Синкриогенные отложения образуются в процессе одновременного накопления осадков и перехода в многолетнемерз-лое состояние. Эпикриогенными называются породы, промерзшие после их накопления.
Синкриогенные отложения распространены с поверхности и приурочены только к аккумулятивным формам рельефа. Их мощность не превышает 100 м. По генезису это преимущественно континентальные отложения: склоновые, озерно-аллюви-альные, пролювиальные, эоловые, ледниковые, возраст которых от раннего плейстоцена до голоцена. Геологический и криогенный возраст синкриогенных отложений совпадают. Сформировались и существуют они в условиях криолитозоны, обладают повышенной льдистостью и специфическим криогенным строением, существенно зависящим от времени их формирования (IV.2). Они в первую очередь подвержены термокарсту и многолетнему оттаиванию в периоды потепления климата, в результате чего трансформируются в таберальные и таберирован-ные отложения.
Группа эпикриогенных пород объединяет самые разнообразные по составу, генезису и возрасту породы, имеющие доминирующее значение в строении криолитозоны. Они слагают как весь разрез мерзлых толщ, например в пределах горных массивов орогенных областей, так и могут подстилать синкриогенные отложения. Мощность эпикриогенных пород изменяется от первых метров до 1—2 км. Они разнообразны по составу, криогенному строению и льдистости. Криогенный возраст этих пород, т. е. время перехода в многолетнемерзлое состояние, существующее непрерывно до современности, изменяется от раннего плейстоцена до позднего голоцена. Геологический возраст эпикриогенных пород всегда больше их криогенного возраста. Несовпадение возрастов изменяется в пределах от первых сотен до миллиардов лет. Неодинаковы условия их промерзания. Породы эпикриогенной группы подразделяются на две подгруппы: дисперсных отложений и скальных пород.
140
Дисперсные эпикриогенные отложения подразделяются на два типа, отличающиеся по условиям своего промерзания и криогенному строению.
Первый тип — асинхронно эпикриогенный — объединяет дисперсные отложения кайнозойского возраста, разнообразного состава (от глин до валунно-галечниковых накоплений) и генезиса. Они неоднократно промерзали и протаивали, главным образом под влиянием периодических изменений температур в субаэральных условиях. Криогенное строение разнообразное, но высокая льдистость характерна только для приповерхностных горизонтов (IV.3). Распространен этот тип отложений в крио-литозоне повсеместно. Преобладающее значение в ее строении он имеет на аккумулятивных равнинах, межгорных впадинах и депрессиях горного рельефа.
Второй тип — синхронно эпикриогенный — включает дисперсные бассейновые отложения: морские, ледово- и леднико-во-морские, крупных озер и лагун, преимущественно средне- и позднеплейстоценового возраста. Они промерзали однократно в результате регрессии Полярного бассейна или осушения озер и их перехода в субаэральные условия. Большая исходная влажность этих отложений, в целом уменьшающаяся с глубиной, промерзание под влиянием быстрого, почти скачкообразного понижения температур на поверхности обусловливают в целом их высокую льдистость, сложное криогенное строение и наличие в толще пластовых льдов (IV.3). Распространены такие отложения в пределах северной геокриологической зоны на низменных аккумулятивных равнинах и в межгорных впадинах, открытых в сторону Северного Ледовитого океана. Они подстилаются разными по составу и генезису породами и локально бывают перекрыты различными типами синкриогенных отложений. Из-за высокой льдистости рассматриваемые эпикриогенные отложения подвержены термокарсту и служат основой формирования таберальных и таберированных отложений.
Промежуточными по характеру промерзания и криогенного строения между эпи- и синкриогенными отложениями являются парасинкриогенные (по Е. М. Катасонову) или диакриогенные (по В. Н. Усову). Это бассейновые отложения, прошедшие ранние стадии эпигенеза и существенно утратившие многие свойства осадков (высокую пористость и влажность), разбитые системой трещин, влияющих на местоположение и форму ледяных шлиров. Промерзают они при обмелении бассейна под ориентирующим влиянием образующихся мерзлых массивов пород на вышедших из-под воды участках. Приурочены они к северной геокриологической зоне, значение их в разрезах мерзлых толщ подчиненное.
Эпикриогенные скальные и полускальные породы объединяют изверженные, метаморфические, осадочные породы докайнозойского возраста. Доминирующее значение они приобретают в строении мерзлых толщ орогенных областей,
141
древних платформ и щитов. Их криогенное строение унаследованное, существенно меняется в зависимости от гидрогеологических и геоморфологических условий. Обычно эти породы многократно промерзали и протаивали, что находит отражение в дифференциации их криогенного строения в массивах (IV.4)...
IV .2. РЕГИОНАЛЬНЫЕ И ЗОНАЛЬНЫЕ , v
ЗАКОНОМЕРНОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ СИНКРИОГЕННЫХ ОТЛОЖЕНИЙ
Синкриогенные отложения являются наиболее характерной группой осадочных пород криолитозоны. В них в наибольшей степени проявляются особенности криолитогенеза как зонального типа литогенеза, протекающего при отрицательных температурах среды осадконакопления, и сопровождающегося льдообразованием и льдонакопленкем в породах. К синкриоген-ным относятся различные генетические типы континентальных отложений. По условиям накопления, первичных диагенетичес-ких преобразований в промерзании они разделены на три группы: субаэральные, субаквальные и субгляциальные.
Группа . с у б а э р а л ь н ы-.х с и н криогенных отложений наиболее широко распространена. Она включает отложения, переходящие в многолетнемерзлое состояние в условиях контакта поверхности осадконакопления с воздушной средой. При этом способ поступления минерального и органического веществ на поверхность осадконакопления различный: водный, гравитационный и ветровой. Водный способ включает привнос вещества дождевыми, талыми снеговыми и ледниковыми водами, временными потоками, постоянными водотоками и т. д. В эту группу входят все отложения склонового ряда, пролювий, пойменный аллювий, некоторые фации руслового аллювия, флю-виогляциальные и эоловые отложения.
Под воздействием многократных циклов промерзания—про-таивания порода приобретает повышенную пылеватость (см. III.2), структурированность, в ней образуется ряд специфических аутигенных минералов. Возникают и другие особенности, обусловленные пучением, конвективным перемещением осадка и т. д. Предельное число циклов промерзания—протаивания tnnn , которым подвергается осадок в СТС прежде чем превратиться в синкриогенную мерзлую породу, оценивается для тонкодисперсных разновидностей от нескольких сотен (В. Н. Ко-нищев) до нескольких тысяч (Э. Д. Ершов). Число циклов зависит от скорости осадконакопления на. поверхности, мощности СТС и льдистости образующихся синкриогенных отложений и увеличивается при уменьшении темпа осадконакопления, повышения мощности СТС и возрастании льдистости.
Особенности криогенного строения синкриогенных субаэ-ральных отложений обусловлены совокупностью происходящих в них криогенных процессов и осадконакопления. Важнейшими
142
особенностями формирования таких отложений являются: 1) отсутствие постоянного водного покрова; 2) осадок накапливается на поверхности земли, в многолетнемерзлое состояние переходят отложения нижней части СТС; 3) переход осуществляется не ежегодно, а ритмами; 4) в строении синкриогенных отложений принимают участие органо-минеральная составляющая и подземный лед (сегрегационный, конжеляционный, инъекционный), количество которого может существенно превышать естественную пористость породы в талом состоянии; 5) дифференциация влажности (льдистости) и образование криотекстур происходит в СТС в период его осенне-зимнего промерзания. Поэтому криогенное строение ритмов зависит от строения нижней части СТС, существенно связано с температурными условиями и подчиняется геокриологической зональности.
Темпы субаэрального осадконакопления неодинаковы. В целом они ниже на обширных низменностях по сравнению с межгорными тектоническими впадинами, где формируются гра-вийно-галечные, песчаные и в меньшей степени пылевато-гли-нистые отложения. На приморских арктических низменностях (Анабаро-Оленекской, Яно-Колымской) превалируют пылевато-глинистые отложения и мелкозернистые пылеватые пески. На внутриконтинентальных равнинах (Центральноякутской, Абый-ской, Ольджойской) общий темп осадконакопления и состав отложений носят промежуточный характер.
Мощности СТС при одинаковом составе отложений уменьшаются с понижением tCp , снижением континентальности типов СТС и возрастанием его влажности (см. П.6). На территориях с высокой степенью континентальности (и большими ;gT) Шип больше, чем в районах морского климата с малыми Ао и |т. Влияние iCp однозначно оценить невозможно, так как в тонкодисперсных отложениях с понижением tcp не только уменьшается |т, но возрастает их влажность (льдистость). Это ведет к уменьшению темпа поступления из СТС органо-минеральной составляющей в образующуюся синкриогенную породу, в результате чего увеличивается тШ1.
Криогенное строение тонкодисперсных (пылевато-глинистых) и грубодисперсных (песков, гравийно-галечных) синкриогенных отложений формируется неодинаково: в первых происходит, а у вторых отсутствует сегрегационное льдообразование в СТС; различно в них и образование полигонально-жильных структур (см, III.4) и других явлений.
Влияние геокриологической зональности на льдистость и криогенное строение субаэральных синкриогенных пылевато-глинистых отложений подмечено давно и изучалось многими исследователями. Е. М. Катасонов в 50-х годах установил, что их криогенные текстуры формируются за счет промерзания пород СТС снизу, со стороны мерзлой толщи, а выдержанные ледяные шлиры и изогнутые «пояски» — слои высокольдистой породы с атакситовой криотекстурой —
143
повторяют конфигурацию подошвы этого слоя. В. А. Кудрявцев (1961) показал, что полугодовые теплообороты Q*, проходящие через подошву СТС, за счет которых осуществляется промерзание снизу, прямо пропорциональны /ср : Qg = |/ср| х
X у —^—' При характерных для тонкодисперсных отложении
значениях коэффициента теплопроводности ( X ) и теплоемкости (С) выражение под корнем превышает 6000 кДж/м2. Такое количество тепла, отводимое в мерзлую толщу при промерзании СТС, обеспечивает формирование прослоя чистого льда около 2 см. Напомним, что при tcp=O° С промерзание СТС снизу отсутствует и ледяной прослой не образуется. В случае полного расходования QЈ на образование ледяного прослоя в основании СТС его мощность будет возрастать при понижении tcp. Так, при tcp^—Г ледяной прослой не будет превышать 1,5—2 см; а при tcp=—Ю° может достигнуть 15—20 см. Однако в реальных условиях не все теплообороты идут на фазовые превращения воды и образование таких ледяных шлиров. Этому препятствует ряд обстоятельств. Наиболее существенно, что СТС успевает промерзнуть сверху до полной реализации потенциально возможного промерзания снизу за счет Qg. Промерзание сверху происходит тем быстрее, чем меньше мощность СТС и конти-иентальнее климат. Этому способствует отсутствие снега в начале промерзания, что характерно для внутриконтинентальных районов Сибири. В условиях морских типов СТС и при tCp , близких к 0°С, отложения в СТС замерзают сверху медленно, а их промерзание снизу реализуется бол.ее полно. У подошвы СТС часто образуются не прослои чистого льда, а слои породы с атакситовой криотекстурой и объемной льдистостью 50—90%. В силу этого снизу могут при благоприятных условиях промерзать слои отложений большей мощности, чем если бы образовывался чистый лед.
В разрезах строение синкриогенных отложений отличается криогенной ритмичностью, т. е. чередованием слоев с высокой и пониженной льдистостью, различающихся криотекстурами. А. И. Попов (1967) объяснил это явление тем, что при монотонном осадконакоплении на поверхности земли синкриогенные субаэральные отложения переходят в многолетнемерзлое состояние не ежегодно тонкими слоями, а скачком, когда за один год (одноразово) образуется криогенный ритм. Причину перехода в многолетнемерзлое состояние ритмами А. И. Попов видит в динамике глубины сезонного оттаивания, обусловленной колебаниями климата с различными периодами (4—6, 11 —13, 40 лет и др.). Полностью соглашаясь с тем, что криогенная ритмичность связана с изменениями gT, уточним причины и особенности таких изменений.
Ежегодная динамика глубин СТС обусловлена главным образом двумя причинами: изменениями Ло, особенно за счет погодных условий теплого периода, и многолетней динамикой
144
увлажненности этого слоя. Изменения |т за счет колебаний среднегодовых температур воздуха и пород носят второстепенный характер, составляя первые проценты. Существенно, что изменения gT за счет колебаний увлажненности больше при неполном водонасыщении отложений, т. е. при глубоких и средних по влажности типах СТС. Годовые колебания £т достигают 20—30% от его мощности, составляя при глубинах около 1,8— 2,0 м 40—50 см, а при gT=30—40 см— 10—20 см. Приведенные величины изменений gT свидетельствуют о возможных мощностях криогенных ритмов, переходящих в многолетнемерзлое состояние при монотонном осадконакоплении.
Очевидно, что строение синкриогенных субаэральных отложений существенно обусловлено криогенным строением ритмов. Криогенный ритм образуется, когда на поверхности за ряд лет (п) накопился слой осадка ( Ahoc - n ) y непосредственно после года, когда gT достигает максимальной глубины, а в последующий год глубина СТС сокращается. В дальнейшем подошва СТС никогда не достигает прежнего положения.
МОЩНОСТЬ рИТМа — hp = (g°max — gnmax) + Я (A/loc + АИ;), ГД&
Ј°max и Јrtmax — максимальные глубины сезонного оттаивания,, отстоящих друг от друга на п лет, Ahoc и Aht — среднее годовое повышение поверхности соответственно за счет осадкона-копления и сегрегационного льдонакопления в нижней части СТС. Переход в многолетнемерзлое состояние происходит при
УСЛОВИИ g°max < sVax + П ( AhOC + Ahi ) . При g°max>Ј"max, ЛР<
< n ( Ahoc + Ahi ) и относительной стабильности gT в течение ряда лет возможно медленное приращение мерзлой породы. При этом обычно существуют благоприятные условия для образования «поясков» мощностью от 1 до 10—12 см. Таким образом, в разрезе синкриогенных отложений «пояски» чередуются с ритмами, перешедшими в мерзлое состояние в результате скачкообразного уменьшения gT. Выразительность криогенного строения каждого ритма увеличивается с возрастанием мощности нижней части СТС, перешедшей «одноразово» в многолетнемерзлое состояние. Толщина каждого ритма становится больше с увеличением числа лет, которое проходит между образованием криогенных циклов; с ростом темпа осадконакопления (при £°<£л) и при большей динамичности глубин СТС.
Рассмотрим особенности криогенного строения тонкодисперсных отложений в СТС при различных значениях tCp , поскольку этим определяется криогенное строение ритмов (рис, IV. 1). Наличие криогенного водоупора всегда обусловливает повышенную влажность тонкодисперсных отложений в основании СТС. В процессе промерзания СТС происходят дифференциация влаги и образование горизонтов с разной льдистостью и криотекстурой. При двустороннем промерзании влага мигрирует к фронтам промерзания, обусловливая повышенное льдо-выделение у подошвы и в верхней части СТС и обезвоживание его средней части. При /Ср=0° С промерзание СТС осуществля-
145
Рис. IV.1. Ход сезонного протаивакия — промерзания (а), формирования криогенных текстур (б), распределения объемной льдистости (/Об) и строения криогенного ритма {рю, рс, рп) (в) в сезонноталом слое при южном (/ср = 0 ... —3° С) (I), ' северном (/ср = —3 ...—10° С) (II) и полярном (^ср ниже —10° С) (III) типах накопления синкриогенных тонкодисперсных и грубодксперсных отложений
ется только сверху, и у подошвы СТС не образуется выраженного ледяного прослоя. При высоких отрицательных значениях. icv до —3° за счет промерзания снизу формируется небольшой мощности (до 5—10 см) слой льдистой породы или ледяные шлиры мощностью до 1 см. Верхняя часть СТС обладает льди-стостью, превышающей влажность в талом состоянии, а средняя — невысокой льдистостью и массивной или тонкошлировой криотекстурой.
При tCp ниже —3° в основании СТС образуется высокольдистый горизонт мощностью более 10 см со слоистой и сетчатой криотекстурой и отдельными толстыми шлирами льда. Мощность и льдистость этого горизонта увеличиваются с понижением температур до —8...—10° С. Обычно в северных районах, при уменьшении мощности СТС возрастает обводненность этого слоя. Следствием является повышение льдистости и в средней части СТС. В таких условиях субаэральные отложения в СТС сближаются по влажностному режиму с субаквальными, приуроченными к мелким (глубиной до 1 —1,5 м) промерзающим водоемам, например на полигональных поймах северных рек..
При очень низких tcp (ниже —10...—12 °С) для всего СТС характерна тонкошлировая криотекстура без отчетливого выделения среднего обезвоженного горизонта, но с повышенной, льдистостью в основании. Такое криогенное строение является,, видимо, результатом быстрого осеннего промерзания и последующего резкого понижения температур, исключающего миграцию в мерзлом состоянии.
При формировании криогенного строения в субаэральных синкриогенных отложениях существенное значение имеет миграция влаги в мерзлом состоянии, происходящая как в период сезонного промерзания, так и оттаивания отложений. Это явление было предсказано Б. Н. Достоваловым, экспериментально изучено .Э. Д. Ершовым и наблюдалось в полевых условиях 0. Ю. Пармузиной, Р. Маккеем и др. Процесс миграции существенно ослаблен при tCp , близких к 0°С, из-за малых градиентов температуры в нижней части СТС и верхних слоях мерзлой толщи, а также при низких tcp (ниже —10...—12°С), при которых градиенты значительны, но диапазоны температур таковы, что содержание незамерзшей влаги весьма мало. В промежуточном диапазоне tcp от —2...—3 до —8...—10° С миграция и льдонакопление в мерзлой породе до глубины 10—30 см ниже СТС значительны. Видимо, этот процесс имеет место при формировании «поясков», образующихся на этапах длительного нахождения подошвы СТС на одном уровне. При формировании ритмов созданные при участии этого процесса криотекстуры существенно уничтожаются при увеличении gT до максимальных значений, а сохранившаяся часть входит в высокольдистое основание ритма.
Изложенное делает возможным предложить выделение трех типичных вариантов криогенного строения ритмов (рис. IV.2):
147
Рис. IV.2. Схема субаэрального синкриогенного накопления и формирования криогенного строения отложений во времени при периодических изменениях глубин сезонного оттаивания (gT) в условиях высокотемпературного (южного) (I), низкотемпературного (северного) (II) и очень низкотемпературного (полярного) (III) типов. На верхнем рисунке показано изменение положения поверхности земли в ходе накопления минерального осадка (м), а также при южном, северном и полярном типах с учетом образования сегрегационных (текстуроо'бразующих) и повторно-жильных льдов: 1 — «пояски» со слоисто-базальной криотекстурой; 2 — слоисто-сетчатая криотекстура 3 — разреженная тонкошлировая криотекстура; 4 — повторно-жильный лед
1) южный вариант, в котором нижняя часть ритма (2—5 см) представлена высокольдистой породой со слоистой или сетчатой криотекстурой, иногда с ледяными шлирами мощностью до 1 см; верхняя — это порода с льдистостью, близкой к полной влагоемкости, тонкошлировыми или массивными криотекстура-ми; 2) северный вариант представлен полностью высокольдистой породой с атакситовой (часто в основании ритма), слоисто-сетчатой или сетчатой криотекстурой; 3) арктический вариант, в котором отложения, слагающие ритм, имеют тонко- и микрошлировую текстуру и льдистость, превышающую полную влагоемкость. Сгущения шлиров могут образовывать подобие «поясков».
В синкриогенных тонкодисперсных отложениях происходят криогенное растрескивание и формирование полигонально-жильных структур, зависящее от их состава и температурного режима (см. III .4). В результате образование южных вариантов криогенных ритмов обычно сочетается с растрескиванием СТС и изначально-грунтовыми жилами, а «северный» и «арктический» — с проникновением трещин в мерзлую толщу и ростом повторно-жильных льдов.
Развитие полигонально-жильных структур сопровождается образованием полигонального микрорельефа (см. III .4 и рис. III.6). При /Ср от —4 до —6° С и ниже происходит формирование валикового микрорельефа с пониженными центрами полигонов, периодически сменяющегося безваликовым с плоскими выпуклыми полигонами. Ярко выраженная полигональность поверхности осадконакопления ведет к дифференциации обводненности поверхности и влажности отложений СТС, глубин их сезонного оттаивания, а также особенностей расселения растительности, образования торфа и накопления осадка. В результате «пояски» и ледяные шлиры в обводненных полигональных «ваннах» приобретают изгиб, повторяя конфигурацию подошвы СТС. В самих «ваннах» накапливаются линзы торфа и сильно оторфованного осадка (Попов, 1957). Помимо этого криогенное растрескивание и рост ледяных жил ведут к периодическому возникновению напряжений и деформаций как вмещающей породы, так и жильного льда. Поэтому синкриогенные отложения, формирующиеся в низкотемпературных условиях, несут в своем строении следы криогенного динамометаморфизма в виде сильного изгиба вверх слоев у контакта с ледяными жилами, перекристаллизации и изменения структуры самого жильного льда, а возможно, и вторичной сегрегации в породе вдоль контакта с жилами, имеющей режеляционную природу (Соломатин, 1986). Таким образом, среди субаэральных синкриогенных тонкодисперсных отложений можно выделить три зонально-температурных типа криогенного строения: 1) южный (или высокотемпературный) тип с ритмами, построенными по «южному» варианту с преимущественно тонкошлировой криотекстурой, изначально-грунтовыми жилами, с суммарной льдистостью, близкой к пол-
149
ной влагоемкости; 2) северный (низкотемпературный) тип с ритмами, построенными по «северному» варианту и обладающими средне-, крупношлировой текстурой и «поясками», с повторно-жильными льдами, общей объемной льдистостью, достигающей 70—90% и существенно превышающей полную влаго-емкость; 3) арктический (весьма низкотемпературный, или экстрахолодный) тип с ритмами, построенными по «арктическому» варианту и имеющими преимущественно тонкошлировую криотекстуру, с повторно-жильными льдами, общей объемной льдистостью, превышающей полную влагоемкость породы.
Зональной закономерностью является увеличение темпа формирования синкриогенных субаэральных отложений по мере понижения /ср пород с севера на юг за счет возрастания ледяной составляющей (текстурного и повторно-жильного льда), Зонально возрастает мощность таких отложений на соответствующих геоморфологических поверхностях и уменьшаются крио-фациальные различия генетических типов отложений. Зональные типы не имеют между собой четко выраженных границ. Это объективно обусловлено различиями в температурном режиме пород в разных ландшафтах и на разных элементах рельефа, где идет осадконакопление, расположенных в пределах одной геокриологической зоны; периодическими изменениями tcp ; влиянием вариаций в составе отложений и их обводненности в СТС, а следовательно, и в особенностях крио-текстур, льдистости и свойств в мерзлом состоянии. Поэтому в разрезах субаэральных синкриогенных отложений часто встречается чередование различных по криогенному строению типов. Чередование термохронов и криохронов приводит к существенному смещению границ геокриологических зон, в пределах которых накапливаются синкриогенные субаэральные отложения с соответствующими зонально-температурными типами криогенного строения. Это обусловливает разное криогенное строение отложений, слагающих различные по возрасту аккумулятивные уровни, вследствие формирования их в неодинаковых климатических и геокриологических условиях.
К низкотемпературным и экстрахолодным, преимущественно субаэральным синкриогенным толщам относится так называемый ледовый комплекс, регионально приуроченный к низменным равнинам Средней и Восточной Сибири (приморским. Центральной Якутии) и Северной Америки, а также встречаются в межгорных впадинах Северо-Востока России. Он представлен высокольдистыми пылеватыми супесями, суглинками и песками, пронизанными сингенетическими повторно-жильными льдами. Большинство исследователей рассматривают его как полигенетическую толщу, включающую в себя аллювиальные, озерные, склоновые, возможно, эоловые осадки, накапливавшиеся в среднем и позднем плейстоцене в условиях экстрахолодного, преимущественно сухого резко континентального, климата при наличии низкотемпературного мерзлого субстрата. Суммар-
150
ная льдистость комплекса очень велика и зонально увеличивается от 50—70% в Центральной Якутии до 80—95% на северном побережье Яно-Индигирской низменности и Новосибирских островах. Мощность ледового комплекса изменяется от 10—12 до 60 м, а возможно, и более. Местами она существенно сокращается за счет термоденудации. Комплекс сильно переработан термокарстом, а на шельфе арктических морей — термоабразией (см. ШЛО). Местами даже на арктических островах и низменностях сохранились только его останцы — едомы, склоны которых покрыты байджерахами. Фрагменты этого комплекса встречаются в Сибири на южных склонах Станового хребта, в долинах рек Тында, Нюкжа и других, что свидетельствует об огромной площади его распространения в прошлом.
Различия в криогенном строении разновозрастных синкрио-генных пород дают дополнительные возможности для палео-климатических и палеогеокриологических реконструкций. На соответствующих уровнях развиваются по-разному термокарст, термоэрозия и другие процессы, реагирующие на изменение льдистости и криогенного строения многолетнемерзлого субстрата. Так, с северными и полярными типами синкриогенных отложений связаны большие по размерам термокарстовые озера и эрозионно-термокарстовые котловины, глубины которых близки к мощности протаявших отложений и достигают 20— 40 м. В них широко представлены таберальные образования (IV.4). При оттаивании южных типов синкриогенных отложений происходят их таберирование и образование небольших понижений, занятых мелкими озерами.
Зональные особенности криогенного строения субаэральных синкриогенных песчаных и грубооблом очных отложений изучены хуже, чем тонкодисперсных. К таким отложениям часто относятся пролювий, русловой аллювий, аллювий наледных полян, флювиогляциаль-ные и другие отложения орогенных областей, предгорных равнин, долин крупных рек (Енисея, Лены и др.). Приведем основные особенности формирования криогенного строения пород.
1. Состав, высокие фильтрационные свойства, связь с водотоками, наличие потоков грунтовых вод обусловливают tcv таких пород на 2—5° выше, чем на поймах, склонах и других элементах ландшафтов, сложенных тонкодисперсными осадками. Поэтому при высоких tcp (до —3°С), характерных для последних, пески и грубообломочные отложения обычно находятся в талом состоянии и промерзают эпигенетически. При более низких зональных tcp (от —3 до —5...—7° С) пески и грубообломочные отложения имеют отрицательные температуры, близкие-к 0°, и промерзают по южному (высокотемпературному) синкриогенному варианту. Поэтому низкотемпературному типу синкриогенных субаэральных тонкодисперсных отложений соответствует высокотемпературный тип грубообломочных накоплений и песков.
/5/
2. Седиментация грубодисперсных осадков происходит сло
ями большей мощности, чем тонкодисперсных. Часто накопле
ние бывает неежегодным. В годы, когда осадки накапливаются,
их мощности достигают 20—40 см, а в отложениях селевых по
токов — 1 м и более. Поэтому слои осадков такой мощности
соизмеримы с ежегодными вариациями gT, с размерами крио
генных ритмов и даже превышают их. В силу этого причинами
перехода отложений в многолетнемерзлое состояние может
быть не только динамика глубин СТС, но и быстрое повышение
высоты поверхности при неизменных и даже увеличивающих
ся |т.
3. При промерзании в СТС водонасыщенных грубообломоч-
кых и песчаных осадков происходит отжатие избыточной влаги
от фронта промерзания и в непромерзшую часть слоя. В гори
зонтах СТС, промерзающих в первую очередь, они приобрета
ют массивную криотекстуру. Максимальной льдистостью обла
дают прослои, промерзавшие на завершающей стадии. Для них
характерны базальная криотекстура, высокая льдистость, пре
вышающая пористость, т. е. распученность породы. Последняя
при оттаивании дает осадку. При одностороннем промерзании
обводненных отложений СТС только сверху (в условиях высо
ких tCp ) наиболее льдистой становится нижняя часть СТС, при
двустороннем — средняя. В результате высокотемпературные
(«южные») варианты криогенных ритмов могут иметь даже
большую объемную льдистость, чем низкотемпературные («се
верные») . Для первых характерна преимущественно базальная
криотекстура, для вторых — массивная с прослоями базальной
(см. рис. IV.1).
4. Для синкриогеиных грубообломочных отложений свойст
венна невыдержанность их льдистости и криогенного строения
по площади и в разрезах. Эта особенность обусловлена их вы
сокой проницаемостью. Коэффициенты фильтрации пород изме
няются от первых метров в сутки для тонко- и мелкозернистых
песков до сотен метров в сутки в русловых галечниках и щеб-
■нисто-глыбовых обвально-осыпных накоплениях. Такие отложе
ния на пологих склонах, конусах выноса, в руслах временных
водотоков неравномерно обводнены водами СТС и существенно
дренируются к началу осеннего промерзания. Воды концентри
руются в понижениях подошвы СТС, где при высокотемпера
турном варианте они и дают наибольшую льдистость синкрио-
генных отложений. На повышенных участках у последних ча
сто невысокая льдистость и массивная криотекстура. В силу
изложенного грубообломочные отложения и пески обладают не
равномерной льдистостью при синкриогенном промерзании з
условиях высоких tcp . Для них характерно формирование изна
чально грунтовых жил (III.4).
В условиях низких tcp рассматриваемые отложения промерзают в СТС двусторонне. Это обеспечивает полное заполнение пор и пустот льдом в основании СТС, а при переходе в много-
152
летмерзлое состояние — льдистость, близкую к полной влаго-емкости. При накоплении на поверхности значительных по мощности слоев в многолетнемерзлое состояние может переходить и средняя высокольдистая часть СТС, образующая линзы с базальной криотекстурой.
В песках при tcp ниже —5...—7°, а в гравийно-галечных отложениях ниже —7 ... —8° часто образуются повторно-жильные льды.
Специфическим является формирование криогенного строения дресвяно-щебнистых и щебнисто-глыбовых отложений обвалов, осыпей, отложений лавин, курумов и других, накапливающихся на сильно наклонных поверхностях в горных регионах. Породы в СТС к осени практически полностью дренируются и приходят в мерзлое состояние с открытой пустотностью. Заполнение пустот в основании СТС происходит весной и летом натечно-инфильтрационным — гольцовым льдом. В многолетнемерзлое состояние эти отложения переходят при полном льдонасыщении практически при любых отрицательных tCp -
Группа субаквальных синкриогенных отложений включает промерзающие осадки разнообразных категорий озер, ряд фаций руслового аллювия, прибрежно-морские, лайдовые и др. Они разделяются на две подгруппы.
К первой подгруппе относятся отложения мелководных водоемов, под которыми отсутствуют талики и существует СТС. В процессе промерзания этого высокообводненно-го слоя дифференциация влажности (льдистости) невелика, а общая льдистость значительна. Рассматриваемые отложения претерпевают те же криогенные изменения минеральной составляющей, что и при субаэральном синкриогенезе, что позволяет в принципе эти две категории синкриогенных отложений и рассматривать совместно.
Ко второй подгруппе относятся собственно субаквальные синкриогенные отложения (Катасонов, 1962) озер и других водоемов, которые образуются на талом субстрате при промерзании накапливающихся озерных осадков сбоку и снизу под ориентирующим влиянием многолетнемерзлого субстрата. Эти осадки находятся на начальных стадиях литификации и обладают очень высокой влажностью в талом и льдистостью в мерзлом состоянии. Отличительной особенностью этих отложений является то, что они не проходят этапа криогенных преобразований в СТС. Осадки таких водоемов находятся на начальной стадии диагенеза: они постепенно уплотняются, разбиваются тонкими трещинами отдельностей и др. Эта стадия прерывается их многолетним промерзанием. Переход отложений в мерзлое состояние происходит в результате обмеления и миграции водоемов или водотоков. Существенно, что их криогенное строение формируется при ориентирующем влиянии фронта многолетнего промерзания. Последний в зависимости от характера талика, размеров и глубины водоема, температурных осо-
153
бенностей окружающих мерзлых толщ может быть разной формы. Динамика фронта промерзания в тонкодисперсных отложениях фиксируется по преобладающей ориентировке ледяных шлиров различных размеров, которая в целом повторяет конфигурацию фронта многолетнего промерзания. Первичная слоистость осадков слабо влияет на ориентацию и форму шлиров льда. У последних ломаные очертания, отчетливые контакты с минеральными отдельностями и блоками породы. Криотек-стуры слоистые и слоисто-сетчатые, с различной толщиной ледяных шлиров и расстоянием между ними.
Объемная льдистость субаквальных синкриогенных тонкодисперсных отложений обычно выше их полной влагоемкости з оттаявшем состоянии. Поэтому льдистая порода оплывает в обнажениях и дает сильную осадку при оттаивании. В разрезах . крупных линз озерных осадков от их периферийных, мелководных к центральным глубоководным частям озер, промерзавших после их спуска сверху, криотекстура меняется на- сетчатую (решетчатую) с разреживающейся по глубине решеткой и возрастающей толщиной шлиров.
Встречены два зональных варианта синкриогенных озерных отложений. В первом (низкотемпературном) промерзание отложений по мере их накопления происходит сбоку и снизу (рис. IV.3, А). Во втором (высокотемпературном) образуется мерзлый «карниз» у берега озера или водоема, промерзание идет сбоку и сверху (рис. IV.3, Б). Это фиксируется положением толстых ледяных шлиров. Такое разделение условно, так как в обстановке развития низкотемпературных мерзлых толщ встречаются оба варианта. Следует заметить, что такие отложения считаются А. И. Поповым (1967) эпигенетически промерзающими, а 3. Д. Ершовым^ И. Д. Даниловым, В. Г. Чеве-ревым (1987) — парасинкриогенными (диакриогенными).
Синкриогенные субаквальные отложения часто подстилаются парасинкриогенными (парасингенетичёскими). К ним Е. М. Катасонов (1962) относит отложения, длительное время существующие в обводненных гидрогенных таликах, достаточно сильно уплотненные и разбитые системой диагенетических трещин. Эти трещины, а также слоистость отложений оказывают сильное ориентирующее влияние на характер криогенной текстуры, возникающей при их многолетнем промерзании, которое происходит как сверху, так и с боков при ориентирующем влиянии окружающих мерзлых толщ. Однако влияние последних на криогенное строение отложений ослаблено вследствие значительной предопределенности положения, формы и размеров ледяных шлиров системой трещин, плоскостей напластования и других первичных неоднородностей. Ряд исследователей считают промерзание таких отложений эпигенетическим, а В. Н. Усов, выделивший его впервые при изучении промерза-' ния прибрежно-морских мелководных отложений Карского моря, — диагенетическим.
154
Рис. IV.3. Схема формирования субаквальных синкриогенных отложений (по Е. М. Катасонову, 1962 с дополнениями) в мелководных озерах при низкотемпературном (Л) и высокотемпературном (Б) типах промерзания:
/ — дисперсные отложения ложа водоема; 2 — донные осадки первой (более древней) генерации; 3 — донные осадки второй (молодой) генерации; 4 — оторфованные отложения сезонно-талого слоя; 5 — границы слоев; 6 — положение границы мно-голетнемерзлых пород; 7 — неполно выраженные трещинные криотекстуры парасинкриогенных отложений; 8 — криотекстуры синкриогенных мерзлых отложений (ломаные крупные прослои и линзы льда повторяют конфигурацию фронта промерзания); 9 __ положение уровня воды в водоеме на разных стадиях его
развития
Из изложенного очевидно, что между выделенными по характеру промерзания группами отложений не существует жестко очерченных границ. Особенно неопределенны эти границы
155
между субаэральными и субаквальными синкриогенными отложениями мелководных озер, проходящими этап преобразования криогенезом в СТС, а также между субаквальными синкриогенными и парасинкриогенными отложениями гидрогенных таликов. Отсутствует также устоявшаяся терминология.
В третью группу выделены синкриогенные субгля-циальные отложения, представляющие собой главным образом «изначально мерзлые морены». Они образуются в основании «холодных» ледников и ледниковых покровов (V.8), ниже которых существуют субгляциальные мерзлые толщи. В настоящее время к холодным относятся все ледники Северо-Востока России, Северной Земли и гор Бырранга. Обширные массивы субгляциальных многолетнемерзлых пород существуют под горными ледниками Памира, Тянь-Шаня, Новой Земли, а также по окраинам ледниковых щитов Антарктиды и Гренландии. В плейстоцене изначально мерзлые морены образовались по периферии большей части ледниковых покровов, существовавших в Евразии и Северной Америке. Однако в результате деградации в голоцене многолетнемерзлых толщ изначально мерзлые морены сохранились преимущественно в пределах северной геокриологической зоны, где отсутствовало сплошное по площади оттаивание мерзлых толщ. Изначально мерзлые морены были выделены впервые Ф. А. Каплянской и В. Д. Тарно-градским (1976) в приенисейской части Западной Сибири. Для них типичны все отличительные признаки основных морен (Лав-рушин, 1976), включающие характерные наборы динамических фаций, гляциодинамических текстур пластического течения и блоковых перемещений по плоскостям внутренних сколов. В состав изначально мерзлых морен входят блоки чистого ледникового льда, мореносодержащие льды с большим диапазоном соотношения минеральной и ледяной составляющих, многолетне-мерзлый собственно моренный материал, в котором исходные породы глубоко преобразованы в процессе движения ледника, К таким моренам относятся также гляциодинамические фации, в строении которых участвуют многолетнемерзлые породы ледникового ложа и заключенные в них пластовые льды, в существенно разной степени нарушенные и трансформированные воздействием ледника. Были прослежены подстилающие морену морские отложения, в разной степени преобразованные ледником: практически недеформированные: смятые в крупные складки с широким диапазоном углов наклона слоев на крыль-ях; разорванные на крупные блоки, ограниченные крупными I шлирами льда; превращенные в гляцио-тектоническую брекчию, сцементированную льдом. Известны гляциодиапиры и гляцио-дайки из мерзлых высокольдистых пород и подземного льда.
Формирование состава, криогенного строения, льдистости и текстурных особенностей донной морены в ледниках и ледниковых покровах представляет предмет специального анализа. Здесь отметим только важнейшие особенности этого процесса
156 '
по результатам Ю. А. Лаврушина (1976). Включение обломоч
ного материала в тело ледника происходит на контакте с его
ложем и идет по площади неравномерно. По мере движения
ледника происходят истирание моренного материала о ложе,
его дробление в самом теле, постепенная «убыль» ледяной со
ставляющей из мореносодержащего льда и переход в льдистую
базальную морену. Причиной «обезледивания» является в пер
вую очередь процесс режеляции, связанный с различиями в
свойствах льда и минеральных обломков. Образование морены,,
ее продолжающееся «обезледивание» и в процессе движения
приводит к снижению пластичности материала и изменению
характера движения с пластично-вязкого, послойного на хруп
кое разрушение со сдвигами по плоскостям внутренних сколов.
Это обусловливает различное строение и характерные наборы
текстур фаций морены, формирующихся в разных динамичес
ких обстановках. . >
В группу синкриогенных субгляциальных отложений помимо основной могут быть включены также образования конечной и абляционной морен* Конечные морены содержат в своем составе крупные скопления захороненного подземного льда (Со-ломатин, 1986) и несут следы дислокаций, обусловленных тангенциальными напряжениями при подвижках края ледника. Абляционные морены являются необходимой составляющей ледникового комплекса, препятствующей его протаиванию после отступания ледника. Их состав целиком определяется составом минеральной составляющей мореносодержащего льда. Минимальная мощность зависит от климатических условий и не должна быть меньше мощности СТС (обычно до 2—3 м). Повышенные мощности обусловлены сплыванием моренного материала по поверхности ледника и накопления на его периферии или в депрессиях. Криогенное строение зависит от состава и сходно со склоновыми накоплениями.
Важнейшей особенностью изначально мерзлых морен является наличие в них пластовых льдов, весьма разнообразных по размерам и форме, по их текстурным особенностям, химическому составу льда и взаимоотношению с вмещающими породами (Соломатин, 1986). Мерзлые породы и льды сохраняют признаки, которые делают более полными представления о их формировании. К числу таких признаков относится химический состав льдов, варьирующий от характерного для осадочно-метаморфи-ческих (собственно ледниковых) льдов до присущего подземным льдам, образовавшимся при замерзании минерализованных подземных вод. Наличие подземных льдов с повышенной минерализацией не только объяснимо, но и совершенно закономерно, если учитывать, что ледники и особенно ледниковые покровы могут менять и часто изменяют подземный сток (V.5).
Питание подземных вод под ледниковыми покровами осуществляется за счет вод, образующихся при донном таянии льда и инфильтрующихся по субгляциальным напорно-инфиль-
157
трационным таликам, которые приурочены к частям ледников с наибольшей мощностью льда и максимальным давлением. Талые ледниковые воды под большими напорами фильтруются по водоносным пластам и трещиноватым зонам гидрогеологической структуры, на территории которой залегает ледник. Вытесняя исходные воды, они приобретают повышенную минерализацию. Во многих случаях донное таяние ледников может быть причиной замещения высокоминерализованных вод пресными и изменения изначальной гидрогеохимической вертикальной зональности гидрогеологических структур. Основной сток направлен к периферии ледников и ледниковых щитов, где, как правило, широко развиты как субгляциальные талики, так и мерзлые толщи. Последние часто обладают значительной прерывистостью, а по мощности и по суровости температурного режима уступают распространенным в приледниковой зоне, При длительном стационарном положении края ледника или его отступании существует полоса с резко меняющейся мощностью и прерывистостью мерзлых толщ. В ней уменьшается или исчезает совсем давление ледника на породы, что способствует раскрытию и новообразованию трещин, создавая благоприятные условия для разгрузки напорных вод. Значительно обводнение этой полосы за счет талых ледниковых вод, в том числе и поступающих по трещинам под ледник в области абляции. Поэтому периферийная зона ледников является благоприятной ареной для совместного существования напорно- и грунтово-фильтрационных субгляциальных таликов, предохраняемых телом ледника от промерзания, а также образования массивов конжеляционного льда в подледных каналах, в ледниковых" трещинах и других пустотах. Вместе с тем природная обстановка у края ледника способствует образованию здесь наледей и гидролакколитов. Конжеляционные льды, возникающие за счет разгружающихся подземных вод, могут вовлекаться в движение ледника, менять текстуру и структуру, захороняться, входя в состав основной и конечной морен.
Существуют некоторые региональные особенности изначально мерзлых морен, различные для горных ледников и ледниковых покровов, выходящих на равнины. В составе морен горных ледников преобладает грубообломочный материал местных коренных пород и содержание тонкодисперсного материала сравнительно невелико. В составе морен отсутствуют крупные от-торженцы пород ложа. Захороненные подземные льды слабо обогащены грубообломочным материалом; по минерализации они относятся к пресным и ультрапресным, даже если содержат в составе исходно конжеляционный лед.
Для изначально мерзлых морен равнинных территорий, изученных на периферии Западно-Сибирской низменности, характерны тесная связь с тонкодисперсными породами ложа и многообразные, формы и глубина переработки последних ледником. Преобладает тонкодисперсный и песчаный состав морен, велико
158
разнообразие связанных с ними пластовых льдов. В большом диапазоне варьируют минерализация и химический состав этих. льдов. Обращает внимание наличие крупных блоков — оттор-женцев, часто имеющих вид пластин, слабо деформированных: внутри. Последнее находит свое объяснение в палеогеографических особенностях севера, неоднократно подвергавшегося трансгрессиям Полярного бассейна, которые приводили к засолению пород. В этапы регрессий и промерзания отложений происходило уменьшение засоленности их верхних горизонтов (особенно песков) в результате отжатия солей и образования линз и прослоев криопэгов. Засоленные глинистые отложения при высоких отрицательных температурах сохраняют пластичность. Это способствовало тому, что приповерхностный много-летнемерзлый слой пород, низкотемпературный и наиболее прочный, залегает на охлажденных, насыщенных криопэгами песках и пластичных глинистых отложениях. Под влиянием касательных напряжений, вызываемых движением ледника, этот слой сдвигался. При этом крупные блоки оказывались в ряде случаев практически ненарушенными, а основные деформации шли по подстилающим немерзлым и пластично-мерзлым отложениям, а также в торцевых частях отторженцев.
Исходная высокая льдистость пород ложа и наличие в них мономинеральных залежей льда являются фактором, способствующим проявлению пластических деформаций под влиянием напряжений, обусловленных ледником. При определенных условиях это вызвало появление совместных сложных и многообразных дислокаций мореносодержащего льда и пород ложа, в том числе и пластовых льдов как внутригрунтовых (сегрегационных и инъекционных), так и захороненных морских, налед-ных и др. Деформации пород мерзлого ложа ледника не являются повсеместными, а тяготеют, видимо, к местам движения потоков льда. Под холодными малоподвижными массивами дислокации пород ложа были минимальными или отсутствовали.
Ф. А. Каплянской и В. Д. Тарноградским было установлено^ что, во-первых, характер гляциальных дислокаций в моренах вне мерзлой зоны и в ее пределах, прослеженных по долине Енисея, не претерпевает принципиальных изменений. Из сопоставления выпадают лишь участки, сложенные пластами льда. Во-вторых, при протаивании льдистых сильно дислоцированных: моренных суглинков и супесей их текстурные особенности сохраняются даже в крутых береговых обнажениях. Отмечено» только сильное разуплотнение породы при ее изначальной высокой льдистости. Очевидно, что при медленном протаивании сверху в массивах условия для сохранения изначальных текстурных особенностей гляциодислокаций благоприятнее, чем в. обрывах.
Следует обратить внимание, что среди исследователей не существует единства взглядов на природу отложений, выделенных в качестве изначально мерзлых морен, а сопутствующих
159
им пластовых льдов — как захороненных ледниковых. А.И.Попов, И. Д. Данилов, Б. И. Втюрин, Ш. Ш. Гасанов, Г. И. Дуби-ков и другие приписывают этим отложениям морское и гляци-ально-морское происхождение. Деформации в породах они объясняют криогенными напряжениями при промерзании водона-сыщенных слаболитифицированных пород. Большую часть пластовых льдов они считают сегрегационными и инъекци-•юнными.
Нет оснований оспаривать широкое распространение в районах, тяготеющих к акватории Северного Ледовитого океана, гляциально-морских и морских отложений, промерзавших преимущественно синхронно эпигенетически, высокольдистых и содержащих пластовые льды сегрегационного и, возможно, инъекционного происхождения, захороненные морские льдины и айсберги. Вместе с тем ряд особенностей криогенного строения пород и рельефа, описанных ниже (IV.3), не находят объяснения в рамках традиционных представлений о механизмах Бнутригрунтового происхождения всех пластовых льдов. Вероятно, что синхронно эпикриогенные отложения и приуроченные к ним льды (IV.3) подверглись воздействию ледниковых покровов, как это установлено на низменности в низовьях р. Мак-кензи к северо-востоку от Канадского щита. Здесь представлены отложения и льды очень сходные с известными на севере Западной Сибири. Они обладают чертами как синхронно эпи-криогенных морских отложений, так и изначально мерзлых морен, образованных ледником, спускавшемся в позднем плейстоцене на низменность с Канадского щита. Эти особенности описаны и объяснены X. Френчем, Д. Харри и др.
Криофациальные особенности синкриоген-ных отложений и геокриологическая зональность. Генетические типы континентальных осадочных отложений (по Е. В. Шанцеру) обладают определенными закономерностями строения, обусловленными как геолого-динамическими, так и климатическими условиями их образования. Они состоят из различных фаций и групп фаций, отличающихся по составу. Сами фации обладают определенным составом и строением, отражающими условия их накопления и диагенеза. Существуют географические варианты генетических типов отложений, отражающие как региональные условия их образования (например, аллювий равнинных и горных рек), так и зональные климатические особенности (например, аллювий равнинных рек аридной и гумидной зон).
В пределах криолитозоны картина формирования четвертичных отложений усложняется. Так, в многолетнемерзлое состояние накапливающиеся фациальные разновидности переходят по-разному, не одновременно. Неодинаково воздействие на них криогенезя, что выргжяется в различии криогенных явлений и криогенного строения. Это зависит от их состава, фациальной (ландшафтной) обстановки их накопления и особенностей про-
160
явления геокриологической зональности или высотной поясности в регионе. Это можно проследить на примере пойм крупных рек Сибири, текущих с юга на север. Например, зональные варианты пойменных отложений Лены существенно неодинаковы по своим криогенным особенностям. В верхнем и большей части среднего течения они находятся в талом состоянии и подвержены только сезонному криогенезу, увеличивающему преимущественно пылеватость их состава. Ниже Якутска глинистые фации низкой поймы к северу постепенно переходят в многолетнемерзлое состояние. Они накапливаются и промерзают сингенетически, в условиях высоких отрицательных среднегодовых температур (—2...—3°С), приобретая при этом невысокую льдистость (южный тип сингенеза). Большинство песчаных фациальных разновидностей остается в талом состоянии. К северу по мере понижения tCp льдистость отложений низкой поймы повышается, в глинистых оторфованных разновидностях, слагающих пониженные участки, образуются повторно-жильные льды, а в промерзших песчаных накоплениях прирусловых валов и отложениях прирусловых отмелей — изначально грунтовые жилы (см. III.3). При более низких tGV пород (—5...—-6° С) в песках субфации прирусловых валов также начинают развиваться повторно-жильные льды. В низовьях Лены поверхности широких пойм приобретают ярко выраженный полигональный облик, а в строении отложений повторно-жильные и сегрегационные текстурообразующие льды занимают значительную часть объема (до 50% и более — северный тип сингенеза). Более быстрое за счет подземного льда накопление тонкодисперсных фаций в понижениях по сравнению с песчаными отложениями прирусловых валов приводит к сглаживанию пойменного микрорельефа. Таким образом, в области многолетней мерзлоты выделяются криогенные субфации и криогенные варианты фаций континентальных четвертичных отложений.
Изложенное иллюстрируется серией схематических разрезов (рис. IV.4) поймы реки, на которых показано изменение распространения многолетнемерзлых пород, их tcv , криогенного строения отложений различных фаций в связи с геокриологической температурной зональностью. Первый профиль (А) отражает условия, когда многолетнемерзлые породы на пойме отсутствуют, второй (£), когда они приурочены к оторфованным и глинистым разновидностям, промерзающим сингенетически по южному типу. Третий профиль (В) иллюстрирует переходные условия, при которых в глинистых отложениях субфации заболоченных пойменных понижений формируются повторно-жильные льды и высокая льдистость (северный тип сингенеза), а на песчаных валах — изначально грунтовые жилы. Последний профиль (Г) отражает самую суровую мерзлотно-фациаль-ную обстановку, когда повсеместно в отложениях всех пойменных фаций развиваются повторно-жильные льды (северный тип сингенеза).
6 Н. Н. Романовский 161
Рис. IV.4. Схема зональных изменений геокриологических условий и:
криогенного строения отложений на пойме реки:
/ — породы коренного ложа; 2 — пылеватые супеси и суглинки; 3 — пески; 4 —■ галечники; 5 — торф; 6 — пылеватые супеси и суглинки с сингенетическими повторно-жильными льдами и толстошлировыми параллельно-слоистыми криотекстурами; 7 — криотекстура горизонтальная (а) и косая (б) линзовидно-слоистая; 8 — поясковая криотекстура делювиальных отложений; 9 — повторно-жильные льды сингенетические растущие: а — небольшой мощности с большой «грунтовой частью»; б и в — мощные с валиками различной формы; 10 — изначально-грунтовые жилы; 11 — граница ММП
Дата: 2019-03-05, просмотров: 649.
