Абрамов Андрей Андреевич
Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук
|
содержание |
В третьей главе даётся обзор современного распространения мёрзлых пород в районах активного вулканизма, описываются история изучения геокриологических условий Камчатки, влияние вулканизма на формирование геокриологических условий и приводится характеристика геокриологических условий района Ключевской группы вулканов.
Возможность формирования многолетнемерзлых пород на склонах активных вулканов определяется сочетанием климатических факторов и теплового потока из недр. В большинстве случаев, формирование и существование многолетнемерзлых пород на склонах вулканов связано с горными регионами. Это вызвано тем, что активные вулканические центры расположены вне широтных границ распространения ММП, поэтому наличие условий, благоприятных для формирования ММП связано с высотной климатической поясностью.
Изучение геокриологических условий Камчатки началось в 60-х годах прошлого века. В дополнение к описаниям погребённых льдов и встречаемости мёрзлых грунтов в шурфах на склонах вулканических построек Камчатки (Ермаков, Трубицын, 1965), первые сведения о геокриологических условиях севера полуострова (район р. Паланы и Камчатского перешейка) были опубликованы по геокриологическим изысканиям 1952 г. в долинах рек (Бобов, 1960, Бобов, Новосельская, 1975). В 70-х годах прошлого века существовало мнение, что проявления вулканизма препятствуют формированию ММП на склонах активных вулканов. Это отражено на изданной в 1977 году <Геокриологической карте СССР масштаба 1:5000000>, специальное содержание для которой было разработано И.Я. Барановым (1977), где для района Ключевской группы вулканов показана зона сезонного промерзания пород. При составлении геокриологической карты Камчатки (Замолотчикова, Смирнова, 1979, 1982) авторы отошли от традиционных методов мерзлотной съёмки. При отсутствии полевых данных, ими был использован метод количественной оценки влияния на геокриологические условия каждого из факторов природной среды (климата, растительности, вулканов, ледников) и расчета геокриологических параметров моделированием на гидроинтеграторе. Построение карты проводилось без использования замеров температур по скважинам. Эта карта легла в основу разделов, посвящённых Камчатке, в <Геокриологии СССР> (Замолотчикова, 1989) и <Основах геокриологии> (Шевченко, 1998), и была использована при составлении <Геокриологической карты CCCР масштаба 1:2500000> (1997). Для вулканов Ключевской группы на высотах 1000-1500 м на ней показано островное распространение многолетнемерзлых пород со среднегодовыми температурами пород не ниже -1oС, а на более высоких отметках - прерывистое и сплошное распространение со среднегодовыми температурами пород, понижающимися в интервале высот 1500-3000 м от -2 до -8oС, а на высоте 4000 м до -12oС и ниже. Эти данные были использованы и при составлении <Циркумарктической карты многолетнемёрзлых пород и грунтовых льдов масштаба 1:10000000> (Brown et al., 1997). При составлении этих карт полевых работ не проводилось.
Влияние вулканизма на формирование геокриологических условий может быть разделено на две группы факторов. Первая связана с тепловым воздействием вулканических структур и отложений. Это воздействие может быть как глубинным (за счёт повышенного теплопотока), так и поверхностным (например, при излиянии лавы на поверхность мёрзлых пород). Вторая - связана с характерным для данных районов катастрофическим типом осадконакопления. Выпадение пирокластических отложений влияет на геокриологические условия территории, изменяя условия на поверхности (уничтожая растительный покров, меняя альбедо поверхности), а также за счёт погребения ледников, снежного покрова, слоя сезонного промерзания. Данные отложения характеризуются низкой теплопроводностью и являются хорошим теплоизолятором. При излиянии магмы, с верхней и нижней поверхности потока сразу же формируется корка застывшей лавы, которая сама по себе обладает высокими теплоизолирующими свойствами из-за высокой пористости. Поэтому, под лавовыми потоками не происходит значительных изменений температурного поля. Внутри потока высокие температуры сохраняются более длительное время, большая часть потоков остывает за несколько лет, хотя для мощных потоков повышенные температуры могут сохраняться и несколько десятилетий. Показано, что для ледников максимальное соотношение мощности льда, который может растаять и размеров магматического источника тепла соответствует 2-5 при излиянии лавы на поверхность ледника, 6-7 при подлёдных извержениях и до 10 при внедрении даек в лед (Head, Wilson, 2007), т. е. максимальный радиус воздействия вокруг внедряющегося в ледовый массив тела будет составлять десять его размеров. При взаимодействии лавовых потоков с поверхностью мёрзлых отложений, роль дополнительной теплоизоляции играет слой сухих пирокластических отложений (формирующийся под лавовым потоком). Поэтому, соотношения размеров источника тепла к размерам зоны температурного влияния будет, по нашему мнению, ещё меньше чем для случая с ледниками. Это подтверждают измерения температур вокруг дайки, внедрившейся в ходе Большого трещинного толбачинского извержения 1975-1976 гг. (БТТИ) между I конусом Северных прорывов БТТИ и конусом 1004. Ширина зоны с повышенными температурами составляет здесь порядка 50-60 м, при ширине дайки, оцененной в 5-10 м (Connor et al., 1997).
К особенностям формирования ММП в районах развития активного вулканизма можно также отнести:
Быстрый рост или разрушение вулканических построек, с изменением высоты которых меняются и климатические условия (в том числе среднегодовые температуры воздуха) на поверхности.
Формирование морозных пород при охлаждении лавовых потоков, интрузивных тел и разрушенных вулканических построек, причем верхние части профиля часто содержат шлиры льда, образующие трещинные и расширенные трещинные криогенные текстуры.
Фильтрацию воды в верхних метрах кровли мерзлой толщи из-за высокой пористости вулканических отложений и неполного заполнения пор льдом.
Образование полостей с пониженным давлением воздуха при формировании вулканических построек. При бурении на шлаковых конусах и с поверхности древнего лавового потока, неоднократно наблюдалось засасывание воздуха в скважины. Ток воздуха был достаточно сильный, и приводил к растеплению скважин, а порой и к обрушению стенок. Через несколько дней засасывание воздуха прекращалось.
Расчет воздействия подъёма магмы по лавоподводящим каналам на температурное поле постройки Ключевской сопки показал, что размер зоны воздействия в случае формирования лавоподводящего канала диаметром 60 м составляет порядка 250 м.
Из анализа климатических данных следует, что район Ключевской группы вулканов можно отнести к континентальному типу высотной геокриологической поясности. Нижняя граница распространения ММП здесь, в основном определяется характером растительности. Мощность снега на территориях занятых кустарником и лесом превышает критическую (составляя 1,5-2 м) и формирования многолетнемёрзлых пород при существующих среднегодовых температурах воздуха не происходит. Так как распространение растительности здесь контролируется не только высотной поясностью, но и частыми извержениями, на отдельных участках нижняя граница распространения ММП имеет сложную структуру. Она поднимается выше на участках с неповреждённой растительностью, и опускается на участках, где растительность была уничтожена.
 |
| Рис. 4. Литология и криогенное строение отложений по скважинам: 1 - вулканический шлак, 2 - вулканический песок, 3 - лава базальтового состава, 4 - вулканический пепел, 5 - растительные остатки, 6 - базальная, 7 - массивная, 8 - ледяные прослои, 9 - трещинная, 10 - слоистая, 11 - места отбора образцов на датирование по 14С и их возраст. |
Бурением были вскрыты обломочные и скальные породы с льдистостью 20-80%, базальными и массивными криогенными текстурами (рис. 4). Заполнение пор льдом, как правило, неполное. Рыхлые отложения представлены вулканическими шлаками, песками и пеплами. Скальные породы представлены лавами, преимущественно базальтового состава, различной степени выветрелости. В целом, для мёрзлых пирокластических отложений данного района характерны нейтральные рН, крайне низкое содержание органики и растворимых солей. Данные грунты не относятся к засолённым, и температура их замерзания близка к 0oС. В соответствии с историей извержений, возраст этих отложений составляет от десятков до первых тысяч лет.
Лабораторное и полевое изучение теплофизических свойств пирокластических отложений показало, что данные отложения характеризуются низкими значениями теплопроводности (λ). В сухом состоянии для вулканических шлаков и пеплов характерны значения λ в районе 0,17-0,19 Вт/м*К. Теплопроводность данных отложений при естественных значениях влажности обычно не превышает 1 Вт/м*К. При экспериментальном исследовании теплоемкости сухих вулканических пород были получены следующие значения: теплоемкость шлаков равна 750 Дж/кг*К, пеплов 750-800 Дж/кг*К. Из проведённых исследований следует, что пирокластические отложения характеризуются высокими изоляционными свойствами, особенно в сухом состоянии. При насыщении влагой их изоляционные способности уменьшаются. В основном, это обусловлено их высокой пористостью. В случае если данные отложения в тёплое время года находятся в сухом состоянии, а перед промерзанием насыщаются влагой, они характеризуются достаточно большой разницей теплопроводности в мёрзлом и талом состоянии (до 10 раз). При значениях теплопроводности, соответствующих полевым определениям влажности пирокластических отложений, в мёрзлом состоянии их теплопроводность в 1,5-1,6 выше, чем в талом.
Расположенная на высоте 920 м в лесу скважина 3-02 не вскрыла мёрзлых грунтов. В то же время, скважины 4-6-02, расположенные у верхней границы леса на высоте 950 м, вскрыли маломощный горизонт пород с кристалликами льда (как показали круглогодичные замеры температур, это был остаток слоя сезонного промерзания). Из анализа графиков изменения с высотой суммы градусо-дней за тёплый и холодный периоды (рис. 2б), можно заключить, что многолетнее промерзание пород на южном склоне вулкана Плоский Толбачик возможно с высоты 1000 м. Среднегодовые температуры пород здесь понижаются с увеличением высоты от положительных значений на высотах порядка 900-1000 м, до -2,8 на отметках 1300 м и -7,9oС на высоте 2500 м.
 |
| Рис. 5. Данные температурных замеров в скважинах. Огибающие построены по минимальной и максимальной температурам, зафиксированным за год на данной глубине. Точками показаны данные единовременных замеров в разные годы. |
Данные термометрических замеров в скважинах приведены на рисунке 5. Из сравнения огибающих (построенных по результатам круглогодичного мониторинга)
и разовых замеров, видно, что последние хорошо характеризуют среднегодовую температуру пород при замере на глубинах более 10 м. Многолетнемёрзлые породы распространены с высот 650-800 м для склонов северной экспозиции, и с 750-900 м на склонах южной экспозиции (рис. 6). Разница среднегодовых температур пород на склонах северной и южной экспозиции составляет 0,6-1,0oС на пологих, и до 3oС на крутых склонах.
 |
| Рис. 7. Сравнение среднегодовых температур пород, полученных замером в скважинах и при моделировании. |
Для проверки точности моделирования, рассчитанные среднегодовые температуры пород были сравнены с данными замеров по скважинам, полученными после моделирования. Сравнение показало хорошую сходимость результатов (рис. 7), с ошибкой в пределах 0,1-2,5oС, что является допустимым для выбранной методики.
Оценить мощности ММП прямыми методами в районе исследований сложно, так как отсутствуют скважины на полную мощность ММП. Оценка возможных мощностей осуществлялась расчётным способом. Максимальные мощности ММП, по данным моделирования, составляют более 1000 м для вулканических построек высотой более 4500 м над уровнем моря и 500 м для вулканов высотой порядка 3000 м. Для высотного диапазона 1200-1600 м, в котором расположено большинство наших скважин, характерна мощность многолетнемерзлых пород в 100-200 м. Вулканогенные талики приурочены к терминальным частям активных вулканов, недавним шлаковым конусам и крупным лавовым потокам. Максимальные зоны вулканогенных таликов отмечены на созданной геокриологической карте (рис. 6). Температура на поверхности этих таликов составляет 80-600oС, а при извержениях может доходить до 1200oС. Контуры этих таликов непостоянны, и меняются год от года. По результатам проведённого моделирования, они влияют на температурное поле многолетнемерзлых пород только на локальном уровне. Размер области вокруг лавоводов, которая подвержена воздействию высоких температур при извержениях, составляет первые сотни метров.
Талики могут формироваться и в значительных по площади отрицательных формах рельефа (особенно в кратерах шлаковых конусов). Происходит это за счёт аккумуляции снега в зимний период, и образования озера в конце периода снеготаяния.
В исследуемом районе на высотах 1000-1600 м широко распространены солифлюкционные сплывы и террасы, пятна-медальоны и структурные грунты. Частым явлением является образование стебелькового льда, встречаются полигональные формы рельефа и ледяные жилы (шириной до 10-20 см) в основании трещин. Полигональные структуры отличаются неправильной формой. Полигоны часто вытянуты, характерные размеры 6-15 м, но по длинной стороне размер может достигать и 30 м. Границы полигонов часто окаймлены растительностью. По нашему мнению, они являются результатом морозобойного растрескивания как первичного мерзлотного процесса, либо как вторичного, развивающегося по трещинам остывания. Обнаружение полигональных структур в данном районе, позволяют проводить южную границу распространения современных повторно-жильных льдов для территории Камчатки по крайней мере выше 55o северной широты. Это существенно южнее её положения, приведённого на карте распространения повторно-жильных льдов для территории Евразии (Васильчук, 2006), где она проходит выше 63o северной широты, не захватывая территории Камчатки.
|
