от несколь­ких метров до нескольких десятков метров. Наконец, зоне силь­носоленых вод и рассолов соответствует ярус охлажденных по­род, в том числе содержащих криопэги. В этом ярусе скальные нетрещиноватые породы находятся в. морозном состоянии. Гра-

214

ницы между ярусами не являются фиксированными, соответст­вующими, например, определенной исходной минерализации. Они существенно изменяются в связи с конкретным характером исходного гидрогеологического разреза и палеомерзлотными условиями. Чем суровее были эти условия, тем на большую глубину происходило промерзание пород, содержавших соленые воды, и тем значительнее была криогенная метаморфизация этих вод. Поэтому существует тенденция зонального увеличения глубины положения границ между названными выше ярусами пород, подвергшихся криогенезу. Однако их положение контро­лируется и многими другими условиями, в частности строением разреза. Например, в мощных толщах пород с однородной пус-тотностью, насыщенных высокоминерализированными водами, при промерзании в верхней части разреза образуются монолит­ные мерзлые породы со слабосолоноватым или пресным льдом, а в нижней — горизонт пород с криопэгами. В слоистой толще при тех же условиях промерзания возникнут прослои мерзлых пород, чередующиеся с прослоями, включающими криопэги.

В южной геокриологической зоне мощность толщ, подверг­шихся криогенезу, как правило, меньше вертикального яруса пресных вод, поэтому здесь развиты только ММП. В северной геокриологической зоне криолитозонё свойственно разнообраз­ное строение по вертикали. Оно определяется мощностями вер­тикальных гидрогеохимических зон и глубиной криогенного пре­образования пород и подземных вод в настоящее время и в криохроны плейстоцена. Мощной многосотметровой вертикаль­ной зоне пресных вод соответствует одноярусный разрез ММП (часть Вилюйской синеклизы в пределах Центральиоякутской низменности). Если криогенезом затронута зона солоноватых вод, в нижней части разреза криолитозоны может появляться маломощный ярус пород с криопэгами, а подошва ММП на несколько десятков метров не совпадает с нулевой геоизотер­мой (север Западно-Сибирской артезианской области). При относительно маломощных (первые сотни метров) зонах прес­ных и солоноватых вод верхняя часть криолитозоны представ­лена ярусом непрерывных по вертикали ММП, сменяющимся ярусом мерзлых пород с линзами внутримерзлотных криопэгов, а ниже мощным ярусом плотных морозных пород (литологиче-ские водоупоры), чередующихся с горизонтами, содержащими криопэги (север Восточно-Сибирской артезианской области). Суммарная мощность криолитозоны здесь изменяется от 600 до 1500 м. В целом наибольшая мощность мерзлых толщ или яруса ММП криолитозоны характерна для периферийных час­тей артезианских бассейнов платформы, где вертикальная зона пресных вод самая большая вследствие промытости разреза. Она меньше в древних артезианских бассейнах (по сравнению с молодыми), а также на северной периферии артезианских об­ластей платформ, затапливавшихся в позднем кайнозое вода­ми Арктического бассейна.

215

III. Тепловое взаимодействие мерзлых толщ горных пород. и подземных вод существенно различается в разных типах гид­рогеологических структур, а также в южной и северной гео­криологических зонах. Большее влияние на мерзлые толщи оказывают подземные воды открытых гидрогеологических структур с интенсивным водообменом, чем структур закрытых со слабым водообменом. Поэтому тепловое взаимодействие-больше в гидрогеологических структурах горно-складчатых об­ластей по сравнению с артезианскими бассейнами платформ В последних водообмен сильнее в структурах южной геокрио­логической зоны с островными и прерывистыми криогенными водоупорами по сравнению со структурами северной — со" сплошными мощными криогенными водоупорами.

Тепловое воздействие подземных вод на мерзлотные уело-. вия в южной геокриологической зоне многообразно. Оно начи­нается на этапе питания подземных вод, которое осуществля­ется при инфильтрации атмосферных осадков, во-первых, через дождевально-радиационные талики на междуречьях, пологих склонах, на речных террасах и конусах выноса, сложенных хо­рошо фильтрующими породами, во-вторых, через гидрогенные талики под водотоками и водоемами. Питание через дожде­вально-радиационные талики имеет отчетливо выраженный се­зонный характер. Зимой породы этих таликов сезонно промер­зают, а в весенне-летний период часть тепла, привносимая в породу дождевыми водами, тратится на протаивание и обогрев пород CMC. Поэтому инфильтрующиеся воды охлаждаются, причем это охлаждение возрастает с юга на север, а в горах — с высотой, и в пределе воды ниже CMC могут иметь темпера­туру около 0°С. Просачивание в массивы пород в направлении^ противоположном потоку внутриземного тепла, приводит к на­греву вод и охлаждению пород. Нисходящее движение таких вод ниже маломощных мерзлых толщ уменьшает тепловой по­ток к подошве последних, в результате чего увеличивается их мощность. Поэтому питание подземных вод через дождеваль­но-радиационные инфильтрационные- талики, с одной сторо­ны, способствует их устойчивому существованию и повышению in, h, t_Cp] с другой — ниже подошвы СТС создают охлаждаю­щий эффект. Подземные воды в таких случаях являются кол­лектором внутриземного тепла на больших площадях как в та­лых массивах, так и под маломощными мерзлыми толщами, где они обычно обладают напором. Эти воды частично разгру­жаются в долинах рек и под озерами, частично идут на попол­нение вод глубокого стока. Их температура в источниках обыч­но достигает 2°С и выше. Это выше температуры пород в та­ликах, через которые они инфильтруются. Воды глубокого сто­ка в основном питаются за счет поверхностных вод водоемов и водотоков, часто в течение круглого года.

Средние температуры подземных вод «на входе» примерно равны среднегодовым температурам вод водотоков и водоемов

216

(от 2 до 5—7°С), т. е. существенно выше температур ннфиль-трующихся дождевых вод. Их влияние на мерзлые толщи в основном отепляющее. Воды, опускающиеся по разрывным на­рушениям до глубин на 100—200 м, превышающих мощности мерзлых толщ, могут отбирать и выносить внутриземное тепло, выхолаживая недры структур, уменьшая теплопотоки и увели­чивая мощности ММ П. Вместе с тем восходящие подземные воды оказывают на геокриологические условия локальное отеп­ляющее воздействие, приводя или к резкому сокращению мощ­ности мерзлых толщ, или существованию таликов.

В северной геокриологической зоне во всех типах криогид-рогеологических структур питание подземных вод глубокого стока осуществляется за счет поверхностных вод водоемов и водотоков, чаще всего через горизонты грунтовых вод в аллю­вии, пролювии, озерных и других отложениях, приуроченных к таликам и служащих промежуточными коллекторами. В тали­ках под большинством малых и средних рек питание осущест­вляется только в теплый период года, поскольку зимой поверх­ностный сток вод в них практически отсутствует. Это важная особенность гидрологии рек северной геокриологической зоны. Температура воды в реках меняется от 0° (в начале весны и осенью) до 12—14°С (в середине лета), составляя в среднем 2 —6°С. Именно воды с такими температурами идут на питание подземных вод глубокого подмерзлотного стока. В нижних и средних течениях этих рек, особенно в горах, происходит раз­грузка вод, сопровождающаяся наледеобразовательными про­цессами (см. 111.11). Крупные реки как транзитные (Обь, Ени­сей, Лена), так и целиком находящиеся в пределах этой зоны (Хатанга, Яна, Индигирка и др.) являются основными дренами подземных вод. Они имеют круглогодичный поверхностный сток только в среднем и нижнем течениях, где зимняя разгрузка вод осуществляется субаквально. Зимой расход в низовьях этих рек сокращается на один-два порядка по сравнению с летними рас­ходами.

В местах разгрузки подземных вод подмерзлотного стока как субаэральной, приводящей к наледеобразованию, так и субаквальной температура вод на выходе не превышает 0—2°С. Таким образом, в региональном плане повсеместно фиксирует­ся отдача тепла водами подмерзлотного стока в пределах крио-гидрогеологических структур северной геокриологической зоны. Поэтому в указанных зонально-региональных условиях проис­ходит привнос тепла в верхние горизонты литосферы в процес­се формирования подземного стока. Исключение составляют ни­сходящие потоки вод по крупным открытым новейшим или омо­ложенным разломам глубокого заложения, которые опускают­ся на большие глубины и, нагреваясь до температуры 6—8°С и более, отбирают тепло горных пород. Подземные воды повсе­местно оказывают отепляющее влияние на геокриологическую обстановку, которое всегда проявляется локально в виде сокра-

217

щения мощности мерзлоты над разломами, выходами водонос­ных пластов на поверхность, а также образования сквозных напорно-фильтрационных таликов (см. V.5).

V.6. ГАЗЫ ПОДЗЕМНОЙ ГИДРОСФЕРЫ

НЕФТЕГАЗОНОСНЫХ СТРУКТУР И ИХ ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ С КРИОЛИТОЗОНОЙ

На большей части нефтегазоносных провинций и об­ластей, где существует криолитозона мощностью 200—300 м и более, в недрах структур имеются благоприятные термобари­ческие (Р—Т) условия для существования природных газов ме­танового ряда в гидратнои форме. Такие же условия могут быть под ледниковыми покровами; они существуют на огромных пло­щадях в пелагической области Мирового океана, на материко­вом склоне, а также на внешней части Арктического шельфа, где распространена океаническая криолитозона (VIII). Интер­вал в верхних горизонтах литосферы, где выполняются термо­барические условия существования гидратов газов (ГГ) с уче­том солености подземных вод, выделяют как зону гндратооб-разования (ЗГО). Зона гидратообразования так же, как и кри­олитозона, постоянно эволюционирует при изменении природ­ных условий. В условиях континента эволюция ЗГО так же,, как и субаэральной криолитозоны, связана главным образом с длиннопериодными колебаниями на поверхности, обусловлива­ющими изменения температур в недрах Земли. Под ледниковы­ми покровами на динамику ЗГО влияет изменение как темпе­ратур, так и давления, а на периферии Арктического шельфа воздействуют преимущественно изменения давления, обуслов­ленные регрессиями и трансгрессиями моря. Приуроченность ЗГО на континентах к территории распространения глубокого промерзания литосферы в настоящем и геологическом прошлом, единство причин, приводящих к их формированию и деграда­ции, сходство происходящих при этом процессов способствова­ли развитию представлений о взаимодействии криолитозоны и гидратов природных газов в недрах нефтегазоносных структур (Романовский, 1986, 1988).

Кратко остановимся на характеристике гидратов газов как криогенных образований. Гидраты газов (клатраты) представ­ляют собой кристаллические соединения, образующиеся из во­ды и газа, с низкой молекулярной массой при определенных Р—Т-условиях. Это нестихиометрические соединения, т. е. об­разования переменного состава, описываемые общей формулой М-я-Н₂О, где М — молекула газа гидратообразователя, п — число, характеризующее среднее число молекул воды в соста­ве ГГ и зависящее от условий их получения. В ГГ молекулы воды образуют полиэдрический каркас, подобный решетке льда„ с полостями, заполненными молекулами газов. Поэтому ГГ яв­ляются клатратами — соединениями включений.

218

Гидраты образует большая часть газов, размер молекул ко­торых не превышает 6,9 А; СО₂