VII. 1. Основные геоструктурные особенности орогенных областей и их влияние на геокриологические условия

На территории орогенных областей/ занятой криоли-тозоной, находятся области байкальской (Тиман, Байкальская область), палеозойской (Урал и Новая Земля, Салаиро-Саян-ская, Таймыр и Северная Земля), мезозойской (Верхояно-Чу-котская, Монголо-Охотская и Сихотэ-Алинская) и кайнозой­ской складчатости (Камчатско-Корякская). Кроме того, высо­когорная (альпийская) мерзлота распространена на Алтае, Тянь-Шане, Памире и Кавказе. Для всех горно-складчатых областей характерно разнообразие состава слагающих их по­род при общей высокой степени их дислоцированное™. Это обусловливает высокую общую трещиноватость пород в мас­сивах при несомненно более высокой трещиноватое™ трещин-но-жильного типа по разрывным тектоническим нарушениям. В целом горные массивы сложены более древними и более метаморфизованными и плотными породами по сравнению с тектоническими межгорными впадинами. Последние чаще все­го выполнены мезозойскими (песчаниками, сланцами, аргил­литами, алевролитами, конгломератами, углями, лигнитами) и кайнозойскими (песками, галечниками, глинами, суглинками, супесями и др.) отложениями. Характерны и вулканогенные породы. Важной особенностью эффузивных пород является зависимость их свойств от возраста. Молодые эффузивы обла­сти кайнозойской складчатости (Камчатка) обладают высокой пористостью и проницаемостью, низкой плотностью и тепло проводностью. Для более древних эффузивов мезозойского возраста характерны снижение пористости, проницаемости, увеличение плотности и теплопроводности.

Важной особенностью орогенных областей является их но­вейшая тектоническая активность, которая существенно опре­деляет ряд условий, в которых проявляется криогенез и фор­мируется криолитозона. Некоторые горные области палеозой­ской складчатости (Урал, Таймыр и др.) в настоящее время тек­тонически мало активные сооружения, сильно денудированные и выраженные в рельефе невысокими горами со сглаженными

277

формами рельефа. Новейшие и активизированные древние разрывные нарушения для них не характерны. Поднятие и опускание под влиянием внешних (ледниковых) воздействий носят массивный глыбовый характер. Тепловые потоки обычно невелики. Другие области байкальской и палеозойской (кале­донской и герцинской) складчатости существенно активизиро­ваны новейшими движениями, носящими блоковый характер. Границами раздела блоков служат разрывные нарушения с субвертикальными элементами залегания. Чаще всего это древние дизъюнктивы, но омоложенные в мезозое и (или) кай­нозое. Глубина их заложения различна и изменяется от не­скольких сотен метров до нескольких километров. Такие дизъ­юнктивы являются границами разделов блоков литосферы, имеющих не только разные скорости и амплитуды перемеще­ний, но и разное направление движения. Одни блоки ороген-ных областей воздымаются, образуя горные хребты, подверга­ющиеся активной денудации. Другие блоки опускаются, и на их месте закладываются впадины, заполняющиеся продуктами разрушения гор. Это приводит к резкому различию в составе пород горных массивов и межгорных тектонических депрессий и разному строению их криолитозоны.

Дизъюнктивы под вулканогенно-осадочным чехлом текто­нических депрессий обычно сохраняют свою активность. В ре­зультате этого чехол оказывается также нарушенным разрыв­ными нарушениями. Большая часть этих нарушений обладает повышенной трещиноватостью и проницаемостью, вследствие чего они становятся путями питания, движения и разгрузки подземных вод. В основном это относится к рифтовым гео­структурам растяжения. По разрывам глубокого заложения возможна инфильтрация подземных вод до глубины в несколь­ко километров. На этих глубинах воды сильно нагреваются, обогащаются микрокомпонентами и, разгружаясь, образуют серии термальных источников. Чем меньше глубина инфильт­рации вод, тем ниже их температура.

Разрывные нарушения являются геологической основой су­ществования водоносных таликов в самых суровых геокриоло­гических условиях. По ним трассируется уменьшение мощно­стей мерзлых толщ, обычно достигающих наибольших значе­ний на сопредельных ненарушенных блоках пород. Для послед­них характерна меньшая льдистость в мерзлом состоянии, в то время как ММП дизъюнктивов отличаются высокой льди-стостью. Они способны давать осадки при оттаивании. Крио-текстура пород ряда новейших разломов несет следы подви­жек, произошедших, когда породы были уже в многолетне-мерзлом состоянии.

Новейшая тектоническая активизация сопровождается об­щим повышением тепловых потоков. Устанавливается прямая зависимость между величиной новейших воздымаыий горных сооружений, выраженных в высотах горного рельефа, и тепло-

278

выми потоками (см. V.3). Высокие значения тепловых потоков характерны для мезозойской Верхояно-Чукотской области (60 мВт/м² и более), что обусловливает в целом небольшие значения мощностей мерзлых толщ, несмотря на низкие зна­чения t_cv и влияние горного рельефа, способствующего увели­чению мощностей (см. V.4).

Другая закономерность типична для древней байкальской складчатой области, представляющей собой в настоящее вре­мя континентальную рифтовую структуру. Для этой горной системы характерны резкая дифференциация тепловых пото­ков (<7вз) и огромный диапазон изменения их величины (от 20—30 до 400 мВт/м² и более). Минимальные значения соот­ветствуют тепловым потокам областей древней (салаирской, байкальской) складчатости, максимальные — областям новей­шей вулканической деятельности. При этом низкие значения ^вз встречаются как на опускающихся блоках под тектониче­скими впадинами байкальского типа, так и под воздымающи­мися глыбами горных массивов. Такая ситуация известна в Верхне-Чарской тектонической впадине, где в одном из блоков чехла обнаружена мощность многолетнемерзлых дисперсных пород около 500 м при t_cv около —5° С. В сопредельном масси­ве Удокан мощность мерзлой толщи в протерозойских песча­никах достигает 900—1300 м, но уже при t_c$ порядка —7......—10° С и влиянии горного массива, уменьшающего тепловые потоки (см. V.3). Максимальные значения q_B3 связаны с раз­рывными нарушениями глубинного заложения и другими структурами новейшей тектонической активизации. Следстви­ем высоких тепловых потоков являются положительные тем­пературные аномалии, многочисленные талики и маломощные мерзлые толщи пород с достаточно низкими t_cv. Все они встре­чаются как в тектонических впадинах, так и в их горном об­рамлении.

Важной особенностью горно-складчатых областей явля­ется резкая дифференциация пород по составу, теплофизиче-ским свойствам, льдистости и в итоге по тепловой инерцион­ности. Горные массивы сложены скальными и полускальными породами в целом с невысокой пустотностью, низкой влаж­ностью в талом и льдистостью в многолетнемерзлом состоянии. Они обладают невысокой тепловой инерционностью. В силу этого большая часть мерзлых толщ скальных массивов явля­ется по температурному режиму квазистационарными. Это в равной мере относится как к мерзлым толщам небольшой мощности (до 100—150 м), характерным для южной геокрио­логической зоны, так и к мощным мерзлым толщам горных сооружений севера Байкальского рифта, Верхояно-Чукотской орогенной области и др. Здесь мощности мерзлых толщ гор­ных массивов достигают 500—1000 м и более, причем призна­ков современного движения их нижней границы не обнару­жено.

279

Тектонические впадины, межгорные тектонические депрес­сии различных размеров и глубин заложения, долины крупных рек обычно выполнены толщами континентальных дисперсных или слаболитифицированных отложений, иногда с включением эффузивных пород. В целом для них характерны значительная поровая или трещинная пустотность, обводненность в талом и льдистость в мерзлом состояниях. В результате этого толщи об­ладают высокой тепловой инерцией. Поэтому в тектонических впадинах южной части горных областей Восточной Сибири известны слоистые, несливающиеся и даже реликтовые мерз­лые толщи, температурный режим которых существенно неста­ционарен. Однако площадь их распространения незначительна и изучены они недостаточно.

VII.2. РЕЛЬЕФ И ВЕРХНЕКАЙНОЗОЙСКИЕ ОТЛОЖЕНИЯ, ИХ ВЛИЯНИЕ НА ГЕОКРИОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ

Конфигурация, местоположение и рельеф гор­ных сооружений оказывают огромное и разностороннее влия­ние на формирование их геокриологических условий.

Морской тип высотной геокриологической поясности (см. П.З), характерен для горных сооружений, находящихся: 1) в об­ласти Арктического переноса воздушных масс (Чукотка, Ново­сибирские острова, Таймыр и Северная Земля, горы Путорана, Пай-Хой, Новая Земля, Хибины); 2) в умеренных широтах под влиянием атлантического западно-восточного переноса (По­лярный Урал, Енисейский кряж, северные и западные склоны Алтая, Западного и Восточного Саян, Байкальской горной об­ласти, Верхоянья); 3) в умеренных широтах под влиянием Тихого океана (горы Камчатки и Корякин, восточный склон горных сооружений Чукотско-Охотского вулканогенного пояса, обращенный в сторону Охотского моря). В Арктической области геокриологическая поясность относится к северному варианту. В умеренных широтах с севера на юг зональные варианты ме­няются от северных через умеренные к южным.

На арктических островах, Урале, горах Бырранга широко распространены ледники, являющиеся характерным элементом их высотной поясности. Секториально меняется положение гра­ницы питания ледников, которая спускается до 250 м в Цент­ральной Арктике и поднимается к западу и востоку. Высота арктических островов небольшая (несколько сотен метров), но больше половины их поверхности занято ледниками. Ледники имеют различные формы, размеры и мощности льда: это лед­никовые щиты, купола, долинные и каровые ледники. На Шпицбергене и Новой Земле развито сетчатое оледенение. Мощности льда изменяются от первых десятков до 300—700 м (в долинных ледниках). Размеры и энергия оледенения в Арк­тике уменьшаются от Атлантики на запад и на восток; в этих

280

же направлениях снижаются мощности льда. На арктических ледниках встречаются все известные зоны льдообразования (см. V.8), причем резко преобладают низкотемпературные: снежная, снежно-фирновая и холодная фирновая зоны. Обла­сти питания занимают около 80% площади арктических лед­ников, область абляции — несколько более 20%.

Условия для формирования субгляциальных мерзлых толщ под ледниками в целом благоприятные. Этому способствуют низкие среднегодовые температуры льда и в целом его не­большие мощности. На Шпицбергене, Земле Франца-Иосифа, на Новой Земле под частью ледников с большой мощностью льда существуют талики и круглогодично происходит донное таяние льда. Перед ледниками, концы которых оканчиваются на суше, образуются наледи. В Центральной Арктике (Север­ная Земля, Таймыр) ледники относятся к холодным, ложе ко­торых полностью находится в многолетнемерзлом состоянии.

Горные ледники характерны и для области тихоокеанского влияния: Камчатки и Корякского хребта. Обычно это ледники вершин и небольшие каровые ледники. На Корякском хребте под ледниками, судя по расчетным данным, породы часто на­ходятся в многолетнемерзлом состоянии. На Камчатке из-за высоких тепловых потоков в горах вулканического происхож­дения, вершины которых покрыты ледниками, видимо, преоб­ладает талое состояние пород их ложа.

Континентальный тип геокриологической высотной поясно­сти (см. II.3) свойствен внутриконтинентальным районам Вос­точной Сибири, особенно внутренней части Верхояно-Чукот-ской горной области. Для этих регионов характерен преимуще­ственно северный, а для юга — умеренный вариант геокриоло­гической поясности. Южный вариант этого типа поясности (высокогорная мерзлота) характерен для гор Средней Азии и Южной Сибири. В этом случае мерзлые породы на сопредель­ных равнинах отсутствуют, а ММП развиты в верхнем гео­криологическом поясе. Для высокогорной мерзлоты характер­ными особенностями являются: повышение южной границы распространения ММП при движении с севера на юг; сильная асимметрия геокриологических условий склонов горных соору­жений; наличие горного оледенения на высотах верхнего гео­криологического пояса. Ледники развиты больше на склонах высокогорных сооружений, обращенных к влагонесущим вет­рам. Под большинством из них существуют как ММП и фор­мируются изначально мерзлые морены, так и развиты субгля-циальные таликовые зоны, обусловливающие формирование приледниковых наледей, имеющих питание в течение всего хо­лодного периода года.

Для ряда внутриконтинентальных регионов юга Дальнего Востока, Прибайкалья и Забайкалья летом проявляется воз­действие тихоокеанских муссонов, и здесь инверсионное рас­пределение температур воздуха характерно для зимнего пе-

281

риода. Поэтому в среднегодовом выводе существует пониже­ние среднегодовых температур воздуха с высотой, а возможно, и общее понижение температур горных пород от днищ впадин до горных вершин. Такая закономерность была установлена для района гор Удокана, Кодара и Верхне-Чарской впадины (см. IL3).

Высотная геокриологическая поясность в горных сооруже­ниях, вытянутых с севера на юг, сочетается с геокриологиче­ской зональностью. В Северной и Южной Америке такая зако­номерность типична для Североамериканских Кордильер и Анд. В горных системах Урала и Североамериканских Кор­дильер, вытянутых на тысячи километров, существенно меня­ются как зональные, так и высотнопоясные геокриологические условиях. В их северных частях ММП сплошного распростра­нения развиты от сопредельных равнин до вершинных гор (северный вариант геокриологической поясности). В умерен­ных и низких широтах характерны мерзлые толщи альпийско­го типа, когда равнины, низкие и средневысотные части гор находятся в талом состоянии. Наличие резкой природной асим­метрии западных, обращенных к влагонесущим ветрам, и вос­точных склонов гор, сухих, с континентальным климатом, обусловливает ряд различий в их геокриологических условиях. В первую очередь это более гипсометрически высокое положе­ние границы мерзлоты на западных и более низкое — на вос­точных склонах. На западных склонах больше нивальных про­цессов и явлений (снежников, ледников и др.). Для восточных, малоснежных, склонов горных сооружений больше характерны, наледи подземных вод и смешанные.

Анализ немногочисленных материалов позволяет предпола­гать, что с увеличением высоты горных сооружений возрастает контрастность геокриологических и других природных условий на склонах разной ориентации по отношению к 'влагонесущим ветрам. Так, западные склоны Кордильер высотой более 5 тыс. м сильно увлажнены и на них превалируют, гляциально-нивальные явления (ледники, снежники) при относительно низком положении высотной границы распространения ММП. Напротив, внутренние и западные части этих горных сооруже­ний отличаются очень сухим климатом, ландшафтами высоко­горных сухих пустынь, континентальным засолением озер и от­ложений межгорных впадин, высоким положением снеговой линии, каменными глетчерами при гипсометрически более вы­соком положении нижней высотной границы распространения островов ММП, а также широким развитием так называемой «сухой мерзлоты». Отличительной особенностью последней яв­ляется отсутствие льда в трещинах и пустотах скальных и круп­нообломочных пород, слагающих горные массивы, терра­сы, конусы выноса и морены. Здесь СТС и CMC представляют собой по существу слои сезонного отепления и охлаждения, так как лед в них практически не образуется. Ниже подошвы

282

СТС в пустотах пород отсутствует натечно-инфильтрационный (гольцовый) лед. Массивы пород с отрицательной температу­рой содержат небольшое количество аблимационного льда и сохраняют воздухопроницаемость.

Наличие горного рельефа обусловливает специфический характер распространения, мощности, условий залегания рых­лых четвертичных отложений. В пределах горных хребтов пре­обладающими являются грубообломочные отложения: коллю-виальные, десерпционные, перлювиальные, гляциальные, про-лювиальные, флювиогляциальные и аллювиальные. Тонкодис­персными разновидностями представлены делювиальные, соли-флюкционные и болотные отложения, занимающие выположен-ные поверхности междуречий, межгорных седловин и нагорных террас или образующие шлейфы в прибортовых частях долин рек. В целом для всех этих отложений характерны небольшая мощность, льдистость, близкая к полной влагоемкости, и огра­ниченное распространение мономинеральных масс льда. Толь­ко на участках переуглубленных долин тектонического и гля-циального происхождения мощность дисперсных пород может достигать 50—100 м. Мономинеральные скопления льда — это чаще всего погребенный ледниковый лед, лед снежников и на­ледей. Особое место занимает гольцовый (натечно-инфильтра­ционный) лед в курумах (см. III.7) и лед каменных глетчеров (см. III.8). Сосредоточены все эти подземные льды в днищах и по бортам горных долин. По характеру промерзания — это как эпи-, так и синкриогенные отложения. Доля последних воз­растает зонально к северу и с высотой, т. е. с увеличением длительности существования мерзлоты и ее суровости.

Межгорные впадины и депрессии, долины крупных рек вы­полнены обычно разными по генезису и дисперсности отложе­ниями: аллювиальными, пролювиальными, флювиогляциальны-ми, озерными, делювиально-солифлюкционными. В Верхояыо-Чукотской горной области в межгорных впадинах довольно широко представлены «ледовый комплекс» и породы табераль-ного комплекса (см. IV.5).

В целом для отложений межгорных впадин характерны: 1) преобладание в разрезах эпикриогенных отложений, про­мерзавших и протаивавших неоднократно и в силу этого обла­дающих невысокой льдистостью; 2) наличие в верхней части разреза синкриогенных отложений «ледового комплекса», ко­нечных изначально мерзлых морен, делювиально-солифлюкци-•онных, озерно-болотных и др. К северу зонально возрастает доля северных разновидностей синкриогенных отложений, яв­ляющихся основой для термокарста. В Каракульской высоко­горной впадине на Памире распространены синхронно-эпикрио-генные льдистые озерные отложения, включающие мономине­ральные залежи сегрегационных и инъекционных льдов; тер­мокарстовая переработка сиикриогенных и синхронно-эпикрио-генных отложений происходит слабее, чем на равнинах. Зна-

283

чительные уклоны не способствуют образованию термокарсто­вых озер, но благоприятны для их дренирования. Преобладают процессы плоскостного сноса, которые приводят, с одной сто­роны, к разрушению отложений, в том числе и высокольди­стых, занимающих гипсометрически высокое положение, с дру­гой — к накоплению осадков с невысокой льдистостью на вы-положенных поверхностях. Последние перекрывают льдистые отложения, предохраняя их от протаивания. Характерно, что в Восточной Сибири «ледовый комплекс» сохранился даже во впадинах и долинах рек Северного Забайкалья и Прибай­калья, т. е. в районах прерывистого распространения современ­ных ММП. Это свидетельствует о большем консерватизме су­ровых условий в голоцене в Восточной Сибири и о неблаго­приятных условиях развития озерного термокарста.

VII.3. КРИОГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ■

ОРОГЕННЫХ ОБЛАСТЕЙ

В орогенных областях мерзлой зоны формирова­ние подземного стока и мерзлых толщ, распространение таликов..^v и наледеобразование оказывают сильное и многообразное вза­имное влияние. (Эрогенные области в гидрогеологическом отно­шении представляют собой гидрогеологические горно-складчатые области, состоящие из систем гидрогеологических массивов и адмасоивов, артезианских бассейнов и ад-бассейнов, вулканоген­ных супербассейнов и разнообразных бассейнов карстовых вод, приуроченных к массивам карбонатных пород. Горные со­оружения являются преимущественно гидрогеологическими мас­сивами и адмассивами, вулканогенными супербассейнами. Меж­горные депрессии и тектонические впадины — это чаще всего адартезианские бассейны, иногда адмассивы и бассейны карсто­вых вод.

Поверхностный и подземный стоки в гидрогеологических горно-складчатых областях происходят от наиболее высоко при­поднятых частей горных сооружений к их сниженной перифе­рийной части. Бассейны стока, как правило, охватывают не­сколько структур, на границах которых происходит перелив вод из одной структуры в другую. Обычно верхняя часть бассейна стока начинается в приводораздельной части горного хребта, у его подножия переходит в другой массив или чаще в межгор­ный адартезианский бассейн, из последнего в следующий гидро­геологический массив и так далее' до границ орогенной области. Здесь происходит перелив в артезианский бассейн платформы или разгрузка в море.

Бассейны поверхностного и подземного стоков часто не со­впадают между собой. Это особенно характерно для гидрогео­логических структур закарстованных карбонатных пород. В гид­равлической связи гидрогеологических структур между собой и перетекании подземных вод из одного бассейна стока в дру-

284

гой большую роль играют новейшие, или омоложенные, «рас­крытые» дизъюнктивные нарушения. Они 51вляются одним из основных мест питания и путей движения подземных вод в оро-генных областях. С ним связаны и места разгрузки подземных вод, фиксируемые в области развития ММП наледями (см. III.И).

Гидрогеологические структуры орогенных. областей криоли-тозоны в разной степени преобразованы криогенезом. Основные криогенные преобразования заключаются в том, что многолет­нее промерзание хорошо проницаемых пород превращает их в криогенные водоупоры. В результате уменьшается гидравличе­ская емкость структуры, горизонты грунтовых вод или исчеза­ют, или воды приобретают криогенный напор. Пути питания, разгрузки подземных вод локализуются по таликам. Сток вод осуществляется как по таликам в долинах, так и под мерзлыми толщами. С поверхности, а также и в массивах в первую оче­редь промерзают породы с низкой проницаемостью. В талом состоянии сохраняются высокопроницаемые породы. В резуль­тате подземный сток локализуется по зонам, слоям, горизонтам с высокой открытой пустотностью. Отсюда еще больитее гидро­геологическое значение приобретают зоны разрывных наруше­ний, скопления гравиино-галечных отложений, раскарстованные карбонатные породы. Водообмен по ним может происходить ин­тенсивнее, чем вне мерзлой зоны.

Криогенные преобразования гидрогеологических структур могут приводить к изоляции поверхностных вод от подземных и полному прекращению водообмена. Криогенез не только изме­няет гидрогеологические особенности структур, но и приводит к. разнообразному криогенному строению мерзлой зоны литосфе­ры в разных структурах. Существенно, что такие изменения про­исходят как в пространстве, т. е. зонально и высотно-поясно,, так и во времени. Криогенез гидрогеологических структур и формирование мерзлых толщ проходят во времени ряд стадий, которые в итоге отражаются на их геокриологических особен­ностях.

Остановимся на наиболее важных пространственно-времен­ных закономерностях формирования криогидрогеологических условий орогенных областей и строения криолитозокы.

1. Питание подземных вод в гидрогеологических структурах горных областей осуществляется вне мерзлой зоны практически на всей их площади. При этом в хребтах существуют мощная вертикальная зона просачивания (аэрации), зона периодическо­го обводнения, выклинивающиеся к долинам рек, и ниже — зо­на постоянного обводнения. В долинах ее поверхность контро­лируется водотоками. Многолетнее промерзание формирует ММП (криогенные водоупоры), что на площадях питания под­земных вод приводит к локализации последнего по дождеваль-но-радиационным таликам. Под островами ММП в хребтах пре­кращается просачивание дождевых вод сверху. В трещиноватых

285

горных массивах возникает «эффект криогенного зонтика». В результате при прогрессирующем промерзании ниже льдона-сыщенных криогенных водоупаров в состав мерзлых толщ пере­водят породы с открытой трещинной пустотностью, аблимацион-ным льдом в трещинах и неполно выраженными криотекстура-ми пород. В последних может происходить воздухообмен при движении воздуха через нижнюю и боковые границы ММП.

Образование верхнего льдонасыщенного горизонта в горном массиве скальных трещиноватых пород происходит при затека­нии воды в трещины ниже СТС. Здесь вода замерзает, образуя натечно-инфильтрационный (гольцовый) лед, превращающий породу в криогенный водоупор.

При островном и прерывистом распространении ММП в гор­ных массивах по дождевально-радиационным таликам сохраня­ется просачивание дождевых вод, питающих трещинные грунто­вые воды. Уровень последних испытывает сезонные колебания, поднимаясь летом и снижаясь зимой. На боковых субвертикаль­ных контактах таликов мерзлые породы насыщаются льдом так же, как со стороны их кровли. Границы эти подвижны, и здесь образуются субвертикально ориентированные зоны криогенной дезинтеграции пород, высокольдистые в мерзлом и хорошо про­ницаемые в талом состоянии.

Сплошное с поверхности промерзание горных массивов при­водит к тому, что сквозные талики локализуются в днищах до­лин под водотоками. Важной особенностью гидрологического режима последних является сезонность поверхностного стока. В зимний период, называемый водно-критическим, питание под­земных вод в подрусловых таликах прекращается, происходит их сток вниз по долинам, сопровождающийся сработкой уров­ней в верховьях и частичной разгрузкой в средних частях, при­водящей к образованию наледей.

Местоположение таликов в горных массивах со сплошным распространением ММП в днищах долин приводит к следую­щим последствиям.

1. Питание подземных вод в подрусловых таликах и глубо­кого подмерзлотного стока осуществляется только под водото­ками за счет поверхностных вод. Именно положение водотоков контролирует положение поверхности подземных вод в между­речных массивах. Там, где подошва ММП достигает этой по­верхности, образуются льдонасыщенные породы с полно выра­женными криотекстурами. Периодические колебания подошвы мерзлой толщи в таких условиях вызывают появление зон крио­генной дезинтеграции. Последние обычно выражены в долинах, но затухают и выклиниваются в сторону междуречий. Если по­дошва мерзлоты находится выше поверхности подземных вод в массиве, мерзлые породы сохраняют открытую пустотность и через их нижнюю поверхность происходит воздухообмен между талыми и мерзлыми слоями. В последних образуется и исчезает аблимационный лед.

286

Увеличение мощности мерзлых толщ до уровня подземных: вод сопровождается образованием льдонасыщенного горизонта и «запечатыванием» блоков мерзлых пород с неполно выражен­ными криотекстурами. В результате в гидрогеологических мас­сивах гор при многолетнем криогенезе образуется сложная сис­тема пород с льдонасыщенными горизонтами и зонами криоген­ной дезинтеграции, блоками пород с неполно выраженными: криотекстурами и открытой пустотностью.

2. Под долинами рек с временными водотоками в АБ меж­
горных тектонических впадин, в депрессиях годного рельефа,,
сложенных скальными породами, т. е. в гидрогеологических
структурах, где свободные или пьезометрические уровни под­
земных вод находятся вблизи поверхности, мерзлые толщи:
представлены породами с полным заполнением пустот текстуро-
образующим льдом. В скальных массивах, представляющих в<
рельефе орогенных областей межгорные депрессии, ниже мерз­
лых толщ присутствуют обводненные трещиноватые зоны, со­
держащие напорные воды. Эти зоны — свидетельство сущест­
вования в прошлом более мощной мерзлой толщи и результат
длительного и многократного колебания ее нижней границы.
В криогидрогеологическом отношении — это бассейны трещин­
ных грунтовых вод, трансформированные криогенезом в крио­
генные бассейны напорных трещинных вод.

3. Для гидрогеологических горно-складчатых областей ти­
пично распространение пресных подземных вод, поэтому крио-
литозона представлена преимущественно ММП с полно и непол­
но выраженными криотекстурами. Соленые воды в массивах
скальных пород и толщах дисперсных отложений существуют
только на побережье арктических морей. Здесь мощность ох­
лажденных пород и криопэгов изменяется в широких пределах,
достигая в районе г. Амдермы 700 м. Солоноватые воды ниже
мерзлых толщ известны и во внутриконтинентальных горных
районах. Они связаны с породами, обогащенными сульфидными
минералами, со сплошным распространением мерзлых толщ я
длительным существованием вод в условиях затрудненного во­
дообмена. Мощность охлажденных пород ниже мерзлых толщ
здесь составляет первые десятки метров.

4. Многолетнемерзлые скальные и полускальные породы об­
ладают в целом невысокой льдистостью под массивами гор и
повышенной под долинами рек и депрессиями рельефа. При об­
щих повышенных величинах теплопотоки под горами ниже, а
под долинами выше (см. V.3). Это приводит к большим мощно­
стям мерзлых толщ под горными массивами, где они возраста­
ют с высотой местности, по сравнению с мощностями в горных
депрессиях. Эта закономерность прослеживается при всех типах
геокриологической высотной поясности (см. II.3). Ниже мерз­
лых толщ в депрессиях находятся подмерзлотные контактирую­
щие воды, которым характерны активный водообмен с поверх­
ностными водами и большие скорости движения.

287'

Второй закономерностью является квазистационарный харак­тер температурных полей мерзлых толщ горных массивов; не установлено наличие явно деградирующих или аградирующих мерзлых толщ большой мощности, не отмечено температурных аномалий в местах былого существования ледников в позднем плейстоцене. Это свидетельствует о небольшой инерционности мерзлых толщ криомассивов гор и больших скоростях измене­ния положения их подошвы при динамике климата.

В межгорных впадинах, выполненных дисперсными отложе­ниями с полным льдонасыщением, инерционность мерзлых толщ больше. Двуслойные и слоистые мерзлые толщи встречены в ряде впадин Прибайкалья. Почти повсеместно для тектоничес­ких впадин характерно наличие квазистационарной мерзлоты.

5. Для горно-складчатых областей с активной новейшей тек­тоникой даже при наличии очень суровых геокриологических условий характерно существование под временными водотоками гидрогенных инфильтрационных сквозных таликов, по которым осуществляется питание подземных вод глубокого стока. Эти талики приурочены к разломам с высокой трещиноватостью по род, к закарстованным зонам в массивах карбонатных пород и мощным накоплениям валунно-галечного материала, выполняю­щего переуглубленные участки долин. Для них характерен спе­цифический водно-температурный режим, являющийся факто­ром их сохранения. Породы этих таликов в летнее время пол­ностью водонасыщены. Осенью с прекращением стока поверх­ностных вод начинается быстрое падение уровня грунтовых вод в таликах, опережающее темп сезонного промерзания пород. В результате в сезонномерзлое состояние переходят отложения, обладающие высокой открытой пустотностью и сохраняющие проницаемость. Глубины сезонного промерзания дренированных пород таликов достигают 5—8 м, но глубина падения уровня подземных вод всегда больше этих величин. В приводораздель-ных частях падение уровня в таликах составляет десятки — первые сотни метров. С началом весеннего снеготаяния проис­ходит заливание талых снеговых вод в дренированные породы таликов. В CMC за счет «запасов зимнего холода» вода намер­зает на поверхность валунов, гальки и стенки трещин. Происхо­дит частичное снижение коэффициента фильтрации пород, но их проницаемость сохраняется. Затем под влиянием фильтрующих­ся вод намерзший лед оттаивает и исходная проницаемость восстанавливается.

6. В северной геокриологической зоне в бассейнах стока орогенных областей с активной новейшей тектоникой О. В. Тол-стихиным (1974) установлена гидрогеотермическая поясность, с которой связаны наличие таликов в долинах рек, особенности

режима подземных вод и характера наледеобразосвания. Сверху вниз О. Н. Толстихин выделяет следующие гидротермические

пояса.

288 ■ "*

Пояс гидротермической аккумуляции, начинающийся от ли­нии водоразделов и включающий те части бассейнов стока, где поверхностные воды и воды СТС аккумулируют на площади во­досбора такое количество тепла, которое обеспечивает сущест­вование несквозных подрусловых грунтово-фильтрационных та­ликов. Эти талики, приуроченные к грубообломочному аллю­вию, разобщаются зимой на систему изолированных «ванн». По разрывным зонам в этом поясе иногда существуют сквозные подрусловые инфильтрационные (инфлюационные) талики.

Пояс инфильтрации и инфлюации находится ниже и харак­теризуется преобладанием подрусловых таликов при ограничен­ном развитии пойменных грунтово-фильтрационных, а также распространением сквозных инфильтрационных (инфлюацион-ных) таликов, приуроченных к разломам. В этом поясе емкость таликов значительна. В водно-критический период в них про­исходит сильная сработка уровня грунтовых вод, а весной ак­тивная инфильтрация поверхностных вод. В нижней части это­го пояса формируются небольшие наледи грунтовых аллювиаль­ных вод.

Пояс транзита и аккумуляции подземных вод обладает оп­тимальным сочетанием гидрологических и гидрогеологических условий. Летом у рек высокие расходы. Аллювий в днищах до­лин грубообломочный. Развиты несквозные и сквозные поймен­ные и подрусловые грунтово-фильтрационные талики, а также инфильтрационные и напорно-фильтрационные, многие из кото­рых часть года работают в режиме поглощения, а другую — в в режиме разгрузки. Здесь широко распространены наледи,, сроки формирования и размеры которых увеличиваются от верхней границы пояса к нижней.

Пояс разгрузки подземных вод начинается от нижних час­тей горных сооружений и включает территорию межгорных ар­тезианских и адартезианских бассейнов и криогенных напорных бассейнов. Разгрузка вызывается снижением уклонов долин, сменой грубообломочного состава аллювия на более тонкодис­персный, формированием предгорных конусов выноса. Воды подмерзлотного стока обладают здесь напором с устойчивым в течение года превышением пьезометрических уровней поверх­ности Земли. Ухудшение водно-фильтрационных свойств аллю­вия из-за увеличения его пылеватости приводит к промерзанию пойменных таликов, к смене сквозных таликов несквозными, а непрерывных по долинам — прерывистыми, разобщающимися зимой на систему изолированных ванн. Здесь происходит интен­сивная разгрузка подземных вод по гидрогеогенным и подрус-ловым напорно-фильтрационным таликам, положение которых контролируется разломами. В этом поясе формируются наибо­лее крупные по размерам наледи.

На рис. VII. 1 приведена описанная выше схема питания, стока и разгрузки подземных вод гидрогеологической орогенной области северной геокриологической зоны.

10 Н. Н. Романовский 289

Рис. VII. 1. Схема питания, стока и разгрузки подземных вод в гидрогеоло­гической складчатой области в условиях активных новейших тектонических

движений:

/ — аллювиальные галечники (а) и пылеватые пески и супеси (б); 2 — гли­нистые болотные и озерные отложения; 3 — песчано-гравийные аллювиаль­ные и озерные отложения; 4 — сильно дислоцированные терригенные и вулканогенные отложения; 5 — новейшие и обновленные разломы; 6 — зо­ны периодического (а) и постоянного (б) интенсивного обводнения пород и их границы; 7 — многолетнемерзлые породы и их границы; 8— наледь; 9 — направления движения подземных вод в зонах периодического (а) и постоянного (б) обводнения; 10 — источники; 11 — графики расходов под­земных вод через подрусловые талики за счет инфильтрации (инфлюации) — поглощения (а) и напора фильтрации — разгрузки, уходящей речным сто­ком (б) и расходующихся на наледеобразование (в). Высотные мерзлотно-гидрогеологические пояса (по О. Н. Толстихину, с уточнениями): а — пояс гидротермической аккумуляции; б — пояс инфильтрации и инфлюации; в — пояс транзита и аккумуляции; г — пояс разгрузки

7. В гидрогеологических орогенных областях криолитозоны наледеобразование подчиняется высотной поясности. При этом существуют значительные различия в проявлении наледеобра-зовательных процессов при северном и южном вариантах гео­криологической поясности. В условиях северной геокриологиче­ской зоны (северный вариант поясности) при наличии сплош­ных мерзлых толщ в первых двух верхних гидрогеотермических поясах формируются небольшие наледи грунтовых вод и вод подмерзлотного стока. Период их образования и размеры уве­личиваются вниз но долинам по мере снижения высоты местно­сти. В нижнем поясе разгрузки происходит формирование на­ледей преимущественно вод глубокого стока в течение всей зимы, а сами наледи имеют максимальные размеры.

290

Во всех гидрогеотермических поясах существует превышение размеров наледных полян над площадями современных наледей. В верхних трех поясах это обычно следствие былого существо­вания горных ледников, а при их наличии — больших размеров и большей мощности льда и его донного таяния. Это обус­ловливало в периоды оледенений интенсификацию питания и стока подземных вод, а также увеличение наледеобразования (см. 111.11). В поясе разгрузки очень большие размеры налед­ных полян — обычно результат миграции наледей под влияни­ем новейших движений и сейсмических явлений.

В регионах с высокогорной (альпийской) мерзлотой в гео­криологическом поясе сплошных низкотемпературных мерзлых толщ наледеобразование по-разному проявляется при наличии горного оледенения и его отсутствии. В первом случае наледи чаще всего образуются непосредственно ниже концов ледников. Питаются они за счет талых ледниковых вод, стекающих по подледниковым обводненным таликам. Широко развиты наледи и ниже, особенно на переуглубленных участках долин и в высо­когорных впадинах. В долинах, где ледники отсутствуют сна­чала появляются небольшие наледи грунтовых вод, а вниз по долине их размеры постепенно возрастают. Появляются наледи вод глубокого под-мерзлотного стока. В обоих указанных случа­ях в высокогорных регионах с «альпийской» мерзлотой прояв­ляется тенденция возрастания размеров таликов, их живого се­чения и водоносности с понижением высоты местности и умень­шением суровости геокриологических условий. В результате доля подземных вод, идущих на наледеобразование, уменьшает­ся. Все больше воды уходит подземным стоком. Таким образом, наледеобразование, достигнув максимума своего развития на некоторых высотах, где существуют оптимальные условия по об­водненности и суровости, постепенно ослабевает в поясе преры­вистой мерзлоты и прекращается в поясе островной.

VII.4. ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ И ОСОБЕННОСТИ

КРИОЛИТОЗОНЫ ОРОГЕННЫХ ОБЛАСТЕЙ

Развитие природы орогенных областей в плейсто­цене отличается рядом особенностей, оказывающих влияние на проявление криогенеза литосферы и формирование мерзлоты. Похолодания в горных областях обычно сопровождались раз­витием оледенений, а потепления — деградацией ледников. Виды оледенений и размеры ледников были разными в разных горных областях. Общим было сохранение существующей в на­стоящее время тенденции сокращения размеров оледенений от областей, испытывающих влияние океанов, к внутриконтиненталь-ным регионам. Поэтому ледники с Урала, Путор.ана, гор Быр-ранга спускались на окружающие их равнины. Вместе с тем горные ледники Верхоянья, системы хребтов Черского, Байкаль­ской и других внутриконтинентальных областей оставались гор-но-долинными и не заполняли межгорные впадины.

10* 291

Максимальных размеров достигало ереднеплейстоценовое оледенение. Позднеплейстоценовые оледенения были существен­но меньше по размерам (площади и мощности льда), хотя и развивались во время климатического минимума (см. 1.3). По размерам и расположению наледных полян по отношению к ри-■гильно-моренным комплексам можно судить о том, что ледни­ки в долинах имели мощности льда, при которых происходили донное таяние, интенсификация питания подземных вод и нале-деобразования в приледниковой зоне.

В криолитозоне хребтов температурных аномалий, связанных с развитием ледников и субгляциальных таликов под ними, не сохранилось. Между тем можно предполагать разнонаправлен-ность в развитии мерзлых толщ в горах на территориях, где образовывались и исчезали ледники и где они отсутствовали. В последних похолодания приводили к увеличению мощности' мерзлых толщ; напротив, под ледниками их мощность в эти этапы сокращалась и даже появлялись талики. Таким образом, в криохроны возрастала контрастность геокриологических ус­ловий в одной орогенной области. Деградация оледенения при потеплениях приводила к многолетнему промерзанию пород на освободившихся ото льда субгляциальных таликах и к аграда-ции субгляциальных мерзлых толщ. Напротив, мощность мерз­лоты вне участков оледенения в тер^мохроны сокращалась, в итоге контрастность геокриологических условий сглаживалась. Во всех случаях динамика мощностей мерзлых толщ была ак­тивной, что приводило к криогенной дезинтеграции пород.

В криохроны увеличение суровости мерзлотных условий в горах сопровождалось и изменением вертикальной геокриоло­гической поясности: умеренный вариант трансформировался в северный, южный — в умеренный, или происходило понижение нижней границы распространения ММП. В термохроны проис­ходил обратный процесс.

Существенно, что в настоящее время в орогенных областях мощность мерзлых толщ при их квазистационарном состоянии меньше, чем в период позднекайнозойского климатического минимума. Поэтому зоны криогенной дезинтеграции ниже мерз­лоты находятся в талом состоянии и обводнены. Это способст­вует интенсификации подземного, особенно подмерзлотного, стока, что благоприятствует наличию источников подземного во­доснабжения.

В горных массивах орогенных областей распространены пре­имущественно одноярусные эпикриогенные мерзлые толщи скальных пород (см. VII.2, VII.3). Ярус дисперсных отложений, обычно небольшой мощности, приурочен к горным долинам, подножиям склонов и межгорным седловинам. Здесь часто встречается маломощный горизонт синкриогенных отложений, имеющий прерывистое распространение по площади, залегаю­щий в виде линз и представленный склоновыми накоплениями, аллювием, флювиогляциальными и моренными отложениями.

292

В крупных межгорных депрессиях и тектонических впадинах строение мерзлых толщ существенно разнообразнее и сложнее, особенно в северной геокриологической зоне. Во впадинах глу­бокого заложения мерзлые толщи мощностью 500 м и более обычно сложены только эпигенетически промерзшими породами, чехла (дисперсными и вулканогенными). Верхнюю часть разре­за слагает комплекс синкриогенных озерно-аллювиальных, де-лювиально-солифлюкционных, флювиогляциальных и пролюви-альных отложений мощностью от 2—3 до первых десятков мет­ров. Их дисперсность обычно увеличивается от бортов к центру впадин. В значительной мере эти отложения бывают перерабо­таны термокарстом, а также наледями. Соответственно они трансформированы в таберальные и таберированные отложе­ния, а также в наледный аллювий. В межгорных впадинах не­глубокого заложения (до 200—500 м) нижняя часть мерзлых толщ бывает сложена скальными породами складчатого осно­вания впадин с трещинными криотекстурами в мерзлом состоя­нии и трещинными напорными водами в талом. В этом случае для мерзлых толщ характерно двух- и трехъярусное строение.

Общей особенностью геокриологических условий межгорных тектонических впадин является зависимость распределения мощ­ностей мерзлых толщ от тектонических особенностей впадин. К их числу относятся; сокращение мощностей ММП под раз­рывными нарушениями по сравнению с центральными частями блоков; приуроченность напорно-фильтрационных таликов и на­ледей к разломам и особенно к местам их пересечения; увели­чение мощности мерзлых толщ в осях синклинальных и сокра­щение в осях антиклинальных складок и др. (см. V.3).

Таким образом, в горных хребтах орогенных областей ре­шающим фактором в формировании и распределении мощностей мерзлых толщ является геоморфологический, а в межгорных впадинах — геоструктурный. Во всех случаях важнейшее значе­ние играют подземные воды.

В северной геокриологической зоне и высокогорных сооруже­ниях умеренных широт время непрерывного существования мерз­лоты исчисляется сотнями тысяч лет, т. е. оно соизмеримо с пе­риодами активизации новейших движений. Поэтому в горах с высокой новейшей активностью, испытывавших в плейстоцене направленное воздымание, происходило изменение температур­ного режима пород в хребтах, связанное с увеличением их вы­соты. Видимо, имело место понижение температур пород, но­сившее характер тренда, на фоне которого проявлялись перио­дические изменения, обусловленные колебаниями климата, и явления, связанные с появлением и деградацией горных ледни­ков. Учитывая, что за период порядка 200 тыс. лет поднятие некоторых горных групп, например Верхоянских гор, гор Сун-тар-Хаята и других, оценивается в несколько сотен метров, тем­пература пород в приводораздельной части гор за это время

2§3>

могла понизиться на 3—5° С, а мощность мерзлых толщ увели­читься дополнительно на 200—250 м.

Еще одной особенностью криогенеза орогенных областей яв­ляется возникновение новых черт криогенного строения ММП, слагающих разломы, которые испытывают новейшую активиза­цию. Это изменение криогенных текстур за счет пластического течения льда и режеляции, образование открытой пустотности в зонах растяжения и др.

В орогенных областях на небольших расстояниях чередуют­ся и резко дифференцированные районы активной денудации, где накопление происходит локально и существование отложе­ний кратковременно, и районы длительной аккумуляции. В пре­делах последних накапливаются толщи дисперсных отложений, несущие следы криогенеза, по которым устанавливаются палео­географические (палеомерзлотные) условия прошлых эпох. Особенности их накопления и промерзания подобны тем, кото­рые описаны для аккумулятивных равнин. Между тем и горные хребты, т. е. участки интенсивной и длительной денудации, не­сут следы активного воздействия криогенных процессов прош­лого. Так, установлено, что горы, сложенные породами, слабо поддающимися выветриванию, покрыты крупноглыбовым пла­щом криогенного десерпция (см. III.2, III.7). Последний фор­мируется геологически длительное время, а в настоящем опре­деляет специфический характер температурного режима, для которого важное значение имеет воздушная конвекция в зим­нее время, способствующая понижению /_Ср- Своеобразным явля­ется сезонное оттаивание отложений и влажностный режим это­го слоя (см. II.6), дренированного осенью и зимой, но запол­няющегося весной натечно-инфильтрационным (гольцовым) льдом. Такие особенности термовлажностного режима приводят к криогенному растрескиванию льдистых, выветрелых скальных и грубообломочных пород под крупноглыбовым чехлом курумов. Трещины возникают потому, что поверхность мерзлой толщи в зимнее время благодаря воздушной конвекции охлаждается до температур приземного слоя наружного воздуха (—20...—40° С). Они заполняются весной талой водой, обусловливая рост по­вторно-жильных льдов на склонах, междуречьях и нагорных террасах.

Характерно, что на огромных территориях орогенных обла­стей, занятых мерзлыми толщами в настоящее время и находив­шихся в мерзлом состоянии в позднем плейстоцене, распростра­нены полигонально-жильные структуры (см. III.4). Они вскры­ваются в «разборной скале», в разнообразных породах под по­кровом курумов, в щебнисто-глыбовом элювии, т. е. в породах грубообломочных и мало благоприятных для криогенного рас­трескивания. Сами структуры многообразны; часто они выпол­нены округленным щебнем, дресвой и мелкими валунами; на склонах они лишены заполнителя и служат путями стока вод СТС. В рельефе полигональная сеть таких структур выражена

294

неодинаково. Так, под плащом курумов она плохо видна, но обнаруживается в горных канавах, На слабонаклонных между­речьях, нагорных террасах и в основании делювиальных скло­нов она имеет вид «сортированных полигонов», а иногда и круп­ноблочного пологовыпуклого микрорельефа без заметных сле­дов выпучивания крупнообломочного материала (см. III.4).

Практически повсеместное распространение таких полиго­нально-жильных структур рассматривается нами как свидетель­ство активного развития криогенного растрескивания и роста повторно-жильных льдов в эпоху позднеплейстоценового клима­тического минимума. Происходило это в условиях низких зим­них температур воздуха, малой мощности снежного покрова, конвекции воздуха зимой в грубообломочных покровах на скло­нах гор, малой глубины сезонного протаивания, высокой льди-стости подстилающих СТС пород, насыщенных гольцовым льдом. Последующее голоценовое потепление, увеличение влаж­ности и смягчение суровости климата привели к уменьшению мощности льдонасыщенного горизонта за счет увеличения глу­бины сезонного оттаивания и к широкому (но далеко не повсе­местному) превращению повторно-жильных льдов в псевдомор­фозы, выполненные грубообломочным материалом.

В cypoiBbix условиях северной части Верхояно-Чукотскои гор­ной области, гор Бырранга, Новосибирских островов повторно-жильные льды в приповерхностных покровах гор сохранились. При прокладке дорог, планировании поверхности и других тех­ногенных нарушениях они вскрываются и дают просадки.

Таким образом, в криохроны происходило увеличение льди-стости приповерхностных слоев мерзлых толщ эпикриогенных массивов, а в термохроны — уменьшение и трансформация пер-вичных полигонально-жильных структур во вторичные.

Глава VIII

СУБМАРИИНАЯ КРИОЛИТОЗОНА

АРКТИЧЕСКОГО БАССЕЙНА

VIII.1. ТИПЫ СУБМАРИННОЙ КРИОЛИТОЗОНЫ

АРКТИЧЕСКОГО БАССЕЙНА И ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О ИХ ФОРМИРОВАНИИ

На дне Арктического (Полярного) бассейна широ­ко распространены"охлажденные отрицательно температурные и многолетнемерзлые породы, образующие субмаринную криолито-зону. В предшествующих разделах (1.3, III. 10, IV.3) показано, что в пограничной полосе континента и современного шельфа в позднем кайнозое происходили регрессии и трансгрессии Аркти­ческого бассейна. В периоды регрессий прибрежная часть шель­фа оголялась, переходила в субаэральный режим, а выходив­шие из-под уровня моря отложения промерзали и/или охлажда­лись ниже 0°С. В периоды трансгрессий морем затапливалась территория с образовавшейся в субаэральных условиях криоли-тозоной, которая в субмаринных условиях претерпевает сущест­венные изменения, приобретая новые особенности. Такая крио-литозона внутренней части шельфа выделяется под названием континентально-погруженной, или прибрежно-шельфовой, крио-литозоны. Ее внутренняя граница проходит по границе конти­нент— море, а внешняя — условно по изобате, соответствующей максимальному понижению уровня океана в конце позднего плейстоцена. Севернее под акваторией Арктического бассейна, где температуры донных отложений t_A ниже 0°С, распростране­на океаническая криолитозона, включающая внешнюю часть шельфа, континентальный склон и пелагическую область.

Формирование, распространение и строение прибрежно-шельфовой криолитозоны связаны с проблемой регрессий и трансгрессий Мирового океана. Можно выделить два существен­но различных взгляда на природу кайнозойских морских рег­рессий и трансгрессий и их связей с оледенениями.

Согласно первому представлению, уровенный режим Аркти­ческого бассейна в позднем кайнозое определялся преимущест­венно тектоническими движениями, обычно асинхронными в разных геологических структурах, слагающих прибрежную часть континента и шельф, открытых в сторону океана. Уровен­ный режим Арктических морей прямо не связан с похолодания­ми и потеплениями климата, формированием ледниковых покро­вов и их разрушением. Ряд оледенений в северных горных ре-

296

гионах синхронны с морскими трансгрессиями, особенно на при­морских низменностях Восточной Европы и Западной Сибири. Считается, что оледенениям подвергались только горы Сканди­навии, Урала и Новой Земли, Таймыра и Северной Земли. Лед­никовые покровы на равнинах занимали ограниченные террито­рии, чаще они спускались в моря в виде шельфовых ледников^ продуцируя айсберги и приводя к накоплению ледово- и ледни-ково-морских отложений.

В настоящее время большая группа исследователей разви­вает гляциоэвстатические представления об изменении уровня Мирового океана, связанном с ледниково-межледниковыми ко­лебаниями объема океанской воды. В эпохи крупных оледене­ний происходят регрессии Мирового океана, _sb ледниковых щи­тах скапливаются и консервируются в виде льда большие мас­сы воды. Падение уровней в океане носит глобальный и син­хронный характер, тем больший, чем значительнее массы льда, концентрирующиеся в ледниковых щитах. Для этих периодов обычно характерно развитие оледенений морей, а именно обра­зование и расширение площади многолетних паковых ледяных покровов, захватывающих часть морей умеренных широт. С юга зона паковых льдов бывает обрамлена широкой полосой сезон­ных морских льдов, граница которых в целом сопрягается с южной границей распространения ММП (Величко, 1973).

Трансгрессии Океана обусловлены сокращениями размеров ледниковых щитов и массы льда в них. Такие изменения могут быть вызваны как уменьшением питания ледников в связи с усилением континентальное™'климата в умеренных и высоких широтах планеты, обусловлены сокращением испарения, связан­ным с оледенением морей, так и глобальными потеплениями (см. V.8). Первая причина редукции оледенения может предше­ствовать второй. В этом случае трансгрессия морей начинается в условиях сурового континентального климата и широкого рас­пространения мерзлых толщ как на осушенной в период регрес-сти части арктического шельфа, так и на юге.

Ледниковые покровы располагались преимущественно на повышенных участках континентов. Увеличивались размеры Антарктического и Гренландского щитов, возникали Сканди­навский, Лаврентийский ледниковые покровы и др. По пред­ставлениям М. Г. Гросвальда, Т. Хьюза и Г. X. Дентона, ледни­ковые щиты, возникшие на континентах, могли распространять­ся на территорию шельфа арктических морей, образовывая так называемые морские ледниковые покровы (ледники). В процес­се эволюции климата и оледенений центральные наиболее вы­сокие части последних перемещались на территорию шельфа, где условия питания ледников были оптимальными. В резуль­тате лед морских ледниковых щитов растекался как в сторону Северного Ледовитого океана, так ив южном направлении, на низменные равнины восточной части Европы, Западную Сибирь и др. Эта точка зрения оспаривается многими учеными.

2§7

Принимая в принципе представления о связи динамики крупных оледенений и колебаний уровня Мирового океана, уче­ные расходятся в количестве циклов трансгрессий и регрессий, амплитудах и времени наступления экстремумов. Для иллюст­рации на рис. VIII. 1 приводятся гляциоэвстатические кривые

Рис. VIII. 1. Гляциоэвстатические кривые хода послеледниковой трансгрессии

(Holmes, Creager, 1974):

1 — по Каррею (1961, 1962); 2 — по Каррею (1965);* 3 — по Мернеру (1971); 4 — положение стабилизации уровня по Фейрбриджу (1961); 5 — уровни моря на Чукотском шельфе, установленные Кригером и Макманусом (1965); 6 — датировки затопленных террас на Лаптевском ■ шельфе (тыс. лет), по Холмсу и Кригеру (1974); 7 — кривая хода трансгрессии моря Лаптевых для интервала времени 13,5 —17,5 тыс лет

ж>да позднеплейстоценово-голоценовой трансгрессии (Holms, Creager, 1974). На рис. VIII. 2 представлена осредненная гля-циоэвстатическая кривая, охватывающая весь позднеплейстоце-новый цикл в 130 тыс. лет. По приведенной кривой высокие уровни океана были в период между 115—130 тыс. лет назад, т. е. в межледниковую эпоху (микулинскую, эемскую, казанцев-скую) и в голоцене (до современности). Пики наиболее глубо­ких понижений уровня океана приходятся на 70 и 20 тыс. лет назад. Последнее экстремальное падение уровня, достигавшее 120—130 м, относится ко времени сартанского оледенения. По оценкам других исследователей, понижение уровня могло изме­няться в пределах от 80 до 170 м. Существенно, что колебания объема океанической воды и морские трансгрессии и регрессии не всегда совпадают между собой. Так, в областях покровных

оледенении ледниковые эпохи могут отмечаться относительным повышением уровня Океана, а межледниковья — его понижени­ем. Причиной таких несоот­ветствий являются гляцио-изостатические, а иногда и неотектонические движения.

Рис. VII 1.2. Осредненные гляциоэвста­тические изменения уровня Мирового океана за последние 130 тыс. лет. Ре­конструированы по вариациям 618О в керне глубоководных осадков в эквато­риальной части Тихого океана. Конт­рольные точки Б.1, Б.II, Б.III и НГ.1П — уровни, полученные по террасам остро­вов Барбадос и Новая Гвинея (Гляци­ологический словарь, 1984)

Гляциоизостатические движения земной коры но­сят преимущественно вер­тикальный характер. Они являются результатом на­рушения изостатического равновесия земной коры при появлении и исчезнове­нии ледниковой нагрузки. Дополнительная нагрузка., связанная с образованием ледниковых щитов, вызыва­ет горизонтальное растека­ние подкоровых масс из центральной к периферий­ным частям области оледе­нения, сопровождающееся вертикальным опусканием поверхности Земли. При этом поверхность континента может опускаться ниже уровня Мирового океана. Движение вещества происходит в астеносфере, имеющей пониженную вязкость и зале­гающей на глубинах от 50—100 до 250—350 км. Снятие лед­никовой нагрузки приводит к обратному движению вещества, вызывающему вертикальное поднятие поверхности. Гля­циоизостатические движения земной коры запаздывают по сравнению со временем приложения или снятия ледни­ковой нагрузки. Поэтому они фиксируются по аномалиям силы тяжести, устанавливаемым при помощи гравиометри-ческой съемки. Участки побережий арктических морей и шельфа, прогнутые ледниковыми покровами, покрывались мо­рем после их разрушения в начале межледниковых трансгрес­сий, одновременно начиная изостатически подниматься. Это приводит к образованию морских террас и их быстрому подня­тию, к осушению прибрежной мелководной части шельфа и его промерзанию. Гляциоизостатические явления на побережьях Мирового океана в кайнозое характерны для высоких широт. К таким районам относятся Скандинавский п-ов, Таймыр и ост­рова Северной Земли, северная окраина Канадского щита, шельф Баренцева моря и ряд других районов Арктики. Голоце-новые береговые линии в областях позднеголоценового оледене­ния бывают подняты на 100—150 м и более.

Гляциоэвстатические представления в единую систему увя­зывают материковые оледенения и дегляциацию, колебания

299

уровня Мирового океана, регрессии и трансгрессии на прибреж­ных равнинах и шельфе Арктического бассейна, а также фор­мирование и деградация мерзлых толщ прибрежно-шельфовой криолитозоны.

Большинство советских исследователей, изучающих криоли-тозону шельфа (И. Я- Баранов, Н. Ф. Григорьев, Ф. Э. Арэ,.. Е. Н. Малочушкин, А. И. Фартышев, Я. В. Неизвестное, В. А. Соловьев и др.), исходят из представлений о существова­нии в позднем плейстоцене регрессии моря, оголившей шельф в среднем до изобаты 100 м. Выход шельфа из-под уровня моря привел к формированию синхронно-эпикриогенных, а также на­коплению низкотемпературных синкриогенных отложений ледо­вого комплекса (см. IV.2). Последующая трансгрессия в конце позднего плейстоцена сопровождалась деградацией этих мерз­лых толщ, включая абразию их верхней части, протаивание под морем и замещение пресных подземных льдов и вод солеными морскими. Чем дальше от современной береговой линии нахо­дится участок внутренней зоны шельфа, чем больше в настоя­щее время глубина моря, тем кратковременнее в позднем плей­стоцене был период существования его в субаэральном состоя­нии и многолетнего промерзания пород. Прибрежные и мелко­водные части шельфа промерзали более длительное время, по­этому мощность мерзлых толщ на шельфе (при прочих равных условиях) была на начало трансгрессии наименьшей вблизи изобаты 100 м, а наибольшей — вблизи современного уреза мо­ря. Позднеплейстоценовая—голоценовая трансгрессия привела к разрушению верхней наиболее льдистой части мерзлых толщ на шельфе и протаиванию последних сверху и снизу. В резуль­тате на шельфе возникли нестационарные, деградирующие мерз­лые толщи. При этом в наиболее глубоководной внешней поло­се, ушедшей под уровень воды в начале трансгрессии, ММП могли к настоящему времени оттаять полностью: чем ближе к берегу, тем больше мощность и выше сплошность (по площа­ди) сохранившихся мерзлых толщ.

Таким образом, на современном арктическом шельфе в его прибрежной зоне можно выделить образовавшуюся в субаэраль-ных условиях в период регрессии криолитозону, погруженную под уровень моря — шельфовую субаквальную континентально-погруженную криолитозону. Часть ее содержит охлажденные и многолетнемерзлые породы, находящиеся в состоянии деграда­ции. Температурный режим этой криолитозоны резко нестацио­нарный. В другой части мерзлые породы уже протаяли и/или частично перешли в охлажденное состояние, оставив в разрезе только различные следы былого мерзлого состояния (посткрио­генные текстуры, соли, ожелезнения по трещинам и др.). Мощ­ности и температурный режим криолитозоны здесь соответству­ют современным условиям.

В периферийной части шельфа, никогда в плейстоцене не осушавшейся, на материковом склоне и в пелагической области

300

Арктического бассейна, где температура придонных слоев мор­ской воды и донных отложений имеет отрицательные значения, существует океаническая криолитозона. Она представлена ох­лажденными осадками и породами различного состава. В бла­гоприятных условиях, особенно в геоструктурах, сложенных ■осадочными породами с большой долей органической составля­ющей, с глубин моря более 200 м в отложениях, входящих в криолитозону и ниже ее границы, могут существовать и накап­ливаться гидраты газов метанового ряда. Мощность океаниче­ской криолитозоны определяется температурой донных отложе­ний, постоянной в годовом цикле и слабоизменяющейся в геоло­гическом времени, а также тепловыми потоками и теплопровод­ностью осадков.

А. И. Фартышев (1990) предложил выделять прибрежно-шельфовую криолитозону, включающую субаквальную конти-нентально-погруженную, а также субаэральную криолитозону морских побережий. Внешняя граница последней проходит по берегу моря, внутренняя — по тыловому шву наиболее древних и высоких морских террас или морских равнин, т. е. поверхно­стей, образовавшихся под прямым воздействием моря. В сос­тав криолитозоны побережий могут входить охлажденные засо­ленные отложения, породы с криопэгами, залегающие в виде линз и прослоев в толще многолетнемерзлых пород или подсти­лающие последние. Схема типов криолитозоны Арктического бассейна представлена на рис. VIII.3.

Рис. VIII. 3. Схема строения субмаринной криолитозоны Арктического шельфа: I —■ субаэральная криолитозона; II — субаэральная криолитозона морского побережья; III — континентально погруженная криолитозона шельфа; IV — океаническая криолитозона; 1 — многолетнемерзлые породы; 2 — охлажден­ные породы. Границы: 3 — многолетнемерзлых пород; 4 — слоя сезонного оттаивания; 5 — охлажденных пород

VIII.2. ЗАКОНОМЕРНОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ. ■

ТЕМПЕРАТУР ПРИДОННОГО СЛОЯ ВОДЫ
; И ПОРОД АРКТИЧЕСКОГО БАССЕЙНА

Температурным режимом придонного слоя воды определяется современное распространение с поверхности дна многолетнемерзлых, охлажденных, а также талых и немерзлых пород в Арктическом бассейне. Работами Л. А. Жигарева и других исследователей доказано, что среднегодовые температу­ры придонного слоя воды и пород практически равны между со­бой. Это