Основы криогенеза литосферы - Романовский Н.Н.
ISBN 5—211—02379—X
Скачать (прямая ссылка):
122
озерный лед значительной доли лучистой энергии. Последняя трансформируется в тепловую в толще льда и на контакте лед—дно озера. Происходит повышение температуры до 00C и таяние в слое озерного льда и на поверхности раздела лед— грунт. Последнее приводит к образованию прослоя воды, а промороженный зимой озерный лед отрывается от дна и всплывает. Это ускоряет его таяние, которое происходит с поверхности и снизу. После освобождения озер от ледяного покрова их прогрев более активно происходит в условиях Центральной Якутии с жарким малооблачным летом, чем в условиях умеренно теплого, с большим числом облачных дней лета севера Западной Сибири. В этих регионах существуют отличия как в температурах воздуха, так и в их радиационном режиме: при одинаковых величинах суммарной радиации в Якутии больше доля прямой коротковолновой радиации, в Западной Сибири — рассеянной длинноволновой. При одинаковой отражающей способности воды в озерах проникновение в толщу больше у коротковолнового излучения, чем у инфракрасного. Это способствует большему прогреву массы озерной воды в условиях резко континентального климата по сравнению с морским. Результатом является, во-первых, сильное отепляющее воздействие озер небольшой глубины (0,2—1,0 м) с постоянным зеркалом воды, под которыми образуются талики. Эти озера не только сами замерзают до дна, но под ними и донные отложения промерзают зимой на несколько десятков сантиметров. Во-вторых, это аномально высокие tR озер глубиной 3—10 м, иепромерза-ющих до дна. При tB——10...—1ГС tK достигают +5...+80C
Зональность термокарстовых форм прослеживается на больших равнинных территориях, протягивающихся с юга на север. Она обусловлена рядом факторов и условий, влияющих на термокарст как геологическое явление. Первое — это трансформация зональности в распределении льдистости отложений (IV.2, IV.3), которая существовала в конце поздне-плейстоценового криохрона. Для нее характерны: сильное смещение к югу границ, в которых формировались зональные типы синкриогениых отложений (IV.2) и южной границы распространения повторно-жильных льдов; уменьшение мощности льдистых синкриогениых отложений с севера на юг, а также размеров и площадей распространения эпигенетических повторно-жильных льдов. Распределение и льдистость отложений, сформировавшихся к концу плейстоцена и подвергшихся в голоцене протаиванию, предопределили зональность размеров и морфологии современных термокарстовых явлений. Второе — это формирование нового типа температурной геокриологической "зональности в климатический оптимум голоцена, когда границы мерзлотно-температурных зон сместились на север на многие сотни километров даже по сравнению .с современными.
В результате сформировались следующие зоны термокарстовых явлений.
123
Северная зона, где протаиванию подверглись наиболее льдистые породы, перекрытые тонким слоем минеральных отложений. Между термокарстовыми озерами и котловинами повсеместно сохранились массивы высокольдистых отложений. С поверхности они «бронированы» слоем современных покровных склоновых и элювиальных отложений (см. 111.2), превышающих по мощности CTC в 2—3 раза. Под озерами существуют как сквозные, так и несквозные талики. Осушение и миграция озер ведут к их промерзанию и формированию мерзлых толщ, имеющих меньшую мощность, чем на останцах исходной поверхности, и образованию многолетних бугров пучения (см. Ш.З). В термокарстовых котловинах накапливаются синкрио-генные отложения небольшой мощности (первые метры). Развитие термокарстовых озер происходит только за счет бокового смещения и абразии берегов, сложенных льдистыми осадками и подземным льдом. Здесь образуются термокары и термоцирки.
Южная зона реликтовых термокарстовых форм — неглубоких озер и сухих плоских западин, бугристо-западинного и других видов остаточного полигонального микрорельефа (см. III.4). Мерзлые толщи отсутствуют или небольшой мощности. Они представлены поздиеголоценовыми эпикриогеиными породами с повышенной льдистостью в верхней части разреза (до 3—10 м). Все льдистые породы и мономинеральные скопления подземного льда плейстоценового возраста почти полиостью протаяли в голоценовый оптимум. Поэтому криогенный рельеф имеет инверсионный характер, т. е. наиболее льдистым и мощным массивам пород, существующим в позднем плейстоцене, соответствуют понижения в рельефе, малольдистым — положительные формы. Северная граница * этой зоны примерно совпадает с границей северной и южной геокриологических зон.
Промежуточная зона, разделяющая северную и южную зоны, отличается сочетанием реликтовых и современных термокарстовых форм. Она примерно совпадает с южной подзоной северной геокриологической зоны, где произошло неполное по мощности и неповсеместное по площади протаивание мерзлых толщ с поверхности в голоценовый оптимум. В позд-неголоценовое похолодание частично оттаявшие с поверхности и находящиеся в субаэральных условиях толщи пород повторно промерзли. В этой зоне талики под термокарстовыми озерами преимущественно сквозные возникли в начале среднего голоцена. ВысЪкольдистые породы сохранились в виде отдельных массивов в благоприятных условиях: в бортах долин, экспонированных на север, под торфяниками и т. д. Термоабразия в берегах озер происходит преимущественно по эпикриоген-ньш отложениям. Миграция озер ограничена. При их осушении идет новообразование мерзлых пород и формируются миграционные бугры пучения.
