Вечная мерзлота в Сибири

ПРИДНЕСТРОВСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ ИМ. Т. Г. ШЕВЧЕНКО

Естественно-географический факультет

Кафедра общего землеведения

Рег.№______от______                                                     «К защите»

                                                                                           Зав. кафедрой

_________________

«____»______2011 г.



ТЕМА

КУРСОВАЯ   РАБОТА

По специальности 012500 – География

                                                           Исполнитель:

                                                                              студент 404 гр.

                                                     Галантюк П.Ю.

                                                                    

                                                            

Научный руководитель:

                                                                           старший преподаватель

                                                                                  Гребенщиков В.П.



Тирасполь - 2011 

Содержание.

Введение

Глава I. Понятие вечной мерзлоты.

Мерзлотоведение как наука

Распространение вечной мерзлоты.

Закономерности и факторы формировании вечной мерзлоты.

Глава II. Многолетняя мерзлота Сибири.

Западная Сибирь

Средняя Сибирь 

Восточная Сибирь

Глава III. Влияние на формирование природы и хозяйственной деятельности.

































ВВЕДЕНИЕ

Актуальность темы. Тема работы является актуальной, так как вечная мерзлота присутствует в нашем мире. На мой взгляд, очень многим будет интересно узнать откуда она берется, какие факторы способствуют ее образованию и в каких регионах она есть в данное время. 

Объект исследования. Объектом исследования являются вечная мерзлота, факторы и условия образования вечной мерзлоты, распространенность вечной мерзлоты.

Методы исследования. При выполнении работы были использованы следующие методы: сравнительно-географический, описательный, аналитический, картографический.

Практическая значимость .  Материалы курсовой работы будут использованы студентами при изучении курса «», а также при выполнении курсовых  проектов.

Объем и структура.  Дипломная работа написана на  листах. Состоит из введения,  глав, заключения и списка использованной литературы. В ней содержится  рисунки и    таблицы.

Содержание работы. В первой главе описываются: наука мерзлотоведения, ее предмет и методы исследования. Описывается виды оледенения. Определение вечной мерзлоты. Распространенность вечной мерзлоты. Закономерности и факторы развития вечной мерзлоты. Рассказывается про концепции  М.И. Сумгина и  В.А. Кудрявцева.  Мощность вечной мерзлоты. Вторая глава посвящена  вечной мерзлоте Сибири. Тут приведены  данные о древнем оледенении Сибири, имена исследователей, которые ее изучали и современное оледенение Сибири.



Глава I. Понятие вечной мерзлоты.

 1. Мерзлотоведение

Мерзлотоведение – это наука о мерзлых зонах литосферы, т.е. зонах устойчивого охлаждения Земли, о формировании  в их пределах низкотемпературного поля, о составе и свойствах горных пород при отрицательных температурах, о специфических и разнообразных процессах литогенеза в этих условиях. 

Общее мерзлотоведение изучает мерзлые горные породы и их распространение, состав и строение, тепловые процессы в них и их температурное состояние, физико-механические и др. свойства, историю и закономерности развития.

Вследствие шарообразности Земли имеет место систематический дефицит тепла в ее приполярных зонах. Вызванное этой причиной, а также наклоном земной оси к эклиптике неравномерность распределения на поверхности Земли поступающей от Солнца лучистой энергии, преобразуемой в тепловую, создает избыточно и устойчиво охлажденные области земной коры, тяготеющей к обоим полюсам, а в пределах крупных материков охватывающие и средние широты. Избыточное охлаждение проявляется в устойчивом как в многолетнем и многовековом, так и сезонном, т.е. только  зимнем промерзании земной коры, а также в образовании при благоприятных условиях наземных ледников. Так возникают мерзлые зоны земной коры как географическое зональное явление.

Мерзлые зоны литосферы являются составной частью криосферы – оболочки с отрицательной температурой, охватывающей атмосферу, гидросферу и литосферу (А.Б. Добровольский, 1923). По мере удаления от полюсов в сторону экватора криосфера выходит за пределы земной коры и фиксируется лишь в атмосфере. В низких широтах в нее могут попадать только высокие горные системы или отдельные горные вершины. На этих горах происходит глубокое промерзание горных пород и возникают ледники.

Обширные зоны устойчивого охлаждения Земли, которым свойственно льдообразование в земной коре, присутствие подземного льда в горных породах, относится к областям подземного оледенения ( В.Ф. Тумель, 1946). 

Оба вида оледенения – подземное и наземное  - явления, причинно взаимосвязанные и в своем развитии  обязанные как некоторым общим ( явления охлаждения в условиях криосферы), так и  существенно различным факторам ( подземное оледенение  - результат замерзания воды в земной коре; наземное оледенение – следствие превращения снега в фирн и лед).

 В  зонах устойчивого охлаждения Земли формируются толщи длительно существующих мерзлых горных пород, называемых вечной мерзлотой, понятие о которой, по  существу, совпадает с понятием о подземном оледенении.

Под вечной мерзлотой следует понимать толщи  мерзлых горных пород, не оттаивающие в течение времени от нескольких лет до десятков и сотен тысяч лет. Таким образом, следует еще раз подчеркнуть, что продолжительность существования вечной мерзлоты, т.е. подземного оледенения, соизмерима с отрезками геологического времени.

Над вечной мерзлотой формируется слой ежегодного сезонного промерзания – протаивания, называемый деятельным слоем. 

Длительное промерзание земной коры, т.е. формирование вечной мерзлоты, сопряжено с изъятием из обычного кругооборота воды в атмосфере, гидросфере и литосфере. При этом имеет место консервация части подземных вод. Выбывает из кругооборота  часть воды из океанов и вод суши. Таким образом, подземное оледенение, как и наземное, нарушает кругооборот воды на Земле, что имеет важное палеогеографическое значение.



Вечная мерзлота – это мерзлые горные породы, характеризующиеся температурой от 0 градусов и ниже, содержащей в своем составе лед и находящиеся в таком состоянии в течение длительного времени  - от нескольких лет до многих тысяч столетий.

2. Распространение вечной мерзлоты. 

Вечная мерзлота на земной шаре распространена, главным образом в полярных и приполярных областях, а также в высокогорных районах умеренных и даже тропических широт и занимает около 25% всей суши Земли. Это обширные территории на севере и северо-востоке Евразии и Северной Америки, это вся Гренландия и вся Антарктида. В бывшем СССР вечная мерзлота занимает около 48% его площади ( примерно 10 млн. кв. км).

В Западной Европе вечная мерзлота возможна только в Альпах. В европейской части бывшем СССР вечная мерзлота распространена на Крайнем Севере -  в тундре и лесотундре. От Кольского полуострова, где вечная мерзлота имеется только в северной его части, южная граница мерзлоты идет к устью р. Мезени и далее почти по северному полярному кругу до Урала, смещаясь здесь довольно сильно к югу. В пределах Западной Сибири граница занимает почти широтное положение до реки Енисея вблизи устья реки Подкаменная Тунгуска, где она резко поворачивает на юг и, следуя вдоль правого берега реки Енисея, уходит за пределы бывшего СССР, отграничивая значительные районы Монголии. Снова южная граница вечной мерзлоты появляется в бывшем СССР западнее Благовещенска, следуя на северо-восток примерно до 131030’ в.д., откуда опять поворачивает на юг, пересекает р. Амур вблизи устья р. Архары и снова уходит за пределы бывшего СССР. Затем она еще раз появляется в бывшем СССР восточнее М. Хингана, далее идет на северо-восток и обрывает у берега Сахалинского залива. На полуострове Камчатка южная граница проходит с юго-запада на северо-восток примерно в середине полуострова.

По характеру распространения вечная мерзлота может быть разделена на 3 зоны: 1 – сплошная, 2 – мерзлота в островами талых грунтов, 3 – островная острова мерзлоты среди талых пород ( Сумгин, 1937).  

Каждая из этих зон характеризуется различным мощностями и температурами мерзлых толщ. При этом и внутри зон мощности и температуры изменяются в направлении с  севера на юг – мощности уменьшаются, температуры повышаются.

Зона сплошной вечной мерзлоты характеризуется наибольшими мощностями мерзлых толщ – от 500 и более метров до 300 метров и самыми низкими их температурами – от -2 градуса до 10 градусов и ниже.

Сплошная вечная мерзлота в бывшем СССР развита в северной части Большеземельской тундры, на Полярном Урале, в тундре  Западной Сибири, северной части Средне-Сибирского плоскогорья (к северу от долины  реки Нижней Тунгуски), на всем Таймырском  полуострове, на островах архипелага Северной Земли, на Новосибирских островах, на Яно-Индигирской и Колымской приморской равнине и дельте реки Лены, на Лено-Вилюйской аллювиальной равнине, на Лено-Алданском плато и в обширной области хребтов Верхоянского, Черского, Колымского ( Гыдан), Анадырского, а также Юкагирского плоскогорья и других внутренних межхребтовых нагорьях, на Анадырской равнине.

В зоне, где среди вечной мерзлоты встречаются острова талых пород, мощности вечномерзлых толщ иногда достигают 250-300 м, но чаще от 100-150 до 10-20 м, температуры – от -2до 0 градусов. Этот тип вечной мерзлоты имеется в Большеземельской и Малоземельской тундре, на Средне-Сибирском плоскогорье между реками Нижняя и Подкаменная Тунгуска, в южной части Лено-Алданского плато, в Забайкалье.

Островная вечная мерзлота характеризуется малыми мощностями вечномерзлых толщ – от нескольких десятков метров до нескольких метров – и температурами, близкими к 0 градусам.

Островная мерзлота встречается на Кольском полуострове, в Канинско – Печорском районе, в таежной зоне Западной Сибири, в южной части Средне-Сибирского плоскогорья, на Дальнем Востоке, в северной части острова Сахалин, вдоль побережья Охотского моря и на Камчатке.

В горной зоне от Саян до Копет-Дага и на Кавказе вечномерзлые породы встречаются главным образом по периферии районов оледенения и имеют чаще всего островное распространение. Имеются данные о присутствии вечной мерзлоты в породах, слагающих дно полярных шельфовых морей Лаптевых и Восточно-Сибирского. Вечная мерзлота вероятна и на шельфе к северу от Аляски.

Значительные  районы вечной мерзлоты в Центральной Азии; это области хребтов Гиндукуш, Восточного Тянь-Шаня, Нань-Шаня, Кунь-Луня, Гималаев и высокого плоскогорья Тибет.

На североамериканском континенте граница вечной мерзлоты идет вдоль побережья Тихого океана, немного его не достигая, далее проходит по западному склону североамериканских Кордильер, пересекает их близ 530 с.ш. и довольно круто поворачивает на север, следуя в этом направлении до 570с.ш. Затем эта граница идет на юго-восток, достигая южного берега Гудзонова залива и, оставляя к северу полуостров Лабрадор, она оканчивается у берегов Атлантического океана.

К области вечной мерзлоты относятся также острова Гренландия и, возможно, Исландия.

В южном полушарии вечной мерзлой охвачен весь материк Антарктиды, и ее присутствие несомненно в  высокогорных участках Анд в Южной Америке. Африка и Австралия, по-видимому, полностью лишены вечной мерзлоты.

Основные черты климата, которые характерны для районов распространения мерзлой зоны, в целом следующие (Толстихин, 1941): отрицательная среднегодовая температура воздуха, сухие, холодные длительные зимы, короткое лето, малое количество осадков, особенно зимою. Характерно антициклональное  состояние атмосферы зимой, которое благоприятствует малому количеству осадков, большой прозрачности воздуха, сильным теплопотерям земной коры. Поэтому наиболее крупные территории, занятые вечной мерзлотой в Евразии и Северной Америке, до некоторой степени совпадают с пространствами, занимаемыми среднеазиатским и североамериканским антициклонами.

3. Закономерности и факторы формировании вечной мерзлоты.

 В 1932 году основоположник науки мерзлотоведения М.И. Сумгин предложил теорию деградации вечной мерзлоты. Он полагал, что вечная мерзлота представляет собой образование, возникновение которого было связано с ледниковой эпохой в четвертичное время. Он полагал, что в послеледниковое время, при потеплении климата произошло потепление и земных недр, частичное протаивание вечномерзлых пород или повышение их температуры, отступание их южного предела к северу. 

В качестве доказательств выдвинутого положении М.И. Сумгин использовал следующие признаки:

Деградационные температурные  кривые, имеющие минимум температуры ниже подошвы слоя сезонных температурных колебаний.

Разобщение сезонного промерзания и кровли вечномерзлых толщ, разделение их слоем талых пород.

Отступание к северу южной границы вечной мерзлоты в некоторых местах.

Интенсивное развитие термокарстовых явлений, вызванных протаиванием подземного льда и льдистых пород.

Находки остатков фауны и флоры  в относительно южных районах, которые свидетельствуют о холодном климате в этих районных в четвертичное время.

В то же время имеются многочисленные факты, свидетельствующие о том, что во многих местах области вечной мерзлоты, мерзлота вовсе не деградирует, а, наоборот, развивается, нарастает, происходит ее аградация. Приводятся данные, из которых следует, что температурный режим вечномерзлых толщ во многих местах и даже в большинстве случаев находится в соответствии с современным климатом. На основании этих данных возникла противоположная М.И. Сумгину концепция, отрицающая явление деградации вечной мерзлоты.

В.А. Кудрявцев  (1953) показал принципиальную правильность представлений М.И. Сумгина о динамике вечной мерзлоты, существенно дополнил эти представления и разработал более цельную концепцию о динамике этого явления, сформулировав основные исходные положения теории развития вечномерзлых толщ.

Динамика развития мерзлых толщ рассматривается В.А. Кудрявцевым в зависимости от геологической и географической истории Земли и в тесной связи с законами теплофизики. Этим определяется основной подход его к изучению динамики мерзлых пород.

Он анализирует сложные изменения температурных условий на верхней границе мерзлых толщ, где имеет место сложение как суточных и годовых колебаний температуры, так и колебаний с различными многолетними периодами.

Исследует глубину и скорость распространения в толще земной коры колебаний температуры с различными периодами. При этом принимается, что а) амплитуда колебаний температуры с различными периодами затухают с глубиной тем скорее или распространяются на тем меньшую глубину, чем меньше период; б) фазы колебаний температуры пород запаздывают во времени с глубиной; в) с возрастанием глубины колебания с более короткими периодами постепенно исключаются и ниже остается наложение все меньшего числа колебаний с более длинными периодами.

Кроме верхних граничных условий, названной теорией развития вечной мерзлоты учитываются также литологические особенности мерзлых пород, их теплофизические характеристики и нижние граничные условия через геотермический градиент в нижележащих талых породах.

В.А. Кудрявцев считает, что развитие мерзлых толщ следует рассматривать как результат единого сложного процесса наложения большого числа колебаний температуры на поверхности Земли с различными периодами и амплитудами, зависящего от всего комплекса геологических и географических факторов.

Так же, как и на земной поверхности, на различных глубинах в пределах вечномерзлой толщи наложение колебаний теплообмена с различными периодами приводит к ряду деградационных и аградационных направлений развития мерзлоты. 

Анализ компонентов природной среды, как факторов, влияющих на мерзлотный процесс, с наибольшей полнотой произведен В.А. Кудрявцевым. Поэтому нижеприведенные данные по этому поводу заимствованы у этого автора.

Температурный режим грунтов в значительной степени определяется характером снежного покрова. В большинстве случаев снежный покров приводит к повышению средних годовых температур земной коры. Снежный покров может играть роль  теплоизолятора.

Отепляющее влияние снежного покрова различно при разной континентальности климата. Чем больше амплитуда температур воздуха, тем больше, при прочих равных условиях, отепляющее влияние снежного покрова. При одной и той же мощности и плотности снежного покрова и при одинаковой средней годовой температуре воздуха в условиях континентального климата средняя годовая температура земной коры будет выше, чем в условиях морского климата. Поэтому утепляющее влияние снежного покрова можно рассматривать только в зависимости от континентальности климата. В связи с этим для повышения средней годовой температуры горных пород на 1 градус требуется различное приращение снежного покрова.

Снег, утепляя почву  и подстилающие горные породы, приводит к сокращению годовой среднемесячной амплитуды температур в земной коре.

Снежный покров действует не только как теплоизолятор. Вместе с тем он отражает и поглощает лучистую энергию. Зимой снег отражает значительную часть падающей на него солнечной энергии и задерживает излучение из земной коры в атмосферу, а весной значительное количество солнечной энергии расходуется на его таяние. В этом случае снег является фактором,  охлаждающим  почву и горные породы.

В полярных районах происходит испарение снега при отрицательной температуре воздуха, поэтому мощность его к моменту установления положительных температур воздуха сильно сокращается, и на таяние поэтому затрачивается относительное меньшее количество солнечной энергии; однако, как отмечает В.А. Кудрявцев, охлаждающее воздействие снега на почву сказывается значительно раньше наступления положительных температур воздуха.

На юге, где мощность снежного покрова измеряется несколькими см, его теплоизолирующая роль мала и ею можно пренебречь. Наибольшее значение здесь имеет отражение лучистой энергии от белой поверхности снега. Снег в этом случае охлаждает горные породы и средние годовые температуры их поэтому ниже средней годовой температуры воздуха.

Снежный покров во многом определяет глубину сезонного промерзания почвы. На оголенных участках эта  глубина иногда на 50-60% больше, чем на участках с естественным снежным покровом. Снежный покров уменьшает глубину сезонного промерзания почвы как за счет повышения ее средних годовых температур, так и за счет сокращения амплитуд.

Для  сезонного протаивания отмечается иная закономерность. Отсутствие снежного покрова уменьшает глубину сезонного протаивания почвы за счет понижения зимних температур и увеличивает ее за счет увеличения амплитуд. Происходит взаимная компенсация и общее суммарное влияние снежного покрова оказывается незначительным.

Рельеф является  существенным фактором формирования температурного режима горных пород. С повышением местности на 100 м температура горных пород понижается на 0,  5 градусов. Изменение с высотой амплитуд температур воздуха и снежного покрова, а также температурная инверсия усложняют эту зависимость и влияют на изменение вертикального температурного градиента почвы. За счет изменения отметки местности температуры почв и горных пород могут изменяться на 10-20 и более градусов (Кудрявцев, 1959).

Рельеф влияет на температуру земной коры  через неравномерное распределение снежного покрова; выпуклые формы рельефа имеют маломощный снежный покров или вовсе лишены его, а отрицательные формы являются местами скопления часть очень мощного снега. В результате сравнительно высокая температура почвы наблюдается в отрицательных формах рельефа и более низкая – на положительных. Крупные формы рельефа оказывают влияние на температуру горных пород на значительных пространствах и на сравнительно большую глубину; влияние микрорельефа ограничено незначительными участками и малой глубиной.

Растительный покров существенно влияет на теплообмен между литосферой и атмосферой и во многом определяет температуры горных пород. Он изменяет количество поглощенной и отраженной лучистой энергии, защищает поверхность почвы от влияния ветров и, наконец, в  значительной степени определяет влагообмен между воздухом и почвой. Поглощение растительностью воды и транспирация, выпадение на растениях росы, уменьшение испарение с покрытой растениями поверхности земли – все это оказывается значительное влияние на теплооборот верхних слоев горных пород.

Предохраняя почву от зимнего охлаждения и летнего прогревания, растительный покров сокращает амплитуды температур в ней. На юге сокращение летних амплитуд будет больше сокращения зимних, поэтому растительный покров на юге будет оказывать преимущественно охлаждающее действие на почву, а на севере, наоборот, утепляющее.

Роль мохового покрова в формировании температурного режима почвы определяется малой его теплопроводностью, гигроскопичностью и высокой влажностью. 

Под мхом в грунтах имеет место резкое сокращение амплитуд колебания температуры. Зимой теплопроводность мерзлого мха резко возрастает. Вызванное этим понижение температуры почвы обусловливает понижение средних годовых ее температур на 1-3 градуса. Для районов с мощным снежным покровом отмечается обратная закономерность. Сокращение годовых амплитуд за счет мохового покрова достигает 60% , а при мощном мхе – 80%.

Важное значение имеются также влажность и льдистость грунтов, заметно изменяющие их теплофизические свойства, а так же  фильтрационная способность грунтов. Инфильтрация вод в горные породы обеспечивает значительное их утепление.

При отсутствии заметной инфильтрации поверхностных вод в горные породы, местное отклонение средних годовых температур, обусловленные литологией и влажностью грунтов, может достигать 1-2 градуса. Если температуры в супесчаных грунтах принять за средние, то в суглинках, глинах  и торфе они будут 0,5 – 1 градус ниже, а в песках и гравийно-галечниковых грунтах – на 0,5 – 1 градус выше.

Засоленность горных пород способствует понижению температуры вечномерзлых горных пород. Засоленные горные породы представляют собой солеохладительные смеси. Температуры в земной коре под влиянием засоления понижаются на 1-2 градуса и даже на 4-5 градусов (Кудрявцев, 1954).

Засоленные горные породы представляют собой солеохладительные смеси. Температуры в земной коре под влиянием засоления понижаются на 1-2 градуса и даже на 4-5 градусов (Кудрявцев, 1954).

На болотах  температура грунтов часто на 0,5 – 1 градус ниже, чем на сухих и дренированных участках. Подобная закономерность наблюдается в районах с малой мощностью снежного покрова. В районах с мощным снежным покровом наблюдается обратная закономерность: на заболоченных участках температура выше, чем на дренированных.

Летом большое количество тепла на болотах тратится  на испарение. По этой причине прогревание почвы и грунтов летом уменьшается и их температура понижается. Зимой, при малом снежном покрове, расходы тепла настолько велики, что замерзает сильно увлажненная почва и сильно охлаждаются нижележащие породы.  При мощном снежном покрове зимняя теплоотдача земной коры затрудняется, вследствие чего происходит только частичное промерзание сильно увлажненной почвы. Летом этот небольшой промерзший слой быстро протаивает и почва нагревается больше, чем на дренированных участках.

Поверхностные водотоки, крупные и средние, являются одним из наиболее мощных отепляющих факторов, резко изменяющих температурный режим горных пород в сторону повышения температур. Мелкие водотоки, в отличие от больших и средних рек, действуют охлаждающе на подрусловые вечномерзлые горные породы. Это явление наблюдается или вблизи истоков мелкие рек или на участках интенсивного меандрирования их в пределах развития суглинистых пород и объясняется следующим. Суглинистые грунты препятствуют инфильтрации воды в прирусловый горизонт, вследствие чего летние осадки стекают по поверхности, не успев отдать свое тепло земной коре. Область питании таких водотоков находится в пределах сплошного распространения вечной мерзлоты, т.е. приходится на районы с малым количеством осадков. Поэтому здесь сток осуществляется преимущественно за счет вод слоя летнего оттаивания. Вследствие этого температура воды в верховьях мелких речек близка к 0 градусов. Повышение температуры происходит лишь значительно ниже по течению таких речек.

Присутствие или отсутствие вечной мерзлоты и температурный режим под  озерами зависит от их глубины и размеров в плане. При небольшой глубине озер вечная мерзлота под ними может  быть, а может и отсутствовать. Дно глубоких озер, как правило, находится в талом состоянии. При этом чаще всего имеется сквозной талик, но иногда и псведоталик.

Если ширина озера меньше, чем мощность вечномерзлой толщи, то под озером, по мнению В.А. Кудрявцева, образуется псевдоталик, подстилаемый вечной мерзлотой, что связано с боковым охлаждением. В том случае, когда ширина озера больше мощности вечной мерзлоты, то под ним имеется сквозной талик.

Глубина сезонного промерзания и протаивания горных пород под озерами и озерных осадков обусловлена влиянием вод водоема, определяющих характер средних годовых температур и температурных амплитуд. Кудрявцев считает, что сезонное промерзание и протаивание донных отложений может быть только в том случае, когда глубина водоема меньше глубины сезонного промерзания открытых водоемов. Так как в самых суровых условиях последняя не превышает 2-2,5 м, то, следовательно, сезонное промерзание может происходить только под озерами, глубиной до 2,5 м, а обычно значительно меньше. При столь малых глубинах температуры воды летом практически одинакова для все слоя.

В области вечной мерзлоты при непрерывном увеличении глубины озера деятельный слой над вечной мерзлотой будет сначала увеличиваться, а затем, достигнув максимума, при средней годовой температуре, равной 0 градусам, превратится в деятельный слой над талым субстратом, мощность которого должна постепенно сокращаться. При высыхании водоема идет обратный процесс, т.е. происходит увеличение глубины деятельного слоя над талым субстратом с последующим превращением его в деятельный слой над вечной мерзлотой при средней годовой температуре, равной 0 градусам.

Морские побережья рассматриваются как особый фактор  на формирование температурного режима вечномерзлой толщи. На побережьях северных морей этот режим обусловлен взаимодействием подземных вод с минерализованной морской водой. Морская вода, температура замерзания которой ниже 0, остается зимой жидкой и при отрицательной температуре, циркулируя по трещинам в вечномерзлой толще. Летом же морская вода с положительной температурой, проникая в вечномерзлую толщу, утепляет ее. Динамика солевого состава вод, периодическое выпадение солей и их растворение, сопровождающее выделением и поглощение тепла, также влияют на тепловой режим горных пород. Вследствие этого отклонения температур верхних горизонтов вечномерзлой толщи от типичных на морских побережьях могут достигать значительных величин.

Большое влияние на температурный режим грунтов оказывают  подземные воды, грунтовые и артезианские, особенно термальные. Быстро циркулирующие грунтовые воды сильно отепляют вечномерзлую толщу и часть являются причиной ее уничтожения. 

Геохимические процессы в земной коре могут приводить к повышению температуры вечномерзлой толщи. К подобному эффекту приводит, например, процесс окисления  пирита.

Обычная схема окисления сульфидных руд и  образование так называемой «железной шляпы», как указывается Кудрявцевым, в условиях вечной мерзлоты несколько изменена. В этом случае идет образование сульфатных соединений с большим выделением тепла. В результате верхние горизонты вечномерзлой толщи имеют, например, кое-где на северо-востоке бывшем СССР, среднюю годовую температуру – 6 градусов, при -10 градусах а окружающем мерзлом массиве.

Повышенная радиоактивность также скорее всего ведет к повышению средних годовых температур за счет поступления тепла из недр Земли. Наблюдается местное повышении е температур горных пород в результате самовозгорание угольных пластов в районах каменноугольных месторождений. Вулканизм, как фактор, влияющих на формирование температур вечной мерзлоты, еще не достаточно хорошо изучен, но, по-видимому, поток тепла из недр земли не может вызывать значительного повышения температур горных пород, о чем можно судить на примере Камчатки.

Мощность вечной мерзлоты. Рассмотренные физико-географические и геологические условия теплообмена земной коры с атмосферой определяют глубину сезонного промерзания и протаивания грунтов, температуру горных пород у подошвы слоя с годовыми колебаниями ее и, следовательно, мощность вечномерзлых толщ. Прямой зависимости мощности вечномерзлых толщ от температуры горных пород на глубине 10-15 м, т.е. у подошвы слоя с годовыми колебаниями температуры, не имеется, так как мощность эта, помимо температуры, определяется также составом, строением и теплофизическими свойствами мерзлых пород и подстилающих их талых.

«Монолитные, кристаллические и плотные  микропористые породы при прочих равных условиях промерзают на большую глубину, чем макропористые водоносные. Различие в мощности указанных литологических разновидностей мерзлых толщ может достигать десятков и сотен метров; так, при одной и той же температуре горных пород -10 градусов на глубине 10-15 м мощность многолетнемерзлых горных пород за счет разного их состава может изменяться от 300 до 600 м. Поэтому нельзя подсчитывать мощности мерзлых толщ на основании только среднего геотермического градиента без учета состава мерзлых и подстилающих их немерзлых горных пород. Величина геотермического градиента в толще мерзлых горных пород при постоянном потоке тепла определяется их составом и может быть различной в зависимости от различий последнего. По этим же соображениям нельзя характеризовать широтную зональность развития толщ многолетнемерзлых горных пород лишь глубиной залегания нижней поверхности мерзлой толщи без учета ее состава» (Кудрявцев, 1959).

Тем не менее средняя годовая температура является одним из основных условий, определяющих мощность вечномерзлой толщи. Там, где средняя годовая температура  земной коры выше, мощность вечной мерзлоты, при прочих равных условиях, меньше, чем в тех местах, где температура эта ниже.

Сильное влияние на мощность вечной мерзлоты оказывают водоемы – озера и реки, их глубина и ширина. Мы уже отмечали, что при глубине водоема больше глубины его сезонного промерзания дно водоема круглый год остается талым и вечная мерзлота отсутствует. И только при условии, если ширина водоема не больше мощности вечномерзлой толщи по берегам водоема, то за счет бокового охлаждения может быть вечная мерзлота и под водоемом на некоторой глубине. Но во всех случаях под озерами и реками мощность вечномерзлой толщи меньше, чем за их пределами.

Имеются случаи, когда миграция русла реки в различных направлениях способствует образованию слоистой мерзлоты.

Под влиянием грунтовых вод мощность вечной мерзлоты также уменьшается. Наиболее заметное воздействие грунтовых вод на мощность вечной мерзлоты ощущается в речных долинах.

Установлено, что тепловые воды проникают в земную кору на разную глубину в зависимости от длины периода и амплитуды колебания температуры на земной поверхности. Когда тепловые волны многолетних колебаний, затухая,  не достигают нижней поверхности вечномерзлой толщи, отмечается изменение температуры и температурных градиентов мерзлой толщи лишь в пределах распространения этих волн.

Температурные колебания, не достигающие нижней поверхности вечномерзлой толщи, не сказываются на изменении ее мощности.

Колебания, проникающие глубже нижней поверхности вечной мерзлоты, гасятся у этой поверхности и не ощущаются в подстилающих талых горных породах. Это объясняется тепловым эффектом фазовых превращений, имеющих место у нижней поверхности вечномерзлой толщи (Кудрявцев, 1959).

Температурный режим и мощности вечной мерзлоты зависят от многих факторов: неотектонические процессы, явления денудации и аккумуляции осадков, внутренние источники тепла.







Глава II Многолетняя мерзлота Сибири.

Западная Сибирь

Древнее оледенение Средний и верхний плейстоцен был временем древнего оледенения и морских трансгрессий. В научной литературе до настоящего времени остро дискутируются вопросы о характере древнего оледенения на территории Западной Сибири, о количестве и синхронности или асинхронности ледниковых эпох и морских трансгрессий, о стоке западносибирских рек во время плейстоценовых оледенений.

Большинство исследователей считает, что оледенения Западной Сибири повторялись неоднократно. Выделяют Демьянское, Самаровское, Зырянское, и Сартанское оледенения. Максимальным было Самаровское оледенение, граница которого проходила субширотно вблизи 60° с. ш. Каждое последующее оледенение занимало все меньшую площадь, а Сартанское оледенение, согласно господствующим в настоящее время взглядам, было горно-долинным и оказало на развитие природы Западной Сибири лишь косвенное влияние.

Морская трансгрессия, начало которой предшествовало Демьянскому оледенению, продолжалась в течение среднего плейстоцена. Максимум ее совпал с Самаровским оледенением. Море покрывало всю территорию к северу от Сибирских Увалов. Эта часть равнины представляла собой зону морского оледенения, где происходило накопление морских отложений. Лишь в пределах Сибирских Увалов морское оледенение сменялось континентальным. Максимум верхнеплейстоценовой трансгрессии предшествовал Зырянскому оледенению.

Ледники на территорию Западной Сибири двигались из двух центров: с Полярного Урала и со Средней Сибири (плато Путорана и север Таймыра). При этом некоторые ученые (А.И. Попов, Г.И. Лазуков) считают, что даже в эпоху максимального оледенения уральский и сибирский ледники не смыкались; поэтому реки, текущие с юга, хотя и встречали преграду, образованную льдами, находили путь на север между двумя ледниками. Следовательно, сток Оби, Иртыша и Енисея в сторону Северного Ледовитого океана сохранялся в течение плейстоцена.

Другие исследователи (Н.К. Высоцкий, В.И. Громов, В.Н. Сакс, И.А. Волков и др.) утверждают, что оледенение имело форму щита, преграждавшего сток рек на север. Южнее границы ледника происходило формирование гигантских подпрудных озер, избыток вод которых сбрасывался на юго-запад в Арало-Каспийский бассейн. Подобная ситуация повторялась и в последующие оледенения. Это приводило к неоднократной перестройке гидросети. Сток в Северный Ледовитый океан был характерен лишь для межледниковий.

В отличие от Русской равнины, где талые ледниковые воды стекали на юг, в Западной Сибири, имеющей общий уклон поверхности к северу, эти воды скапливались у края ледника, образуя приледниковые водоемы, постепенно мигрирующие вслед за краем ледника к северу. Талые воды перемывали оставленную ледником морену, оглаживая холмисто-моренный рельеф и перекрывая его водно-ледниковыми отложениями. В этом заключается одна из причин ограниченного распространения в Западной Сибири типичного холмисто-моренного рельефа и относительно широкого развития водно-ледниковых и озерно-аллювиальных равнин.

В периоды оледенений на территории Западной Сибири на свободных ото льда площадях происходило глубокое промерзание грунтов и образование многолетней мерзлоты. Во внеледниковых областях шло образование лессовидных суглинков, перекрывающих все более древние отложения и достигающих местами мощности 2-2,5 м.

В течение плейстоцена наблюдались неоднократные смены знака и скорости тектонических движений. В конце последнего оледенения вновь произошло опускание северных прибрежных районов, их затопление морскими водами и накопление толщ, слагающих голоценовые морские террасы.

Многолетняя мерзлота Средней Сибири.

Многолетняя мерзлота распространена на территории Средней Сибири почти повсеместно. Она является результатом длительного и глубокого выхолаживания поверхности. Формирование мерзлоты произошло еще в ледниковое время, когда суровый, малоснежный резко континентальный климат был выражен еще резче, чем в настоящее время. Образование мерзлоты связано с потерями большого количества тепла в антициклональных условиях холодного периода и глубоким промерзанием горных пород. Летом породы не успевали полностью оттаять. Так в течение сотен и тысяч лет происходило постепенное "накопление холода". Понижалась температура мерзлых пород, увеличивалась их мощность. Следовательно, мерзлота - наследие ледникового периода, своего рода реликт. Но на Северо-Сибирской низменности мерзлотой охвачены и голоценовые аллювиальные отложения, а на отвалах горнорудной промышленности в районе Норильска мерзлота образуется буквально на глазах человека. Это свидетельствует о том, что в северной части Средней Сибири современные климатические условия благоприятствуют образованию мерзлоты.

Мощным фактором сохранения многолетней мерзлоты в Средней Сибири является суровый резко континентальный климат. Сохранению мерзлоты благоприятствуют низкие среднегодовые температуры и присущие этому климату особенности холодного периода: низкие температуры, малая облачность, способствующая ночному излучению, переохлаждению поверхности и глубокому промерзанию грунтов, позднее образование снежного покрова и его малая мощность.

Вслед за изменением климатических условий с северо-востока на юго-запад изменяется и характер мерзлоты (ее мощность, температура, льдистость). В северной части Средней Сибири распространена сплошная (слитная) многолетняя мерзлота. Южная граница ее распространения проходит от Игарки несколько севернее Нижней Тунгуски, южнее среднего течения Вилюя к долине Лены близ устья Олекмы. Мощность мерзлых пород здесь составляет в среднем 300 - 600 м. На побережье Хатангского залива она достигает 600 - 800 м, а в бассейне реки Мархи, по данным Граве (1968 г.), даже 1500 м. Температура мерзлого слоя на глубине 10 м составляет -10... -12°С, а включения льда - до 40 - 50% объема породы. Южнее распространена мерзлота с островами таликов. Сначала среди мерзлого грунта появляются небольшие участки талого грунта, но постепенно площадь их увеличивается, а мощность мерзлоты сокращается до 25 - 50 м. Температура мерзлых пород повышается до -2...-1°С. На крайнем юго-западе, в бассейне Ангары, талый грунт уже преобладает по площади. Здесь встречаются лишь острова мерзлоты. Это небольшие участки мерзлоты в понижениях рельефа или на

 
Рис. 22. Схема распространения многолетнемерзлых пород (профиль) склонах северной экспозиции под покровом торфа и мхов. Мощность их на юге составляет всего 5 - 10 м.

В направлении с севера на юг изменяется и верхняя граница мерзлоты, глубина ее летнего протаивания, или мощность деятельного слоя. Она зависит не только от количества тепла, поступающего к поверхности, и от температуры мерзлого грунта, но и от его льдистости, т. е. от объема ледяных включений, от теплоемкости и теплопроводности вмещающих пород. Поэтому мощность деятельного слоя, увеличиваясь в целом с севера на юг, зависит от механического состава пород, от характера растительности. Глубина протаивания составляет на севере в торфянистых грунтах 20 -30 см, в глинистых - 70 -100 см, а в песках - 120 - 160 см; на юге соответственно 50 - 80, 150 - 200 и 220 - 530 см. Таким образом, в южной части Средней Сибири мощность деятельного слоя примерно в 2 раза больше, чем на севере.

В области распространения многолетнемерзлотных пород в Средней Сибири на больших пространствах встречаютсяподземные льды в виде ледяных линз, клиньев, жил, гидролакколитов. Особенно крупные линзы льда и ледяные клинья встречаются на Северо-Сибирской низменности и в долине нижней Лены. Некоторые исследователи считают их погребенными льдами покровного оледенения. Однако исследованиями мерзлотоведов убедительно доказано, что подземные льды образуются в результате замерзания горизонтов надмерзлотных или внутримерзлотных вод, а также при неоднократном замерзании талых вод в морозобойных трещинах плейстоценового и голоценового возраста. Ледяные интрузии - гидролакколиты обычно приурочены к котловинам высохших озер, где в талом грунте скапливаются воды, а затем при его замерзании постепенно выдавливаются и замерзают в виде ледяного купола под слоем вспученного грунта. Особенно многочисленны гидролакколиты на Центральноякутской низменности.

Многолетняя мерзлота служит могучим фактором формирования природных территориальных комплексов Средней Сибири. Она оказывает влияние на самые разнообразные процессы, определяющие характер природы и ее специфические черты.

Являясь продуктом резко континентального климата, мерзлота сама весьма существенно влияет на климат, усиливая его суровость и континентальность. Зимой от подпочвенных горизонтов в приземные слои воздуха практически не поступает тепла, а летом много тепла тратится на таяние мерзлоты, поэтому почва нагревается слабо и мало отдает тепла приземным слоям воздуха. Следствием этого является интенсивное выхолаживание поверхности в ясные летние ночи, приводящее к заморозкам на почве, и увеличение суточных амплитуд температуры.

Мерзлота влияет и на другие компоненты природы. Она служит своеобразным водоупором, поэтому влияет на сток и рельеф: усиливает сезонность поверхностного и подземного стока, затрудняет глубинную эрозию и способствует боковой в пределах деятельного слоя, замедляет карстовые процессы и благоприятствует развитию криогенных форм рельефа на всем пространстве Средней Сибири. Мерзлота обусловливает формирование особого типа почв - мерзлотно-таежных. Она существенно сказывается на пространственной дифференциации природы, на структуре и функционировании ПТК. С мерзлотой связано возникновение специфических природных комплексов, например аласов.

Мерзлота влияет на хозяйственную деятельность населения, осложняя освоение территории. При капитальном строительстве необходимо учитывать возможность протаивания мерзлоты и вспучивания грунтов под строительными объектами и при нарушении растительного покрова в процессе строительных работ. Это заставляет проводить дополнительные работы (например, строительство домов на сваях), что удорожает и замедляет строительство. Мерзлота затрудняет водоснабжение населенных пунктов и промышленных предприятий, требует тепловых мелиорации при земледельческом освоении территории.

Северо-Восточная Сибирь.

Современное оледенение развито во многих горных системах: хребтах Сунтар-Хаята, Верхоянском, Черского (хребет Улахан-Чистай) и на Чукотском нагорье. Общая площадь оледенения, образованная ледниками и крупными снежниками, около 400 км2. Количество ледников - более 650. Наиболее крупным центром оледенения является хребет Сунтар-Хаята, где насчитывают более 200 ледников общей площадью примерно 201 км2. В горах бассейна Индигирки сосредоточено наибольшее количество ледников. Это объясняется большой высотой гор, расчлененностью рельефа и обилием снега.

На формирование оледенения оказывают большое влияние влажные воздушные массы, приходящие с Тихого океана и его морей. Поэтому вся эта территория отнесена к гляциологической области преимущественно тихоокеанского питания.

Снеговая линия в бассейне Индигирки-проходит на высоте 2350 - 2400 м, на ледниках Сунтар-Хаята достигает около 2200 - 2450 м. Концы ледников находятся в бассейне Индигирки на высоте около 2000 м. Многочисленные снежники расположены на самых различных уровнях. Наиболее распространены каровые и долинные ледники. Длина ледников - до 8 км. На крутых, обрывистых склонах гор много висячих ледников. В настоящее время размеры ледников уменьшаются. Об этом свидетельствуют разделение крупных ледников на более мелкие и отступание языков ледников от конечной морены на расстояние 400 - 500 м. Однако некоторые ледники наступают, перекрывают даже конечную морену и спускаются ниже ее.

Современный суровый климат благоприятствует сохранению и развитию многолетней мерзлоты (подземного оледенения). Почти весь Северо-Восток покрыт малопрерывистой (практически непрерывистой) мерзлотой, и только небольшие участки побережья Охотского моря имеют пятна многолетней мерзлоты среди талого грунта. Мощность мерзлого грунта достигает 200 - 600 м. Наибольшее промерзание грунта с минимальными температурами в средней части страны, в горной ее области - от Лены до Колымы. Там мощность мерзлоты до 300 м под долинами и 300 - 600 м - в горах. Мощность деятельного слоя определяется экспозицией склонов, растительностью, местными гидрологическими и климатическими условиями.