Таким образом, области сплошной «вечной мерзлоты» начали
возникать еще в позднем плиоцене – 2 млн. лет назад, но сплошная криолитозона,
уже не исчезавшая впоследствии, образовалась около 650 000 лет назад, т.е. в
раннем плейстоцене в пределах севера Сибирской платформы. В равнинных участках
материков распространение криолитозоны связано с широтной зональностью, т.к.
количество солнечной радиации становится меньше к северу, понижаются
среднегодовые температуры, увеличивается альбедо – отражательная способность
поверхности Земли вследствие длительного сохранения снежного покрова. Снежное
поле отражает до 90% солнечной радиации, тогда как вспаханное поле только 7-8%.
В горных районах наблюдается высотная геокриологическая зональность. Возможно,
что в горах Памира и Гималаях мощность криолитозоны возрастает и до 3000 м
Мощность криолитозоны зависит от очень многих факторов:
широты местности, ландшафта, рельефа, геологического строения, структуры и
теплового потока. Например, на Анабарском древнем массиве Сибирской платформы
мощность криолитозоны превышает 1000
м, тепловой поток в докембрийских структурах невысокий –
15-25 мВт/м2 и очень маленький геотермический градиент. В то же время на более
молодой, эпипалеозойской Западно-Сибирской плите свойственен более высокий
тепловой поток – до 50 мВт/м2 и геотермический градиент до 5°С на 100 м. Поэтому на тех же
широтах мощность криолитозоны в Западной Сибири в 2-3 раза меньше и колеблется
от 300 до 400 м.
13.3. Строение криолитозоны.
В пределах распространения криолитозоны кровля
многолетнемерзлых пород всегда залегает на некоторой глубине, которая
определяется мощностью слоя, оттаивающего летом. Этот слой называется
сезонноталым, он полностью промерзает. В криолитозоне и на таликах зимой
образуется сезонномерзлый слой, который подстилается немерзлыми или талыми
породами. Летом этот слой полностью оттаивает.
Глубина промерзания или протаивания имеет важное значение и
зависит от количества солнечной радиации, поступающей в данный район летом и
зимой. В южных районах Западного Забайкалья, протаивание летом может достигать
4-6 метров,
но рядом, в зависимости от рельефа и ландшафта не превышает и 0,5 м. На крайнем севере,
например, на Земле Франца-Иосифа летом оттаивает всего 10-20 см грунта. В криолитозоне
всегда находятся участки, где сезонноталый слой не полностью промерзает зимой и
участки, где летом не полностью оттаивает сезонномерзлый слой. Оттаивание пород
начинается сразу после схода снега и его темп может достигать нескольких
десятков см в месяц. Даже на небольшой, казалось бы, однородной в климатическом
отношении площади, летнее оттаивание происходит на разную глубину и с различной
скоростью. Все зависит от конкретных геолого-геоморфологических особенностей,
экспозиции склона, залесенности и т.д. Слои сезонного оттаивания могут
промерзать не только сверху, но и снизу, со стороны многолетнемерзлых пород.
Слой сезонного промерзания и оттаивания чрезвычайно важен
для строительства, т.к. именно его мощностью определяются условия, в которых
закладываются фундаменты зданий, забиваются сваи и т.д. Поэтому составляются
детальные карты сезонноталых и сезонномерзлых, в которых происходят фазовые
превращения воды, связанные с поглощением или выделением тепла. Слой с
сезонными изменениями теплового состояния пород очень быстро реагирует на любое
техногенное вмешательство, при этом могут развиваться негативные процессы,
которые потом трудно ликвидировать.
В различных геологических районах строение криолитозоны
может отличаться. Местами развиты только мерзлые породы. В других районах,
например, на древних платформах, где осадочный чехол перекрывает
метаморфический фундамент, первый представлен мерзлыми, а второй морозными
породами.
На побережьях морей Ледовитого океана под мерзлыми породами
залегают охлажденные породы с криопэгами и переход между ними постепенный.
Верхняя толща мерзлых пород имеет более молодой возраст, чем более нижняя.
