II.3. ГЕОКРИОЛОГИЧЕСКАЯ ВЫСОТНАЯ ПОЯСНОСТЬ, ЕЕ ТИПИЗАЦИЯ И ОСОБЕННОСТИ ПРОЯВЛЕНИЯ В ЗАВИСИМОСТИ ОТ ВЫСОТЫ И ГЕОГРАФИЧЕСКОГО ПОЛОЖЕНИЯ ОРОГЕНОВ

Геокриологическая высотная поясность выражается в закономерном изменении с высотой местности таких геокрио-

49

логических характеристик, как распространение многолетне-мерзлых и талых пород с поверхности, их среднегодовых тем­ператур (fcp), типов и глубин сезонного промерзания (g_M) и оттаивания (|_т) пород (11.6), криогенных процессов и явлений (III). Геокриологическая поясность тесно связана с климати­ческой (геоботанической и почвенной) поясностью. Проявляет­ся геокриологическая поясность преимущественно в горных регионах, но элементы ее прослеживаются также на плоско­горьях, плато и в отдельно стоящих горах.

Геокриологическая поясность как система изменения с вы­сотой показателей геокриологических условий проявляется мно­гообразно и сложно. В настоящем разделе рассматривается преимущественно изменение с высотой распространения мерз­лых и талых пород и их температур, т. е. температурная гео­криологическая поясность, являющаяся основой изменения дру­гих составляющих криогенеза. Она зависит от характера кли­матической поясности (но не отождествляется с ней), от гео­графического положения и макроморфологии горной области, от относительных и абсолютных высот, положения горных хреб­тов по отношению к несущим влагу воздушным массам.

Геокриологические условия, в том числе и высотная пояс­ность £_Ср, горных областей криолитозоны до сих пор изучены слабо. Представления о них базируются на немногочисленных фактических данных, а также на теоретических разработках по связям геокриологических и климатических параметров. Такой подход впервые был предложен и успешно реализован В. А. Кудрявцевым (1954) (см. 1.2). В дальнейшем в разра­ботку этой проблемы внесли свой вклад И. Я. Баранов (1960, 1965), П. А. Луговой (1970), И. А. Некрасов (1976), Е. А. Втюрина (1970), А. П. Горбунов (1986) и др.

Геокриологическая поясность температур пород имеет об­щие черты и причины с климатической.

1. В горных районах с высотой уменьшаются плотность ат­
мосферы, содержание паров воды, СО₂ и, как следствие, ста­
новится меньше оранжерейный эффект. Это приводит к пони­
жению U и tjj.

2. С высотой меняется соотношение жидких и твердых
осадков в сторону возрастания количества снега, удлиняются
сроки его существования. Это увеличивает альбедо поверхно­
сти и долю отраженной радиации; до снеговой линии возра­
стают затраты тепла на таяние снега. Все это способствует
понижению температуры приземных слоев воздуха и почвы.

3. С высотой увеличивается ветровая деятельность. Это
приводит к адвективному выхолаживанию поверхности Земли,
а на больших высотах к сближению среднегодовых температур
воздуха, пород, льда и фирна горных ледников.

4. Количества приходящей на единицу горизонтальной по­
верхности суммарной солнечной радиации в горах и на сопре­
дельных равнинах на той же широте близки между собой.

50

Вместе с тем изрезанность горного рельефа увеличивает инте­гральную площадь поверхности, по которой распределяется лучистая энергия Солнца и, следовательно, уменьшается ее удельное количество. Это обусловливает общее понижение тем­пературы поверхности пород как тел, не имеющих собственных источников тепла. Указанный процесс сходен с тем, который обусловливает широтную геокриологическую зональность (см. II.2).

Все указанные выше общие причины высотной поясности проявляются в различных географических (широтно-зональ-ных, орографических, ландшафтных, климатических и др.) ус­ловиях, которые усложняют (затушевывают или делают более контрастным) их действие. В этой связи следует особо под­черкнуть сложные законы формирования климата в горах и их малую изученность (см. II. 1).

На уровне современных знаний принимается, что сущест­вуют два основных типа климатической и геокриологиче­ской поясности: океанический (морской) и континенталь­ный (II.1). Имеющиеся данные показывают наличие в боль­шинстве случаев прямого соотношения климатической и гео­криологической поясностей для орогенов с океаническим кли­матом. При океаническом типе геокриологической поясности с повышением высоты местности понижаются температуры воз­духа, пород, увеличивается сплошность ММП, уменьшаются число и площадь радиационно-тепловых таликов, на них воз­растают глубины сезонного промерзания, а глубины сезонного оттаивания отложений на мерзлых массивах уменьшаются. Возрастают и мощности мерзлых толщ, особенно в горных массивах, сложенных скальными породами. Это связано с ма­лой инерционностью скальных ММП и достаточно тесным со­ответствием /_Ср и мощностей мерзлых толщ (см. V). В неко­торых регионах (Камчатка, Охотское побережье) вблизи юж­ной окраины криолитозоны при морском типе климата прояв­ляются некоторые особенности, свойственные нижнему поясу континентального типа геокриологической поясности, описан­ному ниже. Здесь в депрессиях рельефа распространены ММП, приуроченные к выпуклым массивам торфяников и повышен­ным элементам рельефа долин, сложенных суглинками. При­чиной их мерзлого состояния и относительно низких /_ср яв­ляются сдувание снега при сильных ветрах и сильное влияние температурной сдвижки в СТС. На склонах и низких между­речьях при этом сохраняются положительные температуры по­род за счет повышенной мощности снега.

Неодинаковы точки зрения о соотношении климатических и геокриологических поясов в горах с континентальным типом климата (рис. II—7). П. Н. Луговой (1970) считает, что трем климатическим поясам соответствуют три геокриологических. В нижнем поясе низкие t_cv характерны для днищ долин и де­прессий, здесь максимальное распространение имеют ММП.

51

В среднем поясе геокриологические условия наиболее мягкие: высокие температуры пород, в южных районах криолитозоны прерывистое и островное распределение ММП или даже их отсутствие. Для верхнего пояса типично увеличение суровости климатических и геокриологических условий с возрастанием высоты местности.

 

 

Рис. II.7. Схема высотной гео­криологической поясности конти­нентального типа по В. А. Куд­рявцеву (1), П. Н. Луговому (2) и "И. А. Некрасову (3)

Рис. Н.8. Распределение среднегодо­вых температур пород минимальных (^c_P^min), максимальных (t_cp^max) и интегральных (^ср^ин) в хр. Удокан

И. А. Некрасов (1976) на основе анализа криолитозоны Северо-Востока России и юга Сибири считает, что в горных регионах с. континентальным климатом существуют два гео­криологических пояса. Нижний ограничен днищами долин и депрессий и поверхностью, примерно соответствующей потолку климатической инверсии. Этот пояс он называет «аномальным» в отличие от верхнего — «нормального». В пределах «ано­мального» пояса /_Ср не изменяются по высоте. Они полностью определяются ландшафтными условиями. Для одинаковых ландшафтных таксонов, встречающихся на разных высотах в «аномальном» геокриологическом поясе, характерны одинако-

52

вые ^_Ср, §т, (£)м и криогенных процессы. Обычно более заболо­ченным, сложенным глинистыми породами ландшафтам свой­ственны более низкие t_QV. Для сухих, сложенных песками или трещиноватыми скальными породами участков характерны бо­лее высокие ^_Ср, иногда талое состояние пород, глубокое сезон­ное протаивание или промерзание. Например, такая обстанов­ка характерна для дренированных невысоких междуречий Чульманской впадины в Южной Якутии. Это создает впечатле­ние меньшей суровости геокриологических условий этих меж­дуречий по сравнению с долинами рек, где широко представ­лены заболоченные, замшелые поверхности, сложенные тонко­дисперсными отложениями с высокой льдистостью, часто вме­щающими повторно-жильные льды.

Исследования геокриологической поясности в Северном За­байкалье и Южной Якутии, проведенные автором и его кол­легами, показали, что высотно-поясные изменения температур пород необходимо характеризовать по двум показателям: во-первых, по экстремальным значениям £_Ср, отражающим кон­трастность геокриологических условий; во-вторых, по осред-ненной (интегральной) температуре пород (^ср), соответст­вующей среднему уровню теплообмена для каждого диапазо­на высот. Интегральная температура рассчитывается по дан­ным геокриологических крупномасштабных съемок по выбран­ным интервалам высот. Она получается как частное от деле­ния суммы произведений площади каждой ландшафтной еди­ницы (типа местности) и характерной для нее t_cv на площадь поверхности в каждом выбранном высотном интервале (S_Ah):

П

У. s^lt'

Лшл Ср

Ин i— 1

где S¹ — площадь i-то ландшафта, t^l_cv — среднегодовая тем­пература пород, характерная для £-го ландшафта.

Рассмотрение данных по t_cv более чем в 300 скважинах по­казало, что в интервале от 800 (днище Верхнечарской впади­ны) до 2000 м (гольцовый пояс хребтов Удокан и Кодар) диа­пазон их значений существенно не меняется с высотой. При этом наиболее низкие t_Cp связаны, во-первых, с заболоченными тундровыми поверхностями, сложенными оторфованными тон­кодисперсными породами и приуроченными к днищу впадины и плоским седловинам, во-вторых, с крупноглыбовыми курума-ми, имеющими наибольшее распространение в гольцовом поясе гор. Высокие отрицательные значения /_ср больше свойственны песчаным и щебнисто-дресвяным отложениям, хорошо дрениро­ванным, покрытым древесной растительностью и приуроченным к склонам южной экспозиции, террасам рек и др. К этому сле­дует добавить, что /_Ср в гидрогенных таликах в целом увели­чиваются с понижением абсолютных высот местности. Это за-

53

кономерно связано с более высокими температурами вод в озе­рах и реках, с большей обводненностью грунтово-фильтраци-онных таликов, с наличием напорно-фильтрационных таликов, по которым идет разгрузка термальных вод. Поэтому темпера­турные условия днищ межгорных впадин идолин рек в их среднем и нижнем течении контрастнее, чем горных массивов и долин рек в их верховьях.

Анализ соотношения площадей, занятых высоко- и низко­температурными породами, показывает, что площади последних сокращаются от днищ депрессий к вершинам низкогорного уровня рельефа за счет замещения «маревых» (тундровых) ландшафтов таежными. Выше, в средне- и высокогорье, начи­нают превалировать ландшафты гольцового пояса с курумами, обвалами, осыпями, сложенными крупноглыбовыми породами с характерными для них низкими t_Cp (см. П.4). В результате /^инср понижается (рис. II.8), хотя до абсолютных высот поряд­ка 2000 м сохраняются участки с высокими /_Ср (например, южные, хорошо прогреваемые склоны).

- Таким образом, при континентальном типе высотной пояс­ности для геокриологических условий характерно следующее. С высотой диапазон вариаций t_GV изменяется слабо; в дцищах долин и депрессий преобладают «низкотемпературные» ланд­шафты, которые замещаются «высокотемпературными» в таеж­ном поясе гор, преобладающими до «потолка инверсий».

В нижней части верхнего геокриологического пояса (в ярусе перехода от горно-таежного к гольцовому поясу и в нижней части последнего) начинают превалировать холодные ланд­шафты каменных россыпей, осыпей и курумов. Это приводит к понижению /^ин_Ср и в целом к увеличению общей суровости гео­криологических условий. Выше, при переходе к нивально-гля-циальному поясу /^ин_Ср, видимо, закономерно понижаются с вы­сотой, хотя их значения и вертикальный градиент изменения при увеличении высоты местности неодинаковы для разных форм рельефа (днищ долин, склонов разной экспозиции и кру­тизны, водоразделов и др.). Диапазон изменения ^^ин_ср на одном уровне имеет тенденцию к сокращению с высотой местности.

Характер геокриологической высотной поясности изменяет­ся в зависимости от широтного положения гор. Прибольшой вытянутости горных хребтов с юга на север изменения прояв­ляются и в пределах одной области. На севере Евразии, в го­рах Верхояно-Колымской складчатой области, на Чукотке, в горах Бырранга и других геокриологические изменения проис­ходят в отрицательном диапазоне ^_Ср при сплошном распро­странении мерзлых толщ. Вблизи южной окраины мерзлой зо­ны, где на сопредельных равнинах распространены мерзлые породы, в горах для определенных диапазонов высот характер­но прерывистое и островное распространение ММП, a t_cp имеют как отрицательные, так и положительные значения (За­байкалье, Южная Якутия, горы Камчатки, Сихотэ-Алиня и др.).

54

Наконец, в горах на юге (в Альпах, на Кавказе, Памире, Тянь-Шане и др.) мерзлые толщи появляются только в верхнем гео­криологическом поясе, ниже которого породы талые. Здесь высотная поясность природных условий приводит к изменениям t_cv только в положительном диапазоне и глубин сезонного про­мерзания отложений. Из изложенного следует, что суще­ствуют зональные варианты (подтипы) геокриологической по­ясности: северный, умеренный и южный. На схеме (рис. II.9)

Рис. 11.9. Схема морской (А) и континентальной (Б) геокриологичес­кой высотной поясности среднегодовых температур пород для север­ного, умеренного и южного зонального вариантов

показаны диапазоны изменения с высотой /_Ср и /^ср для мор­ского и континентального типов геокриологической поясности и трех зональных подтипов.

Рис. 11.10. Схема проявления геокриологической высотной поясности континентального типа (умеренный вариант) з орогенной области с ярусным строением рельефа. Цифрами в кружках показаны среднегодовые температуры ио-

Р°Д> °С

Горы отличаются большим многообразием рельефа, что обусловливает разнообразие в изменении геокриологических ус­ловий с высотой при разном диапазоне абсолютных и относи­тельных высот и различном географическом положении гор (Втюрина, 1970). Особенно велико это разнообразие при кон­тинентальном типе поясности в горных областях, имеющих не­сколько ярусов рельефа (рис. 11.10). Так, для них характерно возрастание абсолютных высот и расчлененности рельефа от [Периферии к центру. Поэтому периферийная часть горной об­ласти, представляющая собой- низкогорье, входит целиком в нижний геокриологический пояс. В среднегорных районах об­ласти днища долин, впадины, склоны и вершины невысоких хребтов входят в нижний, а верхняя часть склонов и высокие вершины — в верхний геокриологический пояс. Высокогорные районы горной области, где днища долин находятся выше пояса климатической инверсии, т. е. в зависимости от геогра­фического положения имеют абсолютные высоты более 1200— 2000 м, могут полностью входить в верхний геокриологический пояс. Соответствующим образом меняются и геокриологические особенности. В низкогорье /_Ср незначительно изменяются с вы­сотой, в среднегорье в нижнем ярусе рельефа наблюдается сходная закономерность, а выше происходит понижение t_cv с высотой. В высокогорном поясе от днищ долин и межгорных впадин к водоразделам t_cv закономерно понижается, достигая наиболее низких значений на вершинах гор с максимальными высотами.

Характер проявления геокриологической поясности отли­чается на склонах горных сооружений, имеющих разную ори­ентацию, во-первых, по отношению к влагонесущим ветрам, во-вторых, по отношению к странам света. В результате сущест­вует орографическая и экспозиционная асимметрия в проявле­нии высотной поясности. Экспозиционная асимметрия увеличи­вается с севера на юг, особенно в условиях континентального климата. Это обусловлено возрастанием прямой солнечной ра­диации и различий в ее распределении на склонах северной и южной экспозиций. Действия орографической и экспозиционной асимметрии в проявлении поясности могут совпадать, увеличи­вая контрастность геокриологических условий разных склонов гор, или не совпадать, нивелируя эти различия. Неодинаковым для разных районов является и градиент изменения /_Ср с вы­сотой при морском типе и в верхнем ярусе континентального типа геокриологической поясности. Обычно он варьирует от 0,2 до 0,6 °С на 100 м подъема.

В вытянутых по меридиану протяженных горных областях проявляется сочетание геокриологической поясности с зональ­ностью. Оно приводит к понижению с юга на север температур пород, расположенных на одной высоте (рис. 11.11). На южной окраине криолитозоны в условиях морского типа геокриологи­ческой поясности с севера на юг повышается нижняя граница

57

распространения ММП на склонах гор. Такая закономерность установлена В. А. Кудрявцевым (1954) для Урала и Р. Брау­ном (Brown, 1968) для Североамериканских Кордильер. По­следний подсчитал, что граница ММП повышается в среднем на 175 м на каждый градус широты.

Рис. 11.11. Схематический график связи высоты местности (Н), широты (ф) и среднегодовых температур пород (цифры) на склонах и верши­нах гор северо-восточной и южной Сибири (по И. А. Некрасову, 1976)

В горах Центрально-Азиатского региона (Горбунов, 1986), расположенного в четырех географических поясах: умеренном (Саур-Тарбатский, Джунгарский Алатау, Тянь-Шань), субтро­пическом (Памиро-Алай, Гиндукуш, Каракорум, Куньлунь, Наньшань, Тибет, Сине-Тибетские горы, Трансгималаи), тро­пическом (Западные и Центральные Гималаи) и субэкватори­альном (Восточные Гималаи), криолитозона приурочена толь­ко к высокогорным областям. Такого характера криолитозона называется альпийской, или высокогорной. Ее нижняя грани­ца начинается на крайнем севере региона на высотах около 2200 м, а на крайнем юге достигает 5000—5200 м. На каждый градус географической широты она поднимается на 140— 150 м по вертикали. В среднеазиатской части этого региона, с характерным для нас сухим резко континентальным клима­том, нижняя граница ММП, проходящая на высотах 3000— 3500 м, находится существенно выше потолка климатической инверсии. Поэтому для альпийской криолитозоны этого регио­на характерны закономерное увеличение с высотой сплошности распространения ММП с поверхности и понижение £_Ср, а вы­ше границы сплошного их распространения (4000—4500 м) —

58

понижение t_Cp с градиентом 0,3—0,4 °С на 100 м подъема. При этом характерным является сближение среднегодовых темпе­ратур воздуха и пород (льда), которые на высотах более 6500—7000 м практически равны между собой. По расчетам П. А. Горбунова, наиболее низкие /_Ср, достигающие —30 °С, свойственны высочайшим вершинам Тянь-Шаня, Памира и других, превышающим 7—7,5 тыс. м.