Субаэральная криолитозона

Строение криолитозоны и пространственная

изменчивость её мощности

Криолитозона – часть земной коры, в которой породы имеют отрицательную температуру независимо от наличия и фазового состава в ней воды.

Сплошность распространения криолитозоны по площади (или её прерывистость) определяется условиями формирования температурного режима пород в слое годовых колебаний температур, распространением сплошных таликов, мощностью и строением по разрезу. В соответствии с этими признаками она подразделяется на северную и южную геокриологические зоны, соответственно сплошного и несплошного распространения многолетнемерзлых пород. Распространение криолитозоны по разрезу определяется геологическим строением и тектонической структурой, условиями многолетнего промерзания пород и их взаимодействия с подземными водами и весьма существенно историей геокриологического развития в позднем кайнозое. По геологическому строению криолитозона может быть представлена рыхлыми отложениями кайнозойского и, в основном, четвертичного возраста и геологическими формациями докайнозойского возраста.

По типу криогенеза в строении криолитозоны принимают участие синкриогенные и эпикриогенные породы, по льдистости: слабо-, средне- и сильнольдистые.

В криогенном строении криолитозоны по разрезу могут принимать участие следующие ярусы пород, различающиеся наличием и содержанием в них льда, соленых вод, рассолов и газов:

1) мерзлые и морозные, содержащие и не содержащие лед;

2) охлажденные ниже 0⁰С, содержащие соленые подземные воды и рассолы – криопэги и гидраты газов;

3) реликтовые (плейстоценовые) многолетнемерзлые, залегающие на некоторой глубине от поверхности и перекрытые с поверхности талыми, а также современными, по времени промерзания, породами.

Многолетняя криолитозона по условиям залегания и формирования в верхней части земной коры подразделяется на субаэральную область криолитозоны континентов, субмаринную область криолитозоны под акваторией Полярного бассейна и прилегающих морей и субгляциальную область криолитозоны под ледниками.

Занимает всю сушу территории России и по площадному распространению, мощности, криогенному строению и криогенному возрасту подразделяется на южную и северную геокриологические зоны. В южной зоне криогенная толща с поверхности представлена только одним ярусом – ММП (мощностью около 100 м). Многолетнемерзлые толщи подстилаются талыми породами, обводненными в зависимости от типа гидрогеологической структуры. В северной геокриологической зоне (мощность от 0 до 1500 м и более) строение криогенной толщи в меньшей степени зависит от современных условий теплообмена, (в основе определяется историей геокриологического развития) и существенно от тектонической и гидрогеологической структуры и рельефа.

В пределах горного рельефа и древних щитов криолитозона представлена в основном также одним ярусом – многолетнемерзлыми породами, которые подстилаются талыми водоносными породами.

На древних платформах, молодых плитах и на побережье Полярного бассейна ярус ММП (25-500 м) подстилается охлажденными породами с криопэгами. В пределах Западно-Сибирской плиты, на северо-востоке Русской платформы и в межгорных впадинах Прибайкалья, охваченных глубоким оттаиванием с поверхности в период климатического оптимума голоцена, криолитозона является двухъярусной. При этом верхний ярус ММП по криогенному возрасту – позднеголоценовый, а нижний – плейстоценовый. Нижний ярус реликтовых мерзлых пород приурочен обычно к песчано-глинистым и суглинистым разновидностям с большими фазовыми переходами воды.

Криогенное развитие Евразийского материка в плейстоцене и голоцене сохранила зональности в распределении криогенных толщ на молодых плитах и частично на древних платформах, что обусловило более сложную закономерность в её распределении на огромных пространствах горноскладчатых районов Северо-Запада России.

Наиболее четко широтная зональность в изменении мощности мерзлых толщ прослеживается в южной геокриологической зоне, охватывающей редкоостровное (мощность мерзлых пород до 15-20 м), массивноостровное (25-50м) и прерывистое (до 100м) распространение ММП. В южной геокриологической зоне ММП по всему разрезу имеют преимущественно позднеголоценовый и современный криогенный возраст. В южной геокриологической зоне вследствие динамики климата в плейстоцене и голоцене, морских трансгрессий, регрессий, оледенений в особо благоприятных условиях (слабосцементированные льдистые кайнозойские и мезозойские породы) сохранился ярус реликтовых (плейстоценовых) мерзлых пород, залегающий на некоторой глубине от поверхности (70-200 м и более). Такие реликтовые мерзлые толщи на северо-востоке Русской равнины в настоящее время развиты даже южнее Полярного округа и характеризуются мощностью от 300 м до 100 м и менее. Там, где над ними развиты мерзлые породы позднеголоценого криогенного возраста, имеет место «двухслойная мерзлота». На севере Русской равнины и в пределах Западно-Сибирской плиты в морских отложениях, выполняющих прогибы между купольными структурами, под реликтовой мерзлой толщей развиты охлажденные ниже 0⁰С породы с криопэгами. Мощность охлажденного яруса составляет 50 м и более. Реликтовые мерзлые толщи небольшой (до 100 м) мощности развиты также на глубинах 40 м – 80 м в Верхнеангарской и Баргузинской впадинах Прибайкалья.

В северной геокриологической зоне ММП позднеголоценового и плейстоценового криогенного возраста в основном сливаются, образуя криогенную толщу большой мощности: в Западной Сибири до 300-500 м, на Сибирской платформе до 1000-1500 м, в горных хребтах Северо-Востока России до 300-800м и более, во впадинах до 200-400 м. В её пределах развиты сквозные и несквозные талики гидрогенного и гидрогеогенного типов, существование которых обусловлено тепловым воздействием водоемов, водотоков и подземных вод.

В пределах низменных равнин, на платформа и плитах с поверхности распространены 2 типа многолетнемерзлых толщ:

1) высокольдистые эпикриогенные (морские, ледниковые) рыхлые отложения с залежами пластовых льдов;

2) высокольдистые синкриогенные (озерные, аллювиальные, склоновые, биогенные и др.).

Син- и эпикриогенные мерзлые толщи рыхлого чехла на различной глубине подстилаются ярусом эпикриогенных коренных скальных и полускальных пород.

В пределах Западно-Сибирской плиты, на северо-востоке европейской части России и в равнинной части Сибирской платформы в распределении мощности яруса многолетнемерзлых толщ прослеживается достаточно четкая геокриологическая зональность. При этом на Сибирской платформе подзона яруса с мощностью мерзлых пород 300-500м (300 м в долинах, 500 м на водораздельных пространствах) характерна для поверхности плоскогорья с абсолютной отметкой около 400 м. Такая мощность яруса ММП характерна для гиперзоны, протягивающейся от левобережья широтного течения р. Лены до широтного течения р. Анабар. В Западной Сибири продолжением этой зоны являются толщи ММП с преобладающей мощностью 300-400 м. На более древних гипсометрически высоких уровнях рельефа мощность мерзлоты увеличивается до 500 м. На севере Сибирской платформы и п-ве Таймыр увеличение мощности яруса мерзлых толщ достигает 400-600 м. В этом проявляется широтная зональность понижения уровня теплообмена на протяжении плейстоцена и голоцена.

Существенным нарушением зональной картины распределения мощности мерзлых пород является ярус охлажденных пород с криопэгами, что особенно отчетливо проявилось на Сибирской платформе. Криолитозона, сложенная ярусом мерзлых пород и ярусом охлажденных ниже 0⁰С пород с криопэгами, вскрыта скважиной в верховьях р. Мархи (в центральной части Сибирской платформы) до глубины 1500 м. Причина такого глубокого промерзания связана с направленным охлаждением земной коры в плиоцене, увеличением в течение всего плейстоцена ледовитости Северного Океана, соответственно континентальности климата, и резким уменьшением атмосферных осадков.

Инерционность отрицательных температур в недрах Сибирской платформы связана с её слабой тектонической активностью в кайнозое, что привело к малой плотности теплового потока из недр.

На участках поднятий докембрийского фундамента, являющегося региональным водоупором для водоносных горизонтов пород Сибирской платформы, криолитозона представлена преимущественно одним ярусом эпикриогенных палеозойских и мезозойских пород. Мощность криолитозоны по скважине на Анабар-Оленекском междуречье составляет 700-800 м. В то же время в восточной части Сибирской платформы отмечаются большие колебания мощности криолитозоны, достигающие 300-500 м.

В целом, существенное геокриологическое отличие Сибирской платформы, являющейся малоподвижной частью Евразийского континента, заключается в том, что в своей северной половине она является наиболее сплошной по площади и наиболее мощной по разрезу частью континентальной субаэральной области криолитозоны и, в отличие от других крупных мегаструктур, не имеет положительно температурных сквозных таликов.

На высоких лавовых плато Путорана, на Анабарском плоскогорье и в горных сооружениях Бырранга на Таймыре четко проявляется геокриологическая поясность, усиливающая геокриологическую зональность. В результате, мощность криолитозоны в верхнем поясе плато Путорана на отметках 1500 м и более горных вершин Анабарского плоскогорья на отметках 900-1100 м достигает 1000 м и более. В её строении принимают участие эпикриогенные многолетнемерзлые архейские, протерозойские, палеозойские и мезозойские породы, содержащие лед по тектоническим нарушениям, количество которого убывает с глубиной.

На низменных озерно-аллювиальных, флювиогляциальных, гляциальных и морских равнинах Северо-Сибирской низмености, охватывающей север Среднесибирского плоскогорья и Енисей-Хатангскую депрессию, криолитозона имеет многоярусное строение. Вследствие особенностей рельефа поверхности и условий осадконакопления верхний ярус, представленный льдистыми синкриогенными позднеплейстоценовыми озерно-аллювиальными отложениями мощностью до 50-70 м и изначально мерзлыми гляциальными отложениями, развит на территории фрагментарно. На участках своего развития он подстилается эпикриогенными осадками флювиогляциального, гляциального, морского, эолового и другого генезиса плейстоценого криогенного возраста мощностью от нескольких десятков до 200 м. Третий ярус слагают эпикриогенные юрские и меловые осадочные горные породы от ранне- до позднеплейстоценного криогенного возраста. Четвертый ярус представлен охлажденными ниже 0⁰С породами с криопэгами, а в купольных структурах – с гидратами газа.

Ярусность криогенного строения криолитозоны в горных районах определяется геолого-структурными особенностями, ярусностью рельефа и интенсивностью водообмена в толще пород. В горных районах верхняя часть разреза (до 100-300 м) обычно сложена ММП, содержащими по трещинам лед. Ниже лед заполняет трещины лишь частично, и отдельные блоки пород являются морозными. Мощность криолитозоны в горных районах увеличивается с ростом высоты рельефа и степени его расчлененности из-за большой дренированности пород и объемного охлаждения.

Характерной особенностью орогенной области Северо-Востока России является прерывистость толщ ММП в долинах, наследующих тектонические нарушения.

В этой части территории наиболее распространенной является мощность криолитозоны от 300м до 500 м, слагающая как бы гиперзону низких уровней горных хребтов, которая протягивается к востоку от р. Лены между морями Ледовитого и Тихого океанов. Широкое формирование такой мощности криолитозоны вызвано сочетанием увеличения высот горного рельефа с севера на юг, ослаблением в том же направлении охлаждающего арктического влияния с увеличением радиационного баланса поверхности на сходных высотах рельефа.

В крупных межгорных впадинах на Северо-Востоке России криолитозона представлена преимущественно 3 ярусами. Верхний ярус слагают позднеплейстоценовые синкриогенные высокольдистые толщи осадков разнообразного, в основном озерно-аллювиального генезиса с мощными повторно-жильными льдами. Средний ярус представляют менее льдистые неоген-плейстоценовые эпикриогенные породы флювиогляциального, гляциального, озерно-аллювиального и другого генезиса; нижний – эпикриогенные скальные и полускальные породы мезозоя и палеозоя.

Наиболее сложнопостроенными в криогенном отношении являются северные приморские низменности – Яно-Колымская, Среднеколымская и Абыйская, которые сложены преимущественно полигенетическими многоярусными по содержанию систем жильных льдов мерзлыми толщами, залегающими на эпикриогенных неоген-плейстоценовых рыхлых толщах или на охлажденных ниже 0⁰С породах с криопэгами, а в отдельных структурах с гидратами газов. Верхний ярус мерзлых толщ является рельефообразующим и представлен комплексом высокольдистых синкриогенных полигенетических отложений позднеплейстоценового возраста с мощными повторно-жильными льдами. В верхнюю часть этой же толщи вложены отложения аласов и термокарстовых озер разного криогенного возраста – от позднеплейстоценового до современного, представляющие высокольдистые синкриогенные (собственно аласные отложения) и эпикриогенные (озерные осадки). Средний ярус слагают преимущественно эпикриогенные плиоцен-ранне-среднеплейстоценовые толщи рыхлых отложений сравнительно небольшой льдистости. Нижний ярус мерзлой толщи представлен эпикриогенными скальными и полускальными породами мезозойского чехла с включением льда по тектоническим нарушениям. Самый нижний ярус криолитозоны слагают охлажденные ниже 0⁰С породы с криопэгами.

Наибольшей контрастностью геологических условий отличается Забайкальская горноскладчатая страна, занимающая часть среднеширотной зоны России между 50 и 60°с. ш. В настоящее время мощность криолитозоны на хребтах и высоких вершинах достигает 1000 м, резко убывая к глубоковрезанным долинам и межгорным впадинам. Строение криолитозоны в горном рельефе преимущественно одноярусное. Ее слагают эпикриогенные коренные породы плейстоценово­го и позднеголоценового криогенного возраста со льдом по тек­тонически раздробленным зонам. Мерзлые толщи подстилаются талыми обводненными породами, в которых в связи с большой сейсмичностью региона водообмен весьма интенсивен. Это обстоятельство способствует резкому сокра­щению мощности мерзлоты в долинах, заложенных по тектони­ческим разломам. Криогенный разрез в долинах является пре­имущественно двухъярусным. Верхний ярус — это аллювиальные, флювиогляциальные, пролювиальные и другие по генезису ма­лольдистые эпикриогенные или талые породы небольшой (до 25, реже 50 м) мощности. Нижний ярус представлен эпикриогенными скальными и полускальными мерзлыми породами мощностью до 50-100 м.

Для Верхнеангарской и Баргузинской впадин характерно двухслойное строение мерзлых толщ.

Низко- и плоскогорная части Забайкалья характеризуются развитием температурных инверсий, сопровождающихся сокра­щением снега в долинах, их заболоченностью, тонкодисперсным составом отложений. Поэтому наименьшей мощностью мерзлоты (до 50-150 м) характеризуются сниженные водоразделы, наибольшей - долины (100-200 м) и высокие водоразделы (200-300 м). В полосе низкогорий и в юго-восточной плоскогорной части Забайкалья мерзлота развита во впадинах и долинах и характеризуется одноярусным строением. Она пред­ставлена эпикриогенными рыхлыми толщами осадков различ­ного генезиса, имеющими позднеголоценовый криогенный воз­раст и мощность, не превышающую 50-100 м, уменьшающуюся к югу до 50-25 м.

В горных сооружениях юга России (Саяны, Алтай, Кавказ и т. д.) мощность мерзлых эпикриогенных скаль­ных и нолускальных пород соответствует высотной геокриологи­ческой поясности. Гипсометрическое положение поясов повы­шается в направлении с востока на запад. Наибольшие мощности мерзлых толщ характерны для внеледниковых областей и из­меняются от первых метров у подножий гор (Саяны, Алтай) и на высоте 2000 м и более до 1000 м и более под вершинами высоких и высочайших гор.

В целом мощность криолитозоны на территории России подчиняется общим закономерностям, проявляющимся на протяже­нии всей истории геокриологического развития: сплошность рас­пространения по площади и по глубине нарастает в направлении с юга на север, от районов с океаническим типом климата к континентальному, от низких горных сооружений к высоким, от тектонически подвижных сейсмоактивных структур к малопо­движным в новейшее время и от молодых по криогенному воз­расту к более древним.

Дата добавления: 2014-12-08