Вечная мерзлота в Сибири

 В 1932 году  основоположник науки мерзлотоведения  М.И. Сумгин предложил теорию  деградации вечной мерзлоты. Он  полагал, что вечная мерзлота  представляет собой образование,  возникновение которого было  связано с ледниковой эпохой  в четвертичное время. Он полагал, что в послеледниковое время, при потеплении климата произошло потепление и земных недр, частичное протаивание вечномерзлых пород или повышение их температуры, отступание их южного предела к северу.

В качестве доказательств  выдвинутого положении М.И. Сумгин использовал следующие признаки:

1. Деградационные температурные  кривые, имеющие минимум температуры ниже подошвы слоя сезонных температурных колебаний.
2. Разобщение сезонного промерзания и кровли вечномерзлых толщ, разделение их слоем талых пород.
3. Отступание к северу южной границы вечной мерзлоты в некоторых местах.
4. Интенсивное развитие термокарстовых явлений, вызванных протаиванием подземного льда и льдистых пород.
5. Находки остатков фауны и флоры  в относительно южных районах, которые свидетельствуют о холодном климате в этих районных в четвертичное время.

В то же время  имеются многочисленные факты, свидетельствующие  о том, что во многих местах области  вечной мерзлоты, мерзлота вовсе не деградирует, а, наоборот, развивается, нарастает, происходит ее аградация. Приводятся данные, из которых следует, что температурный режим вечномерзлых толщ во многих местах и даже в большинстве случаев находится в соответствии с современным климатом. На основании этих данных возникла противоположная М.И. Сумгину концепция, отрицающая явление деградации вечной мерзлоты.

В.А. Кудрявцев  (1953) показал принципиальную правильность представлений М.И. Сумгина о динамике вечной мерзлоты, существенно дополнил эти представления и разработал более цельную концепцию о  динамике этого явления, сформулировав основные исходные положения теории развития вечномерзлых толщ.

Динамика развития мерзлых толщ рассматривается В.А. Кудрявцевым в зависимости от геологической и географической истории Земли и в тесной связи  с законами теплофизики. Этим определяется основной подход его к изучению динамики мерзлых пород.

Он анализирует  сложные изменения температурных  условий на верхней границе мерзлых  толщ, где имеет место сложение как суточных и годовых колебаний  температуры, так и колебаний  с различными многолетними периодами.

Исследует глубину  и скорость распространения в  толще земной коры колебаний температуры  с различными периодами. При этом принимается, что а) амплитуда колебаний  температуры с различными периодами  затухают с глубиной тем скорее или распространяются на тем меньшую глубину, чем меньше период; б) фазы колебаний температуры пород запаздывают во времени с глубиной; в) с возрастанием глубины колебания с более короткими периодами постепенно исключаются и ниже остается наложение все меньшего числа колебаний с более длинными периодами.

Кроме верхних  граничных условий, названной теорией  развития вечной мерзлоты учитываются  также литологические особенности  мерзлых пород, их теплофизические  характеристики и нижние граничные  условия через геотермический градиент в нижележащих талых породах.

В.А. Кудрявцев  считает, что развитие мерзлых толщ следует рассматривать как результат  единого сложного процесса наложения  большого числа колебаний температуры  на поверхности Земли с различными периодами и амплитудами, зависящего от всего комплекса геологических и географических факторов.

Так же, как и  на земной поверхности, на различных  глубинах в пределах вечномерзлой толщи  наложение колебаний теплообмена  с различными периодами приводит к ряду деградационных и аградационных направлений развития мерзлоты.

Анализ компонентов  природной среды, как факторов, влияющих на мерзлотный процесс, с наибольшей полнотой произведен В.А. Кудрявцевым. Поэтому нижеприведенные данные по этому поводу заимствованы у этого  автора.

Температурный режим грунтов в значительной степени определяется характером снежного покрова. В большинстве случаев снежный покров приводит к повышению средних годовых температур земной коры. Снежный покров может играть роль теплоизолятора.

Отепляющее влияние снежного покрова различно при разной континентальности климата. Чем больше амплитуда температур воздуха, тем больше, при прочих равных условиях, отепляющее влияние снежного покрова. При одной и той же мощности и плотности снежного покрова и при одинаковой средней годовой температуре воздуха в условиях континентального климата средняя годовая температура земной коры будет выше, чем в условиях морского климата. Поэтому утепляющее влияние снежного покрова можно рассматривать только в зависимости от континентальности климата. В связи с этим для повышения средней годовой температуры горных пород на 1 градус требуется различное приращение снежного покрова.

Снег, утепляя  почву  и подстилающие горные породы, приводит к сокращению годовой среднемесячной амплитуды температур в земной коре.

Снежный покров действует не только как теплоизолятор. Вместе с тем он отражает и поглощает  лучистую энергию. Зимой снег отражает значительную часть падающей на него солнечной энергии и задерживает  излучение из земной коры в атмосферу, а весной значительное количество солнечной энергии расходуется на его таяние. В этом случае снег является фактором, охлаждающим почву и горные породы.

В полярных районах  происходит испарение снега при  отрицательной температуре воздуха, поэтому мощность его к моменту установления положительных температур воздуха сильно сокращается, и на таяние поэтому затрачивается относительное меньшее количество солнечной энергии; однако, как отмечает В.А. Кудрявцев, охлаждающее воздействие снега на почву сказывается значительно раньше наступления положительных температур воздуха.

На юге, где  мощность снежного покрова измеряется несколькими см, его теплоизолирующая роль мала и ею можно пренебречь. Наибольшее значение здесь имеет  отражение лучистой энергии от белой  поверхности снега. Снег в этом случае охлаждает горные породы и средние годовые температуры их поэтому ниже средней годовой температуры воздуха.

Снежный покров во многом определяет глубину сезонного  промерзания почвы. На оголенных  участках эта  глубина иногда на 50-60% больше, чем на участках с естественным снежным покровом. Снежный покров уменьшает глубину сезонного промерзания почвы как за счет повышения ее средних годовых температур, так и за счет сокращения амплитуд.

Для  сезонного  протаивания отмечается иная закономерность. Отсутствие снежного покрова уменьшает глубину сезонного протаивания почвы за счет понижения зимних температур и увеличивает ее за счет увеличения амплитуд. Происходит взаимная компенсация и общее суммарное влияние снежного покрова оказывается незначительным.

Рельеф является  существенным фактором формирования температурного режима горных пород. С повышением местности  на 100 м температура горных пород  понижается на 0,  5 градусов. Изменение  с высотой амплитуд температур воздуха  и снежного покрова, а также температурная инверсия усложняют эту зависимость и влияют на изменение вертикального температурного градиента почвы. За счет изменения отметки местности температуры почв и горных пород могут изменяться на 10-20 и более градусов (Кудрявцев, 1959).

Рельеф влияет на температуру земной коры  через  неравномерное распределение снежного покрова; выпуклые формы рельефа  имеют маломощный снежный покров или вовсе лишены его, а отрицательные  формы являются местами скопления  часть очень мощного снега. В результате сравнительно высокая температура почвы наблюдается в отрицательных формах рельефа и более низкая – на положительных. Крупные формы рельефа оказывают влияние на температуру горных пород на значительных пространствах и на сравнительно большую глубину; влияние микрорельефа ограничено незначительными участками и малой глубиной.

Растительный  покров существенно влияет на теплообмен между литосферой и атмосферой и  во многом определяет температуры горных пород. Он изменяет количество поглощенной  и отраженной лучистой энергии, защищает поверхность почвы от влияния ветров и, наконец, в  значительной степени определяет влагообмен между воздухом и почвой. Поглощение растительностью воды и транспирация, выпадение на растениях росы, уменьшение испарение с покрытой растениями поверхности земли – все это оказывается значительное влияние на теплооборот верхних слоев горных пород.

Предохраняя почву  от зимнего охлаждения и летнего  прогревания, растительный покров сокращает  амплитуды температур в ней. На юге  сокращение летних амплитуд будет больше сокращения зимних, поэтому растительный покров на юге будет оказывать преимущественно охлаждающее действие на почву, а на севере, наоборот, утепляющее.

Роль мохового покрова в формировании температурного режима почвы определяется малой его теплопроводностью, гигроскопичностью и высокой влажностью.

Под мхом в грунтах  имеет место резкое сокращение амплитуд колебания температуры. Зимой теплопроводность мерзлого мха резко возрастает. Вызванное  этим понижение температуры почвы обусловливает понижение средних годовых ее температур на 1-3 градуса. Для районов с мощным снежным покровом отмечается обратная закономерность. Сокращение годовых амплитуд за счет мохового покрова достигает 60% , а при мощном мхе – 80%.

Важное значение имеются также влажность и льдистость грунтов, заметно изменяющие их теплофизические свойства, а так же фильтрационная способность грунтов. Инфильтрация вод в горные породы обеспечивает значительное их утепление.

При отсутствии заметной инфильтрации поверхностных вод в горные породы, местное отклонение средних годовых температур, обусловленные литологией и влажностью грунтов, может достигать 1-2 градуса. Если температуры в супесчаных грунтах принять за средние, то в суглинках, глинах  и торфе они будут 0,5 – 1 градус ниже, а в песках и гравийно-галечниковых грунтах – на 0,5 – 1 градус выше.

Засоленность  горных пород способствует понижению температуры вечномерзлых горных пород. Засоленные горные породы представляют собой солеохладительные смеси. Температуры в земной коре под влиянием засоления понижаются на 1-2 градуса и даже на 4-5 градусов (Кудрявцев, 1954).

Засоленные горные породы представляют собой солеохладительные  смеси. Температуры в земной коре под влиянием засоления понижаются на 1-2 градуса и даже на 4-5 градусов (Кудрявцев, 1954).

На болотах  температура грунтов часто на 0,5 – 1 градус ниже, чем на сухих и дренированных участках. Подобная закономерность наблюдается в районах с малой мощностью снежного покрова. В районах с мощным снежным покровом наблюдается обратная закономерность: на заболоченных участках температура выше, чем на дренированных.

Летом большое количество тепла на болотах тратится  на испарение. По этой причине прогревание почвы и грунтов летом уменьшается и их температура понижается. Зимой, при малом снежном покрове, расходы тепла настолько велики, что замерзает сильно увлажненная почва и сильно охлаждаются нижележащие породы.  При мощном снежном покрове зимняя теплоотдача земной коры затрудняется, вследствие чего происходит только частичное промерзание сильно увлажненной почвы. Летом этот небольшой промерзший слой быстро протаивает и почва нагревается больше, чем на дренированных участках.

Поверхностные водотоки, крупные и средние, являются одним из наиболее мощных отепляющих факторов, резко изменяющих температурный режим горных пород в сторону повышения температур. Мелкие водотоки, в отличие от больших и средних рек, действуют охлаждающе на подрусловые вечномерзлые горные породы. Это явление наблюдается или вблизи истоков мелкие рек или на участках интенсивного меандрирования их в пределах развития суглинистых пород и объясняется следующим. Суглинистые грунты препятствуют инфильтрации воды в прирусловый горизонт, вследствие чего летние осадки стекают по поверхности, не успев отдать свое тепло земной коре. Область питании таких водотоков находится в пределах сплошного распространения вечной мерзлоты, т.е. приходится на районы с малым количеством осадков. Поэтому здесь сток осуществляется преимущественно за счет вод слоя летнего оттаивания. Вследствие этого температура воды в верховьях мелких речек близка к 0 градусов. Повышение температуры происходит лишь значительно ниже по течению таких речек.

Присутствие или  отсутствие вечной мерзлоты и температурный  режим под  озерами зависит от их глубины и размеров в плане. При небольшой глубине озер вечная мерзлота под ними может быть, а может и отсутствовать. Дно глубоких озер, как правило, находится в талом состоянии. При этом чаще всего имеется сквозной талик, но иногда и псведоталик.