Курумы относятся к криогенным склоновым образо­ваниям (явлениям), формирующимся геологически длительное время в условиях сурового континентального климата и нали­чия ММП под воздействием комплекса процессов: выветрива­ния и криогенного выпучивания крупнообломочного материала, десерпции (криогенной, термогенной и влажностной), суффо­зии и локального накопления мелкозема и др. Морфология и размеры курумов разнообразны (рис. III.12). Они занимают обширные склоны, образуют «потоки» и «сети», слагают усту­пы нагорных террас. По морфологии выделяются фации куру­мов, например фации «курумных склонов», «курумных пото­ков», «сетчатых курумов», «полигональных курумов» и др. (Тю­рин, Романовский, Полтев, 1982). Протяженность курумов со­ставляет от первых десятков до нескольких сотен метров, ши­рина в зависимости от формы — от нескольких до многих сотен метров. В курумах на небольших по протяженности склонах удается выделять (сверху вниз по склону) области мобилиза­ции, транзита и аккумуляции крупного материала, каждая из которых имеет специфическое строение в разрезе. На протя­женных склонах гор, где сверху вниз различные фации сменя­ют друг друга, такое разделение провести трудно. Здесь глы­бовый материал курумов, расположенных выше по склону, час­то в процессе движения идет на «питание» курумов, находя­щихся ниже. На выположенных участках существуют места временной аккумуляции курумного материала. Крутизна скло-

109

Рис. III.12. Склон, покрытый курумами, в хр. Удокан (фото Д.О.Сер­геева)

нов, на которых распространены курумы, варьирует от 3 до 40—50°, т. е. до угла естественного откоса.

В строении курумов с поверхности всегда присутствует слой крупноглыбового материала мощностью от 50 см до несколь­ких метров, лишенный мелкодисперсного заполнителя. По ха­рактеру строения курумов в разрезе выделяются субфации: «деструктивная», где мощность слоя глыбового материала мень­ше g_T и залегает на разборной скале, подверженной выветри­ванию; «гольцового льда», где мощность курума больше g_T и глыбовый горизонт, входящий в СТС, залегает на гольцовом льду или крупнообломочном материале, пересыщенным таким льдом; «кольматационная» с мощностью чехла курума больше g_T, нижняя часть грубообломочного покрова, входящая в СТС> закольматирована водонасыщенным мелкоземом.

По особенностям субстрата и по исходным процессам, при­водящим к формированию курумов, они разделяются на три большие группы. Первая объединяет «курумы выветривания»,, глыбовый чехол которых возник вследствие выветривания скаль­ных пород. Образование мелкозема, его суффозия, выпучивание камней являются важными, но вторичными процессами. Вторая группа включает «курумы выпучивания», образовавшиеся в ре­зультате выпучивания глыбового материала из дисперсных от-

ПО

ложений различного генезиса: ледниковых, обвально-осыпных, пролювиальных и др. Обе группы относятся к курумам, имею­щим внутренние источники их питания глыбовым материалом. Третья группа — «курумы внешнего питания» — объединяет формы, возникшие в результате поступления материала извне, за счет таких источников переноса, как современные обвалы, лавины и др. Все группы распространены в одних и тех же рай­онах, где имеется соответствующий субстрат для их образова­ния.

Общей региональной закономерностью является приурочен­ность курумов к горам, плоскогорьям и плато, сложенным скальными породами, слабо поддающимися выветриванию и образующими при разрушении обломки размером от крупного щебня до крупных глыб. Областями наиболее широкого рас­пространения курумов в России являются Северный и Поляр­ный Урал, Среднесибирское плоскогорье, где они связаны с трапповыми интрузиями, Забайкалье и Становое нагорье и др. В Верхояно-Чукотской горной области они приурочены только к районам выходов древних кристаллических пород и гранит­ных интрузий. При выветривании осадочных пород верхнего палеозоя и мезозоя, продуцирующих при разрушении щебень, дресву и мелкозем, курумы практически не образуются.

В горах распространение курумов подчинено высотной по­ясности. Наиболее развиты курумы в гольцовом поясе гор, где они занимают до 40—60% склонов (Курумы гольцового пояса гор, 1989). Здесь преобладают «курумы выветривания», обра­зующие парагенетические ассоциации с другими склоновыми образованиями, для которых характерно преобладание мелко­зема в их составе. В фациальных особенностях курумов отчет­ливо проявляется влияние строения геологического субстрата. Морфология многих фаций курумов зависит от проекции на поверхность склонов тектонических нарушений и пластов раз­ного состава и свойств. Например, в хр. Удокан, сложенном протерозойскими метаморфизованными песчаниками, курумы тяготеют к выходам пластов, в большей степени подверженных выветриванию, и к линиям тектонических нарушений. На бло­ках более прочных пород на склонах залегают отложения с мелкоземом.

В гольцовом поясе гор широко распространены нивацион-ные формы, современные (нивационные ниши и уступы) и древние (уступы нагорных террас). К ним также приурочены курумы. Курумы отсутствуют на склонах, подвергшихся в позд­нем плейстоцене ледниковой экзарации, на крутых тектониче­ских склонах, молодых врезах, на склонах, подмываемых река­ми. Здесь преобладают процессы и формы обваливания, осы­пания и лавинные. В регионах, служивших центрами леднико­вых щитов в позднем плейстоцене и подвергшихся сильной лед­никовой экзарации, курумы отсутствуют, несмотря на благо­приятные геологические и геоморфологические условия для их

111

образования. Так, курумы практически не развиты в Сканди­навии, на Кольском полуострове и Канадском щите. Видимо, 10—12 тыс. лет оказались недостаточными для их формирова­ния даже в суровых климатических условиях.

Наибольшее распространение курумы нашли на сглаженных склонах гор гольцового пояса, длительное время не подвергав­шихся воздействию ледников, глубинной эрозии и новейшим тектоническим дифференцированным поднятиям. Здесь они кон­центрируют практически весь сток, превращая его в подповерх­ностный по мерзлому субстрату. Это приводит к активной суф­фозии мелкозема и образованию потоковых форм курумов.

Вследствие процессов гольцового льдообразования в грубо-обломочном чехле при таянии снега весной курумы являются мощным регулятором стока. Подобный процесс происходит и в других грубообломочных накоплениях: в горном делювии (пер-лювии), осыпях и пролювии. В результате в горных областях криолитозоны временная фиксация талых снеговых вод в виде гольцового льда в грубообломочных склоновых образованиях приводит к снижению высоты весеннего паводка в горных ре­ках и, как следствие, к уменьшению мощности пойменного ал­лювия. Летнее таяние гольцового льда в СТС дает подпо­верхностный сток даже в периоды длительного отсутствия дож­дей.

Для курумов характерен специфический по влажностному режиму, так называемый «гольцовый» тип сезонного промерза­ния и оттаивания пород (см. П.6). Как правило, вследствие конвекции холодного воздуха зимой характерные t_Cp на куру-мах ниже, чем на других участках склонов, покрытых тонко­дисперсными отложениями (см. II.4).

В горно-таежном поясе на склонах долин, врезанных в плос­когорья и плато, курумы имеют существенно меньшее распро­странение, занимая по площади первые проценты. Здесь в рав­ной мере встречаются курумы «выпучивания» и «выветрива­ния». Преобладают относительно небольшие по размерам фор­мы. Как правило, на курумах t_Cp также ниже на 2—4°, чем на других видах ландшафтов. В зоне (и высотном поясе) пре­рывистого и островного распространения ММП к курумам при­урочены «острова» и низкотемпературные мерзлые массивы.

В строении и подвижности курумов намечается проявление широтной зональности. В суровых геокриологических условиях (с t_QV ниже —6...—8°С) гор Бырранга, в горных группах на севере Якутии мощность обломочного чехла курумов, входяще­го в СТС, не превышает 1 м. Это соизмеримо с размером глыб. Таким образом, курумный чехол имеет как бы «пленочный» ха­рактер. Практически повсеместно он подстилается насыщенной гольцовым льдом породой с торчащими из нее вмороженными глыбами. На выположенных участках прослеживается полиго-нальность. Это позволяет предположить наличие в курумах повторно-жильных льдов, вскрытых здесь же в элювии и раз-

112

борной скале. При таком строении, малых g_T и краткости теп­лого периода курумы, видимо, обладают невысокой подвижно­стью даже на крутых склонах.

В более мягких условиях при t_Cp от —6 до 0° и глубинах СТС 2—2,5 м строение курумов в разрезе разнообразно, одна­ко общей их особенностью является наличие «сортировки» об­ломочного материала. При этом наиболее крупные остроуголь­ные глыбы залегают с поверхности, а к подошве СТС размер обломков уменьшается, возрастает их округленность. Это свя­зано частично с криогенной сортировкой обломочного материа­ла, но в большей степени с его активным выветриванием и вы­носом образующегося мелкозема (см. Ш.2). Широко распро­странены полигональные и скрытополигональные фации и суб­фации курумов на денудационных плато, в строении которых участвуют жилы, сложенные промытым, крупнообломочным ма­териалом (рис. III.13). Их образование мы связываем с ростом

Рис. III.13. Курумные потоки на склоне денудационного плато, по­крытого «каменным чехлом» с сортированными полигонами и жилами, заполненными грубообломочным материалом

в курумах повторно-жильных льдов в позднеплейстоценовом криохроне, их последующим вытаиванием и развитием сопутст­вующих процессов осадки, дифференциального выпучивания, суффозии мелкозема и др. (см. III .4). В указанных условиях курумный чехол подвержен медленному сползанию со скоро­стями до 1—2 см в год, а также локальным быстрым подвиж­кам, приуроченным к субфациям с гольцовым льдом и мелко­земом в основании СТС. Эти подвижки вызываются обильным выпадением дождей, аномально глубоким оттаиванием, а так­же, видимо, сейсмическими явлениями.

Вне мерзлой зоны курумы имеют реликтовый характер. В них ослаблены подповерхностный сток, суффозия мелкозема,, десерпция и др. Курумный покров практически неподвижен. Постепенно он заполняется мелкоземом и покрывается расти­тельностью. Реликтовые курумы свидетельствуют о былом су-

113

ществовании мерзлоты и сурового резко континентального кли­мата в течение длительного времени. Курумы, образующие на выположенных участках склонов скопления крупнообломочного материала мощностью в несколько метров, в котором накапли­вается многолетний гольцовый лед, способны к пластично-вяз­кому течению. В результате формируются курумо-глетчеры— формы, переходные к каменным глетчерам.

Ш.8. КАМЕННЫЕ ГЛЕТЧЕРЫ, ЗАКОНОМЕРНОСТИ ИХ ОБРАЗОВАНИЯ И РАСПРОСТРАНЕНИЯ

Каменные глетчеры — это крупные скопления «сце­ментированного льдом грубообломочного материала в горах, по форме напоминающие горные ледники, или лавовые потоки. Их важнейшей чертой является способность к самостоятельно­му движению» (Горбунов, Титков, 1989). Эти типично горные образования стали относить к криогенным, а не гляциальным явлениям только в последнее десятилетие. Они широко распро­странены в орогенных областях Европы, Азии, Северной Аме­рики, а также в высокогорье Центральной и Южной Америки, Африки и в прибрежной части Антарктиды. Современные под­вижные формы каменных глетчеров находятся полностью или начинаются в высотном поясе гор, занятом ММП (рис. III. 14). В условиях высокогорной (альпийской) мерзлоты они могут

Рис. III . 14. Активный каменный глетчер на Восточном Памире дли­ной более 2 км с высотой фронтального уступа 30—40 м (фото

Э. В. Северского)

114

опускаться в пояс преимущественно талых пород, образуя в нем многолетнемерзлыё подвижные «языки». Тем самым ниж­няя высотная граница распространения каменных глетчеров яв­ляется в этих горах нижней границей пояса островных мерзлых толщ. Реликтовые формы каменных глетчеров, находящиеся в. настоящее время в поясе талых пород, указывают на депрес­сию нижней границы мерзлоты в геологическом прошлом.

В России в зонах сплошного и прерывистого распростране­ния мерзлых толщ активные каменные глетчеры встречены в Корякском нагорье, в хр. Черского и горной группе Буордах Верхояно-Чукотской орогенной области (в интервале высот 1200—1800 м), в хр. Джугджур (в интервале 1000—1300 м), в Северном Забайкалье (в интервале 1300—2000 м). В регионах с высокогорной мерзлотой они широко распространены на Ал­тае ив Саянах (обычно выше 2000 м), описаны в хр. Хамар-Дабан и на Памире, а особенно широко развиты в Западном Тянь-Шане на высотах более 2400 м. Размеры каменных глет­черов различны. Их длина изменяется от первых сотен метров до 10 км и более. Ширина варьирует от 50—80 м до 2—4 км, мощность — от нескольких до 100—120 м, а в Перуанских Ан­дах — до 300 м. А. П. Горбунов (1988) выделяет два основных морфогенетических типа каменных глетчеров: долинный и при-склоновый.

Долинные каменные глетчеры расположены в ледниковых долинах. Активные формы обычно начинаются от ледниковых морен самого последнего оледенения. В их строе­нии участвует захороненный ледниковый лед, а также морен­ный материал, часто высокольдистый. Обвальные, осыпные и лавинные отложения, поступающие на поверхность каменного глетчера со склонов, являются только дополнительными источ­никами грубообломочного материала, участвующего в его стро­ении. Сокращение ледников дает толчок к формированию на материале оставляемых ими морен долинных каменных глетче­ров. Увеличение размеров ледников приводит к уничтожению» каменных глетчеров. Поэтому в орогенных областях, где позд-неплейстоценовое оледенение было максимальным, более древ­ние каменные глетчеры не сохранились. Сокращение размеров-мерзлой зоны в голоценовый оптимум привело к широкой де­градации и переходу в реликтовое состояние каменных глетче­ров, образовавшихся после отступания позднеголоценовых гор­ных ледников. Таким образом, распространение активных ка­менных глетчеров ограничено преимущественно районами со­временного оледенения. Их образование часто связано с пере­ходом в подвижное состояние мерзлых, содержащих леднико­вый лед морен, оставленных ледниками, активизировавшимися в позднем голоцене: после климатического оптимума и в «ма­лый ледниковый период». А. П. Горбунов считает, что среди ак­тивных преобладают молодые каменные глетчеры возраста ме­нее 2000 лет.

' 115

Присклоновые каменные глетчеры приуроче­ны к нижней части склонов долин. Они сложены обломочным материалом, который поступает за счет лавинной деятельно­сти, обвалов и осыпей, а иногда и курумов. Подземный лед в таких каменных глетчерах образуется, видимо, двумя основны­ми путями: за счет сносимого лавинами снега и в результате инфильтрации и замерзания талых вод в охлажденном зимой теле глетчера, сложенном крупноглыбовым и щебнистым мате­риалом и имеющем высокую открытую пустотность. Объемная льдистость пород каменного глетчера составляет 35—60%. Их криогенная текстура меняется от поровой до базальной; харак­терно отсутствие прямых контактов между обломками, их взве­шенность во льду. Этот тип каменных глетчеров распространен шире, чем первый, поскольку условия для его образования встречаются и вне районов оледенения. Однако в последних весьма благоприятными местами образования каменных глет­черов являются ледниковые кары, в которых скапливаются снег, сносимый лавинами, и грубообломочный материал, насы­щенный льдом.

Каменные глетчеры обычно в горах занимают пояс, нахо­дящийся выше границы леса. Высокая объемная льдистость по­род, слагающих активные каменные глетчеры, наличие в них мономинеральных ледяных тел обусловливают возможность их течения в многолетнемерзлом состоянии на наклонных поверх­ностях с уклонами от 10 до 20°. Существенно, что под многими каменными глетчерами на нижнем пределе пояса «альпийской мерзлоты» находятся талые породы, обычно сильно обводнен­ные. Многие исследователи доказывают возможность смеще­ния (соскальзывания) по ним мерзлых пород каменных глет­черов, о чем косвенно свидетельствует факт меньших скоростей движения каменных глетчеров по многолетнемерзлому субстра­ту по сравнению с талым.

Предельные скорости движения каменных глетчеров изме­няются от первых сантиметров до 100 м в год, средние скоро­сти — от нескольких десятков сантиметров до первых метров в год. Скорости движения выше при больших уклонах поверх­ности ложа. На поверхности и в телах самих каменных глет­черов также характерно неравномерное распределение скорос­тей. Скорости движения являются максимальными в верхних слоях их осевой части и существенно снижаются к бортам, а также к подошве каменных глетчеров. Снижение скоростей движения многолетнемерзлой высокольдистой породы к них по­дошве, видимо, больше при наличии многолетнемерзлого ос­нования, когда невозможна реализация механизма соскальзы­вания. В этом проявляется геокриологическая поясность рас­сматриваемых образований: приуроченность высокоподвижных форм к нижнему поясу островных мерзлых толщ в регионах развития «альпийской мерзлоты» (см. П.З) и относительно ма­лоподвижных — к поясу сплошной и прерывистой мерзлоты при

116

северном и умеренном типах геокриологической поясности. Для последних характерно распространение и таких переходных форм, как курумо-глетчеры.

Таким образом, особенности механизмов и распределения скоростей движения создают ряд характерных морфогенетиче-ских особенностей подвижных каменных глетчеров, позволяю­щих выделить их среди других гляциальных и криогенных склоновых явлений. К их числу относятся: наличие на поверх­ности системы дугообразных систем валов, разделенных пони­жениями, с относительными превышениями до 2—3 м, обра­щенных выпуклыми сторонами вниз по склону («гофрирован­ной» поверхности) (рис. III. 15); уменьшение ширины и мощно-

Рис. III.15. Схема активного каменного глетчера Каракорум,

комплекса морен и ледника в хр. Кюптей-Ала-Тоо (по

А. П. Горбунову, С. Н. Титкову, 1989)

сти на более крутых и увеличение этих параметров на более пологих участках склонов или днищ долин; крутой уступ их фронтальной части, равный углу естественного откоса грубо-обломочных отложений (35—45°). Фронтальный уступ подвиж-

117

ных каменных глетчеров обычно более светлого цвета, чем их верхняя поверхность, где камни покрыты лишайниками или коркой выветривания. Обломочный материал постоянно осыпа­ется вниз, образуя перед уступом осыпной шлейф. Движущий­ся вниз глетчер погребает этот шлейф, а также образует пе­ред собой вал выдавливания из материала ложа. В формах, приостановившихся в своем движении вниз, шлейф постепенна погребает уступ, а в неподвижных формах фронтальный уступ выполаживается, приобретая цвет, подобный поверхности ка­менного глетчера. На неподвижных формах происходит сгла­живание гофрированного микрорельефа. Во многих регионах каменные глетчеры являются мощными агентами транспорти­ровки обломочного материала. Так, по данным Барша, 994 ак­тивных каменных глетчера в Швейцарских Альпах переносят (1,2—1,6) ХЮ⁶ м³ в год обломочного материала и льда (при объемном содержании последнего 50—60%). Это составляет 15—20% всего обломочного материала, перемещаемого скло­новыми процессами.

Многолетнемерзлые породы, слагающие каменные глетчеры, по существу являются специфическим типом синкриогенных от­ложений горных районов криолитозоны, сходным по условиям поступления минеральной составляющей и формированию их криогенного строения с изначально мерзлыми моренами. После прекращения движения они могут сохраняться в многолетне-мерзлом состоянии или оттаивать, утрачивая ледяную состав­ляющую, уменьшая объем и изменяя строение.

Реликтовые (протаявшие) каменные глетче­ры известны достаточно широко. Они встречаются обычно ни­же пояса развития современных подвижных каменных глетче­ров в талой зоне или в регионах, где мерзлые толщи и ледники существовали только в геологическом прошлом. По морфоло­гии и слагающему их материалу реликтовые каменные глетче­ры сходны с моренами. Это усложняет их идентификацию. От­таивание и потеря ими ледяных компонентов приводят к исчез­новению характерного микрорельефа из дугообразных валов и понижений. Их фронтальный уступ имеет крутизну 20—30°. Де­прессии между валами снивелированы за счет накопления мел­козема. В долинных глетчерах на месте массивов погребенного льда образуются депрессии, в нижней части часто замкнутые, но не заполненные водой из-за высокой фильтрационной спо­собности отложений, слагающих их дно и борта.

Морфологическое сходство древних морен и реликтовых ка­менных глетчеров способствует тому, что число выявленных форм последних существенно меньше их истинного количества. Подчеркнем, что природные условия формирования морен и ка­менных глетчеров неадекватны. Первые свидетельствуют об от­ступании ледников при потеплении и (или) уменьшении коли­чества осадков; вторые — о континентализации и увеличении суровости климата на этапе их образований и активизации, и

118

последующем потеплении и подвижки границ геокриологичес­ких высотных поясов вверх на этапе деградации.

В ряде горных регионов умеренных широт число каменных глетчеров исчисляется многими сотнями и тысячами. Для ко­личественной оценки их распространения применяется показа­тель удельной плотности, представляющий собой отношение суммарной площади активных каменных глетчеров к площади бассейна, где они распространены. Например, для Заилийского Алатау она в среднем составляет 14 500 м²/км², изменяясь в долинах от 3 380 до 41600 м²/км² (Горбунов, Титков, 1989).

Техногенные каменные глетчеры склонового типа могут образовываться в районах горнодобывающего про­изводства с многоснежными зимами и суровым климатом, в случае круглогодичного складирования отвалов на склонах гор. Например, в Хибинах при открытой разработке апатитов на вершинах гор отвалы пустой породы размещались на их скло­нах. Зимой глыбы и щебень смешивались со снегом, уплотня­лись и превращались в обломочно-ледяную массу, оттаивающую летом только с поверхности. Постепенно на склонах гор скопи­лись мощные обломочно-ледяные толщи, которые при достиже­нии критических размеров перешли в движение, образовав тех­ногенные каменные глетчеры, угрожавшие транспортным ком­муникациям и зданиям.

Ш.9. ТЕРМОКАРСТОВЫЕ ОБРАЗОВАНИЯ,