Основы криогенеза литосферы - Романовский Н.Н.
ISBN 5—211—02379—X
Скачать (прямая ссылка):
4. На севере низменных равнин (в европейской части, Западно-Сибирской, Северо-Сибирской, Восточно-Сибирской) имели место трансгрессии и регресии Полярного бассейна. В результате трансгрессий в их контурах формировались засоленные отложения, а мерзлые толщи деградировали под дном моря. При регрессиях происходили многолетнее промерзание отложений и расширение криолитозоны к северу. Проникновение моря к югу при трансгрессиях постепенно сокращалось от начала к концу раесматриваемжсьэтапа.
17
Второй этап развития криолитозоны охватывает период от зырянского (валдайского, вюрмского) криохрона (QIII)
до раннего голоцена включительно (Qiv) (от 150—90 до 9,6—8 тыс. лет назад). Для этого этапа характерно господство суровых климата и геокриологических условий на большей части территории Северной Евразии и Северной Америки. На Восточно-Европейской равнине граница мерзлоты смещалась к югу до 48—49° с. ш. Это устанавливается по находкам псевдоморфоз по повторно-жильным льдам и остаточно-полигональ-ному микрорельефу, изученных А. А. Величко, В. В. Бердни-ковым и другими, а также по разнообразным следам мерзлоты в почвенно-лёссовых сериях. А. А. Величко и В. П. Нечаевым выделены три самостоятельных горизонта палеокриогенных деформаций. При этом наиболее суровые геокриологические условия соответствуют самому верхнему (молодому) «ярославскому» горизонту с псевдоморфозами по повторно-жильным льдам высотой до 5 м. Следы глубокого сезонного промерзания и изначально грунтовые жилы обнаружены до побережья Черного моря.
B Западной Сибири псевдоморфозы по жильным льдам описаны многими авторами до 52° с. ш., что свидетельствует о возможном положении южной границы мерзлоты на широте 47— 49°. Вся Сибирская платформа, Забайкалье и Прибайкалье были заняты миоголетнемерзлыми породами. На приморских низменностях, в Центральноякутской низменности, в долинах Енисея, Ангары, в Северном Прибайкалье и Забайкалье накапливался «ледовый комплекс» (IV.2). Анализ распространения и мощностей повторно-жильных льдов в различных типах отложений, расчеты мощностей нестационарных мерзлых толщ и многие другие показатели свидетельствуют о том, что температуры пород в сартанский и зырянский криохроны позднего плейстоцена были в Сибири на 8—12°, а в Европе на 12—150C ниже, чем современные. Некоторое смягчение климата, повышение температур воздуха и пород и подвижка южной границы мерзлых толщ к северу были в каргинское (брянское) время. Однако повсеместно геокриологические условия были более суровыми, чем современные.
Криохроны позднего плейстоцена отличались повышенной сухостью климата, что К. К- Марковым, А. А. Величко и другими связывается с высокой ледовитостью 'морей, которая обусловила уменьшение испарения и снижение влажности атмосферы планеты. Оледенение Евразии, как покровное, так и горное, было меньше, чем в среднем и раннем плейстоцене, что связывается с низкой влажностью атмосферы и небольшим количеством осадков. А. А. Величко объясняет сокращение размеров ледниковых покровов в конце позднего плейстоцена уменьшением твердых осадков, а не потеплением. Ha период 22— 18 тыс. лет назад по его реконструкциям приходится максимум
18
суровости климата и геокриологических условий. Этот период им назван «климатическим минимумом» плейстоцена, а территория, занятая многолетнемерзлыми породами до 47— 48° с. ш., — «великой криогенной областью».
Размеры покровного висконсинского оледенения в Северной Америке были существенно более значительными, чем вюрм-ского (валдайского) в Европе. Под ледниковым покровом находилась территория всего Канадского щита; мощное горное оледенение было на севере Кордильер. Субгляциальная крио-литозона существовала только на периферии ледниковых покровов, а промерзание пород щита происходило по мере сокращения их размеров и мощности льда. Таким образом, возраст мерзлых толщ на Канадском щите насчитывает менее 12—10 тыс. лет.
Поздний плейстоцен — это время глобальной регрессии Мирового океана. Снижение уровня моря по сравнению с современным оценивается в среднем примерно в 100 м. На максимум регрессии арктический шельф до стометровой изобаты был оголен. Вышедшие из-под уровня моря породы промерзали в условиях очень низких среднегодовых температур поверхности Земли (до —20...—250C). На обширных пространствах оголившегося шельфа в восточном секторе Арктики формировались отложения «ледового комплекса», которые теперь встречаются на Новосибирских и других островах окраинных морей Северного Ледовитого океана. Мощности криолитозоны на осушенной части арктического шельфа увеличивались от ранее существовавшей береговой линии в сторону понижения абсолютных высот рельефа.
Мощности криолитозоны, сформировавшиеся в позднем плейстоцене, представляют особый интерес. На территории северной геокриологической зоны, образовавшейся на первом: этапе, происходило наращивание мощностей в результате понижения температур пород. Увеличение не было одинаковым: в целом больше (до 150—200 м) при относительно малых исходных мощностях (300—400 м) и меньше (до 100 м) при больших (1000 м и более). Промерзли несквозные субаэраль-ные талики над реликтовыми толщами ранне- и среднеплейсто-ценового возраста в переходной подзоне. При отсутствии теп-лопотока снизу их промерзание происходило быстрее, чем формирование мерзлых толщ соответствующей мощности на территориях со сквозными таликами. В результате на южной границе переходной подзоны мощности криолитозоны изменялись скачком.. Южнее мощности мерзлоты зонально уменьшались к югу.
