Когда говорят о современном или древнем оледенении Земли, имеют в виду обычно лишь его наземную, наиболее яркую и эффектную форму проявления — ледники, незаслуженно «забывая» подземную и морскую составляющие. Подземные льды, как и наземные, существуют геологически длительное время, в течение тысяч, десятков, сотен тысяч, возможно, миллионов лет. Можно уверенно говорить о трех различных формах проявления единого оледенения Земли — наземной, подземной и морской, связанных между собой. Все они закономерно распределены в пространстве и составляют вместе единую зону — криолитозону.
Наземное оледенение — это прежде всего ледники суши. Они образуют огромные покровы, крупнейшие из которых — Антарктический площадью около 14 млн. км2 и толщиной свыше 4 км, а также Гренландский площадью около 1,8 млн. км2 и толщиной до 3,4 км. Гораздо меньшую площадь занимают ледниковые покровы арктических островов — архипелаги Шпицберген, Земля Франца-Иосифа, Новая Земля, Северная Земля, Канадский Арктический архипелаг и др. Их общая площадь составляет всего 0,24 млн. км2. Еще меньше площадь всех вместе взятых горных ледников, но значение их в жизни людей и развитии природных процессов огромно. Крупные ледниковые покровы — устойчивые, длительно существующие образования. На их зарождение и развитие требуются сотни тысяч лет. Мелкие покровы островов и горные ледники имеют относительно «молодой» возраст, измеряемый тысячами и десятками тысяч лет. Подсчитано, что средняя продолжительность «жизни» ледникового льда в условиях антарктического покрова составляет порядка 200 тыс. лет, а по мнению некоторых ученых, достигает 500 тыс. лет! Это означает, что, образовавшись на поверхности ледникового покрова в его центре, каждая льдинка достигнет края ледника и растает здесь или вынесется в море в виде айсберга, просуществовав на Земле 200—500 тыс. лет.
Подземные льды и льдистые мерзлые горные породы также существуют многие десятки и сотни тысяч лет беспрерывно, «вечно». Благодаря этому в них хорошо сохранились ископаемые остатки древних растений и животных. Как уже говорилось, площадь подземного оледенения Земли примерно в два раза превышает площадь наземного. Если же рассматривать отдельно Северное полушарие, то это соотношение еще больше.
Морское оледенение, или устойчивый многолетний покров плавучих льдов, также существует очень давно. В центре Арктического бассейна, как полагают, его возраст составляет первые миллионы, а вокруг Антарктиды первые десятки миллионов лет! Толщина многолетних покровов морских льдов в центральной части Арктического бассейна составляет в среднем 3 м, нередко достигая 4,5 м, а иногда и более, поскольку льды постоянно нагромождаются друг на друга. Ледяные торосы высотой 10 м не редкость в центре Арктики, а вблизи побережий поднимаются громады высотой более 15—20 м. Покровы плавучих льдов — своеобразная форма оледенения Земли. Они постоянно дрейфуют и выносятся из полярных водоемов, периодически обновляясь. Лед ледников суши также постоянно движется и обновляется.
Все три формы единого оледенения Земли обусловлены одной главной причиной — дефицитом тепла на поверхности суши и моря. Наземное оледенение развивается там, где не только существует холодный климат, но и выпадает достаточно много атмосферных осадков в виде снега, которого должно выпадать зимой больше, чем таять летом. Как говорят климатологи и гляциологи, баланс твердых атмосферных осадков должен быть положительным. В связи с этим в Северном полушарии наиболее крупные ледники и ледниковые покровы располагаются в зоне влияния влажного атлантического или тихоокеанского воздуха: Гренландия, Шпицберген, Земля Франца-Иосифа, Новая Земля, Северная Земля, Аляска, Канадский Арктический архипелаг. А на удаленных от зоны влияния влажного атлантического и тихоокеанского воздуха Новосибирских островах ледников нет, несмотря на их высокоширотное положение.
Подземное оледенение развивается в пределах суши там, где при дефиците тепла мало выпадает атмосферных осадков, особенно зимних. Снега здесь выпадает меньше, чем может стаивать летом. Области мощного подземного оледенения в Центральной и Северной Якутии — это районы, где выпадает мало снега. Общее летне-зимнее количество атмосферных осадков здесь составляет нередко всего 50—200 мм, как в пустынях и полупустынях.
Существование морского оледенения, приуроченного исключительно к полярным и приполярным широтам, обусловлено малым количеством поступающего сюда солнечного тепла. Иногда границы его далеко отодвигаются к северу под воздействием теплых течений. Особенно яркий пример — течение Гольфстрим, благодаря которому круглогодично не замерзает большая часть Баренцева моря, тогда как расположенные южнее Белое и Печорское моря замерзают. Некоторые арктические моря отепляют выносимые в них пресные воды крупных рек — Оби, Енисея Лены, пересекающих всю Сибирь с юга на север.
Распространение подземных льдов
Довольно часто приходится слышать от неспециалистов сомнения в том, что на огромных пространствах Сибири, Канады и Аляски под высокоствольными таежными лесами на очень небольшой глубине от поверхности находятся постоянно мерзлые толщи горных пород и подземных льдов. Более понятно, что они есть в тундровой зоне, где растут лишь мхи, лишайники, кустарнички, травы и осоки. Но чтобы на мерзлоте, над скоплениями подземных льдов росли березы, ели, лиственницы, сосны? Это представляется совершенно неправдоподобным. Однако это так. Главное для таежной растительности не сам факт существования или отсутствия мерзлых горных пород с подземными льдами, а то, на какую глубину они оттаивают летом.
Примерная глубина летнего оттаивания неодинаковых по составу грунтов в различных географических зонах
|
Грунт |
Глубина летнего оттаивания (в и) в географических зонах |
||
|
тундровой (прибрежные равнины Северного Ледовитого океана) |
таежной (Средняя и Восточная Сибирь) |
таежно-степной (юг Сибири) |
|
|
Торф |
0,2—0,4 |
0,6—0,8 |
0,8—1 |
|
Глина |
0,8—1 |
1,5—2 |
1,8—2,5 |
|
Песок |
1,2—1,8 |
2—2,4 |
3—4 |
В тундровой зоне на равнинах близ побережья Северного Ледовитого океана глубина летнего оттаивания на глинистых грунтах составляет обычно не более 0,8—1 м, и лишь на песках, в которые лучше просачивается атмосферная влага летом, достигает 1,8 м. В таежной и таежно-степной зонах грунты в целом оттаивают больше: глинистые до 2—2,5 м, песчанистые на юге Сибири до 3—4 м.
Таким образом, глубина летнего оттаивания мерзлых горных пород определяется их составом и климатом. Там, где климат влажный, летние температуры невысоки и даже в июле в среднем составляют не более 8—10° С и преобладает облачная туманная погода с частыми моросящими дождями, глубина сезонного оттаивания невелика. Именно в этих районах распространена тундровая растительность. В районах с наиболее суровым, но континентальным климатом, для которых характерны резкие перепады между летними и зимними температурами, т. е. там, где зимой очень холодно, а летом жарко, глубина сезонного (летнего) оттаивания наибольшая и здесь растет лес. Например, в Якутске, где зимой морозы достигают —64° С, в июле зафиксирована температура 38° С, в Верхоянске, находящемся в верховьях р. Яны, температура зимой опускается до —68° С, а летом поднимается до 35° С. Тайга раскинулась вокруг полюса холода Северного полушария — Оймякона (верховья р. Индигирки), где зафиксирована самая низкая температура на земной поверхности, не покрытой ледниками, —71 ° С, но летом здесь температура поднимается до 33° С. Меньше всего оттаивают летом в любой ландшафтно-географической зоне торфяно-болотные грунты.
В пределах распространения толщ мерзлых горных пород с подземными льдами с севера на юг располагаются, сменяя друг друга, следующие растительные зоны: тундровая, лесотундровая, таежная, таежностепная. Последняя приурочена у нас в стране главным образом к районам Забайкалья. В зоне тундры различают арктическую каменистую тундру, называемую часто «арктической пустыней», мохово-лишайниковую и кустарниковую. В таежной зоне наиболее далеко на север среди древесных пород проникают в пределах Сибири сибирская и даурская лиственницы, поскольку они обладают стелющейся приповерхностной корневой системой и могут произрастать на сравнительно неглубоко оттаивающих льдистых глинистых грунтах. Ель, пихта, сосна, береза предпочитают песчанистые грунты с более глубоким залеганием летом кровли мерзлых горных пород.
Охарактеризовав верхние пределы залегания вечномерзлых горных пород с подземными льдами, рассмотрим их распространение по площади и глубине. Они занимают в нашей стране площадь около 10 млн. км2, т. е. почти половину территории. Кроме того, мерзлые горные породы и отрицательно-температурные соленые воды (криопэги) широко распространены на арктическом шельфе и в центральной части Северного Ледовитого океана. О характере распространения вечномерзлых толщ с подземными льдами, а также отрицательно-температурных соленых вод и грунтов на территории СССР дает наглядное представление схема. В пределах занимаемой ими площади на суше выделяют две основные зоны: северную — сплошного и южную — островного распространения мерзлых толщ. Зоны абсолютно сплошного распространения не существует, поскольку даже в районах с самыми суровыми климатическими и мерзлотными условиями существуют талые участки — своеобразные узкие коридоры. Они располагаются под руслами больших рек, крупными озерами, в местах активной вертикальной циркуляции подземных вод вдоль глубоких разрывных тектонических нарушений — разломов земной коры. В зоне островного распространения мерзлые горные породы располагаются в виде островов среди основного моря талых пород и занимают менее 50% территории. Иногда между сплошной и островной выделяют зону прерывистого распространения мерзлых толщ, а южнее еще зону спорадического их распространения, где они составляют несколько процентов территории.
В вертикальном разрезе мерзлой толщи также выделяют несколько зон, или слоев. В верхней ее части, находящейся под слоем летнего оттаивания, температура в течение года непостоянна, здесь в несколько сглаженном виде сказываются сезонные, Летне-зимние изменения температуры воздуха. На глубине примерно 10—15 м от дневной поверхности располагается слой нулевой годовой амплитуды температур. Ниже залегают мерзлые горные породы с отрицательной в течение года температурой, которая с глубиной постепенно повышается за счет потока внутриземного тепла и на определенной глубине становится равной 0° С. В мерзлых толщах, расположенных ниже слоя годовых (сезонных) изменений температуры, проявляются только вековые и тысячелетние колебания температуры, нередко накладывающиеся друг на друга и нарушающие закономерную картину постепенного потепления земных недр с глубиной.
Расстояние по вертикали между подошвой слоя сезонного оттаивания и глубиной залегания горных пород с температурой 0° С называется мощностью мерзлых толщ (на рис. 6 она составляет около 40 м). На равнинах мощность мерзлых толщ закономерно увеличивается к северу и уменьшается к югу. Горы осложняют эту закономерную картину, поскольку к широтной климатической зональности примешивается высотная поясность, а с высотой температуры воздуха, как известно, понижаются. Глубина залегания толщ горных пород с отрицательной температурой на равнинах Крайнего Севера близ побережий арктических морей достигает 450—600 м, а наибольшая глубина отмечается в горах и плоскогорьях Сибири.
Наибольшие глубины залегания подошвы толщ горных пород с отрицательной температурой в различных регионах (по И. А. Некрасову и др.)
|
Тип местности |
Регион |
Географический пункт |
Глубина, м |
|
Равнины и возвышенности |
Европейская часть СССР |
г. Нарьян-Мар |
150 |
|
г. Воркута |
200 |
||
|
пос. Амдерма |
400 |
||
|
Западная Сибирь |
п-ов Ямал |
450 |
|
|
г. Лабытнанги |
350 |
||
|
г. Салехард |
190 |
||
|
Гыданский п-ов |
300 |
||
|
р. Мессояха, верховья |
400 |
||
|
р. Енисей на широте Полярного круга |
370 |
||
|
Якутия |
пос. Тикси |
630 |
|
|
пос. Жиганск |
600 |
||
|
г. Якутск |
450 |
||
|
Чукотка |
м. Шмидта |
330 |
|
|
г. Певек |
230 |
||
|
Аляска |
м. Барроу |
430 |
|
|
м. Томпсон |
390 |
||
|
Канада |
р. Маккензи в низовьях |
600 |
|
|
пос. Винте Хабор |
450 |
||
|
пос. Резолют |
400 |
||
|
пос. Раикин Иилет |
300 |
||
|
Плато и горы |
Среднесибирское плоскогорье |
р. Марха в верховьях |
1500 |
|
г. Мирный |
550 |
||
|
Верхояно-Колымская горная страна |
г. Верхоянск |
600 |
|
|
Забайкалье |
хр. Удокан |
1000 |
Так, в буровой скважине на северо-востоке Среднесибирского плоскогорья в истоках р. Мархи близ Северного полярного круга она составляет 1500 м. Естественно, что у южной границы распространения мерзлых толщ мощность их наименьшая — первые десятки метров, в зоне прерывистого распространения — в среднем около 100 м.
Помимо мощности важным показателем состояния мерзлых горных пород с подземными льдами является их температура. Когда говорят о ней, имеют в виду температуру мерзлых толщ в основании слоя ее годовых колебаний, т. е. в слое нулевой годовой амплитуды. Это дает возможность сравнивать температуры мерзлых толщ в разных регионах и выявлять их различия, определяемые целым рядом факторов. Прежде всего температура мерзлых толщ в том или ином регионе зависит от теплового баланса, теплообмена между почвой и атмосферой. Чем меньше поступает на поверхность Земли лучистой солнечной энергии, преобразуемой в тепловую, и чем больше ее отдается в пространство, тем ниже должна быть температура мерзлых горных пород. Если бы все остальные факторы были равнозначны, то температура мерзлых толщ закономерно понижалась бы при движении на север. И в целом для равнинных территорий это так. Но на температурном режиме мерзлых толщ сказываются еще много факторов: толщина снежного покрова, характер растительности, рельеф местности, ее геолого-тектоническое строение, состав грунтов и т. д.
Снежный покров оказывает в основном отепляющее воздействие на почву и приповерхностные слои литосферы. Но вместе с тем он оказывает и охлаждающее влияние. Во-первых, там, где больше скапливается снега, почва позже прогревается весной. На таяние снега затрачивается большее количество тепловой энергии. При малой толщине с нежного покрова он практически не является теплоизолятором, т. е. не предохраняет почву от выхолаживания, но вместе с тем от его белой поверхности отражаются солнечные лучи, лучистая энергия Солнца не преобразуется в тепловую. Отражательная способность снежного покрова характеризуется величиной альбедо (от лат. «альбус» — белый), которая равняется отношению отраженного снегом радиационного потока к падающему. В полярных странах альбедо чистого свежевыпавшего снега составляет 0,85—0,9, т. е. до 90% лучистой энергии Солнца отражается от него. Таким образом, снег может быть и отепляющим и охлаждающим фактором. При его достаточном количестве он действует в основном как отепляющий фактор, предохраняющий землю от выхолаживания.
Растительность, ее характер во многом определяют температуру приповерхностных толщ горных пород, поскольку существенно влияют на теплообмен между атмосферой и верхними слоями земной коры. От характера растительного покрова — его высоты и густоты — зависит количество отраженной лучистой энергии Солнца, он защищает почву от влияния, в том числе и иссушающего, ветров, регулирует влагообмен между почвой и атмосферой. В целом можно так охарактеризовать влияние растительного покрова: он предохраняет почву от зимнего охлаждения и летнего прогревания. Поэтому в жарком климате его влияние охлаждающее, а в холодном — отепляющее. В тундровой зоне особенно важное значение имеет моховой покров. Мох плохо проводит тепло, легко поглощает влагу. Влагоемкость гипновых (одного из родов так называемых «зеленых») мхов превосходит 350%, а сфагновых («белых») 1300—1500%. Это значит, что 1 г сухого мха может поглотить до 15 г воды. Зимой при малом снежном покрове влагонасыщенный мох, замерзая, превращается в лед и уже хорошо проводит тепло, не препятствуя выхолаживанию грунтов. Поэтому температура в мерзлых торфяниках всегда на 1—3° С ниже, чем на окружающих территориях, они — своеобразные коллекторы холода. Близ южного предела распространения вечной мерзлоты собственно мерзлыми являются только массивы торфяников, представляющие собой как бы ледяные глыбы, погруженные в талые грунты у их поверхности.
Отепляюще действуют на мерзлые толщи поверхностные воды, как стоячие — озера, лагуны, так и текучие — ручьи, реки. Под ними всегда есть таликовые зоны — сквозные, которые насквозь пронизывают мерзлые толщи, и несквозные, когда мерзлые толщи оттаяли не на всю глубину. Первые образуются под наиболее крупными реками и озерами, вторые под более мелкими. Отепляюще действуют на мерзлые горные породы подземные воды, а также некоторые геохимические процессы, идущие с выделением тепла, например окисление сульфидных руд.
Если рассматривать в целом картину распределения температуры мерзлых толщ, то самые невысокие отрицательные значения свойственны южным районам их распространения, где они составляют всего —0,5… —1° С. Именно такие температуры мерзлых толщ характерны для района г. Воркуты на северо-востоке европейской части СССР, для городов Салехарда и Игарки на севере Западной Сибири. Самые низкие температуры мерзлых толщ —12…— 14°С отмечена на п-ове Таймыр, в пределах Станового нагорья, на арктическом побережье Канады. Выдающимися советскими мерзлотоведами Б. Н. Достоваловым и В. А. Кудрявцевым выделено пять мерзлотно-температурных зон, характеризующихся определенными комплексами мерзлотных условий. Первая, наиболее южная со средними температурами от 0 до —1°С, вторая более северная с температурами от —1 до —3° С, третья от —3 до —5° С, четвертая от —5 до —10° С и пятая, наиболее северная, где температуры мерзлых толщ ниже —10° С.
Давно подмечена зависимость температуры мерзлых толщ от среднегодовой температуры воздуха в том или ином регионе, хотя полного соответствия между ними нет. Температура мерзлых горных пород обычно выше средней годовой температуры воздуха, поскольку на них отепляюще влияют растительность, снеговой покров, поверхностные и подземные воды и т. д. М. К. Гавриловой установлена достаточно четкая зависимость между значениями годовых сумм температур воздуха и характером распределения мерзлых толщ. Зона их сплошного распространения соответствует наиболее низким значениям годовых сумм температур воздуха (—2000, —6000 градусо-дней в год), зона прерывистой мерзлоты — относительно умеренным (—1000, —1500), зона островной мерзлоты — самым высоким (—400, —1000 градусо-дней в год).
Огромное влияние на температуру мерзлых толщ оказывает высота местности над уровнем моря. Именно этим фактором обусловлено широкое распространение мерзлоты в горных районах умеренных широт, поскольку установлено, что на каждые 100 м высоты температура воздуха понижается на 0,5—0,6° С. Известным советским мерзлотоведом А. П. Горбуновым вся зона распространения вечной мерзлоты подразделена на две главные области: приполярную (зональную) и альпийскую (горную), где наличие мерзлых толщ обусловлено не широтной зональностью, а высотной поясностью. В свете вышеизложенного становится понятным, почему южная граница распространения мерзлых толщ имеет далеко не широтное положение: на него влияют и географическая зональность, и высотная поясность, и конкретные ландшафтно-геологические особенности того или иного региона. Наглядное представление о влиянии высоты местности и рельефа на ширину зоны распространения мерзлоты дает сравнение территорий Западной Сибири с ее плоским низменным рельефом и Средней Сибири с ее плоскогорьями и южными горами. В первом случае южные пределы распространения мерзлых горных пород едва выходят за Северный полярный круг, во втором — далеко за южную границу СССР.
Рассмотрим распространение мерзлых толщ с подземными льдами на территории нашей страны. В северной половине Кольского п-ова они образуют лишь отдельные острова. Далее на восток южная граница островной мерзлоты протягивается в направлении устья р. Мезени, затем почти достигает широтного колена р. Печоры. В пределах Уральских гор она резко опускается на юг примерно до 58° с. ш. Огромную Западно-Сибирскую равнину южная граница мерзлых толщ пересекает, плавно изгибаясь в юго-восточном направлении от широтного колена р. Оби на западе до устья р. Подкаменной Тунгуски на востоке.
Толщи мерзлых горных пород на севере Западной Сибири имеют сложное строение. Именно здесь впервые в истории мерзлотоведения было установлено двуслойное строение мерзлых толщ и наличие ниже современного слоя древнего, реликтового, отделенного от него талыми породами. Это — следствие сложной истории развития мерзлых толщ, чередования периодов с более и менее суровым температурным режимом, а также сложного геологического строения территории. Север Западной Сибири — район интенсивного современного хозяйственного освоения, и знание закономерностей строения и распространения мерзлых горных пород с подземными льдами здесь очень важно не только с научной, но и с практической точки зрения.
В районе устья р. Подкаменной Тунгуски южная граница распространения мерзлых толщ резко поворачивает на юг, следуя вдоль правобережья р. Енисея и оконтуривая западные склоны Среднесибирского плоскогорья. Область распространения мерзлоты охватывает южные горы Сибири и Средней Азии и уходит в горные районы МНР и КНР. На Дальнем Востоке южная граница распространения мерзлых толщ оконтуривает восточное побережье Камчатки, а также горный хребет Сихотэ-Алинь, протягивается вдоль левого берега р. Амура в его низовьях. Горная, или альпийская, мерзлота есть не только в горах Южной Сибири, на Тянь-Шане, Памире, но даже на Кавказе.
Вечномерзлые толщи с подземными льдами широко распространены в Северном полушарии и за пределами СССР. В Северной Америке зона сплошной мерзлоты охватывает север п-ова Аляска и Канады, а также острова Арктического архипелага, включая ледники в их пределах. Южная часть п-ова Аляска и территория Канады, прилегающие к Гудзонову заливу, — области несплошной мерзлоты. К зоне сплошной мерзлоты относятся обычно северная и центральная части Гренландии с ее ледниковым покровом, в Южной части предполагается несплошное распространение мерзлоты. В Европе за пределами СССР островная мерзлота имеется в горах на севере Скандинавского полуострова. В Азии, за пределами СССР, она занимает значительные пространства в МНР и КНР. Особенно широко она развита в пределах горных систем Гималаев, Гиндукуша, Каракорума, Куньлуня и высокогорного Тибетского нагорья.
На сегодняшний день можно считать установленным, что горная мерзлота есть в районах с субтропическим и даже тропическим климатом. Не везде имеются прямые данные о ее наличии, но есть косвенные подтверждения — ледники. Они существуют на высоких вулканах Мексики: Орисаба (5700 м), Попокатепетль (5452 м), Икстасихуатль (5288 м). Появляются данные о существовании вечной мерзлоты в Африке на наиболее высоких конусах потухших вулканов и отдельных вершинах, где есть ледники — горы Кения, Килиманджаро, Рувензори. Величайшая гора Африки Килиманджаро состоит из двух вершин, разделенных седловиной. Одна из них — вулканическая некка Маванзи высотой 5356 м не имеет ледникового и даже постоянного круглогодичного снежного покрова, а другая — вулканический конус Кибо высотой 6010 м — покрыта ледниковой шапкой. Есть все основания считать, что вокруг нее и подо льдом существуют мерзлые горные породы. В Южной Америке они занимают достаточно значительные площади в горных системах Анд. Мерзлые горные породы отмечены на вулкане Фудзияма в Японии и даже на Гавайских островах (потухший вулкан Мауна-Кеа). Единственный континент, где вечная мерзлота отсутствует, — Австралия.
Не имеет полной ясности вопрос о характере и масштабах распространения мерзлых толщ в Антарктиде. В «оазисах», т. е. своего рода проталинах в ледниковом льду, где выходят на дневную поверхность скальные и рыхлые горные породы, вечная мерзлота установлена. Но закономерности ее пространственного распространения, глубина проникновения в земные недра, температура далеко еще не выяснены. Не так давно было установлено, что в самом центре антарктического ледникового покрова толщиной более 4 км в районе Полюса Недоступности существуют подледные озера на больших площадях. Природа их может быть двоякой: плавление льда под воздействием потока внутриземного тепла или трения движущегося льда о скальное ложе. На американской станции Берд из-подо льда толщиной более 2 км в скважину затекла вода, поднявшись на 60 м. Ясно, что толстый покров льда оказывает отепляющее влияние на находящиеся под ним горные породы в полярных широтах, предохраняя их от выхолаживания. Поэтому можно предполагать, что под многокилометровыми толщами льда мерзлоты нет или она развита ограниченно даже в областях с самым суровым климатом на Земле, каковым является Антарктида. Под тонкими же ледниками и у края толстых она есть. Например, мерзлые толщи с температурой —13° С зафиксированы на севере Гренландии подо льдом толщиной около 1300 м. На о-ве Элсмира — самом северном в Канадском Арктическом архипелаге, в основании ледникового купола Агассиц толщиной 139,5 м температура льда составляет —19,04° С, а при толщине льда 338 м —16,7° С. Следовательно, примерно такой же является и температура подстилающих лед мерзлых горных пород в их верхней части. Вопрос о закономерностях распространения вечной мерзлоты под ледниковыми покровами решится только после того, как будет пробурено достаточное число скважин в толще льда и подстилающих горных породах. Пока же число скважин, прошедших ледниковый покров, имеющий толщину свыше 1 км, очень невелико.
Спорным является также вопрос о распространении мерзлых горных пород с подземными льдами под дном полярных морей. Одни ученые считают, что вследствие огромного отепляющего влияния воды мерзлые толщи не могут долгое время существовать под дном морей. Другие, напротив, исходя из конкретных фактов, обосновывают эту возможность. Любопытно, что русские исследователи Арктики уже в начале нашего века приводили примеры сохранения подземных льдов под дном морей. Так, ледяное дно отмечалось под слоем полужидкого ила вдоль отмелых берегов Новосибирских островов. На этих же островах известные исследователи севера Сибири академик К. А. Воллосович и Э. В. Толль отмечали, что льды, выходящие в обрывах берегов, перекрыты солоноводными глинами и суглинками с морскими раковинами и плавучим лесом (плавником). Этими наблюдениями доказывалась возможность сохранения мерзлых толщ с подземными льдами под дном арктических морей геологически длительное время, которое, требовалось для накопления слоев глин и суглинков с морскими раковинами. Аналогичные условия залегания подземных льдов под морскими глинами и суглинками можно наблюдать в низовьях р. Енисея. Здесь вертикально ориентированные ледяные жилы, формирование которых, как далее узнает читатель, возможно только на суше, перекрыты 20-метровой толщей морских глинистых отложений.
Возможность сохранения мерзлых отложений и подземных льдов под дном полярных морей обусловлена тем, что на большей части их акватории в придонных слоях вода имеет отрицательную температуру. Известно, что соленая вода замерзает при температуре ниже 0° С. Морская вода нормальной солености (36%с), содержащая 36 г солей на 1 кг раствора, замерзает при —2 °С, с соленостью 27‰ — при —1,8 °С, 22‰ — при —1,2 °С, 16‰ — при —0,9 °С и т. д. Если соленость морской воды выше нормальной, то она замерзает при температуре ниже —2° С. Засоленность донных морских грунтов обычно выше, чем наддонных вод. Но даже при одинаковой солености температура замерзания иловато-глинистых морских грунтов ниже, чем воды. С началом промерзания минерализация грунтовых вод повышается за счет вымораживания солей из мерзлых отложений, достигая 60—80 г на 1 кг раствора, температура становится отрицательной, но он не переходит в лед. Согласно экспериментальным данным, донные илы с соленостью 20‰, т. е. ниже нормальной, начинают промерзать при температуре —1,2÷—1,3° С, с соленостью 40‰, т. е. несколько выше нормальной, — при температуре —2,4÷—2,6 °С, с соленостью 50‰ — при —3,2 °С. Твердомерзлыми илы с соленостью 40—50‰ становятся при температуре —4÷—5 °С. Поскольку температура морской воды у дна полярных водоемов обычно не бывает ниже —1,8° С, накапливающиеся там илы находятся в немерзлом — жидком или вязкопластичном состоянии.
Промерзание донных морских грунтов начинается обычно лишь на мелководьях в тех случаях, когда поверхностный лед смерзается с дном. В ходе промерзания вместе со льдом из минерализованной воды грунтов выпадают соли в виде новообразованных минералов. При замерзании морской воды нормальной солености, т. е. при температуре от —1,9 до —2,0° С, из нее выпадает углекислый кальций — минералы кальцит или арагонит; при температуре замерзания от —7,8 до —8,2° С более минерализованных вод из них выпадает водный сульфат натрия — минерал мирабилит; при температуре —23° С из раствора выпадает наиболее растворимая (поваренная) соль — хлористый натрий, или минерал галит. Рассолы вымораживания иногда пропитывают линзы, прослои и целые горизонты отложений, не давая им замерзнуть. Их называют, как и отрицательно-температурные соленые морские воды, криопэгами.
Положительно-температурные придонные воды и грунты в арктических морях и вдоль склонов океанических впадин Полярного бассейна распространены только в районах проникновения теплых атлантических и тихоокеанских вод, а также близ впадения крупных рек, дельты которых далеко вдаются в мелководные моря, например вблизи устья р. Лены. Но теплые и пресные воды таких могучих сибирских рек, как Обь и Енисей, растекаются поверх соленых, холодных и потому более тяжелых вод Карского моря. В его южных районах ниже слоя опресненных обь-енисейских вод толщиной 10—15 м с температурой около 6° С находятся соленые тяжелые морские воды с отрицательной температурой до —1,8° С. Так что отепляющее влияние речных вод на донные грунты арктических морей сказывается не всегда.
Непосредственные наблюдения показывают, что придонные воды и донные грунты с отрицательной температурой распространены на большей части арктических морей. Наряду с ними буровыми работами в мелководных прибрежных районах на разных глубинах под дном были вскрыты мерзлые горные породы со льдом. Так, В. М. Пономаревым еще в 1940 г. отмечены мерзлые толщи вертикальной протяженностью 66 м в бухте Кожевникова моря Лаптевых на глубинах 4,4 м, а в заливе Креста в пределах изобаты 12 м. Льдистые отложения вскрыты под далеко вдающимся в море молодым песчаным валом, отгораживающим залив Ванькину губу от моря Лаптевых на глубинах от 84 до 100 м, на расстоянии более 10 км от возвышенных мерзлых берегов. Льдистые грунты отмечены почти с поверхности дна в проливе Дмитрия Лаптева, отделяющего от материка архипелаг Новосибирских островов. Вокруг последних они также неоднократно наблюдались непосредственно ниже морского дна. Обнаружены льдистые отложения и в Аляскинско-Канадском секторе арктических морей, в частности, в районе мыса Барроу — самой северной оконечности Аляски, под слоем морской воды толщиной 4 м на расстоянии 117 м от берега. Перечень примеров, показывающих, что мерзлые горные породы с подземными льдами широко распространены в пределах арктических морей, можно было бы продолжить, но и приведенные наглядно иллюстрируют действительную картину.
Древние — реликтовые мерзлые толщи и подземные льды оказываются на морском дне вследствие размыва льдистых берегов и постепенного затопления суши наступающим морем. Когда-то, в геологическом масштабе времени не так давно, около 20 тыс. лет назад, суша простиралась далеко к северу от современных берегов Евразии и Северной Америки в пределы нынешних арктических морей. Особенно далеко на север она заходила в восточном секторе мелководных морей Советской Арктики — Лаптевых, Восточно-Сибирском, западной, части Чукотского. И именно в этих морях наиболее широко распространены реликтовые толщи мерзлых горных пород с подземными льдами. Льдистые берега очень быстро отступают под воздействием моря. Механическое действие волн и отепляющее действие воды, а также непосредственное нагревание солнечными лучами береговых обрывов приводят к высокому суммарному эффекту. Скорость отступания берегов, сложенных льдистыми мерзлыми толщами, в среднем составляет 5—10 м, но нередко достигает 15—20 м в год. Известны многочисленные случаи, когда льдистые берега арктических островов отступали со скоростью до 100 м в год и даже более.
История изучения Арктики богата сведениями об исчезнувших островах и связанных с этими событиями легендами. Каждому школьнику известна загадочная «Земля Санникова», которую русский промышленник Яков Санников видел к северу от Новосибирских островов, участвуя в их изучении в 1809—1812 гг. В районе открытой в 1764 г. в центральной части Восточно-Сибирского моря, а затем исчезнувшей «Земли Андреева» расположены мели, вокруг которых ныне скапливаются поля тяжелых сплоченных плавучих льдов. Н. А. Солнцев упоминает об исчезнувших в историческое время и исчезающих до сих пор островах в Баренцевом море. Так, о-в Колгуев раньше имел большую ширину, распространяясь дальше на запад, чем сейчас. Приблизительно в 46,3 км к северо-востоку от него 1688 г. был открыт о-в Витсона, Который оказался размытым волнами и исчез. Конечно, легенды, связанные с исчезнувшими островами в Арктике, привлекательны, романтичны, но действительность прозаичнее: они исчезают под сокрушающим действием моря и Солнца или являются плавучими ледяными полями.
Источник: И.Д. Данилов. Подземные льды. Издательство «Недра». Москва. 1990