Криолитозона

КРИОЛИТОЗОНА (от греч. kryos — холод, мороз, лёд, lithos — камень и zone — пояс * а. cryolitic zone, cryolithozone; н. Frostboden; ф. zone de cryolithe; и. zona de criolitas) — часть криосферы, представляющая собой верхний слой земной коры, характеризующийся отрицательной температурой почв и горных пород и наличием или возможностью существования подземных льдов. Термин предложен П. Ф. Швецовым в 1955. Криолитозона включает в себя мерзлые породы, морозные породы и охлаждённые породы. Охлаждённые породы засолены или насыщены солёными водами и рассолами с температурами ниже 0°С (криогалинными водами).

По времени существования выделяют криолитозону многолетнюю (от нескольких лет до тысячи лет) и сезонную (области сезонного промерзания пород). Многолетняя криолитозона подразделяется на субаэральную сушь, субгляциальную под ледниками и субмаринную под акваторией морей и океанов. Субаэральная криолитозона приблизительно совпадает по площади с областью вечной мерзлоты, в которой развиты многолетнемёрзлые породы (ММП), занимающие 25% суши и распространённые почти на 1/2 территории CCCP. Это составляет около 10-10,7 млн. км². Распространение с поверхности ММП, распределение среднегодовых температур пород у подошвы слоя их годовых колебаний подчиняются геокриологической зональности и высотной поясности. Вблизи южной границы ММП имеют редкоостровное распространение, северной — островное, массивно-островное, прерывистое и сплошное. При этом ММП занимают площади до 10% при мощности мёрзлой толщи (MMT) до 10-15 м; от 10 до 30% (при MMT до 25-30 м); от 30 до 80% (при MMT до 50 м); от 80 до 95% (при MMT до 150 м) и более 95% (мощность криолитозоны до 1500 м и более). С юга на север (а в горах с высотой уменьшается площадь распространения таликов) понижаются средние температуры мёрзлых пород, уменьшается глубина сезонного промерзания на таликах, изменяется характер криогенных процессов и явлений.

Субаэральная криолитозона подразделяется на 2 геокриологической зоны — северного (сплошного) и южного (островного и прерывистого) распространения ММП. В пределах северной геокриологической зоны криолитозона имеет большую мощность (до 1500 м), преимущественно плейстоценовый возраст и непрерывное по вертикали строение. Здесь развиты только гидрогенные и гидрогеогенные типы таликов, существование которых обусловлено тепловым воздействием водоёмов, водотоков и подземных вод. В пределах низменных равнин распространены высокольдистые эпикриогенные (морские, ледовоморские) и синкриогенные отложения различного генезиса с сингенетическими повторно-жильными льдами (в т.ч. ледовый комплекс). Для южной геокриологической зоны характерны преимущественно ММП верхнеголоценового возраста, мощность которых на равнинах возрастает с юга на север от 3-5 до 100 м и более. В её пределах развиты все категории таликов, а радиационно-тепловые талики определяют характер распространения ММП с поверхности. В южной зоне происходит периодическое разобщение верхней поверхности ММП от сезонно-промерзающего слоя (образование несливающейся мерзлоты) и возникновение на таликах маломощных мёрзлых толщ и "перелётков". На севере Восточно-Европейской, Западносибирской равнин и, возможно, на Среднесибирском плоскогорье распространены реликтовые плейстоценовые ММП, залегающие на глубине от первых десятков до 200 м и более и имеющие мощность от первых десятков до 500 м. Там, где над ними существуют верхнеголоценовые ММП, имеет место двуслойная мерзлота. В горах Южной Сибири, в высокогорье Алтая, Средней Азии и др. наличие криолитозоны обусловлено высотной поясностью. На Алтае острова ММП начинаются на высоте 2000-3000, на Тянь-Шане -2000-2500, на Кавказе — около 2500 м. С высотой увеличивается сплошность ММП, средняя температура понижается до -15°С и ниже, а мощность их на некоторых хребтах возрастает до 2000 м и более. На высоте более 5 тысяч м ММП летом могут только кратковременно (днём) протаивать с поверхности на южных склонах.

В вертикальном разрезе криолитозона состоит из одного или нескольких ярусов мёрзлых, морозных и охлаждённых пород (рис.).

Выделяются промежуточные ярусы, например, мёрзлых пород с линзами внутри- и межмерзлотных криогалинных вод. Строение субаэральной криолитозоны и её мощность определяются временем начала промерзания, геологическим строением, рельефом, гидрогеологической обстановкой, современным географическим положением территории и климатом, тепловым балансом поверхности, а также историей развития в четвертичное время, в т.ч. колебаниями климата, оледенениями, трансгрессиями и регрессиями моря, новейшей тектоникой и др.

Начало формирования многолетней криолитозоны на севере Евразии и в Северной Америке происходило приблизительно 2-2,5 млн. лет назад, а непрерывного существования на северо-востоке CCCP — 600-800 тысяч лет. Современный характер криолитозоны обусловлен историей её развития в плиоцен-четвертичное время, региональными зональными и высотно-поясными условиями. Наибольшего распространения по площади и максимальных мощностей криолитозона достигла в позднем плейстоцене (40-10 тысяч лет назад). В голоценовый оптимум (8,5-4,5 тысяч лет назад) площадь её сократилась за счёт полного или частичного оттаивания ММП с юга (возникли реликтовые MMT) и с севера вследствие трансгрессии моря (образовалась шельфовая криолитозона). В период позднеголоценового похолодания (4,5-2 тысяч лет назад) граница распространения ММП сместилась на юг. Образовались ММП до 100-200 м мощностью и двуслойные MMT. Мощность криолитозоны на платформах в одинаковых зональных условиях увеличивается от молодых геоструктур, сложенных слаболитифицированными отложениями с высокой влажностью и большими тепловыми потоками из недр, к структурам древним, сложенным изверженными, метаморфическими или сильно литифицированными осадочными породами с низкой влажностью (или насыщенных солёными водами), для которых характерны малые потоки геотермического тепла. Мощность криолитозоны часто сокращена над выступами кристаллического фундамента (при глубине его залегания до 1000 м) и в ядрах антиклинальных структур по сравнению с их крыльями и синклинальными структурами высоких порядков. Это обусловлено дифференциацией теплового потока в пределах структур. В горных районах в одинаковых зональных и высотно-поясных условиях мощность криолитозоны увеличивается при большей расчленённости рельефа за счёт более глубокой дренированности пород и объёмного характера охлаждения. При мощности криолитозоны 300-700 м её разрез представлен ярусом ММП. В этом случае границы распространения криолитозоны совпадают с границами ММП. В горных районах и на древних щитах ниже яруса льдонасыщенных мёрзлых пород существуют мёрзлые трещиноватые породы с частичным заполнением трещин льдом и морозные монолитные породы (рис.).

На древних платформах и на побережье Полярного бассейна ярус ММП подстилают засоленные охлаждённые породы часто с криогалинными водами. Между этими ярусами обычно существует промежуточный ярус, где в мёрзлых породах заключены пласты и линзы меж- и внутримерзлотных криогалинных вод. Реликтовые ММП приурочены обычно к глинистым разновидностям. Они образуются как в результате климатических изменений, так и при трансгрессии Полярного бассейна. Освоение территории субаэральной криолитозоны связано с необходимостью учёта её распространения, строения, состава и свойств слагающих её пород, их состояния и температурного режима при всех видах хозяйственной деятельности, разведке и эксплуатации месторождений полезных ископаемых, всех видах строительства и охраны природы. Нарушение естественных условий вызывает деградацию и аградацию ММП, криогенные процессы (пучение, термокарст, термоэрозию и др.), изменение гидрогеологической обстановки и т.д. Существующая геокриологическая обстановка и особые свойства мёрзлых грунтов определяют принципы строительства на них, методы водно-тепловой мелиорации при подготовке россыпных месторождений к эксплуатации. Строение криолитозоны существенно влияет на горно-геологические условия при открытых и шахтных способах разработки месторождений. Благоприятна разработка их в толщах ММП и морозных породах. Очень сложными являются условия при наличии в них линз внутри- и межмерзлотных вод (особенно криопэгов) или в толщах охлаждённых пород с подмерзлотными криопэгами.

Субмаринная криолитозона приурочена к территории Полярного бассейна. Она включает океаническую и шельфовую криолитозону. Океаническая криолитозона охватывает значительную часть впадины Арктического бассейна отсутствуя в области влияния ветвей Североатлантического течения. Она представлена породами, насыщенными морской водой с температурами до -1,7°С, и имеет мощность в несколько десятков метров. Шельфовая криолитозона (приурочена к шельфу арктических морей) образовалась в результате погружения в голоцене под уровень моря толщ ММП, сформировавшихся в условиях континента в эпоху позднеплейстоценовой регрессии моря главным образом в пределах аккумулятивных равнин. Вследствие голоценовой трансгрессии самые верхние высокольдистые горизонты эпи- и синкриогенных отложений были переработаны морем, температура донных отложений повысилась до -1,7-0,7°С, подземный лёд в породах был частично растворён и замещён криогалинными водами. В результате образовались охлаждённые породы, включающие реликтовые слои и линзы ММП, которые деградируют сверху и снизу (за счёт внутриземного тепла). Прерывистость реликтовых ММП увеличивается, а мощность уменьшается от побережья в сторону акватории. На мелководье в пределах шельфовой криолитозоны имеют место сезонные промерзания и оттаивания пород и локально формируются прибрежно-морские синкриогенные отложения. Вблизи устья крупных рек шельфовая криолитозона отсутствует или имеет островной характер.

Субгляциальная криолитозона распространена под холодными ледниками, у которых температура льда на подошве ниже 0°С. В условиях континента она представлена главным образом ММП, подстилаемыми иногда морозными, а под ледниками, спускающимися в море, — охлаждёнными горными породами. Среднегодовые температуры и мощность субгляциальной криолитозоны варьируют в больших пределах (средняя температура от 0 до -20°С и ниже, мощность от первых метров до 500 м и более) в зависимости от температурного режима ледников, их динамики, геотермии, условий и др.

Сезонная криолитозона подразделяется на зоны систематического (ежегодного) и несистематического (неежегодного) сезонного промерзания. В пределах первой зоны мощности сезонномёрзлого слоя (CMC) изменяются в зависимости от состава, влажности, средней температуры пород и степени континентальности климата. Глубина CMC уменьшается в ряду: галечник-песок-супесь-суглинокислоторф с увеличением влажности отложений и повышением средней температуры пород. Наибольших глубин (4-6 м) CMC достигает при средних температурах, близких к 0°С, в слабовлажных грубообломочных песчаных и супесчаных грунтах в резко континентальных районах Южного Забайкалья, Монголии и др. Мощность CMC определяет глубину заложения коммуникаций, фундаментов зданий и т.д. Для криолитозоны характерны криогенные процессы и явления — криогенное выветривание пород и нивация, криолитогенез осадков, морозобойное растрескивание и образование повторно-жильных льдов и изначально-грунтовых жил, пластической деформации мёрзлых дисперсных пород и подземных льдов, многолетнее и сезонное пучение, солифлюкция и курумообразование, термокарст, термоэрозия и термоабразия, наледеобразование и др. С этими процессами связано образование криогенных форм рельефа — нагорных и солифлюкционных террас, полигонального микрорельефа, курумов, бугров пучения и гидролакколитов, наледей и др.