Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Современные представления об атмосфере, климате и геологическом строении Марса ..5
1.1. Общие сведения о планете Марс 5
1.2. Особенности атмосферы и климата Марса 6
1.3. Краткое представление о геологической истории Марса 12
1.4. Рельеф, состав и строение приповерхностных горизонтов Марса 14
1.5. Геологическое строение Марса 17
1.6. Наличие жидкообразной и твердой фазы НгО в приповерхностном и глубинном горизонтах Марс 23
Глава 2. Геокриологические условия планеты Марс 27
2.1. Оценка временной и пространственной изменчивости температуры приповерхностного слоя атмосферы и поверхности для высоких широт Марса (по материалам Глобальной Марсианской Климатической Базы Данных ГМКБД) 27
2.2. Существующие представления о мощности мерзлых пород и криолитосферы Марса 32
2.3. Уточненная оценка средней мощности мерзлых пород и криолитосферы Марса 39
2.4. Проявления процессов предположительно мерзлотного генезиса 47
Глава 3. Свойства пород верхних горизонтов Марса с привлечением данных по земным породам в диапазоне отрицательных температур 63
3.1. Состав пород поверхности Марса и их физические свойства. 63
3.2. Теплофизические свойства марсианских и земных пород при низких отрицательных температурах 68
3.3. Оптические свойства пород поверхности Марса 76
3.4. Корреляция оптических и теплофизических свойств пород поверхности Марса. 79
3.5. Механические свойства земных пород при низких отрицательных температурах 82
Глава 4. Проявления, динамика и механизм процесса морозобойного растрескивания на Марсе и на Земле 87
4.1. Проявление полигональных форм рельефа на Марсе 87
4.2. Результаты совместного морфометрического и статистического анализа полигонального рельефа на Марсе и на Земле. 90
4.3. Механизм образования и формы проявления процесса морозобойного растрескивания на Земле 95
4.4. Возможный механизм образования и развития морозобойных трещин на Марсе 105
Глава 5. Математическое моделирование процесса морозобойного трещинообразования на Марсе 109
5.1. Динамика температурного режима верхних горизонтов пород Марса 109
5.2. Методика оценки линейных размеров марсианских полигонов морозобойного растрескивания на Марсе 113
5.3. Результаты сопоставления расчетных данных по размерам полигонов с данными морфометрии поверхности Марса 124
Заключение 131
Список использованной литературы 133
Приложение 144
- Наличие жидкообразной и твердой фазы НгО в приповерхностном и глубинном горизонтах Марс
- Существующие представления о мощности мерзлых пород и криолитосферы Марса
- Теплофизические свойства марсианских и земных пород при низких отрицательных температурах
- Механизм образования и формы проявления процесса морозобойного растрескивания на Земле
Введение к работе
Актуальность проилемы. Геокриология является частью более общей науки криологии і планет. Мерзлые, морозные или; переохлажденные породы, как естественно -исторические образования, не являются чем-то исключительным, присущим только Земле. Они широко развиты в пределах других планет Солнечной системы и их спутников. Поэтому разработка этой проблемы представляет как самостоятельный интерес, так и даст новые импульсы для понимания и, возможно, переосмысления ряда; представлений о процессах протекающих в криолитозоне; Земли..Среди планет земной: группы особое место в этом плане занимает Марс - планетное тело с ощутимой атмосферой; мощной» криосферой и постоянным присутствием льда в полярных шапках. Огромный фактический материал, накопленный за. последнее время; неизмеримо расширил и во многом изменил существующие представления об атмосфере, климате и поверхности Марса,, который стал в настоящее время, центральньїМі объектом, исследовательских программ. Накопленные уникальные данные: по климатическому мониторингу планеты, позволяют получать информацию о любой; точке поверхности Марса, с точностью, сопоставимой с земными данными. Это позволило вывести; наши представления о Марсе из области гипотез на качественно новый уровень. Открылись возможности сопоставить эти данные с результатами аналогичных исследований по Земле. Задача проведения сравнительного анализа мерзлотных условий, изучения динамики криогенных процессов и их проявлений с- которыми связаны различные пути эволюции, планет, составляет важное направление исследований в рамках указанной проблемы. Эта тематика была; названа президентом международной ассоциации геокриологов Джерри Брауном на 3-ей конференции геокриологов России (Москва, 2005) в числе одной из трех приоритетных., что нашло свое отражение в формировании соответствующих секций на Международных; (Тюмень, 2004; Пущино, 2005; Потсдам, 2005) и; национальных (Москва, 2005) совещаниях специалистов- мерзлотоведов.
Несмотря на уже накопленный материал по атмосфере и климату Марса, а также: морфологии его поверхности (коллекция=космоснимков NASA и российского; агентства по исследованию космоса содержит более 600 000 снимков), работ о проявлениях процесса морозобойного; растрескивания пород на Марсе немного. Ві рассматриваемом ракурсе проведения сравнительного анализа с аналогичными проявлениями процесса на Земле они носят, как правило, отрывочный и фрагментарный характер. Обнаруженные в высоких широтах обширные территории, покрытые полигональной сетью трещин, вызывали дискуссии, о генезисе и характере этих форм, об их взаимосвязи с современными и палеоклиматическими условиями на планете. Полученные данные позволяют рассмотреть этот вопрос как актуальную научную проблему.
Цель и зацачи исследования.-. Основной целью работы является проведение сравнительного анализа мерзлотных условий; и проявлений процесса морозоооиного растрескивания на высоких широтах Земли и Марса. Для достижения поставленной цели необходимо было решить ряд задач:
1. Проанализировать последние данные по криологическим условиям Марса, которые получены с помощьюг дистанционного и непосредственного зондирования его поверхности с помощью орбитальных аппаратов и посадочных модулей; скорректировать представления о величине мощности морозных, мерзлых и охлажденных пород в рамках: гипотезы о наличии в его недрах высокоминерализованных солевых растворов;
2. Провести анализ широтно-временной изменчивости ряда; составляющих радиационно-теплового баланса поверхности Марса, суточных, сезонных и годовых колебаний её температуры и температуры, приповерхностных слоев атмосферы;. с помощью математического моделирования оценить возможную динамику температурных полей в верхних горизонтах пород;
3. Обобщить и сопоставить имеющийся фактический материал о составе пород верхних горизонтов Марса, их тепдофизических, оптических и механических свойствах с аналогичными данными по земным породам, полученным для диапазона низких отрицательных температур;
4. Провести сравнительный морфологический, морфометрический: и: статистический анализ геометрии: и линейных размеров полигонов морозоооиного; растрескивания для. высоких широт Земли; и Марса; для последнего составить классификационную схему и карту проявлений этих форм рельефа;
5. Проанализировать, и сопоставить результаты математического моделирования линейных размеров полигонов: морозобойного растрескивания: на: Марсе с данными, полученными с помощью орбитальных аппаратов.
Фактический материал представлял собой: космоснимки высокого разрешения Марсианской: Орбитальной Камеры, (МОС) с орбитального- комплекса: Mars Global; Surveyor и аппарата Марс-3; исследовательской аппаратуры, установленный; на космических аппаратах миссии Mars Odyssey: (нейтронный и гамма- спектрометр Hend, лазерный дальномер MOLA, теплоэмиссионный спектрометр TES и др.); данные о составе и характеристиках грунтов, полученные в ходе посадочных миссий Viking 1 и 2, Mars Pathfinder; (альфа-протоновый рентген-спектрометр APXS), Spirit (спектрометр Mossbauer) и Opportunity. Для анализа климатических данных атмосферы и поверхности использовалась База: данных Европейского агентства;(the Mars Climate Database of the European Space Agency, Laboratoire de Meteorologie Dynamique du C.N.R.S., the UK Particle Physics and Astronomy Research Council). Данные по земным полигонам морозобойного растрескивания, представляли собой аэрофотоснимки арктических областей России (Новосибирские о-ва, п-ов Ямал, архипелаг Новая Земля, Тазовский п-ов) и Антарктиды (Земля Виктории), соответствующие геологические разрезы и результаты температурных наблюдений.
Научная новизна работы определяется следующими результатами:.
1 .Обобщены последние данные об атмосфере, климате, геологическом І строении Марса и проявлениях экзогенных процессов мерзлотного генезиса.
2. Для высоких широт Марса количественно оценена временная и пространственная изменчивость: ряда составляющих радиационно-теплового баланса поверхности; средних температур в приповерхностном слое атмосферы и их амплитуд; среднегодовых, средне сезонных и среднесуточных температур поверхности и их амплитуд, а также параметров характеризующих теплофизические и оптические свойства пород поверхности.
3. Обобщены и скорректированы, в сторону ощутимого уменьшения, представления о мощности мерзлых пород Марса.
4. Показано, что экспериментальные данные по теплофизическим, оптическим и механическим- свойствам полученные для земных пород при низких отрицательных температурах могут быть использованы при определенной; корректировке для; анализа криогенных процессов на Марсе.
5. Проведенный сравнительный морфометрический и статистический анализ формы-, и размеров; полигонов на5 Земле и Марсе, результаты математического моделирования, а также наличие стабильного льда НгО позволили предположить, что полигональные формы, марсианского микрорельефа, отмеченные на; высоких широтах, сформировались в результате морозобойного растрескивания, сопровождающегося ростом: ледяных, льдогрунтовых или фунтовых жил. В высоких широтах Марса, кроме реликтовых наблюдаются! и развивающиеся формы.
6. Совместно с Кузьминым P.O. разработана классификация полигонов; морозобойного растрескивания и на основе ее составлена карта проявлений процесса (нанесено 420 участков).
Практическое значение работы. Практическое значение работы связано с отработкой комплексной методики для исследования криогенных процессов на Марсе, использующих самые современные дорогостоящие методы дистанционного и непосредственного зондирования (высокая: разрешающая; способность, автоматизированные комплексы и т.д.), которые со временем найдут и уже находят применение для аналогичных исследований при современном освоении северных территорий. Определенные результаты могут быть использованы для планирования и осуществления последующих миссий освоения планеты Марс.
Ряд материалов и разработок используется при чтении курсов: «Введение в специальность», «Геокриология», а также в ходе выполнении студентами курсовых, бакалаврских и магистерских работ.
Апробация работы. По материалам работы опубликовано — 15 работ, из них 4 статьи в трудах Международных конференций проводимых за рубежом (США, Хьюстон, 2002; Канада, Альберта 2003; Германия, Потсдам , 2005), 4 - доклада в трудах международных конференциий по сравнительной; планетологии «Vernadsky - Brown Microsymposium» (Москва, 2001, 2002, 2003); 5 - докладов на Международных конференциях по криологии Земли ( Пущино, 2002, 2003,2005; Тюмень, 2004); 3 - статьи, в трудах 2 и 3 конференции геокриологов России (Москва, 2001, 2005); 1 -статья в «Вестнике Московского университета» и 1 доклад на Международной конференции студентов и аспирантов «Ломоносов-2004» (Москва, 2004).
Структура и объем работы. Работа объемом: 144 страницы печатного текста, состоит из І введения, пяти глав, заключения, списка использованной литературы (175 наименований) и приложения, в котором = приведен; исходный фактический материал (географические координаты участка; фазовый угол, солнечная долгота и . разрешение снимка; тип по классификации для 420 найденных полигональных областей; карты изменений климатических параметров на Марсе). Она проиллюстрирована 112 цветными рисунками и 16 таблицами.
Наличие жидкообразной и твердой фазы НгО в приповерхностном и глубинном горизонтах Марс
На і поверхности Марса и t вблизи нее; возможны три формы І термодинамически? устойчивого существования воды: 1) физически связанная (адсорбированная) вода, 2) лед воды І и 13) і химически І связанная вода (НгО и ОН); Судя«по г результатам лабораторных: экспериментов; и; измерениям; в местах посадки - Viking t 1,2, содержание адсорбированной і водні в? материале поверхности- Марса- оценивается! менее чем 0,1-0,2: масс; % (Базилевский и др., 1999; 2003); Очевидно, что наблюдаемые вариации! нейтронного» потока, полученные: при; помощи прибора HEND,, с поверхности Марса і определяются; присутствием! на» поверхности г и: в = приповерхностном; слое льда-воды- и минералов, содержащих: химически! связанную воду. Присутствие: льда: воды контролируется! температурой: иг парциальным: давлением; водяного пара, то; есть» климатическими и-факторами; которые, в: свою очередь, зависят от географической? широты: и: высоты местности, от времени года,- а в историческом плане — от наклона оси вращения Марса к плоскости І его Ї орбиты; Присутствие льда воды; на: поверхности: и в % грунте во . многом определяет характер геологических: процессов на; современном Марсе. Присутствие минералов,, содержащих химически связанную воду, определяется возможностью и эффективностью химических реакций их образования в современную и предшествующие ареологические эпохи. При s низких температурах, характерных для поверхности Марса, ранее образованные водосодержащие минералы;: могут сохраняться; в течение геологически длительного времени и таким образом быть индикатором природной среды прошлых эпох., Последнее весьма актуально; в свете нерешенности; вопроса о климате раннего Марса: влажный и теплый (S.Clifford,M. Parker, 2001) или сухой и холодный (N.!. Hoffman, 2000);
Химически; связанная; вода; широко, распространена: в; различных: природных материалах на Земле, в основном,- как компонент различных гидросиликатов, .таких, как; типичный для метаморфических пород минерал хлорит (Mg,Fe2+,Fe3+)6AlSi30io(OH)g или; типичные для осадочной; оболочки глинистые минералы, например,. нонтронит: Naoj3 Fe23+(Alo33Si3.67)Om (ОН)г пНгО. В зависимости от вариаций их химического состава эти: два приведенные в качестве примеров минерала содержат от-5 до 15 масс. % химические связанной воды. Она присутствует практически во всех разновидностях вещества земной коры.: Например, средние содержания: химически связанной; воды в магматических кислых, средних и основных породах островодужного типа варьируют от 1,6 до 2,1 масс. % (Коваленко и; др.,, 2002); Это согласуется с: определениями содержания воды; в; магматических расплавах (анализ расплавных включений в минералах и; закаленных вулканических стекол) главных геодинамических обстановок Земли: от 0,5 до 4,5 масс. % (Коваленко и др., 1998). Средние содержания химически связанной воды в земных глинах и глинистых сланцах различных геодинамических обстановок варьируют от 2 до 9%; в песках и песчаниках, от 0,8 до 5%; в карбонатных породах, от 0,6 до 3% (Ронов и др., 1990). Очевидно, что химически связанная вода в песчаных и карбонатных породах находится, в; основном, в присутствующих в их составе глинистых минералах. Важная роль химически связанной воды в осадочной 5 оболочке Земли очевидна из следующей оценки (Ронов ;ш др., 1990): Общее количество воды в океанах Земли 1,35 10 4 г, а количество химически связанной воды в осадочной оболочке нашей планеты -8,2 ІО т, что есть 6% от массы воды в океанах.
Содержание физически связанной (за счет адсорбции) воды в природных земных материалах, как правило, _ коррелирует с содержанием химически связанной \ воды. Это связано І с тем, что адсорбции наиболее; благоприятствуют высокая \ пористость и очень, малый размер пор, что = характерно для глин, а они всегда содержат много химически связанной воды. Например, при 20С и относительной влажности 47%, что соответствует Р(НгО)! - 10.8; мб, изверженная порода гарцбургит, состоящая из кристаллов оливина и пироксена, содержит -1 мг/г адсорбированной воды, at монтмориллонитовая; глина содержит 100 мг/г (М. Машпег, 1999; Water on Mars and Life, 2005).
Эта краткая сводка иллюстрирует факт того, что если; силикатные материалы находятся в контакте с водой в течение геологически длительного времени, то состоящие из них осадки и горные породы приобретают значительные содержания химически и физически связанной воды. В отношении Марса это означает, что если его геологическое прошлое было теплым и влажным, то в веществе коры; этой планеты должно быть довольно много связанной воды.
Что касается - свободной воды, то.- атмосфера : Марса часто содержит достаточно пара, чтобы он осаждался в виде инея при пониженных ночных температурах. Иней был1 отмечен в местах; посадки Viking; 2: Lander наL 48Nf и, по-видимому, ош может существовать и на- других высокоширотных участках поверхности планеты. Вода, как жидкость, на поверхности Марса не наблюдалась. Теоретический анализ предполагает, что жидкая вода не образуется на поверхности благодаря низкому атмосферному давлению и низким температурам. Тем не менее, давление в точках посадки Viking было неизменно выше тройной точки жидкой воды [6.1 millibar (1 millibar-100Pa)], а температуры поверхности на Марсе поднимались выше точки замерзания. Соответственно можно ожидать, что на Марсе существуют комбинации давления и температуры, которые позволят существовать жидкой воде воды (К. Kossacki, W. Markiewicz, 2004). Карта таких участков (рис. 1-16) показывает распределение большинства участков недавней активности жидкой воды или места возможного кратковременного образования жидкой воды на существующей поверхности (В. Lobitz, B.Wood, 2001).
Другим свидетельством возможного существования водной среды на Марсе явилось исследование поверхности планеты при помощи ХЭНД (HEND - Детектор нейтронов высокой энергии); осуществленное в ходе экспедиции Марс Одиссей 2001 (Mars Odyssey). Обнаруженное высокое содержание водорода в поверхностном слое позволило ученым более серьезно подойти к вопросу о присутствии воды на Марсе. Некоторые результаты поступавших данных и их анализ, применительно к высоким широтам, рассмотрены в следующей главе.
Существующие представления о мощности мерзлых пород и криолитосферы Марса
Повсеместное проникновение криосферы в кору Марса; способствовало формированию криогенной оболочки — криолитосферы (рис. 2-9). Под криолитосферой Марса понимается область проникновения криосферы в верхние горизонты литосферы, то есть область, охлаждения марсианских пород (с температурой ниже 0С),. куда входят и; поверхностные аккумулятивные: толщи; полярных шапок. Существующие оценки возможных, долгопериодических изменений? поверхностной! температуры Марса показывают, что независимо от характера дегазации планеты (ранняя, равномерная і или более поздняя) средняя; температура марсианской поверхности; всегда оставалась ниже точки замерзания s воды. Таким образом, поскольку средние температуры поверхности на всех; широтах значительно ниже 0С (средняя температура по планете: —60 С), на Марсе сформировался поверхностный слой пород с отрицательной температурой. В отличие от Земли, где мерзлые толщи пород в обоих полушариях планеты ограничиваются пространственно (образуют криолитозоны), на Марсе область многолетнего промерзания поверхностных пород; имеет планетарное распространение — от экватора до полюсов. Существование такой криогенной оболочки на планете должно было способствовать тому, что; основная; часть летучих компонентові (НіО и ССи), выделившихся; при; дегазацииt планетного вещества, была захвачена в ней, что привело к формированию мерзлоты (в ее обычном понятии — мерзлые горные породы, содержащие воду в твердой фазе). Мощность мерзлых пород по предварительным расчетам меняется от; Ц 3 км на экваторе до 4,8 км под полярными шапками на полюсах (Кузьмин P.O., 1983). Состав криосферы предположительно лед Н2О; СС»2 6 НгО; жидкий ССЬ; лед СОг (рис. 2-Ю). Последний приурочен к полярным областям.
Наличие сезонных колебаний содержания водяного пара в современной атмосфере Марса, а также присутствие конденсационных образований; изо льда воды в атмосфере (облака, туманы) и на поверхности (полярные шапки) требует существования ниже поверхности планеты более; постоянного резервуара воды, который з должен; находиться в динамическом равновесии с атмосферой. В случае отсутствия такого резервуара атмосфера Марса постепенно была бы полностью иссушена в результате: фото диссоциации водяного пара: Учитывая, что температуры поверхности Марса крайне низкие (даже на экваторе), таким резервуаром воды (также и ССЬ) может быть только мерзлота.
Интерпретация многих форм рельефа наилучшим образом согласуется с наличием мощной: мерзлоты в верхних; горизонтах коры и і проявлением мерзлотных; процессов і на і. поверхности планеты. Характерной особенностью1 форм? рельефа Марса с признаками: мерзлотных, процессов является то, что они на порядок крупнее их земных: аналогов. Такое -различие в размерах может означать, что процесс образования запасов льда в мерзлоте Марса и масштабы разрушения льдистых толщ могли заметно отличаться от таковых на Земле.
Обнаруженные на-Марсе геологические свидетельства флювиальной; деятельности (рис. 2-11) позволяют думать, что условия на, планете BV прошлые: эпохи могли заметно отличаться от современных. Следы жидкостной эрозии могут свидетельствовать в пользу того, что на 5 планете могли быть более высокие температуры,. в результате чего кровля« мерзлоты, по-видимому, находилась на большей глубине. Крупные; вулканические структуры, наблюдаемые; на Марсе, и многочисленные геологическиеt- свидетельства широкого развития площадного вулканизма, происходившего в разные периоды истории планеты, служат подтверждением того, что тепловой поток (в локальных районах) также менялся во времени. и мог быть более высоким в прошлые эпохи. Местное: повышение; теплового потока, по-видимому, привело к; уменьшению мощности; мерзлоты, что могло ; сопровождаться вытаиванием льдов и выходом на поверхность больших масс воды.
Тем не менее, обнаруженные на Марсе формы рельефа с признаками проявления? мерзлоты наблюдаются в различных, геологических: местностях различного возраста, включая; очень древние образования. Это означает, что, несмотря на; возможные; климатические флуктуации? и вариации теплового потока в прошлом, условия; для существования мерзлоты оставались благоприятными на протяжении длительных периодов; геологической истории планеты. Таким образом, представляется вполне логичным заключение о том, что за длительную историю формирования коры основная часть ЩО и ССЬ, выделившихся в результате дегазации планетного вещества, вследствие низких температур на поверхности могла конденсироваться в приповерхностных горизонтах литосферы с образованием; мерзлых толщ. По этой причине наблюдаемый; дефицит водяного пара в современной атмосфере Марса есть не столько результат фотодиссоциации водяного пара и вымораживания ЩО в полярных шапках, сколько результат планетарной консервации основной массы воды в; криолитосфере и под ней (Head J.W.III and Fishbaugh К., 2001). Такая точка; зрения все больше подтверждается результатами фотогеологического анализа.
Теплофизические свойства марсианских и земных пород при низких отрицательных температурах
Целью работы является изучение проявлений и интенсивности экзогенных процессов, в частности морозобойного растрескивания. В силу;этого необходимо рассмотреть вопрос: о; составе и свойствах пород верхних горизонтов Марса, информация о которых крайне незна-
чительна. Поэтому представлялось целесообразным привлечь для анализа данные по соответствующим свойствам для земных пород в диапазоне низких отрицательных температур, которых, к сожалению, также мало. Это определило необходимость проведения специальных. экспериментальных исследований в диапазоне низких отрицательных температур, в которых автор принимал участие на стадии обработки и анализа результатов (Комаров, Исаев, 2001; Ершов, Комаров; Козлов, Пустовойт, Исаев, 2001)., 32Л1; Тепловая г инерция пород і поверхности Марса. О теплофизических свойствах: приповерхностных слоев можно судить по обобщающей величине тепловой инерции 1,! полученной при дистанционном зондировании поверхности с: борта орбитальных космических аппаратов и с посадочных модулей непосредственно с поверхности планеты.
Тепловая инерция (Г) - это ключевой параметр поверхности, контролирующий коле бания дневной температуры и зависящишот;размера частиц,,степеншотвердения, относи тельного содержания горных пород; выхода подстилающих коренных пород к поверхности. I; - это способность накапливать тепло в под поверхностном слое днем и перераспределять его в ночное время. Тепловая инерция определяется как комбинация объемной теплопроводно сти X, объемной плотности р, и удельной теплоемкости С поверхностного слоя, такого что: где значение объемной теплоемкости равно Q 6- С р. Для зернистых отложений при марсианских условиях, X преобладает и определяется; теплопроводностью газа в норовом пространстве, но также зависит и от плотности р. Поэтому большие изменения в объемной плотности могут вызывать значительные изменения в тепловой инерции. В: целом, неконсолидированные осадки (пыль) будут иметь низкие значения, отвердевшая пыль и частицы размером с песчаные будут иметь средние значения, а осколки; породы и выходы коренных подстилающих пород будут иметь максимальные значения тепловой инерции. Это подтвердили; наблюдения Марс Глобал Сервайер (Mars Global і Surveyor) - по данным Теплового спектрометра (TES);; тепловая инерция в любой; данной і точке: на; марсианской поверхности: в і основном : зависит: от количественного соотношения І вышеперечисленных пород (M.T.Mellon et al., 2004);
Карта тепловой инерции, основанная на расчетных данных и фактических данных с точек посадки спускаемых модулей (рис. 3-3) позволяет сделать начальные обобщения о характере изменений тепловой инерции на планете. Наблюдается характерное увеличение значение от фоновых значений — свойственных для 80 % поверхности Марса значений тепловой инерции -100 до 400 Дж»м «К" «сек - для северных широт начиная с 86 N, до значений 2000 Дж м 2 К"1 сек"1/2 , а для южных широт начиная с 90S. Кроме того, наблюдается некоторая зависимость между топографическими элементами поверхности и изменениями в зна чениях тепловой инерции — так для северного полушария характерна обратная зависимость между относительными высотами и значениями тепловой инерции. Так для топографических: профилей по 45 град. сев. широты (рис. 3- ) с увеличением относительных высот от—4 KMS до 4 км происходит падение значений тепловой инерции с 225 Дж»м"2 К"%сек,,/2 до 65 Дж м1 1С сек. , а с последующим падением высот до —4 км происходит рост значении тепловой инерции до 360 Дж»м ! сек" .Аналогичная картина наблюдается и для профилей по 60f град, северной широты (рис 3-5); Однако, чем более высокими становятся широты тем менее однозначным становится поведение тепловой инерции;. Так для профиля ;75 град, северной широты (рис. 3-6) нет столь явной зависимости между изменением относительных высот И і значениями тепловой инерции; Еще более сложной становится картина изменений для южного полушария ;- где, по-видимому, сильнее сказывается близость полярной шапки и геоморфология поверхности (рис.3-3,- 3-7). Можно; отметить \ отсутствие взаимосвязи; между понижениями і рельефа ДО; -8 KM s (в ї районе ударных бассейнов (Эллада (Hellas) 45S, 70Е, Аргир (Argyre) 50S, 320Е) в южном полушарии и г значениями / тепловой і инерции, остающимися і на«уровне: 300-350) Дж"м"2»1Г сек 1 2, не смотря на понижение отметок рельефа с 4 км до —8 км; В это же время повышение рельефа в экваториальной зоне влечет за собой кардинальное падение значений тепловой инерции с с фоновых- 300»Дж м"2«К" сек"1/2 до практически минимальных значений - 50 ї Дж м"2 К"1 сек У2. Можно сделать предположения о причинах этих изменений. Так как основными параметрами,, влияющими на значения тепловой инерции являются в первую очередь физические свойства пород, а именно дисперсность материала (влияющая на Хг), объемная плотность (р)- изменение состава; (может,снижать С,р до!двух раз), сцементирован-ность пород (влияет на плотность р и Агр), то скорее всего с увеличением высотных отметок, особенно на т участках вулканизма,, где поверхность представлена выходами коренных: пород, с высокой объемной плотностью — происходит закономерное снижение значений тепловой инерции. В областях с пониженным рельефом, представляющих собой выположенные равнины с отметками до — 8 км происходит накопление пылеватого тонкодисперсного материала, обладающего низкой объемной плотностью, неконсолидированному и несцементированному благодаря эоловому переносу, что вызывает-закономерное повышение значений тепловой инерции.
Механизм образования и формы проявления процесса морозобойного растрескивания на Земле
Эпигенетические и сингенетические отложения. В породах разного состава, имеющих в сезонно-талом слое (СТС) различную влажность (льдистость) и, следовательно, обладающих различными свойствами, морозобойные трещины и полигонально-жильные структуры (ПЖС) (при сходных значениях Ао) начинают проникать из СТС в мерзлую толщу при разных tcp. Проникновение морозобойных трещин в мерзлую толщу является качественным скачком в развитии полигональных систем, приводящим к изменению категории структур. В породах различного состава по-разному развивается и полигонально-жильный микрорельеф.
Весьма распространенным видом изначально-грунтовых жил (ИГЖ) являются эпигенетические жилы. Жилам на поверхности соответствует полигональная сеть канавообразных углублений, расстояние между которыми составляет 20-=-25 м. Грунтовые жилы, имеющие вертикальные размеры от 1,5 до 2,3 м, заключены в песчано-гравийно-галечных отложениях и выполнены пылеватыми супесями и суглинками с включениями гальки и гравия, количество которых в жилах зависит от содержания их в материнской породе. Слои вмещающих отложений в зоне шириной до 0,5+0,7 м опущены в сторону жилы. Иногда наклон слоев в сторону жил отсутствует. (Романовский, 1977).
Значительная часть ледяных жил имеет признаки (такие, как наличие «плечиков», упирание элементарных жилок в боковые контакты и др.), которые принято считать показателями сингенеза, т. е. одновременности роста жил и накопления осадков. Такие признаки свойственны небольшим ледяным жилам (или нижним частям больших жил), заключенным в отложениях, промерзавших заведомо эпигенетически. Перед началом этапа сингенеза в промерзании и накоплении отложений всегда должна существовать эпигенетически промерзшая толща пород. СТС этой толщи будет промерзать в условиях ландшафтной и мерзлотно-фащшльной обстановки, соответствующей синкриогенной фации, накапливающейся на его поверхности.
Переход отложений нижней части СТС в многолетнемерзлое состояние возможен не только, при осадконакоплении на поверхности (при относительно неизменной или уменьшающейся ст), но также и при сокращении мощности СТС в результате понижения tcP, уменьшения Ао или повышения влажности отложений при неизменном положении поверхности: земли. И в первом и во втором случае породы в нижней части сезоннопротаивающего слоя, перешедшие в многолетнемерзлое состояние, будут обладать криогенными текстурами, типичными для фаций с сингенетическим промерзанием отложений, несмотря на то, что во втором случае ниже СТС эти же породы промерзали эпигенетически (рис. 4-30).
Суммируя изложенное, можно выделить повторно-жильные льды (или части ледяных жил): а) эпигенетические по отношению к вмещающим породам и не имеющие признаков сингенеза; б) эпигенетические по отношению к вмещающим породам, но обладающие признаками одновременности роста жильного льда и повышения верхней поверхности мерзлой толщи, такие льды условно можно назвать «ложносингенетическими»; в) сингенетические по отношению к вмещающим отложениям.
Лед растущей жилы также выжимается вверх, если он оказывается перекрытым слоем породы по мощности большим, чем СТС. При этом происходит отжатие вверх и в стороны слоев перекрывающей породы, их сильная деформация и рост валиков, а сингенетическая жила в этом месте часто имеет меньшую ширину. Рост валиков в этом случае предопределяет возможность переотложения в полигональной ванне пород, перекрывающих жилу, и прирост системы вверх. В связи с этим, стоит отметить два важных обстоятельства. Во-первых, приращение льда в полигон&тьно-жильных системах в виде вертикальных жилок трансформируется в выжимание вверх ледяных жил и (или) вмещающих пород в приконтактной зоне, что в конечном итоге приводит к повышению ее поверхности. В эпигенетических системах это повышение невелико и неизбежно сменяется просадкой поверхности над жилами, в сингенетических — это устойчивый процесс, поскольку он связан с переотложением осадков, накапливающихся над жилами, в полигональные ванны. Однако основной: рост сингенетической полигонально-жильной системы во всех случаях обеспечивается осадконакоплением, торфообразованием в полигональных ваннах и сегрегационным льдообразованием у подошвы СТС. Последний процесс очень сильно зависит от динамики tcP и , в многолетнем разрезе (Попов, 1967; Максимова, 1973), т. е. от условий, определяющих и рост жильных льдов. Во-вторых, в сингенетически промерзающих отложениях условия повторно-жильного льдонакопления существенно более благоприятны, чем в эпигенетических, где этот процесс конечный.
Развитие повторно-жильных льдов обычно начинается с влияния tq,, или увеличения влажности (льдистости) пород в СТС и уменьшения мощности этого слоя. Понижение top может происходить как при общем похолодании климата, которое определяет снач&та возникновение многолетне-мерзлых толщ, а затем возрастание суровости их температурного режима, так и при местных изменениях фациальных условий. Увеличение влажности (льдистости) пород в СТС при низменной или понижающейся tcp может приводить к тому, что глубина растрескивания не увеличится, но уменьшится т и трещины начнут проникать в верхние слои мерзлой толщи (Романовский, 1977).
Деградационные типы полигонов. Псевдоморфозы по полигонально жильным льдам (ПЖЛ) обладают рядом характерных черт, связанных с их вторичным «характером». Они приурочены к отложениям, в которых развиты ПЖЛ, и отражают мерзлотно-температурную зональность времени роста жильных льдов, на основе которых они образовались. Псевдоморфозы по ПЖЛ как вторичные образования обладают двумя группами особенностей: первая из них включает особенности, связанные со строением полигонально-жильных систем, в которых были развиты жильные льды; вторая обусловлена процессами, происходящими при вытаивании ледяных жил.
