Криогенная толща
Cтраница 2
Южнее мощность мерзлых пород, протаявших в период климатического оптимума, закономерно увеличивалась. В связи с этим по аналогии с Западной Сибирью к югу от южной границы смыкания позднеголоценовых и плейстоценовых криогенных толщ может быть развита двухъярусная криогенная толща, в пределах которой криогенные ярусы разделены породами с положительной температурой. [16]
На большей части платформы геокриологические условия находятся в тесной связи с гидрогеологическими. В связи с тем что в вертикальном разрезе гидрохимические и гидродинамические зоны в различных гидрогеологических структурах сменяются в разной последовательности, а мощность их изменяется в широких пределах, в процессе охлаждения верхних горизонтов земной коры ниже 0 в строгом соот-ветветствии с условиями внешней среды формируется различная по своему строению криогенная толща. [17]
Сложным строением криогенной толщи характеризуется плато Путорана. Здесь, на низких водоразделах и в долинах, развита толща второго типа, а в высокогорных частях - третий, седьмой и восьмой типы, характеризующиеся преобладанием в разрезе морозных пород, трещины и поры которых не содержат ни воды, ни льда ( на карте условно показан восьмой тип криогенной толщи. На этой территории пресные подмерзлотные воды, видимо, вообще отсутствуют. [18]
Мощность криогенной толщи изменяется от 25 - 100 м в бассейне Ангары до 1000 м в горах Путорана. В бассейне Ангары развита позднеголоценовая мерзлая толща первого типа, имеющая одноярусное строение. Криогенная толща здесь имеет двухъярусное строение. [19]
Низкий геотермический градиент ( 1 0 - 1 5 / 100 м), характерный для Тунгусской синеклизы и Анабарской антеклизы, в сочетании с широким развитием крепких низкотемпературных рассолов препятствовал деградации криогенных толщ снизу. Видимо, существенной деградацией криогенной толщи снизу ( более 400 - 500 м) и следует объяснять сравнительно небольшие, хотя по величине и уникальные ( до 600 м) современные мощности криогенной толщи в центральной части Вилюйской синеклизы. [20]
Нижний ярус представлен толщей пород, трещины и поры которых заполнены солеными водами и рассолами с отрицательной температурой. Можно предположить закономерное нарастание мощности криогенной толщи к северу от 700 до 1800 м, а возможно, и более. В Суханской, Верхне-Мунской, Муруктинской, Сюнгю-юдинской и Хаинской впадинах возможно ее азональное увеличение. Закономерного увеличения мощности верхнего яруса промерзания в том же направлении не происходит, так как его величина зависит от глубины залегания подземных вод и их минерализации. Мощность яруса промерзания равна или несколько превышает мощность зоны пресных и слабосоленых вод, существовавшей здесь до начала промерзания. [21]
Криогенная толща четвертого и шестого типов приурочена в ос-ловном к низким морским террасам и шельфу морей Северного Ледовитого океана. Эти типы криогенной толщи характеризуются преобладанием в разрезе скоплений отрицательно-температурных подземных вод морского генезиса. Кроме условно показанного на карте четвертого типа в прибрежных мелководных участках могла сохраниться реликтовая, погруженная в море, криогенная толща второго типа. [22]
Низкий геотермический градиент ( 1 0 - 1 5 / 100 м), характерный для Тунгусской синеклизы и Анабарской антеклизы, в сочетании с широким развитием крепких низкотемпературных рассолов препятствовал деградации криогенных толщ снизу. Видимо, существенной деградацией криогенной толщи снизу ( более 400 - 500 м) и следует объяснять сравнительно небольшие, хотя по величине и уникальные ( до 600 м) современные мощности криогенной толщи в центральной части Вилюйской синеклизы. [23]
 |
Схема распространения геологических формаций и геокриологические. [24] |
Эффузивные формации мезозойского возраста: 9-туфолавовая, андезитовая: андезиты и их туфы ( К. Метаморфические формации архейского и нижнепротерозойского возраста: 14 - кристаллических сланцев и гнейсов; кристаллические сланцы и гнейсы ( AR-PRi); 15 - разрывные тектонические нарушения; 16 - изолинии максимальной мощности криогенной толщи ( по С. М. Фотиеву); 17-геоизотерма у подошвы слоя годовых колебаний. [25]
Тунгуски мощность двухъярусной криогенной толщи второго типа увеличивается до 1000 м, подчиняясь ши-ротно-зональным условиям теплообмена, характерным для плейстоцена. Большая же часть криогенной толщи представлена ярусом охлаждения, в пределах которого трещины и поры заполнены солеными водами с отрицательной температурой. [26]
В межледниковые эпохи климат был близок к современному или более теплым. Об этом свидетельствует сохранение сингенетических повторно-жильных льдов самаров-ского, тазовского, зырянского и сартанского возрастов в прибрежно-морских казанцевских отложениях. В южных провинциях платформы в межледниковые эпохи происходила деградация криогенных толщ, сопровождавшаяся вытаиванием повторно-жильных льдов. В условиях 5олее теплого, чем современный, климата каргинского межледниковья в южных провинциях криогенные толщи зырянского возраста деградировали. Подтверждением сказанному служит черноземный облик погребенных почв каргинского периода. [27]
Газопроводы имеют также особенности, связанные с технологией транспорта газа, которая значительно влияет на выбор и исходные требования к газопроводной конструкции. Это положение включает и обратную связь: за счет выбора соответствующей конструкции может быть получена оптимальная технология транспорта газа. Так, прокладка подземных газопроводов в многолетнемерзлых грунтах ставит условие снижения температуры газа, поступающего в магистраль из компрессорной станции, до температур грунта во избежание растепления грунтов. Если это требование не удовлетворяется, то может быть предложен альтернативный вариант - надземная прокладка с сохранением естественного температурного режима криогенной толщи. [28]
К числу региональных факторов, существенно влияющих на условия формирования геокриологической обстановки, относится и литология пород. В первую очередь следует обратить внимание на закономерности распространения на территории области многолетнемерзлых пород, карбонатных пород и оценить региональные условия возникновения и развития карста. Карстовые и артезианские бассейны и артезианские склоны карстово-пластовых вод служат, как известно, областями концентрации родникового стока. Поэтому подземные воды на протяжении всей эпохи охлаждения оказывали существенное противодействие условиям промерзания пород, обусловливая формирование своеобразной геокриологической обстановки. Под влиянием мощного отепляющего воздействия карстовых вод в этих районах отмечается более высокая температура горных пород, значительная прерывистость и небольшая мощность криогенных толщ. Примером могут служить моноклинальные карстовые бассейны периферии Сибирской платформы, особенно на южных склонах Якутского, Ангаро-Ленского и Тунгусского артезианских бассейнов; в Алданской складчатой области - Юхтинско-Ыллымахский и Гынамский карстовые бассейны. [29]
В северных провинциях повторно-жильные льды самаровского возраста сохранились до наших дней, а в бассейне Ангары отмечаются лишь псевдоморфозы по повторно-жильным льдам, синхронные осадкам этого времени. О суровости климатических условий зырянского времени свидетельствует широкое распространение сингенетических повторно-жильных льдов на всей территории платформы. Данные о размерах псевдоморфоз свидетельствуют о формировании низких ( до - 4) температур торных пород даже на юге платформы. Последний импульс похолодания в плейстоцене относится к сартанскому времени. Резко континентальный более суровый, чем современный, засушливый климат этого периода вновь благоприятствовал глубокому промерзанию горных мо - - род в южных провинциях платформы и наращиванию мощности криогенных толщ в северных. [30]
Страницы: 1 2 3