История формирование мерзлых толщ

В истории формирования геокриологических условий региона выделяют четыре крупных этапа (Геокриология СССР, 1989). Первый из них охватывает длительный временной интервал от конца плиоцена (N_{2 pl}) до начала позднего плейстоцена (Q_III¹) включительно. Второй этап продолжался от начала зырянской криогенной эпохи до среднего голоцена. Третий – соответствует времени климатического оптимума голоцена, а четвертый – от климатического оптимума до наших дней. По мнению многих исследователей, тенденция нарастания суровости климата прослеживается от миоцена до позднего плейстоцена с минимумом в сартанское время (30-12 тыс.л.н.) (Основы геокриологии, 1998).

Первый этап формирования криолитозоны продолжался более 1.5 млн лет. На этом этапе произошло несколько циклов похолоданий и потеплений. По многочисленным данным установлено, что уже с середины плиоцена Северный Ледовитый океан был постоянно покрыт льдом. На существенное похолодание климата указывают и минимумы на кривой инсоляции М.Миланковича. В конце неогена и эоплейстоцене практически на всей территории Западной Сибири происходило поднятие территории. Вероятно, в это время появились многолетнемерзлые породы в районах севернее Полярного круга.

С похолоданием раннего плейстоцена связывают усиление процессов промерзания горных пород. Следы многолетнего промерзания обнаружены в бассейне Иртыша, на 58-59⁰ с.ш., в виде псевдоморфоз по жильным льдам. В самом начале четвертичного времени уровень Полярного бассейна был, вероятно, на 300-400 м ниже современного, что привело к значительному увеличению площади суши и усилению континентальности климата. Регрессия морского бассейна была вызвана как тектоническим поднятием территории, так и переносом влаги с морей на континент, где она накапливалась в виде льда. На территории современного шельфа северных морей существовали мерзлые породы. Южная граница многолетней криолитозоны проходила примерно по 54-55° с.ш. (Геокриология СССР, 1989). Мощность мерзлых толщ на территории севера Западной Сибири в период шайтанского (демьянского) оледенения достигала, по-видимому, 600-700 м.

В раннечетвертичное время начинается обширная ямальская трансгрессия, которая захватила огромную территорию Севера вплоть до Сибирских увалов. Она существовала вплоть до конца среднего плейстоцена (Дубиков, 2002). Наступление моря совпало с демьянским похолоданием. Поскольку в начальный период наступление моря носило ингрессионный характер (по долинам рек), не залитые водой участки суши интенсивно промерзали. Следы демьянского оледенения сохранились в виде ледниковых отложений шайтанской свиты, в переуглубленных долинах рек на глубинах 130-190 м.

На суше в шайтанскую эпоху существовали суровые климатические условия. Многолетнемерзлые породы продвинулись далеко на юг, а южная граница многолетней криолитозоны находилась за пределами Западной Сибири.

В начале среднего плейстоцена, в эпоху тобольского межледниковья (Q_II¹) тектоническое опускание охватило весь север Евразии, там продолжалась морская трансгрессия. В оптимальную фазу тобольского межледниковья климат суши был близок современному (Геокриология СССР, 1989). Происходило протаивание мерзлых толщ под дном морей и на континенте в первую очередь за счет теплового потока из земных недр. К югу от 62° с.ш. происходила деградация «мерзлоты» и с поверхности, в результате чего к концу эпохи многолетнемерзлые породы на большей части рассматриваемой территории полностью протаяли. В отдельные фазы тобольской эпохи происходило похолодание климата и формирование мерзлых толщ.

В середине среднего плейстоцена трансгрессия моря продолжалась и в то же время усилилась тенденция к похолоданию. В эпоху максимального самаровского (днепровского в европейской части России) оледенения климатические условия суши были очень суровыми. По палеотемпературной кривой Эмилиани (кислородно-изотопная шкала) следует, что средневековая температура воздуха была на 5-6°С ниже современной. Этот период отличается максимальным развитием покровного оледенения. Западная от Урала территория была почти полностью покрыта мощным ледником, южная граница которого находилась всего в 300-350 км от побережья Черного моря. В Западной Сибири следы ледника обнаружены около г. Ханты-Мансийска (дер. Самара). Рост ледников привел к некоторому снижению уровня морского бассейна. Выходившие из-под воды водораздельные участки подвергались многолетнему промерзанию.

На севере территории существовал морской бассейн, в котором накапливались осадки салехардской свиты (Q_II^2-4). В южных, юго-восточных и юго-западных районах Западной Сибири осадкам салехардской свиты по возрасту соответствуют ледниковые и водно-ледниковые отложения самаровского (Q_II²) и тазовского (Q_II⁴) горизонтов и разделяющие их межстадиальные ширтинские (Q_II³) слои (Дубиков, 2002).

Мощность среднеплейстоценовой криолитозоны в Западной Сибири, в низовьях Енисея, достигала, по-видимому, 600-800 м (Баулин, 1985). В районах к югу от широтного течения Оби мощность мерзлых толщ составляла порядка 300-400 м. В то же время на участках, залитых морем глубиной 100-150 м, мерзлые толщи имели пониженную мощность.

Конец среднего плейстоцена характеризуется кратковременным отступанием моря и осушением высоких участков салехардской морской равнины. Вслед за кратковременным периодом регрессии в начале позднего плейстоцена вновь началось наступление моря на сушу – казанцевская (Q_III¹) трансгрессия (150-110 тыс. л.н.). Продолжительность ее определяется в 70-80 тыс. лет, а время завершения около 70 тыс. л. н. Морские воды затопили сушу вплоть до 65-66° с.ш., а по долинам рек проникли далеко на юг. Казанцевское море было относительно теплым, и температура придонных слоев воды была положительной. Большая часть ранее сформировавшихся под дном моря мерзлых толщ в это время полностью оттаяла. Температура воздуха в максимум межледниковья превышала современную на 2-3°С. Наиболее теплый этап позднего плейстоцена (125-110 тыс. л.н.) в литературе получил название «последнего ледникового максимума» (Величко, 1989). Спорово-пыльцевые спектры из казанцевских отложений свидетельствуют о преобладании древесной растительности на бó льшей части территории Западной Сибири. Леса продвинулись на территорию современной лесотундры и южной тундры. Благоприятные условия для формирования многолетнемерзлых пород сохранялись лишь на крайнем севере, за полярным кругом. Южнее его происходило оттаивание мерзлых толщ как сверху, так и снизу, за счет глубинного тепла.

Второй этап развития криолитозоны охватывает период от раннезырянского (ермаковского) криохрона (Q_III²) до раннего голоцена (Q_IV¹) включительно. Для него характерно господство суровых условий на всей территории Евразии. В динамике развития климата в течение второго этапа выделяются две крупные эпохи похолодания – ермаковская (зырянская) и сартанская, которые разделены относительно теплым каргинским термохроном.

Начало холодной эпохи позднего плейстоцена началось на фоне высокого увлажнения, способствовавшего развитию оледенения. Нарастание оледенения вызвало понижение уровня мирового океана и регрессию морского бассейна. Максимум похолодания прослеживается около 70 тыс. л.н. (по Ершову, 2002). Температура воздуха в это время в умеренных и приполярных широтах была на 5-6°С ниже современной. За счет увеличения ледовитости северного морского бассейна повышалась континентальность климата, что привело к еще большему промерзанию отложений на суше. Южная граница многолетнемерзлых толщ в Западной Сибири проходила по широте Тобольска и Енисейска. В оптимум каргинского потепления, когда климат был похож на современный, мерзлые породы протаивали с поверхности на территории южнее 65-66 параллели. Глубина многолетнего протаивания могла составлять 50-100 м и закономерно увеличивалась к югу. Южнее 58° с.ш. закончилось протаивание среднеплейстоценовых мерзлых толщ (Геокриология СССР, 1989).

В сартанское время на протяжении 15-18 тыс. лет господствовали весьма суровые климатические условия. Это был главный климатический минимум плейстоцена (по А.А.Величко). В европейской части территории России следы глубокого сезонного промерзания и изначально грунтовые жилы обнаружены до побережья Черного моря (Романовский, 1993). В Западной Сибири псевдоморфозы по жильным льдам описаны многими авторами до 52° с. ш. Существование псевдоморфоз позволяет утверждать, что южная граница многолетнемерзлых пород в сартанское время проходила южнее этой широты на 2-4°.

Соответствующее сартанскому похолоданию оледенение было распространено на арктических островах и в горной местности. На большей части низменности следы оледенения отсутствуют. Это объясняется высокой сухостью воздуха, поскольку морские бассейны в умеренных и высоких широтах были покрыты льдом, и испарение с поверхности воды было минимальным. На сартанское время приходится и глубокая регрессия морского бассейна, когда шельф Карского моря был осушен до изобаты 110-120 м (Павлидис и др., 1998). Вышедшие из-под уровня моря породы промерзали в условиях очень низких среднегодовых температур поверхности Земли (до − 20…-25°С) (по Романовскому, 1993).

Глубина многолетнего промерзания пород на севере Азиатского континента достигала многих сотен метров. О ней можно судить по положению подошвы реликтовых мерзлых толщ. В настоящее время в Западной Сибири реликтовые многолетнемерзлые породы обнаружены на 58-60° с. ш., где их подошва находится на глубине от 150 на западе до 300-450 м на востоке (Геокриология СССР. 1989). По расчетам глубина оттаивания снизу составила порядка 100-300 м, в соответствии с этим максимальная мощность мерзлоты после сартанской холодной эпохи в районе современной южной границы их распространения могла достигать от 300 (на западе) до 600 м (на востоке).

Третий этап развития криолитозоны включает главным образом средний голоцен (Q_IV²). Начавшееся 10-11 тыс.л.н. потепление достигло своего максимума в климатический оптимум голоцена, который на севере Западной Сибири четко проявляется в интервале 9.0-4.5 тыс. лет назад (по данным Ю.К. Васильчука). Для этого периода характерен деградационный этап развития криолитозоны. В голоцене общее повышение температуры воздуха составило около 1-2°С, а в вегетационный период – до 4°С. Потепление в период климатического оптимума в голоцене привело к проникновению лесотундровой растительности в зону тундры. Наибольшие колебания температуры воздуха характерны для умеренных широт. Многолетнее протаивание мерзлых пород отмечалось к югу от 67-68° с.ш. Мощность протаявших пород севернее полярного круга не превышала, по-видимому, 30-40 м, а южнее – значительно больше. Прямым свидетельством протаивания мерзлых пород являются псевдоморфозы по повторно-жильным льдам. Кровля реликтового слоя на широте полярного круга находится на глубине 50-100 метров, на широтном отрезке реки Оби – 100-150м, а южнее – 150-200 м (Баулин, Данилова, 2007). Глубина залегания подошвы реликтового слоя на широтах 62-64° с.ш. в центральной части низменности составляет 300-350 м., восточнее увеличивается до 400-500, а западнее – сокращается до 200 м и менее (там же, с. 84). Мерзлые толщи оттаивали как сверху, так и снизу. Расчетами установлено (Романовский, 1993), что в коренных породах к концу климатического оптимума полностью протаяли мерзлые толщи мощностью менее 200-250 м. В тонкодисперсных отложениях аккумулятивных равнин глубина протаивания сверху изменялась от первых десятков до первой сотни метров. Вблизи северной границы области протаивания сохранялись массивы мерзлых торфяников.

Таким образом, маломощные мерзлые породы на юге криолитозоны в период голоценового оптимума оттаяли полностью, а на севере до значительной глубины. Оттаивание многолетнемерзлых толщ происходило как сверху, в результате потепления климата, так и снизу, за счет глубинного теплового потока.

Четвертый этап развития криолитозоны охватывает поздний голоцен и продолжается около 3.0-4.5 тыс. лет. После голоценового оптимума началось похолодание климата, в результате чего произошло расширение площади распространения ММТ. На четвертом этапе формируется современное распространение мерзлых пород (рис.8.1). Темп и глубина промерзания в отдельные периоды были неодинаковы. Выделяются четыре фазы, характеризующиеся различной скоростью промерзания пород (Баулин и др., 1981; Романовский, 1993).

Первая фаза похолодания достигла максимума развития на границе новой эры и длилась на протяжении около 1000 лет. Вновь сформировавшаяся мерзлая толща в северных районах сомкнулась с реликтовой и образовалась единая по разрезу криолитозона. В более южных широтах смыкания не произошло, и там сформировалась двухслойная толща мерзлых пород. Южная граница сплошных по разрезу и площади мерзлых толщ установилась примерно по 66° с.ш. Южнее этой широты существовала двухслойная «мерзлота». Однослойные, только голоценовые многолетнемерзлые толщи образовывались, по-видимому, до 60-62° с.ш. (по центральной части низменности).

Во вторую фазу происходило потепление климата с максимумом в конце первого тысячелетия нашей эры. На протяжении этого времени увеличилась глубина сезонного оттаивания, активизировались термокарстовые процессы, происходило частичное вытаивание повторно-жильных льдов. Третья фаза была снова холодной (малый ледниковый период) и продолжалась вплоть до XVIII века включительно. Граница «мерзлоты» вновь продвинулась к югу, сократились мощности таликов, произошло затухание термокарста, прогрессировали процессы морозобойного растрескивания и повторно- жильного образования. В четвертой фазе произошло смягчение климата, которое отмечалось многими метеостанциями земного шара. Повышение температуры дневной поверхности повлекло за собой повышение температуры горных пород. В районах двухслойного строения мерзлых толщ произошло опускание кровли «мерзлоты» до глубины 10-20 м, усилились процессы термокарста. Смягчение климата привело к появлению деградационных типов геотемпературных кривых до глубины 50-100 м. Следует отметить, что на фоне общего деградационного развития геокриологических условий за счет короткопериодных колебаний климата отмечались интервалы времени с интенсификацией и ослаблением криогенных процессов.

Уникальные сведения об изменение климата Сибири с конца палеогена до наших дней получены на основании анализа донных осадков озера Байкал. Палеогеокриологическая интерпретация содержащихся в осадках диатомовых водорослей и биогенного кремнезема позволили С.М. Фотиеву выделить в плейстоцене 19 морских изотопных стадий (МИС), соответствующим периодам похолодания и потепления климата (Фотиев, 2005; 2007). Им отмечается, что только за время неоплейстоцена, продолжительностью 0.8 млн лет, существовало 11 криохронов, в которых геокриологические условия были не менее суровыми, чем в сартанский период позднего плейстоцена (рис. 8.2).

Рис. 8.2. Выделение холодных и теплых периодов (хронов) на основе палеогеокриологической интерпретации байкальской записи биогенного кремнезема и интенсивности почвообразования на юге Западной Сибири (по Фотиеву, 2007).

а – инсоляция за июнь; б – морская изотопная кривая; в – литологическая колонка; г – МИС; д – изменение содержания биогенного кремнезема; е – криохроны и термохроны; 4 – криохроны; 5 – термохроны.