книги из ГПНТБ / Общее мерзлотоведение

Так как А,]<^А,2 и , следовательно, 1 > j-1, то выражение в скобках

положительно. Поскольку первое слагаемое справа опреде­ ляет мощность мерзлой зоны при отсутствии рыхлого покрова, из формулы видно, что при его наличии мощность мерзлой зоны уменьшается тем больше, чем больше толщина этого покрова и чем ниже его теплопроводность. Уменьшение мощности мерзлой зоны под влиянием покрова рыхлых отложений не зависит ни от температуры пород, ни от теплового потока. Рыхлые поверх­ ностные отложения оказывают отепляющее влияние на нижеле­ жащие горные породы. При этом влияние преимущественно гли­ нистых отложений сильнее, чем песчано-гравийных (при отсут­ ствии в последних конвективного теплообмена).

Прослеживается отчетливая связь между возрастом геологи­ ческих образований, геологическим строением регионов и глу­ биной их промерзания.

Рассматривая эти положения в самом общем виде, можно кон­ статировать, что с увеличением степени диагенеза и метаморфизма пород, как правило, величина их теплопроводности будет воз­ растать. И наоборот, обычно рыхлые или слабо уплотненные от­ носительно молодые породы имеют наименьшие величины тепло­ проводности. Выявлено, что древние кристаллические щиты об­ ладают пониженным теплопотоком по сравнению, например, с от­ носительно молодыми наложенными межгорными впадинами, в которых величины теплового потока обычно выше. Промежу­ точное положение в этом отношении занимают платформенные области.

Подобное соотношение теплопроводности горных пород и теп­ ловых потоков приводит к тому, что максимальные глубины промерзания отмечаются в пределах древних кристаллических щитов, тогда как в межгорных впадинах при прочих равных условиях величины мощности мерзлой зоны оказываются зна­ чительно меньшими. Платформенные области занимают в этом отношении промежуточное положение.

Отмеченные закономерности свидетельствуют об активной роли геологических факторов в формировании мерзлой зоны горных пород в различных природных условиях.

Анализ температурного режима и мощности мерзлой зоны. Основывая анализ температурного режима и мощности зоны мерзлых пород на формулах (VI.10) и (VI.11), мы полагали, что температурное поле одномерно, т. е. во всех точках тепловой поток направлен строго вертикально к поверхности. Это самый простой случай, но не самый распространенный в природе. Как правило, температурное поле горных пород трехмерно, а тепло­ вой поток имеет вертикальную и горизонтальные составляющие. Это означает, что нижней поверхности зоны мерзлых пород свой­ ственна сложная конфигурация.

116

Двух- и трехмерность температурного поля обусловливается, во-первых, изменениями средней годовой температуры мерзлых пород по территории, во-вторых, холмистым или горным рель­ ефом, в-третьих, неоднородностью состава и свойств пород по про­ тяженности, в четвертых, локальными очагами, выделяющими или поглощающими тепло, и, наконец, составом, минерализацией и скоростью движения подземных вод. Это — главные и наиболее распространенные факторы, определяющие морфологию нижней поверхности мерзлой зоны.

Совершенно очевидно, что под соседними участками, имею­ щими разную температуру поверхности, мощность мерзлых по­ род неодинакова (рис. 30). Ее величина на каждом участке не пропорциональна температуре поверхности из-за взаимного теп­ лового влияния соседних участков друг па друга, которое при­ водит к перераспределению плотности теплового потока, посту­ пающего из глубины. Вектор теплового потока отклоняется в сто­ рону наиболее охлажденных участков поверхности. Под охлаж­ денными участками плотность теплового потока увеличивается, а под более теплыми уменьшается. Перераспределение теплового потока таково, что он стремится снивелировать нижнюю поверх­ ность мерзлых пород, повышая ее над холодными участками и понижая под теплыми. Если различия темпе; атуры поверх­ ности невелики и охватывают участки небольшой площади, то неоднородность температурного поля быстро затухает с глу­ биной. Нижняя поверхность мощной мерзлой зоны не реаги­ рует на такие различия, и ее положение определяется средней температурой поверхности на большой площади.

Рассмотрим теперь влияние рельефа на морфологию мерзлой зоны. Оно связано с тем известным фактом, что тепловой поток всегда приходит к поверхности перпендикулярно ей, если она изотермическая. При постоянстве средней годовой температуры на всех элементах рельефа перераспределение теплового потока в горных породах приводит к увеличению его плотности под доли­ нами и уменьшению под водоразделами. На рис. 31 пред­

ными формами рельефа и разрежение их под положительными. В результате под долинами формируется зона мерзлых пород пониженной мощности, а под водоразделами, наоборот, аномально повышенной. Нижняя поверхность мерзлой зоны в сглаженном виде повторяет форму рельефа. При небольшой мощности мерз­ лой зоны на положение нижней поверхности оказывают влияние и мелкие, и крупные формы рельефа. По мере увеличения мощ­ ности мерзлой зоны влияние мезо- и микроформ рельефа исче­ зает тем быстрее, чем меньше их относительное превышение и про­ тяженность. Средняя мощность зоны мерзлых пород в горном районе, характеризуемом правильным чередованием параллель­

117

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

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

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

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

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

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

118

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

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

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

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

119

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

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

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

тем большее количество тепла переносится водой.

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

120

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

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

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

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

122

породы, мощность которых в настоящее время определяется в значительной степени климатом прошлой холодной эпохи, дол­ жны нести некоторую количественную информацию об этой эпо­ хе. При тщательном анализе такую информацию можно извлечь.

В пределах Вилюйской синеклизы мощность нестационарных мерзлых пород составляет 400—600 м, это на 200—400 м больше, чем при стационарном тепловом режиме, соответствующем сов­ ременной средней годовой температуре мерзлых пород (минус 2,5—5°). Мерзлая зона такой мощности могла образоваться, если температура пород была ниже минус 8—12°, а температура воз­ духа — ниже минус 15—18°. Но нужно учесть, что эти (нестаци­ онарные) мерзлые породы уже длительное время оттаивают снизу. Последнее значительное похолодание в Сибири (Сартанское оле­ денение) произошло 15—20 тыс. лет назад. Учитывая, что ско­ рости нротаивания не могла быть меньше, чем сейчас (1—2 см/год), можно принять максимальное промерзание горных пород, соот­ ветствующее оптимуму похолодания, равным 800—1000 м. Тогда их средняя годовая температура должна была быть минус 15— 17°, ей соответствуй г температура воздуха минус 20—25°. В эпоху последнего оледенения Сибири в районе Лено Вилюйского между­ речья температура воздуха достигала 12—14°, следовательно, разрыв между этой температурой и современной был довольно велик.

Значительные колебания климата в четвертичное время, несомненно, сопровождались изменениями температуры и мощ­ ности мерзлых горных пород а в отдельные теплые периоды в южных и западных районах области их развития — полным оттаиванием. Эти наиболее длиннопериодпые колебания климата с наибольшей амплитущой изменяли температурное поле горных пород до глубины 4—8 км. Колебания не были строго периоди­ ческими, на них накладывались другие колебания климата с мень­ шими периодами и амплитудами, что, в свою очередь, также влия­ ло на температуру и мощность мерзлой зоны.

Если рассматривать современный климат по данным факти­ ческих наблюдений менее чем за 100 лет, то и в этот короткий период можно видеть всю сложность и разнохарактерность клима­ тических изменений [11]. На рис. 33 представлены графики изме­ нения температуры воздуха за 70 лет в некоторых высокоширотных пунктах северного полушария. Видно, что в Гренландии до се­ редины 30-х годов средняя годовая температура воздуха повы­ силась почти на 4°. Здесь расположен центр потепления, распрост­ ранившийся преимущественно на восток и вызвавший известное «потепление Арктики». С некоторым запозданием это потепление

лось заметное похолодание климата в высокоширотных обла­ стях.

124

Годы

Рис. 33. Современное изменение температуры

воздуха (скользящие 10-летние средние темпе­ ратуры).

1 — Доусон (Аляска); 2 — Салехард; 3 — Упернавик (Гренландия); 4 — Якутск.

Как видим, графики температуры воздуха представляют со­ бой продукт наложения периодических и непериодических коле­ баний с различными параметрами.

Не всякое изменение температуры мерзлых горных пород приводит к изменению мощности мерзлой зоны. Мощные толщи мерзлых пород вообще не реагируют на кратковременные коле­ бания температуры. Например, уже сформировавшаяся толща мерзлых горных пород сохраняет свою мощность неизменной при колебаниях температуры с амплитудой 5° С и периодом, меньшим 3000 лет, 3000-метровая — при колебаниях с периодом, меньшим 1000 лет, а 1000-метровая —• при колебаниях с перио­ дом, меньшим 100 лет. Таким образом, первыми на изменения климата и поверхностных условий реагируют маломощные толщи мерзлых пород, расположенные вблизи южной границы их рас­ пространения. Толщи пород значительной мощности изменяются только при колебаниях с большим периодом. Это не исключает того факта, что температура мерзлых пород при этом может ме­

няться значительно.

Время реакции изменения мощности зоны мерзлых пород на из­ менения климата и их среднегодовой температуры различно и за=

125