Их взаимоотношение и взаимодействие с криолитозоной

Проблема взаимоотношения и взаимодействия ледни­ковых покровов и ледников с криолитозоной является частью более широкой проблемы: связи похолоданий и потеплений климата Земли с возникновением и динамикой наземного, мор­ского и подземного оледенений, которая рассматривалась К. К. Марковым, А. А. Величко и др. Кратко остановимся толь­ко на некоторых положениях, имеющих наибольшее значение для рассмотрения первой из указанных выше проблем.

1. Появление и прогрессирующее развитие наземного оле­
денения, оледенения моря (сезонного и многолетнего) и подзем­
ного оледенения (формирования ММП) обусловлены единой
причиной — похолоданием климата. Обратный процесс — де-
гляциация — уменьшение наземного оледенения, сокращение
оледенения моря и деградация мерзлых толщ обусловлены по­
теплением климата. Таким образом, все три вида оледенения
обусловлены единой основной причиной и имеют между собой
сложные причинно-следственные связи.

2. Наземное оледенение возникает и прогрессирует при по­
ложительном балансе массы выпадающих твердых осадков, т. е.
когда выпадение последних больше их расхода на таяние. По­
этому наиболее благоприятным условием для развития ледни­
ков является холодный морской климат с низкими температу­
рами лета и большим количеством атмосферных осадков в ви­
де снега. Такой климат свойствен территориям, находящимся
в высоких широтах и окруженным холодным, но не замерзаю­
щим морем, испарение с поверхности которого способствует
повышению влажности атмосферы и увеличению количества
атмосферных осадков.

231

3. Оледенение моря, т. е. образование на его поверхности
многолетнего (пакового) и сезонного ледового покровов, спо­
собствует уменьшению испарения, возрастанию континенталь-
ности климата, снижению влажности атмосферы и количества
осадков, а также понижению температур воздуха (увеличению
суровости климата). Формированию мерзлых толщ способству­
ет континентальный холодный климат (см. 1.1), поэтому оледе­
нение моря благоприятно сказывается на прогрессивном разви­
тии многолетнего промерзания пород на сопредельных частях
континентов и может приводить к сокращению наземного оле­
денения в результате уменьшения количества выпадающих
твердых атмосферных осадков.

4. Причинами деградации наземного оледенения могут яв­
ляться как потепление климата, так и уменьшение количества
твердых осадков в результате увеличения континентальности
климата при оледенении моря в высоких и средних широтах.
При отступании ледников и ледниковых покровов, вызванном
разными причинами, динамика геокриологических условий не­
одинакова. В случае уменьшения питания при сохранении хо­
лодного климата на территориях, выходящих из-под ледника,
устанавливаются существенно более суровые геокриологические
условия, чем в периоды деградации ледников при потеплениях.

5. В периоды крупных похолоданий климата в позднем кай­
нозое и прогрессивного развития наземного оледенения в лед­
никовых покровах в виде льда скапливается большая масса во­
ды. В результате этого происходят глобальные гляциоэвстати-
ческие понижения уровня Мирового океана, в том числе регрес­
сии Арктических морей. Так, понижение уровня Океана при­
мерно 20 тыс. лет назад достигало по разным оценкам от 80
до 120—140 м. До соответствующих изобат обнажалась поверх­
ность шельфа. Дегляциация ведет к гляциоэвстатическому по­
вышению уровня океана и трансгрессии (см. V.7).

Влияние ледников на формирование ММП по их периферии определяется масштабами оледенения и в связи с этим общим уровнем охлаждения. В ледниковые эпохи влияние крупных ледниковых покровов, а также оледенения моря на климат планеты и развитие ММП было максимальным (Величко, 1973). В межледниковья, в том числе и в современный период, это влияние ослаблено. Наибольшее воздействие на современ­ный климат в глобальном масштабе оказывает ледниковый по­кров Антарктики. Однако его влияние на формирование ММП ограничено незначительной по площади территорией, лишенной воды, поскольку материк со всех сторон окружен океаном. Влияние менее крупных ледниковых покровов и горных ледни­ков имеет различные масштабы: от регионального до локаль­ного. Даже такой крупный покров, как Гренландский, в цент­ральной части которого температура воздуха и льда вблизи поверхности ниже —30°С, не по всей периферии окружен ММП. В юго-западной части острова на свободных ото льда

232

территориях мерзлые толщи не обнаружены, а средние годо­вые температуры воздуха достигают здесь +1,8°С (Чижов, 1976).

Покровные ледники островов Арктики и крупные горные ледники Памира, Тянь-Шаня и других районов оказывают только локальное влияние на свою периферию. Летние темпе­ратуры воздуха над ледниками понижаются по сравнению с фоновыми вне их пределов на несколько градусов. Отдельные небольшие горные ледники площадью от одного до нескольких квадратных километров понижают летнюю температуру вблизи поверхности льда по сравнению с фоновой всего на 1—2°С.

По периферии ледников мерзлые толщи обнаружены во мно­гих районах с холодным полярным и континентальным клима­том: в Антарктиде, Гренландии, на о-вах Арктики, в высоко­горье Тянь-Шаня, Памира и Центральной Азии. В области сплошного распространения мерзлоты на территории Евразии и Северной Америки, особенно во внутриматериковых районах, современное оледенение развито относительно слабо и многие его особенности связаны с резко континентальным сухим кли­матом, способствующим в первую очередь развитию ММП.

Наибольшее воздействие на климат и ландшафты покров­ные и горные ледники оказывают в непосредственно прилегаю­щей к ним полосе. Обычно перед фронтом ледника проявляется охлаждающее действие сухих и холодных стоковых ветров, пе­рераспределяющих снег. Ветры сдувают его с повышенных уча­стков и наветренных склонов, где активно идет криогенное тре-щинообразование и формирование полигонально-жильных структур. В депрессиях рельефа и на подветренных склонах возникают снежники, иногда многолетние, активно идут нива-ционные процессы. В области таяния ледников в прилегающей к ним зоне проявляется отепляющее воздействие, связанное с талыми ледниковыми водами, которое может быть круглого­дичным при наличии донного таяния под ледниками. У холод­ных ледников с мерзлым состоянием пород ложа талые воды образуются и имеют сток только летом и в начале осени. По краевым промоинам, по глубоким трещинам талые ледниковые воды могут проникать до ложа ледника. Они формируют по периферии ледников талики, а при континентальном климате — и приледниковые наледи. Наиболее крупные наледи, примыка­ющие непосредственно к леднику, образуются при наличии субгляциальных таликов, по которым происходит круглогодич­ный сток подземных вод.

Прямое воздействие ледников на температурный режим и мощность подстилающих ММП практически всегда носит отеп­ляющий характер. Геокриологические условия участков, не по­крытых льдом: нунатаков, сухих долин (оазисов) Антарктиды, а также склонов долин и междуречий, соседствующих с горны­ми ледниками, всегда более суровые. Степень такого воздейст­вия в общем случае определяется среднегодовыми температура-

233

ми ледникового льда у подошвы слоя годовых колебаний £_л, мощностью ледника #_ш геотермическим градиентом в толще льда £_л, выделением тепла в процессе движения ледников в результате внутренних напряжений и деформаций и трения по­следнего о ложе q_T. Чем больше скорость движения ледниково­го льда, тем больше выделение тепла и выше его температуры. Значение этого фактора повышается от центральных частей ледниковых покровов, щитов, куполов к их периферии. В обла­сти абляции ледников оно больше в подвижных потоках и не­значительно в холодных массивах, где малы мощности и не­значительны скорости движения льда.

Понижение £_л, уменьшение Я_л и q_T (последнее, в частно­сти, и за счет меньшего теплопотока из толщи подстилающих пород) в определенных условиях способствуют существованию отрицательных температур на контакте ледниковый лед — ло­же и развитию субгляциальных мерзлых толщ. Отрицательные температуры толщи льда за счет перемещения холодного льда из более высоких зон области питания ледника или сохранение низких температур глубинных слоев ледника как следствие по­холоданий климата или изменения условий на поверхности (на­пример, редукции фирнового горизонта) также способствуют развитию и сохранению субгляциальной мерзлоты.

Средние годовые температуры ледников неодинаково фор­мируются в областях их аккумуляции (накопления) и абляции (убыли).

В области аккумуляции распределение температур льда определяется главным образом зональными особенностя­ми льдообразования. Подчеркнем, что зональные различия в процессах льдообразования значительны, соответственно вели­ки различия и в температурах льда /_л. Это позволяет оценить возможность распространения мерзлых и талых пород в ложе ледников, привязываясь к зонам льдообразования на их по­верхности.

Основные закономерности зональных процессов льдообразо­вания, граничные условия каждой выделенной зоны по тепло-и массообмену для условий стационарных ледников были впер­вые определены П. А. Шумским (1955). По этим процессам, а также по балансовым взаимоотношениям твердых и жидких ат­мосферных осадков, величине таяния, «запасу холода» в снеж­но-фирновой части разреза ледника, выраженным эквивалент­ным слоем воды, которая может замерзнуть за его счет, по на­личию и количеству рекристаллизационного, инфильтрационно-го и конжеляционного видов льда, образующихся за год, им выделены зоны льдообразования: рекристаллизационная (снеж­ная) , рекристаллизационно-режеляционная (снежно-фирновая), холодная инфильтрационно-рекристаллизационная (холодная фирновая), теплая инфильтрационно-рекристаллизационная (теплая фирновая) и инфильтрационно-конжеляционная (ледя­ного питания). А. Н. Кренке (1982) дополнительно выделил

234 . ■ ■ " " ' !

инфильтрационную (фирново-ледяную) зону и обосновал ее нестационарный характер. Режим этой зоны связан с движени­ем льда и перемещением фирна из условий вышележащих фир­новых зон в условия зоны ледяного питания и в область абля­ции, а также отражает колебания мощности фирна во време­ни. Анализ температурного режима в зонах льдообразования свидетельствует о принципиальной возможности существования ММП под ледниками во всех зонах, кроме теплой иифильтра-ционно-рекристаллизационной. На рис. V.22 приведена схема

Рис. V.22. Схема соотношения зон льдообразования области аккумуляции (1)_у области абляции (II) ледников и перигляциальной области (III) и распро­странения в них ММП. Зоны льдообразования: I—1 — рекристаллизациоиная; 1_2 — рекристаллизационно-режеляционная; I—3 — холодная инфильтраци-онно-рекристаллизационная; I—4 — теплая инфильтрационно-рекристаллиза-ционная; I—5 — инфильтрационная; I—б — инфильтрационно-конжеляцион-ная; распространение ММП: 1 — сплошное; 2 — от сплошного до островно­го; 3 —■ островное; 4 — талые породы; 5 — границы областей; 6 — границы зон льдообразования; 7 — граница ММП

соотношения зон льдообразования области аккумуляции, обла­сти абляции и показана возможность существования многолет-немерзлых пород под ледником в зависимости от изменения климата от континентального до морского (Шумский, 1955).

Для оценки распространения мерзлых пород под ледниками необходим анализ распределения температур и мощностей льда в зависимости от рельефа поверхности ледника и его ло­жа, а также ряда указанных выше условий. Такой анализ был впервые сделан К. А. Кондратьевой для ледников Новой Земли (1979), Земли Франца-Иосифа (1980) и Северной Земли (1982).

Ниже кратко рассмотрен температурный режим льда в раз­ных зонах льдообразования, что позволяет оценить возможно­сти развития мерзлых или талых пород под ледниками.

В рекристаллизационной (снежной) зоне средняя летняя температура воздуха не превышает —9...—10°С, температура даже в самые теплые дни не переходит через 0°, а г_л практиче­ски равна среднегодовой температуре воздуха /_в, т. е. ниже —25°С. Донное таяние у ложа возможно только при очень больших мощностях льда (800—1000 м и более). В этой зоне оно характерно для щитов (Антарктида) и отсутствует в вы­сокогорных ледниках Памира, Гималаев и др. В рекристалли-зационно-режеляционной (снежно-фирновой) зоне, где летом происходит таяние снега, г_л несколько превышает /_в и всегда выше —25°С. Здесь талое состояние пород ложа возможно при мощностях льда 300—500 м и более. В холодной инфильтраци-онно-рекристаллизационной зоне таяние снега и промачивание талыми водами толщи многолетнего фирна и затраты «запасов холода» на замерзание этих вод уже значительны. Этот про­цесс приводит к отеплению толщи фирна и льда на 5—10°С по сравнению с t_B. Последняя здесь выше, чем в снежно-фирно­вой зоне. Талое ложе может быть уже при сравнительно не­больших мощностях льда, изменяющихся от нескольких десят­ков до первых сотен метров. В инфильтрационной (фирново-ле-дяной) зоне, в зависимости от того, какая из фирновых зон, тепловая или холодная, лежит выше (см. рис. V.22) /_л изменя­ется от 0 до —5°С, редко ниже. Здесь температура таяния у ложа достигается при малых мощностях льда (первые десятки метров). В инфильтрационно-конжеляционной зоне при отсут­ствии многолетнего фирна г_л только на 3—5° выше U. Послед­няя в этой зоне часто достигает —10...—15°С, а иногда и ни­же. Для проявления таяния у ложа здесь необходима мощ­ность льда более 200—400 м, т. е. большая, чем в двух выше­описанных зонах. Существование инфильтрационно-конжеляци­онной зоны льдообразования на ледниках свидетельствует о том, что по периферии ледника распространены мерзлые толщи.

Во всех рассмотренных зонах льдообразования (за исклю­чением снежной) возможно таяние снега, а в ряде зон и вы­падение дождевых осадков. Мощная хорошо проницаемая снежно-фирновая толща делает возможным инфильтрацию в нее воды, а большие запасы холода в ней — замерзание воды в толще, сопровождающееся выделением соответствующего ко­личества тепла: Q=^q^m, где m — масса инфильтрующейся во­ды, <7ф — удельная теплота фазовых переходов. Если запасы холода в снежно-фирновой толще больше, чем количество теп­ла, способного выделяться при замерзании талых и дождевых вод, то существует принципиальная возможность полной их фиксации в границах каждой зоны. При этом чем больше воды замерзает в снежно-фирновой толще и большее количество тепла выделяется, тем выше становится г_л и тем значительнее она отличается от t_B. Именно эта аккумулирующая способность снежно-фирновой толщи в области питания ледников и отепле- . ние этой толщи за счет замерзания в ней инфильтрующихся вод

236

являются важнейшими факторами формирования температур­ного режима. При этом соотношение запасов холода и количе­ства инфильтрующихся вод определяет различия температур льда в разных зонах льдообразования. Вместе с тем формиро­вание в снежно-фирновой толще прослоев конжеляционного льда и уменьшение ее вертикальной проницаемости приводят к частичному стоку вод в нижележащие зоны и ослаблению их отепляющего воздействия в более высоких частях ледников.

В пределах теплой инфильтрационно-рекристаллизационной зоны запас тепла талых и дождевых вод больше, чем запас хо­лода в годовом слое аккумуляции. Зимнее охлаждение с по­верхности полностью расходуется на замерзание насыщенной водой снежной массы, а избыток воды стекает вниз по поверх­ности ледника. Поэтому здесь t_R всегда равна 0°, а под лед­ником распространены только талые породы.

В области абляции температурный режим ледников имеет свои особенности. За счет нормального градиента тем­пературы воздуха, т. е. ее повышения с уменьшением высоты, температура льда должна повышаться в том же направлении. Однако в действительности так бывает довольно редко, в осо­бенности при континентальном климате. В области абляции г_л чаще ниже, чем в вышележащих фирновых зонах. Снежный покров, стаивающий здесь летом полностью, не способен акку­мулировать талые и дождевые воды, которые стекают по по­верхности льда, температура которого в период таяния дости­гает 0°, а зимой значительно понижается до величин, завися­щих от высоты местности, температурного режима воздуха, высоты и плотности снежного покрова и режима выпадения снега и т. д. Именно продолжительность и тепловой реждм хо­лодного периода года в области абляции определяют преиму­щественно отрицательные значения t_R и их распределение по высоте. При континентальном климате в развитии выше гра­ницы питания инфильтрационно-конжеляционной зоны t_n сни­жается до —10°С и ниже. При мощности льда в областях аб­ляции, измеряемой десятками — первыми сотнями метров, под ним формируется субгляциальная криолитозона, а в основании ледника морена находится в изначально мерзлом состоянии (см. IV.2).

В условиях морского климата в области абляции /_л льда близка к 0° за счет более высокой температуры воздуха зимой и адвекции льда из теплой инфильтрационно-рекристаллизаци-онной зоны. Под такими ледниками ММП в области абляции не существуют. Между этими двумя крайними случаями суще­ствуют переходные, например когда лед из теплой инфильтра-ционно-рекристаллизационной зоны попадает в область абля­ции, где температура льда низкая. Здесь лед охлаждается до отрицательной температуры и под ледниками незначительной мощности могут существовать мерзлые толщи и формировать­ся изначально мерзлые морены и морены, образующиеся при

237

йромерзании талого моренного материала, транспортируемого из области накопления. Такие ледники известны на Шпицбер­гене и Новой Земле.

Соотношение зон льдообразования изменяется в зависимо­сти от степени континентальности климата. При этом меняет­ся как «набор» зон льдообразования, их высотное положение в рельефе, так и распространение мерзлых толщ (см. рис. V.22). Кроме того, набор и высота зон льдообразования определяют­ся положительной разностью оледенения, которая в ледниковых горных районах обусловлена превышением рельефа над уров­нем снеговой линии. С увеличением положительной разности оледенения возрастает и мощность ледникового льда. Теорети­чески возможно представить себе большое число вариантов ледников по набору и высоте зон льдообразования при различ­ных положительной разности и энергии оледенения, служащей мерой активности ледников (Гляциологический словарь, 1984). В действительности современные ледники не образуют полного* ряда всех возможных вариантов соотношения зон льдообразо­вания. Крупных ледниковых покровов только два (Антарктида и Гренландия). Остальные ледники покровного типа приуроче­ны к островам Арктики, и им свойственны несравнимо мень­шие площади и мощности льда. Горные ледники развиты во всех климатических зонах, включая тропическую, но набор к соотношение зон льдообразования у них ограничиваются вы­сотами гор и малыми значениями положительной разности оле­денения. К сожалению, данные о температуре льда ледников немногочисленны, и даже возможные варианты теплового ре­жима ледников недостаточно подтверждены соответствующим эмпирическим материалом.

На рис. V.23 представлены схемы вариантов соотношения зон льдообразования, температурного состояния ледников и ММП, основанные на анализе имеющихся фактических данных* обобщенных с геокриологических позиций. Н. Н. Романовским и М. М. Корейшей (1986), для двух основных морфологических типов ледников: покровных (купол—покров) (рис. У.23,Л, Б, Е) и горных (долинных) (рис. V.23, Г, Д, Ж, 3). Контуры ледников, здесь условны и отражают только основные особенности этих типов: наибольшие мощности в центре покровов и средней ча­сти горных ледников (вблизи границы питания). Подчеркнута влияние рельефа ложа на мощность ледникового льда и состо­яние пород в его основании, места формирования изначально мерзлых и «талых» морен. Очевидно, что все промежуточные морфологические варианты ледников будут иметь другую, ве­роятно, более сложную картину соотношения льда с ММП при тех же зональных условиях. Ледники, имеющие теплую и хо­лодную инфильтрационно-рекристаллизационные зоны при мор­ском климате, как правило, не имеют у ложа отрицательных температур. При полном наборе зон льдообразования и уме­ренно континентальном климате (рис. V.23, Д) возможно фор-

238

мирование ММП подо льдом в области питания. Заметим, что таким горным ледникам часто характерны большая протяжен­ность и высота области убыли. При этом ледниковый лед опус­кается гипсометрически настолько низко, что периферийная часть области абляции ледника располагается уже за предела­ми пояса распространения ММП в горах, на талых породах.

О мощности мерзлых толщ под ледниками достоверных све­дений нет. Под ледниковыми куполами Земли Франца-Иосифа и Северной Земли, при мощности льда до 100—200 м, темпе­ратура ложа достигает —10...—12°С при очень малых поло­жительных, а иногда и отрицательных температурных градиен­тах в средней и нижней по глубине частях ледника. Это, ви­димо, связано с существенным изменением климатических ус­ловий и режима льдообразования в относительно недавнем прошлом. Учитывая устойчивость температуры на таких глуби­нах по сравнению с температурой на поверхности, можно пред­положить, что мощность ММП превосходит мощность ледника и составляет не менее 200 м. Под ледником 31 в горах Сунтар-Хаята Верхояно-Чукотской горной области температура у ло­жа, рассчитанная по градиенту между глубинами 10 и 45 м, должна быть около —5° при мощности льда в месте измере­ния около 90 м. Вероятно, и в этом случае мощность мерзлой толщи составляет 150—200 м. В целом можно утверждать, что наиболее низкие температуры и наибольшие мощности ММП должны существовать под относительно маломощными ледни­ками, развивающимися в нижних зонах льдообразования при резко континентальном климате.

Состояние пород ложа крупных ледниковых покровов и гор­ных ледников зависит помимо указанных выше факторов от понижения температуры плавления льда за счет давления его толщи. Давление, равное 1 Па, снижает температуру фазового перехода на 0,075°. Поэтому при мощности ледникового льда 3000 м фазовые переходы происходят при температуре около —2°, при 400 м — около —0,3° (Савельев, 1983). Только за счет изменения давлений при колебаниях мощности ледника и отклонения ее в ту или иную сторону от равновесной в толще льда или на его контакте с ложем будет происходить плавление или конжеляционное льдообразование (рис. V.23). Породы, сла­гающие субгляциальные талики, или безводны, или содержат высоконапорные воды, передвигающиеся при высокой водопро­ницаемости пород вниз и к периферии ледника (в область с меньшими внешними давлениями). На контакте льда с порода­ми ложа могут существовать линзы гравитационных вод, а в депрессиях подледникового рельефа подледниковые озера, об­наруженные, например, под Антарктическим щитом. Подледни­ковые воды, играя роль смазки, благоприятствуют скольжению льда по ложу. Эти воды, стекая в направлении падения дав­ления, могут замерзать в толще или в основании холодной ча­сти ледников на их периферии, образуя прослои режеляцион-

239

Рис. V.23. Схемы соотношения зон льдообразования и области абляции типичных ледников с субгляциальными таликами и ММП (масштабы ледников не соблюдены). А — полярный покровный ледник: климат континентальный, очень холодный, очень боль­шая мощность льда (тыс. м) t_Jl =—20...—57 °С (Антарктида); Б — полярный покровный ледник: климат холодный, переходный от континентального к морскому, большая мощность льда (тыс. м), t_J1 до —10... —30 °С (Гренландия, разрез с севера на юг); В — полярный покровный лед­ник: климат континентальный холодный, средние и небольшие мощности льда (до первых сотен метров), *_л =—5... —15 °С (Земля Франца-Иосифа, Канадский архипелаг); Г — горный ледник: климат континентальный холодный, малые мощности льда (до 150 м), *_л =—5... —12 °С (Северо-Восток России); Д — горный ледник: климат холодный умеренно континенталь-

ный, мощности льда до 300—500 м, *_л от 0 до —20... —25 °С (Памир, Тянь-Шань); Е — субпо­лярный покровный ледник: климат переходный от континентального к морскому холодному средняя мощность льда (сотни метров), *_л =0... —5 °С (Шпицберген); Ж — субполярный гор­ный ледник: малые мощности льда (до 100 м), *_л =0... —5 °С (Шпицберген); 3 — горный ледник: климат переходный от континентального к морскому, значительные мощности льда (сотни метров), /_л преимущественно около 0 °С, в верхней части области питания до —5... —Ю °С (Аляска). 1 — ледниковый лед; 2 — горные породы; 3 — морская вода; 4 — изначаль- но мерзлые морены в основании ледника (а) и в захороненном состоянии (б); 5 — изначально талые морены в основании ледника и вне его (а) и те же морены в промерзшем состоянии (о); 6 — наледи; 7 — донное таяние ледника и инфильтрация напорных вод в породы- 8 — направление стока талых вод под ледником и ниже ММП (а) и по субгляциальным таликам (о); 9 — граница ММП; 10 — изолиния равновесной (по Б. А. Савельеву) температуры таяния льда; ;; — границы зон льдообразования и области абляции. Зоны льдообразования: с _;— снежная (рекристаллизационная), сф — снежно-фирновая (рекристаллизационно-режеляционная), хф — холодная фирновая (холодная инфильтрационно-режеляционная), тф — теплая фирно­вая (теплая инфильтрационно-рекристаллизационная), л — ледяного питания (инфильтрационно-конжеляционная), а — область абляции.

ного льда. Воды, идущие подземным стоком, разгружаются как в периферийной части ледников, так и за их пределами. Здесь эти воды могут быть не только напорными, но и иметь свобод­ный уровень. Таким образом, под ледниками с субгляциальны-ми таликами образуется единая система гидравлически связан­ных между собой подледниковых и подземных вод.

В приледниковой зоне талые ледниковые и разгружающие­ся подземные воды формируют наледи, подвергающие перера­ботке исходный ледниковый рельеф и отложения (см. 111.11). Интенсивность наледных процессов тем больше, чем значитель­нее сток из-под ледника, суровее геокриологическая и климати­ческая обстановка в приледниковой полосе. По периферии плейстоценовых ледниковых покровов активность наледеобра-зования возрастала на тех участках, где талые воды не созда­вали подпрудных бассейнов и их сток был направлен парал­лельно фронту ледника. В этом случае воды не выходили из зоны влияния ледникового покрова на природную обстановку, и большая часть их зимой расходовалась на наледеобразова-ние. Такая ситуация была в Центральной Европе, где перед фронтальными уступами ледниковых покровов, двигавшихся из Скандинавии, образовалась система прадолин рек, ориентиро­ванных с востока на запад.

При анализе влияния палеомерзлотных и палеогидрогеоло-гических условий районов древнего оледенения на их современ­ные мерзлотно-гидрогеологические условия в высшей степени важно, что, во-первых, ледники существенно изменяли интен­сивность и даже направление подземного стока во времени и по площади и, во-вторых, преобразовывали гидрогеохимичес­кую обстановку. Инфильтрация талых вод приводила к рас-преснению вод верхней части гидрогеологического разреза пу­тем замещения исходных, часто существенно минерализованных вод ультрапресными. Необходимо учитывать и обратную сторо­ну этого процесса, а именно увеличение минерализации и изме­нение химического состава вод подземного стока, имеющих ледниковое питание. Величина этих изменений зависит от ти­пов гидрогеологических структур, их гидрогеохимического раз­реза, интенсивности стока и других и может быть весьма зна­чительной. Конжеляционные льды, образующиеся в периферий­ной холодной части ледников, в том числе и преобразованные их последующим движением, могут и должны иметь химичес­кий состав и минерализацию подземных вод, а текстурные осо­бенности— ледникового льда. Эти льды приурочены к основа­нию ледника. В криолитозоне условия для их сохранения в тол­щах ледниковых отложений благоприятны. Эти льды наряду с осадочно-метаморфическим ледниковым льдом, а также с раз­личными первично грунтовыми льдами ММП, залегающих в ло­же ледников и в разной степени вовлеченных в движение, бу­дут определять пестроту строения и гидрогеохимического соста­ва подземных льдов изначально мерзлых морен (см. IV.2).

242

Подземный сток мог особенно сильно трансформироваться ледниковыми покровами, перекрывавшими в ледниковые эпохи части платформенных артезианских областей (Восточно-Евро­пейской, Западно-Сибирской, северо-запада Восточно-Сибир­ской). Здесь могли меняться не только интенсивность, но и об­щее направление подземного стока. Ледники и ледниковые по­кровы, с одной стороны, и геокриологические условия субгля-циальных и перигляциальных районов — с другой, представля­ют собой единую систему, имеющую общие причинно-следствен­ные связи. Соотношение мощности мерзлых толщ и ледников на разных стадиях динамики последних неодинаково. Так, по­холодание климата и обусловленное им возникновение и рас­ширение ледников и ледниковых покровов приводили к появ­лению суровых мерзлотных условий в приледниковых районах,, увеличению здесь мощности ММП, промерзанию таликов и др. При дальнейшем развитии оледенения перекрытие этих терри­торий ледниковым льдом обусловливает наличие здесь аномаль­но больших мощностей мерзлых толщ под краем ледников (рис. V.24,Л). Вследствие повышения температур пород суб-

Рис. V.24. Схема распределения мощностей мерзлых толщ в краевой

части наступающего (А) и отступающего (Б) ледников:

1 — ледник; 2 — основная изначально мерзлая морена; 3 — конечная

мерзлая морена; 4 — граница ММП

243

гляциальные мерзлые толщи начинают деградировать снизу вплоть до полного их исчезновения и образования субгляциаль-ных таликов. Отступание ледниковых покровов и ледников в районах с континентальным климатом, особенно обусловленное ухудшением условий их питания, сопровождается резким пони­жением температуры пород и их многолетним промерзанием на освободившейся из-под ледника территории. При этом в при-ледниковой зоне существуют аномально малые мощности мерз­лых толщ (рис. V.24, £)« Затем начинается этап увеличения мощности последних, и формируется комплекс криогенных про­цессов и явлений, характерный для суровых условий: криоген­ное растрескивание, образование повторно-жильных льдов, пер­вично-песчаных и песчано-ледяных жил и др. (см. Ш.4). В се­верной части области ММП, особенно на аккумулятивных рав­нинах, при больших фоновых мощностях льдистых мерзлых толщ (до 300 м и более) положительные аномалии, связанные с существованием ледниковых покровов в верхнем плейстоце­не, сохраняются и в настоящее время. Так, В. Т. Балобаев (1982) показал, что (севернее 67—-68° с. ш.) на полуостровах Ямал и Тазовский на высоких междуречных равнинах темпера­туры поверхности пород были выше, а мощности мерзлых толщ меньше в позднем плейстоцене (23—18 тыс. лет назад), чем южнее, на широте Полярного круга. Эти аномалии он объяснил наличием ледникового покрова. В настоящее время темпера­турная геокриологическая зональность восстановлена, а ано­мально низкие мощности мерзлых толщ сохранились.

Глава VI

ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫКРИОГЕНЕЗА И ОСОБЕННОСТИСТРОЕНИЯ КРИОЛИТОЗОНЫ ПЛАТФОРМ