2Ой этап связан со строительством Сибирской железной дороги по трассе Забайкальской и Амурской областей и эксплуатацией ее западной части.

Третий, современный период развития геокриологии – советский. В начале он развивался медленно. После решений направленных на индустриализацию страны и перевод части производительных сил в восточные, и северные районы потребовала планомерного изучения состава, свойств, распространения и условий залегания вечномерзлых пород. В первую очередь требовалось обобщить первоначально накопленный материал и отрывочные сведения о вечной мерзлоте. В 1927г была написана и опубликована основоположником мерзлотоведения М. И. Сумгиным первая капитальная работа «Вечная мерзлота почвы в пределах СССР».

Географическое распространение мерзлых пород в России и на земном шаре.

Мерзлые породы в виде многолетних, сезонных или кратковременных образований встречаются практически в любой географической зоне Земли, в том числе и в тропиках, например, в Африке. Совсем не встречаются мерзлые породы лишь на равнинах тропической и субтропической зон.

Северное полушарие:

Россия – 9 – 10 млн.кв. км.

Канада – 5.7

Гренландия – 1.6

Аляска – 1.5

МНР – 0.8

Китай (без Тибета) – 0.4

Южное полушарие:

Антарктида – 13.5 млн.кв.км.

Всего около 34.5 млн.кв.км.

Образование многолетних мерзлых пород (ММП).

Процессы охлаждения и нагревания, промерзания и протаивания – основные в развитии мерзлых пород. Они, как и все другие процессы, связаны с движением и превращением энергии и вещества в данном объеме породы. Рассмотрение их и других процессов, происходящих в мерзлых и протаивающих породах, с энергетической точки зрения представляет термодинамический подход к изучению развития мерзлых пород. Такой подход предполагает определение мерзлых толщ, как термодинамических систем, т. е. определение внутренних и внешних параметров, влияющих на изменение их состояния.

Основными параметрами, определяющими состояние Земли как термодинамической системы, кроме температуры и давления, являются внешние и внутренние энергетические воздействия или источники энергии.

К внешним энергетическим источникам Земли относятся:

1. лучистая энергия Солнца и звезд, перехватываемая и поглощаемая Землей;

2. корпускулярное излучение Солнца и звезд, поглощаемое Землей;

3. энергия метеоритов, падающих на Землю и сгорающих в атмосфере;

4. гравитационные воздействия Луны и Солнца

К внутренним источникам энергии можно отнести:

1. энергию, выделяющуюся и превращающуюся внутри Земли при ядерных реакциях;

2. энергию, превращающуюся при изменениях гравитационного поля Земли;

3. энергию, выделяющуюся при изменениях скорости вращения Земли;

4. энергию, выделяющуюся при экзотермических реакциях.

Так как теплообмен Земли с окружающим пространством происходит, гл. образом, в виде поглощения и излучения лучистой энергии, рассмотрим основные закономерности этих процессов.

Тело, на которое падает поток лучистой энергии, может взаимодействовать с последними тремя способами: отражать, поглощать и пропускать сквозь себя лучистую энергию без поглощения.

Отсюда, каждая единица приходящей лучистой энергии распадается на: r – отраженную

а – поглощенную и

b – пропущенную сквозь тело часть энергии,

В действительности, как известно, в природе нет абсолютно черных, белых и прозрачных тел. Любое тело или поверхность частично отражает тепло, частично поглощает падающую на него лучистую энергию.

При рассмотрении энергетического (теплового) баланса Земли следует обратить внимание на следующие четыре обстоятельства.

1. На Землю падает поток коротковолновой радиации Солнца;

2. Поверхность Земли непрерывно излучает длинноволновую радиацию (инфракрасное излучение) с максимумом энергии;

3. Испускание лучистой энергии земной поверхностью в силу своей непрерывности происходит гораздо равномернее, чем поглощение;

4. На характер теплового режима Земли оказывают большое влияние фозовые переходы воды. При увеличении поглощения развиваются процессы таяния и испарения и наоборот, при преобладании лучеиспускания идут процессы конденсации и замерзания воды.

Температурный режим

По характеру влияния геологических и географических процессов на температуру мерзлых пород выделяют три группы:

1. приводящие к переодическим изменениям температурного режима пород;

среди периодических различают:

а) суточные,

б) годовые,

в) многолетние изменения температурного режима почвы.

Суточные и годовые колебания можно непосредственно наблюдать в природе.

Многолетние короткопериодные колебания, в пределах 150 – 200 лет, фиксируются длительными метеорологическими наблюдениями.

2. приводящие к односторонне неправельным изменениям температурного режима почвы;

3. приводящие к единовременным скачкообразным изменениям температурного режима почвы;

Здесь важно знать положение верхней границы почвы, через которую совершается теплообмен между атмосферой и литосферой. Различают три случая:

1. неизменное положение;

2. повышение ее при накоплении осадков;

3. понижение в процессе денудации.

Правильная расшифровка фактических кривых распределения температур по глубине дает богатейшую палеогеографическую информацию. Используя этот метод, в настоящее время ученые восстанавливают историю климатических изменений на протяжении четвертичного периода области вечной мерзлоты.

Так, например, было установлено, что подтаивание пород снизу в Центральной Якутии составляет 1 – 2см/год. Мощность вечной мерзлоты составляет здесь 400 – 600м, что на 200 – 300м больше стационарного режима, соответствующего современным условиям региона. Предполагается, что такая толща образовалась во время последнего оледенения (15 – 20 тыс.лет назад), когда температуры пород были ниже минус 8-12^о, против современных температур – минус 2.5-5^о.

Температурное райнирование области вечной мерзлоты

Температура пород на подошве сезонных колебаний является наиболее общей характеристикой мерзлых толщ, связанной со всеми остальными характеристиками. Это обстоятельство заставляет считать температурное райнирование одним из наиболее важных видов райнирования.

Выбор в качестве основного фактора райнирования температуры пород у подошвы слоя сезонных колебаний и наличие закономерности связи этой температуры с климатическими и другими важнейшими факторами формирования мерзлых пород дает возможность выделить определенные мерзлото-температурные зоны. Выделяется 5 зон с изменениями температур пород:

1 – от 0 до –1⁰; мощность не превышает 30 – 40м

2 – от –1 до –3⁰; мощность порядка 50 – 150м

3 – от –3 до –5⁰; мощность достигает 200 – 250м и больше

4 – от –5 до –10⁰; 400 – 600м и больше.

5 – от – 10⁰ и ниже, обычно относятся к арктическому типу.

Остальные зоны (3,4 и 5) относятся к области сплошного распространения вечной мерзлоты. Вообще с глубиной колебания температуры уменьшаются, т.е. происходит затухание амплитуды годовых колебаний температуры. По геоморфологическим чертам область вечной мерзлоты делится на провинции, оределяющие характер комплекса геологогеоморфологических условий. Основными являются три крупные морфоструктурные единицы: горноскладчатые области;

плоскогорья и плато;

равнины.

Это райнирование довольно хорошо подчеркивает зональность распространения мерзлых пород по сплошности. Первые две зоны соответствуют двум подзонам прерывистого распространения вечномерзлых пород.

СОСТАВ МЕРЗЛЫХ ГОРНЫХ ПОРОД

Мерзлые горные породы являются сложными многофазными и многокомпонентными системами. Основной особенностью состава мерзлых пород является присутствие льда в качестве породообразующего минерала (специфический минерал). Содержание его и формы залегания могут изменяться в широких пределах в зависимости от генезиса, состава, строения, влажности пород и термодинамических условий их существования.

По фазовому состоянию мерзлых горных пород выделяют следующие основные составляющие:

1. твердую, подразделяющуюся на:

а) минеральный или органоминеральный скелет;

б) криогенные минералы (лед, криогидраты и кристаллогидраты), кристализующиеся при отрицательной температуре.

2. жидкую, представленную незамершей при данной температуре и давлении воды с растворенными в ней солями;

3. газообразную (газы и пары воды в дисперсных породах), находящуюся в порах в свободном состоянии, адсорбированную на свободных активных поверхностях и растворенную в воде.

По вещественному составу мерзлая порода представляет собой четырехкомпонентную систему:

1) органо-минеральный скелет;

2) лед;

3) незамерзающая вода;

4) газы.

Все эти компоненты и фазовый состав находятся в мерзлой породе в состоянии подвижного динамического равновесия в связи с колебаниями температуры.

Состав органо-минеральной части мерзлых пород

Мерзлые породы в своем составе содержат лед, который цементирует минеральные частицы или заполняет пустоты, поры и трещины.

Минеральные частицы – это обломки наиболее распространенных в земной коре горных пород: магматических, метаморфических и осадочных и дисперсные грунты (обломочные, песчаные, глинистые, торфяные).

Размер частиц рыхлых отложений, их пространственное соотношение, а также соотношение разной размерности образуют строение рыхлых пород, характеризуемое их структурой и текстурой.

При изучении строения мерзлых пород очень важно правильно установить первичную структуру грунта, ибо с этой характеристикой в значительной мере связано и содержание и условия залегания в нем воды и льда.

Для талых рыхлых пород различают 4 вида структуры:

1. грубообломочную (псефитовую);

2. песчаную (псаммитовую);

3. мучнистую (алевритовую);

4. глинистую (пелитовую).

Текстурным признаком является слоистость, чередование прослоек и линз, неодинаковых по своему гранулометрическому и петрографическому составу, со скоплением на плоскостях наслоения глинистых частиц, чешуек слюды, растительного детрита и т. д.

Различают 4 основных типа слоистости: горизонтальная; волнистая; линзовидная; косая.

В минеральной части рыхлой породы в самом общем виде можно выделить по составу три группы:

1. первичные минералы;

2. вторичные (глинистые) минералы;

3. органическое вещество.

Первичные минералы представлены кварцем, полевым шпатом, слюдами, роговыми обманками и прочими минералами, слагающими изверженные, метаморфические породы и рудные тела. Присутствуют в виде зерен.

Вторичные (глинистые) минералы присутствуют в породах в тонкорассеянном состоянии и образуются за счет химического преобразования первичных минералов в условиях поверхности Земли.

Органическое вещество, накапливаются в результате жизнедеятельностирастений и животных. Они могут слагать значительные слои (торфяники) или находится в виде примесей в песчаных, глинистых и илистых породах. Органические осадки могут быть в мерзлой породе от почти неразложившегося вида до полностью разложившегося вещества – гумуса.

Вода или жидкая фаза мерзлых пород

Жидкая фаза мерзлых, как и талых пород, образуется из воды и растворенных в ней веществ. Несмотря на свою простую химическую формулу (Н₂О), вода является самым аномальным и распространенным веществом в природе.

Вода занимает 75% поверхности планеты, она находится везде и даже огненная лава содержит ее до 12% и более, сам человек на 70% сложен из воды.

Особая структура воды определяет ее необычные физические свойства, делая ее самым аномальным веществом природы.

1. Вода имеет двузначное значение плотности: максимальная плотность при температуре +4^оС - 1г/см³, при понижении температуры (до замерзания) плотность воды уменьшается.

2. При замерзании объем воды увеличивается на 10%, что имеет колосальное значение для подавляющего большинства природных процессов.

3. С ростом давления температура кристаллизации воды понижается, хотя у всех веществ она повышаетя, при давлении 500 атм вода замерзает при –4^о; 220 атм --------------------- -22^оС.

4. Вода имеет свойство сжиматься (плотность на поверхности океана – 1.02 г/см³, а на глубине 10 км – 1.07 г/см³.

5. Аномально высока теплота плавления – кристаллизации воды, что хорошо видно из сравнения с другими веществами: вода – 80 кал/г; сера – 9.5 кал/г; железо – 6 кал/г; свинец – 5.5 кал/г.

6. Аномальна теплота парообразования воды, т.е. теплота, необходимая для превращения в пар единицы массы жидкости.

вода – 536 кал/г; спирт – 178 кал/г; ртуть – 67 кал/г.

7. Очень велико поверхностное натяжение воды, т.е. способность воды уплотняться и стягиваться. За счет этого вода способна удерживать на своей поверхности несмоченные предметы в 8 раз тяжелее.

8. Вода обладает очень важным для хода многих процессов свойством капилярного подъема против действия силы тяжести.

9. Следующая аномалия воды, имеющая огромное значение для процессов промерзание – протаивание горных пород, связана с ее теплоемкостью – количеством тепла, необходимого для изменения температуры единицы массы вещества на 1^о, т.е. теплопроводность льда в 5 раз больше, чем воды и в 100 раз, чем воздуха.

10. При переходе в лед вода скачкообразно меняет многие свои физические свойства.

Вода в горных породах находится в тесном взаимодействии с минеральным веществом, где предложено множество классификаций. Наиболее простой является следующая классификация:

I Парообразная вода.

II Связанная.

5. Гигроскопическая (прочно связанная)

6. Пленочная (рыхло связанная)

III Свободная вода.

1. Капилярная.

2. Гравитационная.

IV Вода в твердом состоянии (лед)

V Кристаллизационная вода

VI Химически связанная вода.

Лед

Важнейшим компонентом мерзлой горной породы является лед.

Появление льда существенно меняет строение, а также физические и механические свойства горных пород.

Кристаллы льда относятся к гексагональной сингонии, они образуют шестигранную призму с одной осью третьего порядка и тремя боковыми осями.

Плотность льда уменьшается по сравнению с водой (0.916 г/см³), а удельный объем, наоборот, увеличивается (1.09 см³/г).

Механические свойства льда зависят от многих условий и среди них важнейшим является величина и длительность приложенной нагрузки. Выделяются три стадии:

стадия упругой деформации;

стадия пластической деформации;

стадия хрупкого разрушения.

Сопротивление льда сжатию и растяжению, как у большинства твердых тел, различается в несколько раз: сжатие (_с) – 20  30 кг/см², растяжение (_с) – 7 – 8 кг/см². Эти величины характерны для льда с относительно высокой отрицательной температурой, а при ее понижении прочность льда существенно возрастает.

ФИЗИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ ПРИ ПРОМЕРЗАНИИ ГОРНЫХ ПОРОД, ИХ СТРОЕНИЕ И СВОЙСТВА

Миграция воды

Процесс промерзания связан с переходом хотя бы части заключенной в породе воды в лед.

Известно, что при промерзании пород происходит либо кристаллизация воды на месте, либо ее перераспределение.

Причем лабораторными опытами и наблюдениями в природе установлено, что миграция воды может происходить в разных направлениях – либо от фронта промерзания, либо к фронту промерзания. С миграцией воды связаны особенности строения мерзлых пород, их криогенная текстура, процессы пучения и др.

Миграция воды и ее интенсивность зависят от состава породы.

При промерзании грубозернистых и грубообломочных пород происходит отжатие воды от фронта промерзания. Избыточное количество воды, отжимаемое от фронта промерзания, либо стекает в различные понижения (овраги, реки, озера и т.п.), либо внедряются в ослабленные участки грунта и затем замерзает, образуя линзы и пласты чистого льда (инъекционный лед).

Лед, заполняющий поры в песках и других грубозернистых породах, принято называть цементным.

При промерзании тонкодисперсных пород (супеси, глины) происходит безнапорная миграция к фронту промерзания, в результате чего влажность (льдистость) таких пород может оказаться выше, чем талых. Здесь образуются горизонтальные прожилки льда толщиной от нескольких миллиметров до 10см и более. Такие прожилки льда (шлиры) получили наименование сегрегационного льда.

Таким образом, процессы льдообразования протекающие в грунтах образуют два основных типа льда: цементный и сегрегационный. Они являются основными породообразующими компонентами мерзлой породы и участвуют в формировании ее строения.

Криогенное строение горных пород

Любое вещество, в том числе и горная порода, обладают строением, т.е. пространственным взаимоотношениями составных частей, компонентов.

В строении горных пород принято различать две взаимосвязанные стороны, объединяющие признаки разного масштаба – структуру и текстуру.

Структура – особенность строения горных пород, обусловленная размером, формой и ориентировкой их составных частей.

Текстура – особенность строения, обусловленная пространственным взаимоотношением минерального скелета и породообразующего льда.

Принято различать три типа структур льда:

1. аллотриоморфнозернистая,

2. гипидиооморфнозернистая,

3. призматическизернистая.

Аллотриоморфную структуру образуют кристаллы льда неправильной формы, различного размера и с хаотической ориентировкой геометрических и оптических осей. Характерна для цементного льда.

Гипидиоморфная структура характеризуется относительно правильной формой зерен, наличием преобладающей ориентировки геометрических осей и более крупными размерами. Она свойственна для сегрегационного льда.

Призматическую структуру образуют кристаллы льда правильной призматической формы с упорядоченной кристаллографической ориентировкой, в которых обычно геометрические оси совпадают с главной оптической осью. Это наиболее крупные кристаллы, достигающие в толщину и длину нескольких десятков сантиметров (иногда более 1м). Такая структура характерна для наледей, ледяных покровов водоемов (озер, морей, рек).

Текстура горных пород выражается обычно в терминах слоистости, сланцеватости, отдельности и т.п.

В природе существует бесконечное множество морфологических видов криогенных текстур. Среди них выделяют массивные и такситовые.

Генетические типы мерзлых толщ

Промерзание горных пород и их формирование протекают в различных физико-географических условиях и эти различия определенным образом фиксируются в криогенном строении мерзлых толщ. Важным фактором, дифференцирующим криогенное строение пород, является соотношение между процессами осадконакопления и промерзания. В зависимости от соотношения этих процессов принято различать два генетических типа мерзлых толщ: сингенетический и эпигенетический.

Сингенетическое промерзание происходит снизу вверх (от подошвы сезонноталого слоя). Для этого типа свойственны преимущественно микро- и тонкошлировые слоистые, сетчатые сетчато-слоистые и слоисто-сетчатые криотекстуры.

Эпигенетическое промерзание происходит сверху вниз, и оно протекает в условиях меньших температур и замедленном темпе.

Для верхней 3-5 метровой части разреза характерны обычно тонкошлировые сетчато-слоистые криотекстуры, ниже (до гл. 30-40м) – шлиры утолщаются до 5 - 10см, а растояние между ними возрастает до 10 – 20см и образуются толстошлировые крупносетчатые криотекстуры.

Типы многолетних мерзлых пород.

По длине периода колебания температур на поверхности земли выделяются следующие типы мерзлых толщ горных пород:

а) тип мерзлой породы, существующий в мерзлом состоянии в течение современного периода (Q_IV).

Среди них – короткопериодные (десятки лет)

среднепериодные (сотни лет)

длиннопериодные (тысячи лет)

б) другой тип, существующий в мерзлом состоянии со времен верхнечетвертичного периода (Q_III);

в) следующий тип мерзлой породысуществует, начиная со среднечетвертичного периода (Q_II);

г) последующий тип с нижнечетвертичного периода (Q_I) и

д) последний с дочетвертичного времени

По геолого-структурным элементам земной коры выделяют три типа мерзлых толщ:

а) мерзлые толщи платформенных областей со слабым проявлением неотектоники, эти области разделяются на континентальные и шельфовые;

б) мерзлые толщи областей материкового горообразования, они в свою очередь делятся:

- на слабое проявление горообразования

- средней интенсивности

- весьма интенсивные;

в) мерзлые породы области современных геосинклиналий.

По геоморфологическим условиям формирование мерзлых пород подразделяются на три типа:

а) тип многолетнемерзлых пород в пределах аккумулятивных равнин

(равнины, где длительное время накапливались толщи рыхлых осадочных пород различного происхождения);

б) тип многолетнемерзлых пород в пределах денудационных равнин;

в) тип многолетнемерзлых пород в пределах гор и нагорий.

По гидрологическим условиям выделяются четыре типа мерзлых толщ;

а) мерзлые толщи артезианских бассейнов платформенного типа;

б) мерзлые толщи артезианских межгорных впадин и предгорных прогибов;

в) мерзлые толщи водонапорных систем трещинных вод древних кристаллических массивов;

г) мерзлые толщи сочлененных бассейнов подземных вод горных сооружений.

По характеру теплообмена выделяются следующие типы мерзлых толщ:

По широте местности могут быть выделены южный тип мерзлых толщ, средний тип мерзлых толщ и северный тип мерзлых толщ;

По континентальности климата выделяют: морской тип мерзлых пород(до 11^о),

континентальный тип мерзлых пород (от 11 до 17^о),

резко континентальный тип многолетнемерзлых пород (больше 17^о);

По среднегодовым температурам почв и грунтов выделяют 5 типовмерзлых толщ: от 0 до –1^о,

от –1^о до –3^о

от –3^о до –5^о

от –5^о до –10^о

ниже –10^о

По величине льдистости мерзлых толщ выделяют 3 типа:

а) тип мерзлой толщи без включений льда (морозные),

б) малольдистый тип мерзлой толщи,

в) сильнольдистый тип мерзлой толщи;

По характеру распространения мерзлые толщи подразделяются на:

а) тип мерзлых толщ сплошного распространения, в которых сплошные талики развиты только под крупными реками;

б) тип мерзлых толщ прерывистого распространения с островами талых пород;

в) тип мерзлых толщ прерывистого распространения, представляющие собой крупные массивы, развитые на общем фоне талых или немерзлых отложений.

г) тип мерзлой толщи островного или локального распространения.

По характеру строения и составу мерзлые толщи делятся на:

а) тип непрерывных или сплошных мерзлых толщ, без талых прослоев;

б) тип прерывистые (слоистые) мерзлые толщи, где в разрезе наблюдается чередование многолетнемерзлых горных пород и талых слоев или тел другой формы;

в) тип мерзлых толщ с одноярусным строением, сложенных от кровли до подошвы рыхлыми или скальными породами;

г) тип мерзлых толщ, с двухъярусным строением, сложенных вверхней части рыхлыми, а внижней скальными многолетнемерзлыми породами.

По взаимоотношению мерзлой толщи со слоем сезонного оттаивания и промерзания выделяются:

а) сливающийся тип мерзлой толщи, где слой сезонного оттаивания является кровлей толщи;

б) несливающийся тип мерзлой толщи, где между подошвой слоя сезонного промерзания и верхней поверхностью многолетнемерзлой толщи остается талая прослойка, сохраняющаяся в течение зимы.

По типу промерзания многолетнемерзлые породы подразделяются на зпикриогенные, синкриогенные и диакриогенные.

К эпикриогенным относятся горные породы, которые перешли в многолетнемерзлое состояние после того, как завершился процесс накопления осадков и переход их в породу.

Синкриогенные горные породы, как правило, формируются из осадочных (бассейновых и континентальных) отложений на уже существующем мерзлом субстрате, когда практически синхронно (одновременно, в геологическом смысле) происходят накопление осадка и его переход в мерзлое состояние.

Диакриогенные (парасинкриогенные) толщи, которые формируются при промерзании (сверху вниз и с боков) переувлажненных нелитифицированных пород (свежеотложенных осадков и илов).

Различные сочетания и комбинации эпикриогенных, синкриогенных и диакриогенных толщ пород в вертикальном разрезе образуют поликриогенные толщи, наиболее широко распространенные в криолитозоне.

По количеству циклов промерзания многолетнемерзлые породы делятся:

а) тип многолетнемерзлой породы, существующий непрерывно в многолетнемерзлом состоянии от начала своего промерзания до настоящего времени;

б) тип мерзлой толщи, которая от начала своего промерзания до настоящего времени, по крайней мере, дважды промерзали и один раз оттаивали или полностью, или сверху, или снизу.

По генезису многолетнемерзлые толщи подразделяются на:

а) эпигенетический тип мерзлых толщ, которые промерзли после накопления и эпигенеза пород;

б) сингенетический тип мерзлых толщ, при котором промерзание и накоплуние в геологическом смысле происходило одновременно. Сингенетические мерзлые породы по составу и возрасту относятся к рыхлым четвертичным отложениям;

в) полигенетический тип , мерзлые толщи, по характеру промерзания имеютщие двухъярусное, реже многоярусное строение.

По криогенному строению (криогенным текстурам пород) мерзлые толщи подразделяются на:

а) эпигенетический тип мерзлых толщ, имеющие унаследованные криогенные текстуры;

б) другой эпигенетический тип мерзлых пород, имеющие миграционно-сегрегационную или конжеляционную криогенные текстуры;

в) сингенетический тип мерзлой породы, обладающие криогенными текстурами, которые возникают в результате перераспределения влаги в сезонноталом слое при его промерзании;

г) и смешанный тип эпигенетических и сингенетических мерзлых толщ с большими скоплениями льда, в виде сингенетических и эпигенетических повторножильных льдов, инъекционных льдов, гидролакколитов, пещерных льдов и льдов захороненных снежников и ледников.

По мощности мерзлых толщ в зависимости от их состава при всех прочих условиях могут быть выделены 4 типа:

а) тип мерзлой толщи с предельной мощностью;

б) мерзлые толщи с повышенной мощностью;

в) мерзлые толщи средней мощности;

г) мерзлые толщи с пониженной мощностью.

По динамике мерзлых толщ следует выделять общепризнанные направления развития мерзлотного процесса: деградационное, стабильное и аградационное, отсюда могут быть выделены 4 типа мерзлых толщ:

а) тип деградирующий по всей мощности;

б) тип мерзлой толщи деградирующей в верхней части и аградирующей у нижней границы и наоборот;

в) аградирующий тип вверху и деградирующий внизу;

г) аградирующий по всей толще и т. д.

Глубина промерзания пород зависит от продолжительности холодного периода и интенсивности охлаждения.

По продолжительности охлаждения мерзлых пород можно выделить 3 типа:

а) тип кратковременного промерзании мерзлых пород, мощность которых измеряется сантиметрами.

б) тип сезонного промерзании, мощность слоя равна десяткам и сотням сантиметров;

с) тип многолетнего промерзания – мощность слоя измеряется десятками и сотнями метров.

ТАЛИКИ В ОБЛАСТИ РАСПРОСТРАНЕНИЯ ММП

Участки талых пород среди мерзлых называются таликами.

Межмерзлотные талики – талые и немерзлые слои, линзы «каналы», «карманы» и тела другой формы, ограниченные по верхней и нижней поверхности многолетнемерзлыми горными породами.

Внутримерзлотные талики – талые и немерзлые слои, линзы и тела другой формы, ограниченные со всех сторон многолетнемерзлыми породами.

Классификация таликов по условиям их существования

Важнейшие признаки, по которым подразделяются талики, являются общими для всей области многолетнемерзлых пород. Причинами существования и возникновения таликов могут быть особенности радиационно-теплового баланса на поверхности земли, тепловое воздействие водных покровов, теплопривнос в горные породы, осуществляемые подземными водами, окислительные реакции в горных породах, проходящие с выделением тепла, воздействие молодого вулканизма. Но в большинстве случаев существование таликов определяется воздействием группы причин, таким образом, типы таликов в классификационной схеме выделены по основным причинам их образования и подразделены на 7 типов.

Тип I. Радиационно-тепловые талики, причиной возникновения и существования которых является радиационно-тепловой обмен на поверхности земли и в приповерхностном слое. Выделяют 3 подтипа:

а) радиационные талики

б) тепловые талики

в) дождевально-радиационные талики

Тип II. Гидрогенные (подводно-тепловые) талики, формирующиеся в результате отепляющего воздействия водоемов и водотоков на температурный режим донных слоев горных пород. Температура здесь бывает положительной или отрицательной, не превышающей точку замерзания минерализованных вод. Выделяют 5 подтипов:

а) шельфовые или субмаринные талики,

б) подэстуариевые талики,

в) подозерные талики,

г) подрусловые талики,

д) прирусловые (пойменные) талики

Тип III. Гидрогенные (водно-тепловые) талики, существующие в результате напорной восходящей фильтрации подземных вод глубокой (подмерзлотной или межмерзлотной) циркуляции по тектоническим нарушениям, пластам водопроницаемых пород пликативных структур или раскарстованным зонам.

Тип IV. Гляциогенные талики, существующие под ледниками, температура которых у их ложа близка к 0⁰С. Породы, слагающие ложе таких ледников, или их частей, находятся в талом состоянии. Обычно они обводнены. Воды таких таликов образуются при таянии льда за счет потока внутриземного тепла или (и) поступают с поверхности ледника по трещинам и промоинам в его теле. Необводненными остаются только породы массивнокристаллические, тектонически, ненарушенные.

Тип V. Хемогенные талики, возникшие в результате выделения тепла при окислительных реакциях в толще горных пород. Известны талики, приуроченные к сульфидным месторождениям и к участкам возгорания углей как в естественном залегании, так и в отвалах.

Тип VI. Вулканогенные талики, существующие в районах активной вулканической деятельности под влиянием интенсивной теплоотдачи со стороны магматических очагов, выделения горячего газа, пара и вод. Этот тип таликов изучен очень слабо.

Тип VII. Техногенные талики, возникшие в результате производственной деятельности человека. К ним относятся талики, образующиеся под зданиями с повышенным тепловыделением. Часть техногенных таликов по условиям своего возникновения и характерным особенностям укладывается в выделенные классификационные градации естественных таликов.

Остальные талики в 3 – 7 типах являются постоянно подводными.

По наличию, особенностям существования и движению подземных вод в таликах выделяют 5 классов:

Безводные

Застойные

Грунтово-фильтрационные

Инфильтрационные

Напорно-фильтрационные

По температурным особенностям подземные воды в таликах разделяются на 2 подкласса: термальные (температура выше 0⁰) и

криогидрогалинные (температура ниже 0⁰, но выше температуры их замерзания).

По отношению к толще многолетнемерзлых пород талики разделяются на два вида: сквозные и несквозные.

Талики, окруженные мерзлыми толщами только по боковым поверхностям, т.е. пронизывающие мерзлую толщу наскквозь, называются сквозными, а подстилаемые на некоторой глубине многолетнемерзлыми породами – несквозными.

По характеру водопроницаемости:

а) поровую и пластово-поровую,

б) порово-трещинно-карстово-пластовую,

в) трещинно-жильную,

г) трещинную,

д) трещинно-карстовую.

По положению в рельефе или приуроченности к определенным элементам рельефа:

а) водораздельные талики,

б) склоновые талики,

в) долинные талики.

По устойчивости:

а) неустойчивые талики,

б) устойчивые талики,

в) весьма устойчивые талики.

По направлению динамики их развития:

а) увеличивающиеся по размерам талики,

б) сокращающиеся по размерам талики,

в) находящиеся в квазистационарном состоянии.

По времени возникновения таликов: первичные, вторичные.

Зональные и региональные особенности распространения таликов.

Распространение различных категорий таликов в области многолетнемерзлых пород зависит от зональных и высотноопоясных особенностей теплообмена, а также от региональных условий, которые включают состав, генезис и свойства рыхлых четвертичных отложений, развитых с поверхности, рельеф, геолого-тектоническое строение, интенсивность новейших движений и т.д.

Талики радиационно-теплового типа занимают наибольшие пространства. Поэтому степень их развития по существу определяет распространение мерзлых толщ по площади. В условиях островного и прерывисто-островного распространения мерзлых толщ талые породы занимают обширные территории. Обычно они представляют собой таликовые площади, включающие талики радиационно-теплового, гидрогенного типов.

В горных и плоскогорных районах, особенно с континентальным климатом, широким распространением пользуются радиационные талики, приуроченные к склонам южной экспозиции.

В районах с морским климатом и благодаря зимнему ветровому перераспределению, где снег скапливается большой мощности, связаны тепловые талики. Вообще тепловые талики имеют очень широкое распространение в пределах всей южной части области мнголетнемерзлых пород. Однако условия их образования в регионах с различным климатом неодинакова.

Дождевально-радиационные талики, в формировании которых существенную роль играет отепляющее влияние летних атмосферных осадков, инфильтрующихся в хорошо проницаемые породы сезонномерзлого слоя (СМС), имеют широкое распространение в пределах I и II мерзлотно-температурных зон.

В I и южной части II зоны они обычно сквозные,

в северной части II зоны преимущественно несквозные.

В III зоне такие талики относятся только к несквозным, встречаются редко и занимают весьма небольшие площади.

Гидрогенные талики, они занимают меньшие площади и распространены в пределах всей области многолетнемерзлых пород. Они отличаются высокой устойчивостью и могут существовать даже в самых суровых условиях.

На южной периферии области многолетнемерзлых пород под всеми водотоками существуют сквозные талики вне зависимости от состава и свойств аллювиальных отложений, под малыми и средними водотоками развиты несквозные талики.

Образование, динамика и устойчивость таликов.

Образование и динамика таликов тесно связаны с историей и динамикой развития мерзлых толщ, новейшими движениями, оледенениями и другими геологическими событиями.

Радиационно-тепловые талики формируются и исчезают благодаря изменениям теплообмена на поверхности земли, связанным как с многолетней динамикой климата, так и с геологическими процессами, меняющими состав и свойства приповерхностных слоев горных пород. Существенное влияние на них оказывает деятельность человека.

При образовании таких таликов в результате повышения уровня теплообмена на поверхности земли они всегда проходят стадию несквозных.

В зависимости от причин, приводящих к их образованию, состава и мощности мерзлых толщ они могут превращаться в сквозные.

Обычно при потеплении климата в первую очередь возникают дождевально-радиационные талики, позже тепловые и радационные.

При понижении уровня теплообмена они исчезают в обратном порядке.

Почти все современные талики радиационно-тепопвого типа по отношению к слагающим их породам являются вторичными, т. е. эти породы в недавнем геологическом прошлом были в многолетнемерзлом состоянии.

По отношению к окружающим многолетнемерзлым породам они могут быть как первичными, так и вторичными.

Гидрогенные талики в аспектах своего генезиса и динамики могут рассматриваться только в связи с образованием, динамикой и исчезновением поверхностных водотоков и водоемов и историей мерзлотно-геологи-ческого развития территории.

Высокой устойчивостью отличаются талики под озерами и морем. Динамика последних связана с трангрессиями и регрессиями Полярного морского бассейна.

Под морем в восточном секторе Арктики талики с криогалинными водами образуются уже при глубинах воды от 1.8 – 2м и выше и имеют температуры до –1.0⁰ и, возможно, ниже 0⁰С.

Образование и динамика таликов под пресными водоемами связаны с их отепляющим воздействием.

Под озерами, существующими на одном месте длительный отрезок геологического времени талик имеет квазистационарные очертания и его конфигурация, сквозной или несквозной характер определяются его плановыми размерами, мощностью мерзлотных толщ, их температурным режимом и распределением температур донных отложений.

Под многими другими термокарстовыми озерами существуют несквозные талики различной мощности (от первых метров до 100-200м), возраст которых меняется от нескольких десятков до нескольких сот лет.

Все талики под термокарстовыми озерами являются вторичными,

Годрогенные подрусловые и гидрогенные напорно-фильтрационные талики могут быть как вторичными, так и первичными по отношению к мерзлым толщам. Большая часть таких таликов, видимо, существуя с начала времени формирования мерзлых толщ, меняет свое местоположение, формы и размеры. Конфигурация гидрогенных и гидрогенных напорно-фильтрационных таликов в условиях установившегося режима имеет вид воронки. Также может иметь форму трубы, что свидетельствует о недавнем их возникновении и неустановившемся термическом режиме.

При увеличении суровости температурного режима мерзлых толщ за счет среднепериодных и длиннопериодных изменений теплообмена на поверхности с амплитудами колебаний температур внесколько градусов размеры талика уменьшаются. Однако такое сокращение талика происходит чрезвычайно медленно и сопровождается концентрацией выходящего потока подземных вод. Поэтому оно не может привести при наличии непрерывного во времени потока вод к перемерзанию талика. Видимо, причиной исчезновения напорно-фильтрационных таликов является гл. образом прекращение движения подземных вод.

ПОДЗЕМНЫЕ ЛЬДЫ

Всякий лед, находящийся в земной коре, независимо от его происхождения или форм залегания, называют подземным льдом.

Подземный лед – лед любого генезиса, входящий в состав лито сферы и находящийся под поверхностью земли.

Основные массы льда сосредоточены на земной поверхности, лед, как в атмосфере и гидросфере, представляет собой наиболее распространенное из твердых веществ.

Лед (вода) – единственное вещество на Земле, которое одновременно находится в трех агрегатных состояниях (твердом, жидком, газообразном).

Значение льда в природе и для хозяйственной деятельности человека обусловлено не только его распространенностью, но и особым положением его в ряду минералов. Лед является твердой фазой вещества, играющего исключительную роль в химических и биохимических процессах, наличие которого в жидкой фазе составляет необходимое условие органической жизни.

Цементируя рыхлую в талом состоянии горную породу, лед коренным образом меняет ее механические, тепловые свойства и водопроницаемость. Образование некоторых видов подземного льда вызывает морозное пучение грунта, а таяние его – течение грунта, просадки, разрушительные термокарстовые процессы.

Промерзание влажных дисперсных пород независимо от их происхождения сопровождается, как известно, переходом части воды в лед и превращением трехкомпонентной системы в четырехкомпонентную (минеральный скелет, лед, вода, газы).

Процессы льдообразования в горных породах существенно меняют свои формы в зависимости от состава и строения исходного вещества, а также от условий его промерзания и температурного режима в мерзлом состоянии. Понятие «подземное льдообразование» закрепилось за совокупностью криогенных явлений по месту кристаллизации воды, поэтому оно более узкое, чем «подземные льды», включающие в себя и погребенные наземные льды.

Льдообразование в промерзающих грунтах (конституционное) может происходить либо без существенного перераспределения вещества (цементное), либо сопровождается перераспределением влаги в двух направлениях: а) безнапорная миграция к фронту промерзания (сегрегационное) и б) напорная миграция от фронта промерзания (инъекционное).

В мерзлых породах льдообразование проявляется в двух основных формах: а) жильное и повторно-жильное,

б) термокарстово-пещерное.

В первом случае льдообразование сопровождается выносом вещества в объеме, необходимом для ледяного новообразования, во втором - замещением одного вида льда другим. Все виды подземного льда связаны между собой сложными взаимопереходами.

КЛАССИФИКАЦИЯ ПОДЗЕМНЫХ ЛЬДОВ

Существует множество классификаций льдов, выполненных по разным основаниям и преследующих различные цели. Все природные льды по условиям и источникам образования можно подразделить на три типа:

сублимационные,

конжеляционные и

осадочно-метаморфические.

Сублимационными называют льды, образованные за счет превращения пара в лед, минуя жидкую фазу. Типичными представителями льдов этой категории являются иней, изморозь. Он обычно прозрачный, содержит очень мало воздушных пузырьков и минеральных примесей.

Конжеляционный лед образуется за счет кристаллизации воды в объеме. Это один из самых рапространенных в природе льдов (ледяные покровы водоемов, водотоков, наледи и др.). Конжеляционный лед содержит большое количество воздушных пузырьков, объем которых может превысить объем растворенного в воде воздуха (29%).

Осадочно-метаморфические льды образуются путем уплотнения и частичной перекристаллизации снежного покрова выше снеговой границы. К их числу относятся все наземные ледниковые покровы, составляющие предмет исследования гляциологии.

По времени существования льды, как и мерзлые породы, могут быть кратковременными, сезонными и многолетними.

Данная классификация подземных льдов считается довольно слабой, так как она не отражает условий их залегания в земной коре и геологические условия их формирования.

Была предложена генитическая классификация подземных льдов, предложенная П.А.Шумским. Она подразделяет подземные льды на 3 большие группы: конституционные,

пещерно-жильные и

погребенные.

Конституционные льды, возникшие за счет замерзания содержащейся в грунте воды в период промерзания заключающих льды пород.

К пещерно-жильным отнесены льды, образовавшиеся в вечномерзлых породах путем разового или многократного заполнения различных полостей и пустот в вечной мерзлоте.

Погребенные льды, это наземные льды, которые в последующем оказались погребенными под новейшими отложениями и перешли в вечную мерзлоту.

Конституционные льды

Наиболее распространенными являются конституционные льды: цементные, сегрегационные и инъекционные.

Цементное льдообразование

Цементный лед по морфологии и степени заполнения порового пространства может быть различным. Принято выделять 4 вида цементного льда: контактный, пленочный, поровый и базальный.

Морфология цементного льда определяется в основном водонасыщенностью промерзающих грубодисперсных пород. При очень малой влажности образуется контактный ледяной цемент – лед содержится только на контактах обломков, а остальное поровое пространство остается пустым.

Пленочный цемент покрывает обломки в виде пленок, а поры остаются пустыми.

Поровый ледяной цемент образуется при промерзании водонасыщенных пород по схеме открытой системы, где все поровое пространство заполнено льдом и обломки соприкасаются между собой.

Базальный ледяной цемент образуется по схеме закрытой системы, что ведет к распучиванию и разъединению обломков друг от друга, где обломки как бы плавают во льду.

Сегрегационное льдообразование

Сегрегационное льдообразование и сегрегационные шлиры представляют собой морфологическое выражение миграции влаги к фронту промерзания с раздвиганием и разделением грунта растущими кристаллами и прожилками льда.

Таким образом, в основе сегрегационного льдообразования лежит процесс переноса связанной и свободной воды в направлении теплопотоков.

Основная суть сегрегационного льдообразования в процессе криогенного диагенеза заключается в следующем:

1. перераспределение воды и раствора;

2. переход части растворителя в твердую фазу в виде диагенетического минерала – льда;

3. выделение из раствора помимо льда и других криофильных минералов;

4. значительное обезвоживание и кристаллизационное уплотнение грунтовых прослоек, заключенных между шлирами льда;

5. слипание и коагуляция коллоидов;

6. повышение концентрации раствора незамерзшей воды и др.

При сингенетическом типе формирования мерзлой толщи криотекстуры, как известно, наследуются от подошвы сезонноталого слоя (СТС). Отсюда, первостепенное значение имеют основные законы промерзания СТС и формирования в нем сегрегационного льда. Возможность и интенсивность промерзания СТС снизу определяются температурой пород на подошве слоя сезонных колебаний. Для устойчивого образования сингенетического горизонта с сегрегационными льдами являются третья и последующие мерзлотно-температурные зоны, ограниченные геоизотермой на подошве слоя годовых колебаний –3⁰.

Между криогенным строением СТС и температурой подстилающих многолетнемерзлых пород существует определенная связь, которая проявляется через механизмы одно- и двусторонней миграции влаги в СТС при различных температурах подстилающих пород.

По этим данным, при температуре мерзлых пород выше –0.5⁰ шлировый горизонт в подошве СТС не возникает.

Он возникает в интервале температур от –0.5⁰ до -5.0⁰.

При температуре ниже –5.0⁰ в подошве СТС образуется слой с атакситовой текстурой.

Таким образом, критерии сегрегационного льдообразования в СТС позволяют выделить определенные типы формирования сингенетического горизонта: полярный (ниже – 5.0⁰);

умеренный (- 5.0⁰ до - 0.5⁰) и

южный (выше – 0.5⁰).

Определенное воздействие на криогенное строение оказывают мощность СТС и темп осадконакопления. Чем континентальнее климат и больше мощность СТС, тем меньше будет выражена ритмичность в формировании сингенетического горизонта. Это происходит по двум причинам:

Во-первых, с увеличением мощности СТС разнопериодные колебания метеоэлементов оказывают меньшее воздействие на изменение глубины сезонного протаивания-промерзания, и

Во-вторых, с увеличением мощности СТС усиливается тенденция к его одностороннему (сверху) промерзанию.

В этих условиях обычно формируется сингенетический горизонт со слоистыми и неполнослоистыми криотекстурами с преимущественным развитием льда в виде цемента.

При эпигенетическом промерзании с сегрегационным льдообразованием могут подвергаться дисперсные породы любого возраста и любого происхождения. При всех вариантах формирования эпигенетических мерзлых пород их промерзание происходит сверху, боковое промерзание играет обычно второстепенную роль.

В верхних горизонтах эпигенетически промерзающих пород формируются хорошо выраженные горизонтальные шлиры, ориентированные обычно паралельно фронту промерзания. Они соединяются короткими наклонными и вертикальными шлирами, образуя в совокупности сетчатослоистую криотекстуру.

По мере продвижения фронта промерзания в глубину условия шлирового льдообразования постепенно меняются и становятся менее благоприятными: уменьшаются градиенты температур,

фронт промерзания становится менее четким,

возрастает давление вышележащих слоев и,

как следствие, уменьшается влажность пород.

Эти условия благоприятны для роста вертикально ориентированных шлиров льда, при которых образуются неполносетчатые и неполнослоистые криотекстуры.

Инъекционное льдообразование

В основе инъекционного льдообразования лежит единый процесс напорной миграции влаги, а необходимое условие для его развития – наличие в промерзающем массиве слоев и линз водоносных грубозернистых и грубообломочных пород. Природа гидравлического напора может быть различной, гидростатической или гидродинамической. Это разнообразие напорных вод и лежит в основе генетической дифференцации ледяных инъекций.

Сложность природы напорной миграции воды, криогенные и гидрогеологические неоднородности ее развития приводят к большому видовому разнообразию условий залегания, строения и морфологической выраженности инъекционных льдов. Отсюда, могут быть выделены следующие генетические виды и разновидности инъекционного льда, теснейшим образом связанные с гидрогеологической и криогенной обстановкой их развития: а) сезонные и многосезонные льды – напорная миграция грунтовых надмерзлотных вод;

б) собственно инъекционные льды многолетних бугров пучения (булгунняхи) – напорная миграция над- и межмерзлотных вод в промерзающих аласах;

в) повторно-инъекционные льды (пластовые залежи или массивные льды) – напорная миграция меж- подмерзлотных вод;

г) гидролакколиты – напорная миграция подмерзлотных вод.

Сезонные и многосезонные инъекционные льды относятся к кратковременным образованиям, они возникают за одну зиму и в первый же теплый сезон разрушаются или могут оставаться несколько сезонов. По условиям образования, особенностям состава и строения сезонные и многосезонные инъекционные льды мало, чем отличаются и их разделение служит лишь целям отражения их последующей судьбы – полное вытаивание в первое же лето или сохранение на протяжении нескольких лет.

Механизм образования обеих разновидностей льда близок: они возникают за счет перераспределения и последующего замерзания фильтрующихся вод сезонноталого слоя (СТС), имеющих обычно гидравлическую связь с наземными водами. Благодаря этому сезонные и многосезонные льды теснейшим образом связаны с наледями, и поэтому границы максимального распространения тех и других приблизительно совпадают.

Сезонные и многосезонные инъекционные льды локализуются обычно по берегам и в пойме малых водотоков с перемерзающими таликами. В этих условиях механический подпор на путях грунтовых вод возникает под влиянием топографически неравномерного промерзания СТС.

Формирование инъекционных льдов протекает в два этапа. Первый этап связан с возникновением подпора движения грунтовых вод и завершается образованием линзы напорных вод, ограниченной сверху промерзающей частью СТС и с соответствующим пучением поверхности. Процесс протекает в первой половине зимы в течение нескольких месяцев после начала промерзания СТС и поверхностных вод.

Во второй половине зимы за пределами линзы внедрившейся воды сезонный слой смыкается с многолетней мерзлотой или литологическим водоупором в СТС. С момента возникновения замкнутой системы наступает второй этап образования инъекционного льда. Давление в замкнутой системе теоретически до 2.5 тыс.атм. Максимальное пучение происходит в его центральной части благодаря более интенсивному промерзанию периферийных частей и отжатия части воды к центру. В зависимости от количества внедрившейся воды, зимних тепловых ресурсов (сумма морозоградусочасов с момента устойчивого перехода среднесуточной температуры через 0⁰) и сопротивления кровли завершение процесса возможно в трех вариантах:

1. Образование линзы льда с трещинами растяжения поперек и по подошве бугра пучения – мощность линзы воды и суммарная влажность перекрывающих пород меньше мощности слоя потенциального промерзания за зимний период.

2. Образование ледяной линзы, подстилаемой в центральной наиболее выпуклой части, линзой воды под криогенно-гидростатическим напором, давления в которой возрастают с меньшей скоростью, чем время релаксации напряжений во льду в конце второго этапа – мощность линзы внедрившейся воды и суммарная влажность перекрывающих ее пород больше суммы морозоградусочасов, а деформация ледяной корки в пластической области опережает нарастание нагрузок в замкнутой системе.

3. Взрыв линзы инъекционного льда в конце второго этапа с излеянием на поверхность напорных вод – мощность линзы внедрившейся воды и суммарная влажность перекрывающих ее пород значительно больше суммы морозоградусочасов, а сопротивление льдогрунтовой кровли к разрыву меньше скорости нарастания криогенного давления в замкнутой системе.

Мощность ледяной линзы определяется величиной зимних тепловых ресурсов и не превышает 1 – 1.5м при поперечнике до несколько десятков метров, но высота бугра пучения может быть и больше за счет сохранившейся под ледяной линзой незамершей воды. Глубина залегания инъекционного льда – первые десятки сантиметров от поверхности, а форма его – выпуклая или плоско-выпуклая линза.

Во всех случаях для инъекционного льда характерна паралельная кровле слоистая текстура.

Распространение сезонных и многосезонных инъекционных льдов связано с тектоногеоморфологической обстановкой, которая определяет в известной мере гидрологический режим и строение разреза СТС. Область максимального их распространения охватывает горно-складчатые сооружения Дальнего Востока, Южной Якутии и Восточной Сибири. В арктической и субарктической зоне преобладают многосезонные инъекционные льды, так как тепловых ресурсов летних месяцев здесь недостаточно для таяния 1 – 2-метрового слоя льда, находящегося на границе сезонной и многолетней мерзлоты и под защитой мохоторфяного слоя. В южных и более континентальных районах области многолетней мерзлоты чаще встречаются сезонные инъекционные льды.

В геоморфологическом отношении ледяные инъекции тяготеют к подножиям склонов, поймам малых рек и ручьям с частично или полностью перемерзающими подрусловыми таликами.

Собственно-инъекционные льды (ядра многолетних бугров пучения – булгунняхов) залегают значительно ниже слоя максимального сезонного протаивания, образуют крупные ледяные и льдогрунтовые тела, хорошо выраженные в морфоскульптуре. Растут они на протяжении многих десятков лет, а диапазон их последующего существования растягивается на сотни и тысячи лет, ограничиваясь рамками голоцена.

Инъекции булгунняхов имеют форму плоско-выпуклой линзы, кровля которой залегает на глубине от 2 – 3 до 8 – 10 м. Если сравнивать размеры ледяных и льдогрунтовых ядер с размерами бугров пучения, то толщина льдов может достигать от нескольких метров до 20 – 30 м при поперечнике от 2 – 3 десятков метров. На севере Аляски и востоке Гренландии известны гигантские бугры пучения высотой до 53м и поперечнике до 800м.

Геоморфологическая позиция бугров пучения этого вида хорошо известна: они развиваются чаще всего в днищах промерзающих аласов, на месте спущенных термокарстовых и старичных озер.

В литологическом отношении днища аласов с буграми пучения представляют собой двухслойный разрез: сверху тонкодисперсный горизонт (пойменные, озерные отложения), подстилаемый грубодисперсными породами русловой фации с высокими фильтрационными и коллекторскими показателями.

На равнинных пространствах преобладают несквозные талики, при промерзании которых и формируются чаще всего бугры пучения. Поскольку талики образуются при протаивании льдистых отложений, а поровые воды имеют гидравлическую связь с поверхностными водами, породы таликов находятся в состоянии, близком к полному водонасыщению.

Формирование инъекционного льда в таких характерных мерзлотно-литологических и гидрогеологических условиях развивается в несколько этапов.

Пусковым моментом процесса служит осушение или спуск термокарстового озера и образование аласа. Дно термокарстовых и старичных озер всегда имеет различные углубления. Поэтому после спуска озера в молодом аласе сохраняется одно или несколько остаточных озер поперечником до нескольких десятков метров, которые зимой обычно полностью или в части акватории перемерзают.

В первую же зиму после спуска озера начинается второй этап процесса, связанный с промерзанием тонкодисперсных аласных отложений за пределами остаточных озер. В зоне тундры и северной тайге, где глубина СТС не превышает 0.5 – 1.5м, мощность промерзшего за первый год слоя тонкодисперсного грунта за пределами остаточных озер может достигать 3 – 4м. При дальнейшем промерзании и вовлечении в этот процесс водоносных песков и более грубых разностей система вступает в третий этап своего развития. Промерзание водонасышенных грубозернистых пород сопровождается отжатием воды от фронта кристаллизации. Поскольку стоки воды за пределы рассматриваемой системы исключаются, в ней возникает все возрастающее гидродинамическое напряжение, численно равное сопротивлению оболочки системы к деформациям.

Деформации пучения в озере начинаются не по всему его дну, а в наиболее слабой части, обусловленной неравномерностями рельефа дна и неодинаковой мощностью покровных отложений. Пучение до определенной высоты будет обязано только внедрению воды в ослабленную зону, а затем, после выхода вершины бугра из-под уровня воды в озере, начнется устойчивое многолетнее замерзание внедрившихся вод с соответствующим приращением объема бугра и дополнительным гидростатическим давлением в системе.

Своебразно и неповторимо строение ледяного ядра бугра пучения. Лед обычно чистый, прозрачный и содержит только автогенные включения воздуха в объеме, соответствующем растворимости в воде при существующих в системе температурах и давлении.

В разрезе ядра инъекции воздушные включения располагаются неравномерно: они образуют сгущения в виде горизонтальных и слабонаклонных слоев, линз и клиньев толщиной до 0.5м. Структура льда – аллотриоморфнозернистая, с изометричными или неправильными зернами. В слоях чистого льда поперечник зерен достигает 10 – 20см, а в пузырчатых слоях лед равномернозернистый, с поперечником зерна 3 – 5см. Слои прозрачного крупнозернистого льда соответствуют условиям медленной кристаллизации воды от подошвы ледяного тела вниз с частичным вытеснением растворенного воздуха.

Возраст самого древнего из всех датированных к настоящему времени бугров пучения (пинго Ибюик высотой 48м, Северная Канада) составляет 12000  300 лет, который формировался на протяжении 900 – 1000 лет. Остальные бугры пучения на севере Канады (а их там около 1500) датированы не древнее 4 – 7 тыс. лет, имеют значительно меньшие абсолютные отметки и формировались на протяжении нескольких сотен лет.

Закономерности распространения собственно инъекционных льдов в рамках области с благоприятным температурным режимом для их роста корректируются геоморфологическими и криолитологическими условиями. Они распространены преимущественно в крупных речных долинах, межгорных впадинах и предгорных равнинах, за пределами поймы на террасовых уровнях, где благодаря низкому положению местного базиса эрозии поверхности находятся в неустойчивом теплофизическом состоянии и легко поддаются термокарстовым процессам с образованием достаточно глубоких подозерных таликов.

Повторно-инъекционные льды (пластовые залежи, массивные льды) принадлежат к числу наиболее сложно построенных и крупных подземных ледяных и льдогрунтовых образований. Поперечник их достигает сотни метров, а толщина до 20 – 30м.

Глубина залегания кровли повторно-инъекционных льдов различная – от нескольких метров до 20 – 30м и более. Повторно-инъекционные льды с поверхности не маркируются.

Повторно-инъекционные льды формируются в условиях синхронно-эпигенетического промерзания литологически неоднородных сред на обширных пространствах, освободившихся от морских вод при регрессивном режиме и ледниковых покровов подножий.

При синхронно-эпигенетическом промерзании пород с такими водами присходят направленные изменения в граничных условиях, и движение потока приобретает неустоявшийся характер. Нарушение режима потока вызывается на путях фильтрации образованием мерзлотных барьеров, частично или полностью блокирующих поток.

При полной блокировке водоносного слоя ( за счет его естественных границ и наложенных границ промерзания) возникает замкнутая система с последующим перераспределением воды со взвешенными примесями и плывуна в сторону наиболее ослабленной части вдоль водонепроницаемых слоев мерзлой кровли и талого водоупора. Замерзание таких вод с различным содержанием взвешенных минеральных примесей создает плоские ледяные и льдо-грунтовые пласты с расплывчатыми контактами. Также на этой стадии могут возникнуть гидравлически изолированные от остальной системы участки, в которых льдообразование будет идти самостоятельно.

Подобные повторные инъекции сопровождаются отслоением примерзших к подошве ранее образовавшегося льда слоев грунта с последующим включением их в лед в виде ксенолитов, резко отличающихся от взвешенных примесей основного тела, что особенно характерно для периферийных частей пластовой залежи.

При залегании водоносного горизонта на больших глубинах (20 – 30м и больше), ниже слоя интенсивных годовых колебаний температуры, процессы перераспределения воды и ее кристаллизация происходят медленно в условиях все возрастающего гидродинамического напряжения в системе и наличия под растущим пластом льда постоянно, но с разной интенсивностью восполняемого слоя напорных вод.

Главнейшие особенности состава, строения и условий залегания повторно-инъекционных льдов тесно связаны с промерзанием близповерхностных водоносных горизонтов, залегающих в слое годовых колебаний температур в широком диапазоне.

Мощность повторно-инъекционных льдов этой разновидности невелика: обычно она не превышает 10м, в среднем – 5 – 6м. В поперечнике они достигают сотен метров.

Распространение обеих разновидностей (глубинных и близповерхностных инъекций) повторно-инъекционного льда подчиняется также определенной географической зональности. В северных районах мощной и низкотемпературной мерзлоты встречаются обе разновидности льда со всеми промежуточными формами. Здесь инъекции встречаются на глубинах до 50 – 60м и более.

В южных районах по мере повышения температур и уменьшения мощности многолетней мерзлоты инъекции простого горизонтально-слоистого сложения в нижнем ярусе постепенно выпадают и наблюдаются лишь близповерхностные пласты сложного строения.

Гидролакколиты (в первоначальном смысле этого понятия данном Н. И. Толстихиным) представляют собой согласные многолетние инъекции, возникшие на месте разгрузки источников под влиянием напорной миграции подземных (преимущественно подмерзлотных) вод.

Форма гидролакколитов, как и настоящих магматических лакколитов, грибовидная, толщиной до 10 – 15м и поперечником до нескольких десятков метров, с отходящей снизу ледяной «ножкой» по каналу, питавшему линзу. Они залегают на разной глубине (примерно до 20 – 30м) и могут перекрываться не только рыхлыми, но и раздробленными коренными породами.

Гидролакколиты – сравнительно редкое явление, так как для их образования требуется сочетание большого числа благоприятных факторов:

• наличие подземных вод, циркулирующих по тектоническим трещинам и зонам дробления;

• достаточный гидростатический напор для вспучивания мерзлой кровли (в противном случае подземные воды промерзнут в канале циркуляции в виде жильных льдов);

• небольшая мощность многолетней мерзлоты;

• низкие температуры воды (термальные воды обычно функционируют круглый год);

• рассредоточенный выход вод с небольшими скоростями и расходами.

Состав и строение гидролакколитов, видимо, следующий - лед обладает пузырчатой радиальнолучистой текстурой с автогенными пузырьками воздуха типа ориентированного прорастания и призматически-зернистой структурой. Такие гидролакколиты залегают в самых верхних горизонтах многолетней мерзлоты, образовавшиеся в течение одного холодного сезона при строго ориентированных теплопотоках и больших градиентах температур.

Ледяная «ножка» гидролакколитов не всегда возникает и не всегда обнаруживается.

Наибольшее количество гидролакколитов встречено в Забайкалье, они могут быть обнаружены и на юге Дальнего Востока. К гидролакколитам могут быть отнесены многочисленные бугры пучения с ледяными ядрами, описанные в Центральной Аляске близ южной границы распространения мнголетнемерзлых пород.

ПЕЩЕРНО-ЖИЛЬНЫЕ ЛЬДЫ

Группу пещерно-жильных льдов образуют три типа подземного льда: жильный, повторно-жильный и термокарстово-пещерный.

Жильным принято называть лед, образовавшийся при замерзании воды, содержащейся в различных трещинах, чаще в трещинах коренных пород (коры выветривания, тектонические трещины и др.).

Размеры и ориентировка таких льдов определяются размерами и морфологией первичных полостей. Учитывая механизм образования, нетрудно понять, что такие льды имеют ограниченное распространение и приурочены в основном к районам с близповерхностным залеганием коренных пород со сложной тектоникой.

Термокарстово-пещерные льды также имеют ограниченное распространение и не оказывают существенного влияния на ландшафтные условия. Образуются они обычно в результате заполнения и последующего замерзания воды и грунта в термокарстовых полостях льдов другого происхождения. Форма и размеры термокарстово-пещерных льдов также определяются морфологией термокарстовой полости. Они имеют обычно линзовидную форму толщиной до нескольких десятков сантиметров и длиной до целых метров.

Центральное место в этой группе по морфологическому эффекту занимают повторно-жильные льды, поэтому их и рассмотрим более подробно.

1. Повторно-жильные льды (ПЖЛ) развиваются в дисперсных отложениях только синхронно-эпигенетического и северного подтипа сингенетического формирования.

2. Если сегрегационное и цементное льдообразование можно отнести к первой стадии криогенного диагенеза, то образование ПЖЛ относится ко второй ее стадии, так как они формируются в уже промерзших отложениях.

3. Процесс образования ПЖЛ сопровождается типоморфной для криогенной зоны морфоскульптурой – жильно-полигональным рельефом.

4. Рост ПЖЛ повышает льдистость верхних горизонтов многолетнемерзлых пород почти вдвое, приводит систему в менее устойчивое состояние по отношению к агентам внешнего воздействия, делает ее более «чувствительной» к ним и стимулирует активное развитие термокарстовых процессов.

В образовании ПЖЛ принимают 4 этапа процессов:

Первый этап процесса связан с образованием морозобойной трещины(МТ) в начале зимы.

Второй этап связан с прцессом возгонки и сублимацией льда происходящем в трещине.

Однако этот процесс даже частично не может компенсировать количество вынесенного за зимний период вещества по следующим причинам:

1) участие только молекулярной диффузии;

2) меньшая продолжительность процесса;

3) механическое препятствие образовавшихся за зиму кристаллов сублимационного льда. Отсюда, основным источнтком жильного льдообразования служат поверхностные воды (талые и паводковые).

Поверхностные воды, просачиваясь в МТ сквозь кристаллы сублимационного льда. Частично оплавляют их, а мелкие зерна могут вытаять полностью. В этих условиях вода еще больше охлаждается и в течение первых десятков минут замерзает. Кроме того, во льду оказываются поры защемленного между кристаллами сублимационного льда воздуха, а также пузырьки всплывающего воздуха.

Совершенно естественно, что объем воздушных включений и доля сублимационного льда в строении ПЖЛ находятся в обратной зависимости от температуры воды. Поэтому в ледяных жилах, образованных за счет заполнения МТ (морозобойная трещина) паводковыми водами текущих с юга рек, сублимационного льда меньше, чем в жилах, заполняемых холодными талыми водами.

В соотношении сублимационный-конжеляционный лед в ПЖЛ существенна роль времени, протекания процессов перераспределения вещества в морозобойной трещине.

Следовательно, в морозобойных трещинах поздних генераций, образующихся путем раскалывания существующих блоков, количество воздушных пузырьков значительно меньше, чем в жилах первой генерации, и их объем приближается к объему растворимости воздуха в воде. Чем позже образовалась МТ, тем меньше продолжительность времени ее существования в зияющем виде, меньше градиенты температур и ниже температура в жильно-полигональном блоке, снижающая интенсивность диффузии водяных паров.

Третий этап жильного льдообразования связан с весенним снеготаянием и заполнением морозобойных трещин водой. За пределами речных долин основным источником для заполнения морозобойных трещин служит снег межваликовых понижений.

После заполнения морозобойных трещин элементарными годичными жилками блок оказывается защемленным по всему периметру. Поэтому деформации растяжения – сжатия в жильно-полигональном блоке носят в годовом ходе необратимый характер.

В начальный этап роста ПЖЛ деформации удлинения блока будут, вероятно, ликвидированы за счет сжатия ядра жильно-полигонального блока. Дальнейшее ежегодное наращивание повторно-жильного льда будет сопровождаться необратимыми, пластическими деформациями блока, имеющего лишь одну степень свободы – вверх.

К последнему, четвертому этапу развития процесса жильного льдообразования можно отнести вторичные изменения, происходящие в строении и условиях залегания ПЖЛ в стадию их консервации под влиянием годичных и многолетних колебаний температуры.

Молодые элементарные годичные жилки характеризуются, как известно, мутным молочно-белым цветом и микропузырчатой текстурой с ориентированным или неориентированным распределением пузырьков газа. Это либо сферические микропузырьки (менее 0.1мм), либо горизонтальные цилиндрические пузырьки типа ориентированного прорастания, сходящиеся у осевого шва. Различия в морфологии газовых включений определяются в основном количеством сублимационного веществав МТ, температурой затекающей в трещину воды и скоростью ее замерзания, т.е. температурными условиями роста ПЖЛ.

Таким образом, на каждом из четырех условно выделенных этапов происходят определенные физические процессы, которыми определяются состав и строение ПЖЛ.

Все рассмотренные выше стадии жильного льдообразования развиваются в тесной связи с условиями седементации и климата, что находит отражение в морфологии ПЖЛ. Размеры ПЖЛ являются функцией не менее чем 5 переменных: L = f (, h, m, d, grad t_z),

где L – размеры ПЖЛ;

 - мощность сезонноталого слоя;

h – глубина морозобойного растрескивания;

m – мощность слоя ежегодного осадконакопления на поверхности;

d – ширина элементарной годичной жилки;

grad t_z – градиент температур в слое с морозобойными трещинами.

Для северных равнинных районов вполне допустима более упрощенная задача, если принять grad t_z постоянным в масштабе времени, а температуру грунтов достаточно низкой для проникновения МТ ниже подошвы СТС. Таким образом, от соотношения 4 оставшихся переменных все многообразие роста и развития ПЖЛ вытекает из простой геометрической связи, что можно свести к трем основным схемам:

1. L = d, при m  h - 

h - 

2. L = --- d, при m  h - 

2m

h - 

3. L = --- d  , при m 0

2m

При первой схеме роста ширина ледяной жилы будет равна ширине элементарной годичной жилки. Эта схема роста теоретически возможна, но вероятность фактического развития ничтожна мала, так как продолжительное и устойчивое накопление осадков указанной мощности m  h -  невозможно за исключением единичных катастрофических случаев, например оползней.

Вторая схема роста наиболее сложная по механизму, создает разнообразные по размерам и условиям залегания ледяные жилы и характеризует сингенетический тип их роста.

Условия третьей схемы характеризуют рост эпигенетических ПЖЛ без осадконакопления на поверхности.

Рост сингенетической жилы выше клиновидной части (схема 2) может происходить по трем вариантам, которые контролируются

скоростью осадконакопления,

толщиной элементарной годичной жилки,

глубинами сезонного протаивания и морозобойного растрескивания:

1. m  d m - мощность слоя ежегодного осадконакопления на поверхности;

2. m  d - ширина элементарной годичной жилки

3. m  d

Сингенетические ПЖЛ сформированные по двум первым вариантам не достигают предельных размеров, так как запас термоупругой деформации блока использован здесь не полностью.

Растущие в пойменном режиме по двум первым вариантам ПЖЛ имеют небольшую ширину, прямые боковые контакты, а деформации изгибания в ядрах полигонов минимальные.

После прекращения осадконакопления на поверхности, например, при переходе поймы в террасу процесс роста ПЖЛ вновь развивается по схеме 3 и ледяная жила, полностью использовав запас термоупругой деформации блока, достигает предельных размеров.

Рассмотренные здесь схемы и варианты механизма формирования ПЖЛ фиксируются определенным образом не только в морфологии жил, но и в характере криолитологической слоистости ядер полигонов.

При условии роста жил по первым двум вариантам m  d и m = d изгибания слоев в ядрах полигонов минимальные. Такие условия создаются обычно в прирусловой части поймы с наиболее интенсивным осадконакоплением, благодаря чему на поверхности образуются уплощенные полигоны.

Иной характер имеет слоистость в ядрах полигонов, когда рост ПЖЛ развивается интенсивным льдообразованием – жильным, сегрегационным. Для роста здесь характерна цикличность (чередование крутоизогнутых слоев с почти горизонтальными слоями).

МЕРЗЛОТНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ И ЯВЛЕНИЯ

Область распространения сезонно- и многолетнемерзлых пород характеризуется развитием разнообразных экзогенных геологических процессов. Все они могут быть подразделены на три группы.

Первая включает собственно мерзлотно-геологические процессы: морозобойное растрескивание, жильное льдообразование, криогенное выветривание, морозное пучение, наледообразование и термокарст.

Вторая объединяет склоновые процессы, обусловленные в первую очередь действием сил гравитации. К ним относятся солифлюкция и курумообразование.

В третьей группе процессы связаны с механическим воздействием на мерзлые породы экзогенных агентов природной среды и представлены термоэрозией и термоабразией.

Морозобойное растрескивание связано с распределением температур по глубине в мерзлых породах, где возникают сжимающие и растягивающие напряжения, накопление которых приводит к разрыву пород и образованию трещин. Ширина трещин по верху составляет 2 – 4см, могут достигать до 10см. В ММП трещины проникают до 6м, в сезонномерзлые породы до их подошвы.

Морозобойное растрескивание сопровождается образованием полигонально-жильных структур, которые подразделяются на 4 типа:

повторно-жильные льды,

изначально-грунтовые жилы,

первично-песчаные жилы

псевдоморфозы по повторно-жильным льдам.

Повторно-жильные льды образуются ниже слоя сезонного протаивания пород на периодически покрывающихся водой участках. На этих участках трещины заполняются водой, которая при замерзании превращается в жильный лед, способствующий дальнейшему их расширению и углублению.

Изначально-грунтовые жилы возникают в сезоннопромерзающем слое в условиях недостаточного увлажнения морозобойного трещинообразования.

Первично-песчаные жилы образуются гавным образом в арктических и субарктических районах в условиях недостаточного увлажнения и интенсивной деятельности ветра.

Псевдоморфозы по повторно-жильным льдам возникают в результате вытаивания ледяных жил и заполнения вытаявшего пространства грунтом.

Интенсивность морозобойного растрескивания и частота встречаемости морозобойных трещин возрастает с юга на север, и лишь интенсивность развития изначально-грунтовых жил уменьшается в этом направлении.

Криогенное выветривание обусловлено неравномерными температурами и деформациями в породах, периодическим замерзанием и оттаиванием воды в их трещинах и порах и отчасти расклинивающим действием тонких водных пленок. Интенсивность процесса зависит от числа циклов замерзания – оттаивания пород, частоты и амплитуды температурных колебаний, градиентов температуры в породах. Увлажненные породы разрушаются быстрее, чем сухие. Продуктами криогенного выветривания могут быть глыбы, щебень, дресва, песок и пыль.

Морозное пучение дисперсных пород – это поднятие поверхности земли, обусловленное увеличением объема замерзшей влаги и льдообразованием при промерзании. Механизм процесса морозного пучения зависит от климата, условий теплообмена на поверхности, глубины и скорости промер

зания пород, их состава, строения, теплофизических и влагопроводных свойств, от глубины залегания и режима грунтовых вод. В условиях развития отложений, содержащих как мелкозем, так и грубообломочные грунты, происходит выпучивание крупнообломочного материала, и на поверхности образуются каменные поля. При сезонном локальном пучении образуются гидролакколиты (однократное промерзание), туфуры и бугры-могильники (многократное промерзание).

Многолетнее локальное пучение приводит к образованию бугров пучения, которые подразделяются на сегрегационные (миграционные), инъекционные и инъекционно-сегрегационные. Сегрегационные формируются в результате миграции внутригрунтовой влаги к фронту промерзания под влиянием градиента температуры и влаги. Инъекционные бугры пучения формируются при промерзании объемов талаго грунта (например, подозерных и подрусловых таликов), окруженных мерзлыми породами, или в открытых системах, где подток воды обусловлен гидродинамическим напором.

Наледи – это слоистые ледяные массивы на поверхности земли, льда или инженерных сооружений, возникшие при замерзании периодически излившихся природных или техногенных вод. По размерам наледи изменяются от очень мелких (площадь 10³ м²) до гигантских (площадь более 10⁷ м²); по времени существования выделяются: однолетние (полностью оттаивающие летом), многолетние (существующие ряд лет) и летующие (существующие до конца лета) наледи.

Термокарст представляет собой образование просадочных и провальных форм рельефа вследствие вытаивания подземных льдов или оттаивания мерзлого грунта.

Причиной возникновения термокарста является то, что глубина сезонного оттаивания начинает превышать глубину залегания подземного льда или сильнольдистого многолетнемерзлого грунта либо происходит смена знака среднегодовой температуры и начинается многолетнее оттаивание мерзлых толщ. Одна из причин современного термокарста – деятельность человека, проявляющаяся, прежде всего, в нарушении почвенно-раститель-ного покрова, что влечет за собой резкое увеличение глубины сезонного протаивания. При развитии термокарста по повторно-жильным льдам на дренированных участках образуются положительные формы рельефа – байджерахи и бугристые полигоны.

Термоабразия – это прцесс разрушения берегов морей, озер или водохранилищ, сложенных многолетнемерзлыми, льдистыми породами или льдом, в результате совместного воздействия механической энергии волн, тепла воды и воздуха. Скорость отступления подверженных термоабразии берегов морей и озер колеблется от долей до нескольких метров в год. Активность термоабразии повышается с ростом льдонасыщенности пород, температуры воды, высоты волн и интенсивности волнений.

Термоэрозия – процесс разрушения мерзлых пород при тепловом и механическом (размывающем) воздействии постоянных и временных водотоков. Характерным для термоэрозии является протаивание льдистых пород, приводящее к их разупрочнению, что способствует повышению интенсивности их разрушения текучей водой. Хозяйственная деятельность человека резко активизирует термоэрозию и может приводить к катастрофическому росту термоэрозионных промоин с последующим превращением их в овраги. Скорость роста промоин в длину достигает 20, а иногда 150м в год.

Солифлюкция – это процесс вязкого и вязкопластического смещения оттаявшего увлажненного тонкодисперсного материала на склонах. В процессе солифлюкции происходят снос, транзит и аккумуляция материала. Различают два вида солифлюкции: медленную (2 – 10 см/год), и быструю (сплывы грунта 1м/час).

Курумообразование представляет собой процесс медленного перемещения вниз по склону крупнообломочного материала за счет периодического изменения объема обломков породы при циклических (сезонных, суточных) колебаниях температуры, морозного выпучивания и оседания обломочного материала. Курумы образуют каменные потоки, нагорные террасы, заполняют узкие ложбины, слагают обширные каменные поля и т.д. Скорость транспортировки материала обычно сантиметры в год.

ПРОГНОЗ ИЗМЕНЕНИЯ ГЕОКРИОЛОГИЧЕСКИХ УСЛОВИЙ ПРИ ХОЗЯЙСТВЕННОМ ОСВОЕНИИ ТЕРРИТОРИИ

Под геокриологическим прогнозом понимается научное предсказание о будующем развитии и изменении геокриологических условий в связи с естественным развитием природы или хозяйственным освоением территории. В связи с этим различают следующие виды прогноза:

эволюционный (естественно-исторический) и техногенный.

Эволюционный прогноз включает прогнозную оценку изменения характеристик ММП и протекающих в них процессов под влиянием неотектоники, естественной динамики климата и ледяных покровов, процессов денудации и осадконакопления, колебания уровня Мирового океана, изменений гидрогеологических, гидрологических и геоботанических условий.

Техногенный прогноз включает задачи оценки преобразования геокриологических условий под влиянием разнообразных техногенных нарушений природного комплекса. Одним из важнейших разделов техногенного прогноза является инженерно-геокриологический прогноз, который составляется для решения таких практических задач, как оценка вариантов размещения строительных объектов и ряда других вопросов, возникающих при проектировании, строительстве и эксплуатации различных хозяйственных объектов. При инженерно-геологическом обосновании генеральных схем развития народного хозяйства одним из основных результатов прогнозирования должна быть оценка чувствительности и устойчивости территорий с ММП к техногенным воздействиям.

При этом под чувствительностью следует понимать реакцию геосистемы на воздействия, степень ее изменения.

Под устойчивостью – способность геосистемы противостоять воздействиям без изменения состояния и структуры, т.е. без таких изменений компонентов природного комплекса и взаимосвязей между ними, которые могли бы привести к недопустимым деформациям сооружений или необратимому ухудшению экологической обстановки.

Чувствительность геосистемы не зависит от техногенных воздействий, она является ее свойством, способностью реагировать на воздействия.

По особенностям воздействия строительства на природную среду техногенный геокриологический прогноз подразделяется на общий и инженерный.

При составлении общего геокриологического прогноза характеризуются возможные изменения мерзлотных условий на территории предполагаемого строительства в результате нарушения растительного покрова и условий снегонакопления, выторфовывания и замены грунтов оснований, планировки поверхности, изменения условий поверхностного и грунтового стока и т.д.

При инженерном прогнозировании оцениваются особенности теплового и механического взаимодействия сооружений с ММП.

В зависимости от продолжительности периода, для которого прогнозируются изменения геокриологических условий, прогноз подразделяется на краткосрочный, долгосрочный и сверхдолгосрочный.

Краткосрочный прогноз составляется на период до 10 лет и характеризует изменения геокриологических условий под влиянием короткопериодных (3 года, 11 лет) колебаний климата.

Долгосрочный прогноз составляется на период 10 – 100 лет и отражает изменения геокриологических и связанных с ними гидрогеологических и инженерно-геологических характеристик, соответствующих новому установившемуся температурному и влажностному режиму пород на освоенных территориях.

Сверхдолгосрочный прогноз составляется для особенно ответственных сооружений на период более 100 лет в основном для оценки изменений геокриологических условий под влиянием естественной динамики природной среды или региональных и глобальных ее преобразований, приводящих к изменению теплового состояния пород на больших территориях.

При городском строительстве температурный режим грунтов формируется под влиянием многих факторов, рассматривают три фактора: общий, локальный и специфический.

Общие факторы объединяют составляющие внешнего тепло- и массообмена на застроенной территории.

К локальным факторам относится тепловое воздействие на грунты оснований зданий, сооружений, коммуникаций.

Специфические факторы характерны только для определенных территорий: для одних районов – это гидрогеолоические особенности, для других – условия атмосферной циркуляции и т.д.

Общие и специфические факторы учитываются при общем прогнозе, локальный фактор – при инженерном прогнозе.

ИНЖЕНЕРНЫЕ СООРУЖЕНИЯ И СПОСОБЫ ОБЕСПЕЧЕНИЯ ИХ УСТОЙЧИВОСТИ НА МНОГОЛЕТНЕМЕРЗЛЫХ ПОРОДАХ

При проектировании и строительстве зданий и инженерных сооружений на ММП следует предусматривать меры, обеспечивающие сохранность и долговечность сооружения, и его требуемые эксплуатационные качества. Это достигается путем выбора определенной конструктивной схемы сооружения, типа фундаментов, способов подготовки основания. Эти меры принято называть способами обеспечения устойчивости сооружения. Все способы условно объединяются в две большие группы, называемые принципами использования ММП в качестве основания:

Принцип I – породы основания используются в мерзлом состоянии, сохраняемом в процессе строительства и в течение всего заданного периода эксплуатации сооружения;

Принцип II – породы основания используются в оттаявшем состоянии, причем допускается их оттаивание на расчетную глубину до начала возведения сооружения или в процессе его эксплуатации.

Инженерные сооружения подразделяются на гражданские, промышленные, линейные, горнотехнические, гидротехнические и сельскохозяйственные.

Далее, мы расмотрим способы обеспечения устойчивости к трубопроводам, дорогам и вертикальным выработкам.

Трубопроводы

Трубопроводы служат для доставки потребителю воды, газообразных и жидких энергоносителей, а также для удаления продуктов жизнедеятельности и технологических отходов. Участки трубопроводов от источника водо- и энергоснабжения до границ застройки называют магистральными трубопроводами, от границ застройки до вводов в здания или сооружения – наружными сетями и в пределах зданий и сооружений – внутренними сетями.

По функциональному назначению трубопроводы подразделяются на две группы: 1) санитарно-технические трубопроводы (водоводы, трубопроводы теплоснабжения и горячего водоснабжения, канализация);