Поможем в ✍️ написании учебной работы

Имя

Поможем с курсовой, контрольной, дипломной, рефератом, отчетом по практике, научно-исследовательской и любой другой работой

Выберите тип работыЧасть дипломаДипломная работаКурсовая работаКонтрольная работаРешение задачРефератНаучно - исследовательская работаОтчет по практикеОтветы на билетыТест/экзамен onlineМонографияЭссеДокладКомпьютерный набор текстаКомпьютерный чертежРецензияПереводРепетиторБизнес-планКонспектыПроверка качестваЭкзамен на сайтеАспирантский рефератМагистерская работаНаучная статьяНаучный трудТехническая редакция текстаЧертеж от рукиДиаграммы, таблицыПрезентация к защитеТезисный планРечь к дипломуДоработка заказа клиентаОтзыв на дипломПубликация статьи в ВАКПубликация статьи в ScopusДипломная работа MBAПовышение оригинальностиКопирайтингДругое

Нажимая кнопку "Продолжить", я принимаю политику конфиденциальности

Криогенное (морозобойное) растрескивание широко распространено как в пределах области многолетнемерзлых,так и сезоннопромерзающих пород. Этот процесс активно прояв­ляется при современных климатических и геокриологических условиях. Еще более широкое развитие он имел в криохроны, особенно позднеплейстоценовый криохрон, когда им были охва­чены огромные пространства, в том числе с современным уме­ренным и даже теплым климатом (см. 1.3). С криогенным рас­трескиванием генетически связано формирование первичных по­лигонально-жильных структур: изначально-грунтовых жил, по­вторно-жильных льдов, первично-песчаных, песчано-ледяных жил и некоторых менее распространенных форм. Вторичные структуры — это образования, формирующиеся при протаива-нии тех первичных структур, которые в своем составе содер­жат подземный лед и являются компонентом верхней части многолетнемерзлых пород. Принципиальная схема соотноше­ния первичных и вторичных полигонально-жильных структур приведена на рис. III.3. Полигонально-жильные структуры име­ют по отношению к вмещающим отложениям эпигенетический и сингенетический характер. Они приурочены к приповерхност­ным слоям эпикриогенных пород и являются конституционной

86

Рис. II 1.3. Принципиальная схема соотношения полигонально-жильных структур

составляющей субаэральных синкриогенных отложений (IV.2).

Развитие всех видов полигонально-жильных структур со­провождается формированием специфического полигонального микрорельефа, различающегося по форме в зависимости от ти­пов структур и стадий их развития. Этот микрорельеф харак­терен как для территорий современного распространения мерз­лых пород, так и былого их существования. Полигонально-жильные .структуры в отложениях являются важным и высо­коинформативным показателем природной, особенно геокрио­логической, обстановки времени их формирования. Отсюда их большое значение для палеогеографических реконструкций, осо­бенно для верхнего кайнозоя.

Криогенным трещинообразовани.ем и его моделированием занимались Б. Н. Достовалов, А. Лахенбрух, С. Е. Гречи-щев, С. С. Григорян и др. Модели криогенного растрескивания позволяют объяснить некоторые закономерности этого про­цесса в природных условиях и прогнозировать его при техно­генных нарушениях. Натурные наблюдения за развитием крио­генных трещин проводились главным образом в существую­щих, ранее сформировавшихся полигонально-жильных систе­мах. Наиболее длинный ряд таких наблюдений (с 1964 г. по настоящее время) на большом числе площадок с разными ус­ловиями на севере Канады принадлежит Р. Маккею. С 1978 г. им проводятся наблюдения за новообразованием криогенных трещин на дне спущенного термокарстового озера, отложения которого находятся в процессе многолетнего промерзания.

Криогенному растрескиванию подвержены различные по со­ставу и льдистости отложения. Последние по ухудшению свойств, влияющих на проявление этого процесса (коэффици­ента линейного сокращения—расширения, сопротивления на разрыв и др.), располагаются примерно в следующей последо­вательности: торф, супеси и суглинки слабольдистые, затем они же сильнольдистые, пылеватые пески, крупнообломочные отложения с заполнителем из мелкозема, разборная скала. Растрескивание вызывается резким понижением температур пород в приповерхностных слоях, обусловленным суточными или более длительными (7—10 дней) колебаниями, которые происходят на фоне осенне-зимнего охлаждения сезонно- и многолетнемерзлых массивов. Наиболее благоприятны для это­го резко континентальные условия с малоснежными зимами, которые характерны для Восточной Сибири. Криогенное рас­трескивание интенсивно происходит в пылеватых супесях и су­глинках Центральноякутской низменности, межгорных впадин Забайкалья и Верхояно-Колымской орогенной области. Таким образом, наиболее общей закономерностью в проявлении крио­генного трещинообразования является увеличение его интенсив­ности, т. е. повторяемости растрескивания, площадей, подвер­женных этому процессу, и количества трещин на единицу пло­щади при повышении суровости климата и его континенталь-

88

ности. Вместе с тем в разных геокриологических условиях криогенное растрескивание проявляется неодинаково и приво­дит к различным геологическим эффектам.

Расстояние между криогенными трещинами (размер полиго­нов), глубина их проникновения, ширина, соотношение с СТС (CMC) и мерзлой толщей в породах одинакового состава и льдистости существенно определяются значениями /_Ср и Л_о, т. е. теми же параметрами, что и сезонное промерзание-оттаи­вание. Выделяются три зональных варианта растрескивания: «южный», когда трещины находятся в СТС или CMC и не про­никают в мерзлую толщу; «переходный», когда трещина об­разуется в промерзшей части СТС, а по мере зимнего охлажде­ния массива проникает в верхние слои мерзлой толщи; «север­ный», при котором трещина возникает после того, когда СТС промерз», а верхние слои мерзлой толщи охладились. Она про­никает сразу в мерзлую толщу.

Криогенное растрескивание по «южному» варианту распро­странено в широком диапазоне геокриологических условий: от континентальных до особо резко континентальнах, от переход­ных до длительно устойчивых типов сезонного промерзания и оттаивания отложений. При сезонном промерзании криогенно­му растрескиванию подвергаются главным образом пылеватые супеси и суглинки. Отчетливо проявляется тенденция уменьше­ния размеров полигональной решетки трещин при возраста­нии континентальное™. Размеры трещинных полигонов в усло­виях переходных, резко и особо резко континентальных типов CMC составляют от 0,8x1 до 1x1,5 м.

При указанных выше диапазонах континентальности про­никновение криогенных трещин из СТС в мерзлую толщу про­исходит при различных значениях /_Ср, зависящих от состава и льдистости отложений. Чем диоперснее отложения и выше их льдистость, тем при более высоких значениях t_cv происходит проникновение трещин в многолетнемерзлые породы и появ­ляется возможность формирования полигонально-жильных структур, содержащих подземный лед (повторно-жильных льдов, грунтово-ледяных и песчано-ледяных жил). Такой пере­ход в пылеватых льдистых суглинках и супесях происходит при —2...—4°С, а в гравийно-галечных слабольдистых отложени­ях при —8...—9°С. В переходном диапазоне t_cp криогенные трещины низких порядков генераций проникают в мерзлую тол­щу, а высоких — не выходят из пределов СТС. В результате формируются переходные системы полигонально-жильных структур, в которых по полигональной сети с большим расстоя­нием между трещинами растут ледяные жилы, а с меньшим — изначально-грунтовые жилы. Такие системы в породах разно­го состава и льдистости образуются в узком диапазоне £_Ср и являются палеомерзлотными реперами. Многолетняя динами­ка температур и глубин СТС отложений приводит к периоди­ческому оттаиванию ледяных жил и их последующему повтор-

89

ному образованию. При полном протаивании ледяных жил на их месте образуются псевдоморфозы.

При криогенном растрескивании по переходному и особенно по северному варианту проявляется зависимость увеличения глубины проникновения открытых криогенных трещин ниже СТС по мере понижения t_Cx > (рис. III.4). Размеры трещинных

Рис. III.4. Характер изменения глубин проникновения «рас­крытых» морозобойных трещин ниже подошвы СТС при по­нижении /_ср (при прочих равных условиях): 1 — огибающие температурных кривых; 2 — верхняя по­верхность мерзлой толщи; 3 — наибольшая глубина проник­новения «зияющих» трещин; 4 — подошва слоя годовых ко­лебаний температур; А/ — отклонения температуры от /_Ср, при которой трещина считается «зияющей»

полигонов, изменяющиеся в пределах от 6—8 до 20—25 м, обусловлены составом и льдистостью пород. Тенденция умень­шения их размеров при увеличении Л_о, хотя и прослеживается, но в ослабленном виде.

Важной особенностью проявления криогенного растрескива­ния в естественных условиях является закрепление мест воз­никновения трещин при периодически повторяющемся процес­се. Это явлется следствием образования ослабленных участков («дефектов») в местах их первоначального появления, а также развития на их основе полигонально-жильных структур. «Жесткость» закрепления увеличивается в результате заполне­ния трещин материалом с существенно более низким сопротив­лением на разрыв, чем у вмещающих отложений. В современ­ном влажном климате криогенные трещины чаще всего запол­няются водой, переходящей в лед. При положительных и высо­ких отрицательных /_Ср в породах образуются изначально-грун­товые жилы, а при более низких отрицательных — повторно-жильные льды (Романовский, 1977). Ледяные жилы являются

90

наиболее ослабленными местами мерзлых массивов, так как сопротивление льда на разрыв существенно ниже, чем у мине­ральной части. Повторно-жильные льды — структуры двухъ­ярусные. В верхней грунтовой части структуры так же, как и в изначально-грунтовых жилах, элементарные ледяные жилки оттаивают и заполняются вмещающими отложениями, оплыва­ющими со стенок трещины. Осенью, замерзая, порода цементи­руется льдом, в результате чего уменьшается «дефектность» мерзлого массива. Сокращение мощности СТС к северу при понижении /_Ср приводит к уменьшению грунтового яруса и более близкому залеганию к поверхности «головы» ледяной жилы. Результатом этого является зональное увеличение за­крепления мест повторяющегося криогенного растрескивания.

Ненарушенные ранее криогенным растрескиванием, т. е. ли­шенные такого рода дефектов, массивы в современных условиях встречаются редко, в основном в днищах спущенных термокар­стовых озер, характерных для аккумулятивных равнин севера (III.9). Осушение озер происходит главным образом вследст­вие развития эрозионной сети. При этом температура поверх­ности пород на их днище скачком понижается до значений, близких к зональным. Талые отложения начинают промерзать и подвергаться криогенному растрескиванию. Р. Маккей ука­зывает на появление уже в первую зиму после спуска озера единичных широких (до 4—6 см) криогенных трещин. Б по­следующие годы появляются новые трещины и происходят по­степенное формирование замкнутой полигональной сети, сокра­щение глубины СТС, рост повторно-жильных льдов.

Важной особенностью является форма полигональной сети на днищах спущенных озер (аласах, хасыреях) и на поймах рек. Одна генерация трещин повторяет контуры береговой ли­нии (и подозерного или подруслового талика), а вторая пер­пендикулярна к ним. В результате образуются сегменты пойм (и террас), полигональная сеть на которых отражает процесс ландшафтообразования или фуркации русла. Полигональные сети на междуречьях и высоких террасах, сложенных достаточ­но древними отложениями, имеют беспорядочный рисунок. Он отражает как неоднородность субстрата, так и сложность и не­однократность формирования криогенного трещинного микро­рельефа, появлявшегося в криохроны и деградировавшегося в термохроны.

Первичные полигонально-жильные структуры, образующие­ся на основе криогенного растрескивания, многообразны (см. рис. III .3). Основные типы таких структур отличаются, во-пер­вых, по веществу, периодически заполняющему криогенные трещины, во-вторых, по положению трещин (и структур) в си­стеме СТС — мерзлая толща (Романовский, 1977; Общее мерз­лотоведение, 1978). Положение трещин, зависящее от t_cp по­род, определяет трансформацию или накопление заполнявшего их материала, деформации вмещающих их отложений и другие

91

особенности полигонально-жильных систем, включающих как сами структуры, так и вмещающие их отложения. Известны два основных способа заполнения криогенных трещин, проис­ходящих в разной природной обстановке. Первый — это запол­нение их водой, замерзающей в трещинах и образующей эле­ментарные ледяные жилки. Такое заполнение происходит в ус­ловиях, когда на поверхности появляется вода, талая снеговая или поверхностная речная. Последняя попадает в трещины в редких случаях. Таким образом, указанный способ заполнения возникает при наличии снежного покрова, тающего весной. Когда трещины не выходят из СТС, образуются изначально-грунтовые жилы, если трещины проникают в мерзлую толщу — повторно-жильные льды. Первые являются высокотемператур­ным, вторые — низкотемпературным типом полигонально-жиль­ных структур, вертикальные размеры которых зонально воз­растают при понижении t_cp . Второй способ — заполнение тре­щин воздушно-сухим песком в условиях низкой влажности, от­сутствия снега и наличия сильных ветров, переносящих песок, т. е. в холодной аридной обстановке. Необходимо также нали­чие песчаных массивов или пород, при выветривании которых образуется песок и развиваются процессы дефляции. Формиру­ются при этом дефляционные поверхности с ветрогранниками и первично-песчаные жилы, среди которых выделяются высоко-и низкотемпературные типы.

Когда заполнение водой и песком из года в год чередуется, образуются структуры, переходные между рядами изначально-грунтовых жил — повторно-жильных льдов и первично-песча­ных жил. Они характерны для семиаридных и аридных усло­вий. Низкотемпературный тип последних носит название песча-но-ледяных жил. Он локально встречается в дельте Лены. Вы­сокотемпературные типы характерны для массивов развевае­мых песков — тукуланов в Центральной Якутии.

Существуют структуры, при образовании которых криоген­ные трещины не заполняются материалом извне. Трещины фик­сируются породой, осыпающейся с их стенок, зоной иссушения и другими признаками, плохо выраженными морфогенетически. Это происходит в обстановке отсутствия талых вод, в засушли­вых южных районах, где снег преимущественно испаряется (в Северном Казахстане, локально во впадинах Южного Забай­калья) .

Важной особенностью в развитии современных полигональ­но-жильных структур севера Евразии и Северной Америки яв­ляется преобладание различных форм изначально-грунтовых жил и повторно-жильных льдов, т. е. структур, формирующих­ся преимущественно в криогумидных условиях или холодных семиаридных, где зимой присутствует снежный покров, тающий весной. Структуры с песчано-ледяным заполнением криогенных трещин встречаются локально, в специфических природных ландшафтах. Первично-песчаные жилы (низкотемпературный

92                      _                   .      -        ;

вариант) формируются в настоящее время только в «оазисах» Антарктиды обычно в сочетании с песчано-ледяными и ледяны­ми жилами. На Земле Виктории их строение и особенности: роста изучались Т. Неве, Т. Бергом, Р. Блеком. Огромное рас­пространение первично-песчаные, а также песчано-ледяные жи­лы имели в криохроны главным образом в регионах, где фор­мировались ледниковые щиты или было полупокровное оледе­нение в горах (в Европе, Северной Америке, в ряде районов Восточной Сибири). Они приурочены преимущественно к поло­се, прилегающей к краю ледниковых щитов, где были суровые геокриологические условия, господствовали стоковые ветры,, приводившие к дефляции, переносу песчаного и гравийного ма­териала и засыпанию его в криогенные трещины. Но мере от­ступания края ледника «полоса» формирования таких жил смещалась за ним. Преобладают эпигенетические первично-пес­чаные жилы в отложениях разного состава и генезиса, не на­ходящие выражения в современном рельефе. Исключение со­ставляет только территория Скандинавии, где первично-песча­ные и песчано-ледяные жилы формировались в самом конце позднего плейстоцена—раннем голоцене на последних стадиях разрушения поздневюрмского ледникового щита. Они пере­крыты маломощным почвенным покровом и легко фиксируются на распаханных полях по различиям в вегетации посевов.

В распространении современных развивающихся полиго­нально-жильных структур существует геокриологическая зо­нальность, которая прослеживается при наличии «литологиче-ского контроля», т. е. зависимости развития структур от соста­ва и свойств вмещающих отложений. Это проявляется в разли­чии диапазонов /_ср, при которых осуществляется в породах раз­ного состава и влажности переходы от изначально-грунтовых жил к полигональным системам, содержащим полигонально-жильные льды и грунтовые жилы (по трещинам высоких по­рядков генераций), а от них к системам только с повторно-жильными льдами. Напомним, что в породах различного со­става зональное изменение t_cp происходит неодинаково (см., И.4). В результате в одном и том же районе в различных от­ложениях могут существовать и развиваться различные виды полигонально-жильных структур (рис. III.5).

Такого рода зависимости установлены также для полиго­нально-жильного микрорельефа. Так, безваликовые полигоны характерны для систем с изначально-грунтовыми жилами или маломощными жилами льда, развивающимися при высоких t_cp (рис. III.6, B.I—В.IV). Полигонально-валиковые формы микро­рельефа образуются только при достаточно низких t_cp . Возник­новение валиков при продолжающемся росте жил льда приво­дит в конечном итоге к циклическому развитию микрорельефа. При этом под влиянием явления саморегуляции, благодаря ко­торому сохраняется устойчивость полигонально-жильной систе­мы _(р.ис—-НТ.6", 3.1—ЗЛИ), в условиях нарастания массы под-

93

Рис. III.5. Схема зональных изменений глубин криогенного растрескива­ния и вертикальных размеров полигонально-жильных структур (изначаль­но-грунтовых жил и повторно-жильных льдов) в торфяниках (А), пыле-ватых супесях и суглинках (Б), песках (В) и гравийно-галечниковых от­ложениях (Г). Схематический профиль I—I построен для условий зоны, ограниченной волнистыми линиями (/); подошва слоя сезонного оттаи­вания (2)\ подошва слоя сезонного промерзания (3); подошва слоя крио­генного растрескивания и развития жильных структур (4)

земного льда, происходит периодическая смена формы полиго­нов: плоских безваликовых на валиковые, последних на поли­гоны с понижениями над жилами, снова на безваликовые, ва­ликовые и т. д. Наличие в полигональном микрорельефе ука-

94

Рис. 111.6. Схема развития форм полигонального микрорельефа при образовании изначально-грунтовых жил и по­
вторно-жильных льдов. Стадий развития микрорельефа: В — восходящая, 3 '— зрелая (циклического развития), И _______

нисходящая, К —■ консервации, Р — разрушения, О — остаточная; цифрами обозначены подстадии. В правой части схемы показано криогенное строение толщи синкриогенных отложений («ледовый комплекс»), накапливавшихся и про­мерзавших в зрелой стадии при циклическом развитии полигонального микрорельефа, а также дальнейшая эволюция

' микрорельефа

занных форм на одной генетической поверхности является сви­детельством не только процесса саморегуляции, но и определен­ного, достаточно низкого диапазона температур мерзлых пород (Романовский, 1977). Такие формы характерны только для ак­кумулятивных поверхностей северной части мерзлой зоны с i_Cp ниже —5 ... —7°С. Зависимость характера полигональных струк­тур и микрорельефа от состава пород и /_ср приведена на схе­мах (рис. III.7, IIL8).

Рис. III.7. Схема соотношения изначально-грунтовых жил и повторно-жиль­ных льдоь, с типами сезонного оттаивания отложений (по В. А. Кудряв­цеву) :

W — естественная влажность отложений; W_n — полная влагоемкость от­ложений за вычетом незамерзшей влаги

Вторичные полигонально-жильные структуры и остаточный полигонально-жильный микрорельеф. В позднеплейстоценовый криохрон произошло формирование ледового комплекса, содер­жащего мощные сингенетические повторно-жильные льды (IV.2), а также огромное по масштабам криогенное трещино-образование в породах самого разнообразного состава и гене­зиса и накопление эпигенетических повторно-жильных льдов. В особенной мере это относится к элювию, склоновым образо­ваниям, древнему аллювию и др. Южная граница повторно-жильного льдообразования сдвигалась к югу на 1000 км и бо­лее. В пределах современной криолитозоны жильные льды об­разовывались в крупноглыбовом элювии скальных пород и ку-

36

 

Рис. 111.8. Схематическая карта распространения растущих повторно-жильных льдов и изначально-грунтовых жил:

1 — область широкого распространения «ледового комплекса»; 2 — то же в речных долинах; 3 — растущие повторно-жильные льды; 4 — рас­тущие песчано-ледяные жилы (низкотемпературные); 5 — растущие жи­лы с песчаным и ледяным заполнением трещин (высокотемпературные); 6 — растущие изначально-грунтовые жилы; 7 — сортированные полиго­ны; 8 —• полигоны малого диаметра (1,5—3,0 м); границы растущих жил льда: 9 — в торфяниках; 10 — в супесях и суглинках; 11 — в грубозер­нистых песках, гравии и гальке; южная граница; 12 — валиковых по­лигонов, 13 —• многолетнемерзлых пород

румах, проникали в разборную скалу. На севере Средней и Восточной Сибири эти льды сохранились. Однако на огромных территориях вне границ современной криолитозоны и в южной части северной геокриологической зоны повторно-жильные льды протаяли, образовав псевдоморфозы (см. рис. III.3), возникли многообразные формы остаточного полигонального микрорель­ефа (см. рис. III.6), бугристо-западинного'в Западной, Средней и Восточной Сибири, бугристых марей на севере Забайкалья и Дальнего Востока и остаточного полигонального микрорельефа Восточно-Европейской равнины. Выпуклые части этих микро­форм соответствуют полигональным блокам, а понижения-запа­дины образовались на месте вытаявших ледяных жил. Полиго­нальный микрорельеф, не всегда заметный на покрытых расти­тельностью территориях, как бы «проявляется» на распаханных полях. Распашка приводит к его планации: к срезанию обога­щенной гумусом почвы с бугров и концентрации ее в запади­нах. С воздуха такие поля выглядят пятнистыми. Светлые пят­на соответствуют обнаженной подпочве на вершинах бугров, а

4 Н. Н. Романовский

97

темные — полигональная сеть полос — западинам. Неодинако­вы вегетация и урожайность сельскохозяйственных культур на таких полях. Более густая и яркая растительность соответству­ет заполненным понижениям, разреженная, угнетенная — вер­шинам бугров.. Следует сказать, что в первые годы после рас­пашки полей с бугристо-западинным микрорельефом, когда поч­ва еще не подвергалась техногенному перемещению, урожаи обычно больше. Снятие почвы и обнажение подпочвы с бугров ведут к снижению урожайности, если при этом не принимают­ся специальные меры.

Хуже выражена реликтовая полигональность микрорель­ефа в случае, когда криогенное растрескивание в позднем плейстоцене приводило к формированию изначально-грунтовых жил. Именно такие формы прослеживаются на юге Украины вплоть до побережья Черного моря.

Намечается зональность современного и реликтового поли­гонального микрорельефа и полигонально-жильных структур в тонкодисперсных отложениях Евразии. С севера на юг проис­ходит постепенная смена морфологии в ряду: чередование в единых системах валиковых и безваликовых крупных (6—8 м и более) полигонов с повторно-жильными льдами; крупные без-валиковые полигоны с ледяными жилами; то же с ледяными и грунтовыми жилами; мелкие (от 1 до 3 м в поперечнике) со­временные полигоны с грунтовыми жилами, сочетающиеся с выпуклыми реликтовыми крупными полигонами с псевдомор­фозами по жильным льдам (в Восточной Сибири); реликтовые выпуклые полигоны с псевдоморфозами (Восточная Европа); плоские реликтовые полигоны с ископаемыми изначально-грун­товыми жилами. Отчетливые границы между зонами указан­ных типов микрорельефа отсутствуют из-за приуроченности их к разным типам отложений.

На курумах и крупноглыбовых покровах, развитых на Сред­несибирском плоскогорье, на вершинах и пологих склонах меж­дуречий Алданского щита, Станового нагорья, Забайкалья и гор севера Восточной Сибири широко распространены полиго­нальные формы типа глыбовых («каменных») сетей, сортиро­ванных полигонов и др. Их происхождение многостадийное. На ранних стадиях глыбовые покровы, образовавшиеся в ре­зультате выпучивания камней, суффозии мелкозема и других процессов, не имели полигонального облика. В позднеплейсто-ценовый криохрон глубина сезонного оттаивания таких покро­вов существенно сократилась (до 0,5—1 м, при современной да 1,5—2 м). Нижняя часть заполнилась гольцовым льдом. Резкая континентальность климата, суровость и малоснежность зим способствовали криогенному трещинообразованию насыщенного льдом глыбового субстрата и росту в нем ледяных жил. На этой стадии возник полигональный облик таких покровов. По­следующее увеличение g_T в голоценовый климатический опти­мум привело к протаиванию повторно-жильных льдов. В ре-

98

зультате по ним образовалась полигональная система пониже­ний, интенсифицировалось выпучивание каменного материала, которое приобрело дифференциальный характер. По межполи­гональным понижениям произошла концентрация подповерх­ностного стока, приводившая к суффозии, а локально и накоп­лению в них мелкозема. Суффозия способствовала образова­нию промытых грубообломочных жил, которые, в частности, характерны для полигональных разновидностей курумов (III.7).

Ш.5. ПЯТНА-МЕДАЛЬОНЫ И КРИОТУРБАЦИИ

Пятна-медальоны и криотурбации представляют со­бой формы криогенеза, развивающиеся в сезонноталом слое под влиянием комплекса экзогенных процессов: мелкополиго­нального криогенного и (или) диагенетического растрескива­ния, криогенного пучения и образования криотекстур, плотно­стей конвекции в неконсолидированных переувлажненных грун­тах, дифференцированного выпучивания каменного материала, инъекции и (или) выброса на поверхность разжиженного ма­териала под влиянием статического криогенного давления и др.

Пятна-медальоны представляют собой круглые пятна ли­шенного растительности грунта, окаймляемые бордюром из дернины или щебенисто-дресвяного материала. Обычно они за­нимают центральную часть мелкополигональных форм с диа­метром от 1 — 1,2 м до 30—40 см. В разрезе отложений СТС пят-лам-медальонам соответствуют нарушения слоистости, назы­ваемые криотурбациями, или инволюциями. Форма криотурба­ции разнообразна, но имеется ряд общих черт: наличие линз и слоев, неравномерно обогащенных органическим материалом или ожелезненных и поэтому различающихся по цвету; ориен­тировка таких слоев, создающая в разрезе ячеистые формы, размеры которых близки по вертикали и горизонтали и обычно не превышают 1—1,2 м.

Пятна-медальоны наиболее распространены в тундровой зо­не, где даже выделяются так называемые «пятнистые тундры», иногда образующие на равнинах широтно вытянутую подзону. В более южной подзоне «ерниковых тундр» и зоне тайги «ме-дальонные тундры» занимают ограниченные площади, обычно приуроченные к повышенным участкам междуречий и высоких террас с маломощным снежным покровом, сильно увлажненные и с наиболее суровыми геокриологическими условиями. В арк­тических тундрах пятна-медальоны очень широко распростране­ны. Обычно размеры отдельных пятен составляют первые де­сятки сантиметров в диаметре, но количество их на единице площади очень велико, и они занимают почти всю поверхность. В горах «пятнистые горные тундры» встречаются на плоских вершинах, седловинах, площадках нагорных террас в гольцо­вом и нивационно-гляциальных поясах.    На пологих склонах

4*                                                                                               99

они часто располагаются ступеньками, как бы наплывая друг на друга. При увеличении крутизны склона они трансформи­руются в полосы структурной солифлюкции (см. Ш.4).

По составу и свойствам отложений, в которых образуются пятна-медальоны, их можно разделить на две основные груп­пы: 1) глинистые, в которых происходят при промерзании про­цессы миграции влаги, образование сегрегационного льда и пу­чение; 2) грубодисперсные и пески, в которых миграции пле­ночной влаги не происходит, а при их промерзании в водона-сыщенном состоянии в непромерзшую зону происходят отжатие избыточной воды, инъекционное льдообразование и пучение. Обе группы отложений могут содержать щебень, дресву и глы­бы, что создает условия для проявления дополнительного про­цесса — выпучивания (вымораживания) каменного материала на поверхность.

Р. Маккей (Mackay, 1979) на основании многолетних поле­вых экспериментальных исследований изучил процессы, проис­ходящие в пятнах-медальонах глинистого состава, и предло­жил равновесную модель их развития. Он утверждает, что ак­тивное развитие пятен-медальонов происходит при следующих условиях: поверхность мерзлой толщи под пятном имеет вог­нутую (чашеобразную) форму, т. е. под растительным бордю­ром, окаймляющим пятно, глубина оттаивания меньше, чем в его центре; промерзание СТС происходит с двух сторон (см. IV.2): со стороны верхней поверхности и окаймляющих трещин-понижений между пятнами и снизу, со стороны мерзлой толщи. Последнее происходит только при t_zv пород ниже —2 ... —3°С. Это предопределяет зональную приуроченность активных пя­тен-медальонов к длительно устойчивым, устойчивым и аркти­ческим типам сезонного оттаивания пород.

В результате двустороннего промерзания с верхней и ниж­ней поверхностей «ядер» глинистых пятен-медальонов образу­ются зоны с повышенной льдистостью, в которых при сезонном оттаивании порода переходит в разжиженное состояние, дает осадки и способна течь. Напротив, центральная часть «ядра» при промерзании обезвоживается и гидростатическое давление влаги в ней имеет отрицательное значение, она малольдиста. При протаивании, происходящем сверху, грунт в этой части яд­ра впитывает влагу, набухает и медленно поднимается вверх.

Сезонное протаивание отложений пятен-медальонов проис­ходит неравномерно. При этом в них возникает медленное кон­векционное движение дисперсной сильновлажной породы пе­риферической части «ядра», направленное у поверхности от центра к периферии вниз и далее у подошвы СТС к центру, где сменяется на восходящее, к поверхности пятна (рис. Ш.9). В результате порода основания СТС постепенно перемещается к поверхности, препятствуя зарастанию пятен-медальонов.

В песках и грубодисперсных грунтах, лишенных тонкодис­персного заполнителя, образование пятен-медальонов иное.

100

Рис. III.9. Равновесная модель формирования глинистых пятен-медальонов

(Маскау, 1979)

При этом изложенные выше условия (чашеобразный характер подошвы СТС и двустороннее его промерзание) являются обя­зательными. Необходима также высокая обводненность отложе­ний СТС. Двустороннее промерзание СТС приводит к отжатию избыточной влаги в центральную непромерзшую часть «ядра» пятна-медальона. Здесь развивается мощное криогенное гидро­статическое давление воды, которое ведет к изгибу и растрес­киванию кровли и, как следствие, к прорыву разжиженной грун­товой массы на поверхность пятна (Общее мерзлотоведение, 1978).

Наличие в отложениях СТС крупнообломочной составляю­щей приводит к криогенному выпучиванию обломков на поверх­ность, т. е. дифференциации отложений по их составу и свой­ствам. Фронт сезонного промерзания пятен-медальонов со сто­роны поверхности обычно изогнут вверх за счет промерзания с боков. В результате обломки выпучиваются вверх и в стороны. Действие стебелькового льда приводит к их дополнительному смещению к периферии и концентрации или в межполигональ­ных понижениях, или в виде выпуклых бордюров. В разрезах таких «сортированных» пятен-медальонов отчетливо выделяет­ся более грубый состав их периферийной (и верхней) и более тонкий, сортированный — их центральной (и нижней) части.

101

Выше были кратко охарактеризованы процессы, возникаю­щие при наличии мелкополигональной сети трещин, исходно предопределяющих наличие регулярной сети выпуклых мелко­полигональных форм, в центральной части которых и развива­ются пятна-медальоны. Образуются они при однородном стро­ении СТС и достаточно низких i_cp . Вместе с тем известны фор­мы, морфологически сходные с сортированными пятнами-ме­дальонами, однако образующиеся в иных условиях: при высо­ких t_Cp , больших (обычно более 1 м) глубинах сезонного оттаи­вания пород, а иногда и в сезонномерзлом слое. При этом СТС (CMC) имеют исходно в разрезе двухслойное строение. В од­них случаях с поверхности залегает слой глинистых пород, под­стилаемых крупнообломочными, в других — наоборот.

Сортированные пятна-медальоны, которые описаны ниже, образуют как группы, так и единичные формы. Они широко распространены в приледниковой зоне, например на Шпицбер­гене, а также в районах недавнего материкового оледенения, для которых характерно двухслойное строение верхних 1—2 м разреза. Встречены как современные, так и реликтовые формы. Исследования, проведенные Б. Ван Влие-Лано (1988) по изу­чению условий возникновения и этапов развития этих форм, включая морфологию, строение в разрезах и ведущие процес­сы, обобщены на схеме (рис. ШЛО). Она рассматривает обра­зование различных форм «каменных колец» и сортированных пятен-медальонов в условиях одностороннего промерзания свер­ху двухслойного разреза, когда ниже промерзшего слоя раз­вивается криогенное гидростатическое давление, обусловленное отжатием влаги вниз. Слагающие поверхностный слой породы оцениваются по степени пучинистости. Когда тонкодисперсные отложения подстилаются грубообломочными, градиент пучина- стости называется положительным, при обратном залегании — отрицательным. Неоднородности в составе или залегании сло­ев, наличие трещин или других нарушений являются обязатель­ным для возникновения условий, благоприятных для образова­ния пятен-медальонов на поверхности и криотурбаций в разре­зе. Их наличие обусловливает неравномерность сезонного про­мерзания сверху и появление ослабленных зон, по которым может происходить прорыв вверх разжиженной породы, нахо­дящейся под криостатическим давлением. Неоднородности мо­гут иметь регулярный и нерегулярный характер. Регулярный характер имеют мелкополигональные формы, возникающие при образовании трещин усыхания или криогенных; нерегулярный — создают вариации в мощности верхнего слоя, наличие микро-неоднородностей рельефа поверхности и др. Условием, благо­приятствующим развитию описываемых образований, является высокая обводненность разреза. Дренирование отложений ос­лабляет или приостанавливает процесс развития пятен-медаль­онов и криотурбаций. В случае исходного залегания с поверх­ности глинистых отложений, подстилаемых грубообломочными

102

Рис. ШЛО. Эволюционная схема формирования сортированных пятен-медальонов (Van Vliet—Lanoe, 1988)

(см. рис. ШЛО, левая часть), образуются формы с замкнуты­ми ядрами из глинистого материала, окруженными грубообло-мочным. При наличии или образовании с поверхности слоя грубообломочной породы (см. рис. ШЛО, правая часть) глини­стые отложения слагают не только ядра пятен-медальонов, но и являются как бы выступами вверх единого глинистого гори­зонта. Грубообломочный материал, оконтуривающий пятна, представляет собой систему разнообразных по форме образо­ваний, оканчивающихся на некоторой глубине.

Существенно, что формирование с поверхности слоя грубо­обломочной породы может происходить вследствие выпучива­ния камней из отложений смешанного состава, например из глинистых морен. В этом случае глинистая порода остается в нижней части СТС, выходя на поверхность только в централь­ной части пятен-медальонов.

Помимо криотурбаций, образующихся в процессе формиро­вания пятен-медальонов, нарушение слоистости происходит и при иных условиях. Например, протаивание высокольдистых отложений верхней части мерзлой толщи вызывает появление нестабильного слоя. При сезонном промерзании и развитии криогидростатического давления в него может проникать поро­да перекрывающих слоев, образуя тела (инволюции) различной формы: «языки», «капли», округлые глыбы и др. Такое же яв­ление может быть и в условиях озерных водоемов с отсутстви­ем мерзлых пород под ними, когда над менее плотными осадка­ми откладывается слой более плотных осадков. В этом случае происходит плотностная конвекция, которая существенно ин­тенсифицируется, если ее развитие стимулируется сезонным промерзанием в зимнее время. Признаком наличия криогенно­го водоупора в разрезах песчаных отложений при развитии криотурбаций (инволюций) является их общая плоская нижняя граница.

II 1.6. СОЛИФЛЮКЦИЯ И СОЛИФЛЮКЦИОННЫЕ ОБРАЗОВАНИЯ

Солифлюкция — пластично-вязкое и вязкое течение увлажненных тонкодисперсных отложений на склонах. Она проявляется и в СТС, и в CMC, но при наличии многолетне-мерзлого криогенного водоупора условия для ее формирования более благоприятны. Для развития солифлюкции необходимы: 1) повышенная пылеватость отложений; 2) их влажность, варьирующая от предела пластичности до предела текучести или превышающая его; 3) наличие уклонов поверхности, обес­печивающих возможность течения увлажненных отложений (обычно от 2—3 до 10—15°); 4) отсутствие древесной и круп­ной кустарниковой растительности, закрепляющей корнями по­роды СТС. Поэтому солифлюкция широко распространена и активно развивается в районах горных и равнинных тундр, хо-

104

лодных горных и арктических пустынь и только локально в та­ежной зоне.

Регионально солифлюкция имеет условия для развития как в горных районах, так и на расчлененных равнинах и плато. Пылеватый состав отложений в СТС, характерный для огром­ных по площади территорий, способствует проявлению этого процесса. Высокая влажность отложений легче достигается в условиях избыточно влажного климата, характерного для рай­онов океанического влияния с превышением летних осадков над испарением. Поэтому солифлюкция не характерна для Цент-ральноякутской низменности с ее засушливым климатом, но ти­пична для Полярного Урала и Чукотки, где климат холодный и влажный. Во внутриконтинентальных горных регионах соли­флюкция проявляется избирательно, присутствуя на склонах гор, перехватывающих влагу, и отсутствуя на склонах сухих, слабоувлажненных.

Различают медленную и быструю, аморфную и структур­ ную формы солифлюкции, развивающиеся в разных областях и создающие различные морфогенетические образования. Мед­ленная солифлюкция бывает аморфной и структурной.

Медленная аморфная солифлюкция развивает­ся наиболее часто при наличии многолетнемерзлого водоупора„ способствующего переувлажнению пород СТС. Однако извест­но солифлюкционное течение и пород CMC при наличии гли­нистого субстрата или сезонного криогенного водоупора. Пла­стично-вязкая деформация в породах СТС начинается, если касательное напряжение т>т_дл + (Тдл, где т_дл — длительное со­противление пород сдвигу, сгдл — длительное сопротивление дер­нового покрова на разрыв. В свою очередь t^S'sina, где у — объемная масса породы, g' — мощность оттаявшего слоя на на­чало развития солифлюкционного течения, а— угол склона (Жигарев, 1967). Аморфная солифлюкция наиболее характер­на для тундровых ландшафтов с сомкнутым мохово-травянис-тым покровом. Здесь образуются яркие морфологические фор­мы: солифлюкционные террасы, валы, потоки и другие формы, фронтальные уступы которых закрепляются смятым в лежа­чие складки дерновым покровом (рис. III. 11). Эти формы ха­рактерны для нижних, а иногда и просто выположенных час­тей склонов, где происходит аккумуляция синкриогенных со-лифлюкционных отложений и образуются солифлюкционные покровы. Ненарушенный дерновый покров препятствует соли­флюкции. Поэтому процесс образования солифлюкционных на­течных форм имеет пульсирующий характер. Течение активизи­руется в момент разрывов дернины в тыловой части солифлюк­ционных форм. Постепенно оно приостанавливается, и начина­ется период восстановления сплошности растительного покро­ва и постепенного нарастания напряжений, который продол­жается до нового разрыва дернины и солифлюкционной под­вижки отложений СТС.

105

Рис. III.11. Типы солифлюкционных форм:

I — медленная аморфная солифлюкция; II — делли с сосредоточенным по понижениям по­верхностным стоком и медленным течением пород по полосам и пятнам-медальонам: III — структурная солифлюкция с морозной сортировкой каменного материала; IV — быстрая соли-флюкция (оползни-оплывы на термоденудационном склоне)

Для развития солифлюкционного течения необходимо, что­бы мощность СТС достигала некоторой критической величины I ', изменяющейся в зависимости от состава, влажности, угла склона от 30 до 70 см. Поэтому, во-первых, течение грунта на­чинается и происходит в середине—конце лета; во-вторых, при малой мощности СТС аморфная солифлюкция отсутствует. По­этому зонально она характерна для тундровой зоны и горных тундр, но отсутствует в арктической и холодной горной пус­тыне.

Структурная солифлюкция, выделенная как са­мостоятельный тип Г. Ф. Грависом (1969), типична для терри­торий с несомкнутым травянисто-моховым покровом и значи­тельными (50—80 см и более) глубинами СТС мелкодисперс­ных и сильно увлажненных отложений (рис. 111.11). Этот тип солифлюкции связан с полосчатыми типами «структурных грун­тов», как содержащих грубообломочный материал, так и ли­шенных его.

Для склонов, где развита структурная солифлюкция, харак­терно неравномерное оттаивание: меньше на покрытых расти­тельностью полосах и более глубокое — на оголенных. Это предопределяет неравномерное их промерзание осенью и раз­новременность смыкания промерзающего СТС с поверхностью мерзлоты. В механизме формирования структурной солифлюк­ции наряду с летним течением (по Г. Ф. Гравису) в осенний период участвуют: выдавливание на поверхность грунтовой массы при неравномерном промерзании СТС, ее оплывание на поверхности и перемещение вниз по склону сильноувлажненно-го грунта, зажатого под промерзшим сезонно слоем. Пятна-ме­дальоны, развитые на таких склонах, часто сливаются и обра­зуют солифлюкционные полосы шириной 0,5—1,5 м, длиной до 20 м и более. Они окаймлены бордюром из дернины или гру-бообломочного материала. На склонах со структурной соли-флюкцией существуют структурно-солифлюкционные покровы.

Оголенность части поверхности, ее полосчатый микрорель­еф способствуют проявлению делювиального смыва, струйчато­го, бороздчатого, а иногда и термоэрозионного. Перенос мине­ральных частиц в последнем случае происходит на склонах по эрозионным ложбинам, углубленным в результате вытаивания льда. Развитию этого процесса способствуют криогенное рас­трескивание и пучение, создающие неровности, концентрирую­щие поверхностный сток. Эрозия расширяет и углубляет эти понижения, приводя к вытаиванию подземного льда в верхних слоях мерзлоты. Первичные понижения углубляются и расши­ряются, превращаясь в хорошо выраженные ложбины стока — делли. Последние встречаются в тундре, в пределах иояса гор­ных редколесий и характерны для севера зоны тайги. Геологи­ческое значение структурной солифлюкции заключается в пе­ремещении дисперсного материала на очень пологих склонах (1—3°), где аморфная солифлюкция не может развиваться.

107

В таежной зоне структурная солифлюкция проявляется только локально и не имеет самостоятельного значения в переносе осадков и их накоплении.

Зависимость медленной солифлюкции от состава отложений на склонах, их глубин сезонного оттаивания и увлажненности обусловливает наличие экспозиционной асимметрии в проявле­нии этого процесса и в его геологических результатах на юге и севере мерзлой зоны. Это особенно заметно проявляется в Восточной Сибири, где область распространения ММП протя­женна по широте и климатические различия северных и юж­ных районов весьма контрастны. В южной части (например, в Забайкалье и Прибайкалье) солифлюкция приурочена к скло­нам, обращенным на север, увлажненным, часто выположен-ным в основании, где и накапливаются соответствующие отло­жения. Напротив, склоны южной экспозиции сухие, обычно более крутые, часто с выходами скальных пород, не подвержен­ные воздействию этого процесса. Обратная картина наблюда­ется на севере региона (кряжи Кулар и Полоусный, хр. Селен-няхский и др.), где солифлюкция приурочена к склонам юж­ной экспозиции. Для них характерны оптимальные глубины СТС при общем пылевато-глинистом составе пород этого слоя и их высокой увлажненности. На склонах, экспонированных на север, мощности СТС невелики (30—40 см), что недостаточно для проявления солифлюкции. В результате в основании юж­ных склонов накапливаются солифлюкционные или солифлюк-ционно-делювиальные покровы. В долинах рек они образуют так называемые «террасоувалы» — выпуклые и ровные наклон­ные поверхности, сложенные переслаивающимися в разрезе или смешанными по генезису делювиальными солифлюкционны-ми и аллювиальными отложениями. Эти отложения часто со­держат сингенетические повторно-жильные льды. Такой генезис имеют распространенные здесь позднеплейстоценовые отложе­ния «ледового комплекса» (Гравис, 1969).

Быстрая солифлюкция встречается преимуществен­но в северной геокриологической зоне, где СТС подстилается высокольдистыми отложениями или залежами подземных льдов. Этот процесс приурочен к побережью Северного Ледо­витого океана на отрезках, где море подмывает аккумулятив­ные поверхности арктических равнин, берегам термокарстовых озер и водохранилищ гидротехнических сооружений, реже доли­нам рек.

Морфологически быстрая солифлюкция проявляется в виде грязевых потоков, оплывин, на поверхности которых переме­щаются блоки и куски дернины, а также оползней-сплывов. В основании подмываемых склонов образуются формы соли-флюкционной аккумуляции, обычно временные, быстро разру­шаемые, но иногда и сохраняющиеся в отложениях термокар­стовых озер (IV.5). На склонах крутизной до 8—10° в тундро­вой зоне Западной Сибири, в Арктической Канаде и ряде дру-

108

гих регионов в 80-х годах отмечены массовые смещения пород СТС, охватывающие весьма обширные пространства. По фрон­ту их ширина составляет от первых десятков до 100—150 м, протяженность вниз по склону — несколько десятков метров. Установлено наличие и более древних смещений подобного ро­да, закрепленных растительностью, но имеющих отчетливые верхние стенки отрыва, поверхности движения и аккумулятив­ные валы у подножий склонов. Причины таких массовых сме­щений усматриваются в увеличении глубин сезонного оттаива­ния до поверхности высокольдистого горизонта и увеличении влажности СТС в результате дождей. Несомненна периодич­ность активизации быстрой солифлюкции. Возможно, что она связана не только с климатическими причинами (жарким ле­том, длительными или обильными дождями), но и с периодиче­ским накоплением ниже СТС высокольдистого горизонта, ког­да даже при небольшом увеличении мощности СТС по сравне­нию с предшествующими годами в его основании создается идеальная плоскость скольжения, выше которой отложения находятся в состоянии, близком к текучему.