IV. 3. Региональные и зональные особенности распространения и криогенного строения эпикриогенных дисперсных отложений

Эпикриогенные дисперсные отложения подразделяют­ся на два типа. Первый тип включает разнообразные по ус­ловиям залегания, генезису, составу и возрасту кайнозойские, а частично и позднемезозойские отложения, сформировавшиеся в немерзлом состоянии до начала образования многолетней криолитозоны или в термохроны. Такие отложения находятся на поздних стадиях диагенеза или раннего катагенеза. По со­отношению времени формирования и стадий литогенеза, с одной. стороны, и времени промерзания, точнее, воздействия на них криогенеза — с другой, они являются асинхронно эпигенетиче­скими. Возрастной диапазон таких отложений увеличивается зонально с севера на юг за счет «омоложения» их верхней границы. Для приморских низменностей Северо-Востока стра* ны и Северной Америки время появления «вечной мерзлоты» относится к позднему плиоцену, на юге Восточной Сибири — к среднему плейстоцену. Эти отложения многократно промерзали и протаивали и несут следы воздействия криогенеза, наиболь­шие в верхней части разрезов и ослабевающие с глубиной. Это повышенная пылеватость отложений, обезвоживание и пост­криогенные текстуры тонкодисперсных разновидностей, наличие эпигенетических полигонально-жильных структур и других сле­дов криогенных нарушений в приповерхностной части разрезов стратиграфо-генетических комплексов. Общим для них являет­ся промерзание под влиянием периодических изменений темпе­ратур на поверхности земли. При этом для северной геокрио­логической зоны это колебания от короткопериодных (13-, 40-, 300-летних) до длиннопериодных (10, 40, 100 тыс. лет и более). Для южной геокриологической зоны это колебания с периодом от 10 тыс. лет и менее.

Криогенное строение рассматриваемых отложений отличает­ся многообразием и зависит от их состава, условий залегания и соотношения разных по литологическим особенностям слоев, наличия водоносных горизонтов и других факторов и условий. Для монотонных по составу тонкодисперсных толщ (пылеватых суглинков и супесей) характерно сосредоточение льдистости в верхней части разреза, составляющей третью или четвертую часть мощности мерзлой толщи. Объясняется это В. А. Кудряв­цевым уменьшением теплооборотов и градиентов температур с глубиной (Общее мерзлотоведение, 1978). Для мерзлых толщ мощностью 40—60 м, характерных для южной геокриологичес­кой зоны, это 15—20 м разреза, для 100—120-метровых — со­ответственно 25—40 м. При мощностях 300 м и более, харак­терных для северной геокриологической зоны, мощность льдис­того горизонта обычно не более 60—80 м, что объясняется уве-

ۥ 163

личением плотности, уменьшением содержания влаги в отложе­ниях и возрастанием давления, препятствующих сегрегационно­му льдообразованию. Криогенные текстуры льдистой части разреза изменяются сверху вниз от толсто- и среднешлировых линзовидно-слоистых через решетчатую до крупноблоковой, а объемная льдистость уменьшается от 30—40 до 15—10%. Ниже указанных глубин в тонкодисперсных толщах криотекстура обычно массивная с редкими шлирами льда, главным образом по трещинам.

В засоленных морских, ледово-морских и лагунных отложе­ниях салехардской и казанцевской свит Западной Сибири, при­уроченных к заполярным районам с низкими t_cv, мощность льдистого горизонта небольшая и выделяется менее контрастно по сравнению с более южными территориями. Здесь для крио­генного строения мерзлых толщ характерно относительно рав­номерное распределение ледяных шлиров по глубине. Это объ­ясняется подавленной миграцией влаги при промерзании засо­ленных пород. В нижних горизонтах вследствие высокой уплот­ненности и дегидратации условия льдообразования были весь­ма неблагоприятными, в результате чего сформировались толь­ко разобщенные шлиры льда (Дубиков, 1984).

В толщах, сложенных с поверхности супесями и суглинками, которые подстилаются песками и галечниками, характерным является сосредоточение сегрегационного льда, линзовидно-слоистые криотекстуры и льдистость, достигающая 30—40% в средней части супесчано-суглинистого горизонта. Нижняя часть последнего мощностью до 2—4 м обычно имеет невысокую льдистость и преимущественно массивную криотекстуру, ха­рактерную также для песчаного или гравийно-галечного гори­зонта. Подобным криогенным строением обладают и разрезы толщ, состоящих из чередования супесчано-суглинистых и пес­чаных двучленных ритмов (пачек). При этом повышенная льди­стость первых может сохраняться от кровли толщи до глубин 50—150 м. По представлениям Е. Б. Белопуховой и Г. И. Дуби-кова, впервые выделивших разрезы с таким криогенным строе­нием в Западной Сибири, в таком состоянии песчаные и гра-вийно-галечные слои вмещали грунтовые или слабонапорные воды. При промерзании вышележащих суглинков и супесей они являлись поставщиком влаги, кристаллизовавшейся и об­разующей ледяные шлиры в пределах промороженной части разреза при температурах ниже 0°С. При достижении фронтом промерзания водоносных слоев и частичном их замерзании сверху поступление влаги прекращалось. Поэтому над песками тонкодисперсные отложения сохраняли массивную криогенную текстуру и невысокую льдистость. Из водоносных слоев при промерзании избыточная вода выжималась под влиянием крио­генного напора.

В целом для разрезов дисперсных эпикриогенных отложе­ний первого типа не характерны крупные мономинеральные

164

скопления внутригрунтовых инъекционных и сегрегационных льдов, а погребенные льды отсутствуют. В приповерхностном горизонте бывают развиты эпигенетические изначально-грунто­вые жилы и повторно-жильные льды, размеры которых в целом увеличиваются с юга на север по мере понижения t_Cp от первых десятков сантиметров до 2—3 м. При этом прослеживается «литологический контроль» за t_Cp, при которых изначально грунтовые жилы переходят в повторно-жильные льды (см. III.4). Первые больше характерны для отложений в южной, вторые — в северной геокриологической зоне. В первой широ­ко встречаются также псевдоморфозы по повторно-жильным льдам, сформировавшимся в позднеплейстоценовый минимум, а протаявшим в голоценовый оптимум. К дисперсным асинхронно эпикриогенным породам с некоторой долей условности можно отнести сильнолитифицированные глинистые породы мелового и палеогенового возраста Западно-Сибирской плиты. На поло­жительных тектонических структурах такие породы обладают повышенной тектонической трещиноватостью и трещинными ти­пами криотекстур, высокой льдистостью до глубины 40 м. По-ровые растворы и ледяные включения в них сульфатно-натрие­вого состава, со значительным содержанием брома и йода, что указывает на глубинное происхождение. Льдистые палеогено­вые породы, выходящие на поверхность, образуют линейно ори­ентированные грядовые формы рельефа. При этом льдистость пород по слоям неодинакова: так, льдистость диатомитов и ди­атомовых глин, слагающих гряды, достигает 55—60%, а меж­грядовые понижения и плоские междуречья — 20%. В отрица­тельных структурах льдистость пород в целом невелика (15— 20%), криогенные текстуры редкослоистые тонкошлировые и массивные (Дубиков, 1984).

Второй тип — это эпикриогенные слаболитифицирован-ные бассейновые отложения преимущественно морского, ледо­во- и ледниково-морского, реже лагунного и озерного проис­хождения. Генезис отложений устанавливается по наличию малакофауны, комплексов диатомей и другим признакам (Да­нилов, 1978). Они слагают аккумулятивные равнины и террасы севера Западно-Сибирской и Северо-Сибирской низменностей, некоторые межгорные впадины Чукотки, открытые в сторону моря, встречены они на о-ве Новая Сибирь, в дельте р. Мак-кензи и др. Промерзали эти отложения, находясь на разных стадиях литогенеза: в верхней части разрезов — на начальных стадиях диагенеза, в нижних — на ранней стадии катагенеза. Разрыв во времени между окончанием седиментации и нача­лом многолетнего промерзания минимален, поэтому такие от­ложения называют синхронно эпикриогенными. Возрастной ди­апазон охватывает средний и поздний плейстоцен и голоцен. По составу преобладают пылеватые суглинки и супеси, иногда с валунами и галькой, и пески. Глинистые разновидности мор­ских отложений засолены, пески обычно содержат слабомине-

/65

рализованный лед. Вместе с тем в основании песчаных линз и слоев особенно позднеплейстоценового и голоценового времени встречаются линзы криопэгов. Рассматриваемые отложения ха­рактеризуются сложным криогенным строением и наличием пластовых залежей льда разнообразных размеров, формы и, видимо, генезиса (рис. IV.5). Генезис и приуроченность к се­верной приморской окраине континента обусловливают специ­фический характер многолетнего промерзания этих отложений, происходящего в результате регрессии моря и выхода их из-под уровня воды. При этом характерны: 1) быстрое в геологи­ческом масштабе времени скачкообразное понижение средне­годовых температур пород от 0...—1 °С до уровня их зональ­ных значений времени регрессии, обычно приходящейся на криохроны; 2) большая скорость промерзания отложений, при­чем темп промерзания возрастает с юга на север (V.7); 3) воз­растающая вниз по разрезу степень литификации осадков, пол­ная их водонасыщенность, снижающаяся в этом же направле­нии влажность; 4) значительная засоленность, причем часто неравномерная, существенно большая в глинистых разновидно­стях и низкая в песках (Дубиков, 1984). Такие особенности засоленности обусловливают несовпадение в глинистых толщах положения нулевой изотермы и нижней границы многолетне-мерзлого состояния пород, высокую пластичность отложений в достаточно большом диапазоне отрицательных температур (до —3...— 5°С), сложную конфигурацию подошвы мерзлой тол­щи, криогенное концентрирование вод и образование внутри- и подмерзлотных линз криопэгов.

В прибрежной полосе, выходящей из-под уровня регресси­рующего моря, отмели, валы, бары и другие положительные элементы рельефа становятся очагами диакриогенного (по В. Н. Усову) промерзания осадков, а затем накопления неболь­ших по мощности синкриогенных отложений. В этой полосе происходит захоронение морских льдин, на которое впервые указал Е. М. Катасонов, в охлажденных и мерзлых засоленных осадках с температурами от 0...—2 до —4°С. Льдины выно­сятся на мели во время штормов, погружаются частично в ило­ватые осадки, а затем перекрываются наносами. Зимой эти льдины служат очагами промерзания. Ниже их в прибрежных осадках формируется криотекстура с вертикальными ледяными шлирами, свидетельствующая о генетической связи с пластовым льдом.

Для синхронно эпикриогенных (первично промерзших) отло­жений характерен ряд особенностей криогенного строения, опи­санных Б. И. Втюриным, Ш. Ш. Гасановым, В. В. Баулиным, И. Д. Даниловым, Г. И. Дубиковым, Р. Маккеем, X. Френчем и др. Заключенные в породах пластовые льды они считают внутригрунтовыми сегрегационного, инъекционного или сме­шанного происхождения. Наиболее общие особенности строе­ния описаны ниже.

166

Рис. IV.5. Залежь слоистых подземных льдов сегрегационного проис­хождения в синхронно эпикриогенных отложениях на берегу моря Бофорта вблизи дельты р. Маккензи (фото Р. Маккея)

У пластовых льдов разнообразные размеры, форма, соотно­шение с вмещающими отложениями и глубина залегания от поверхности. Размеры изменяются по мощности от первых де­сятков сантиметров до 20—40 м, а площадь по латерали — от нескольких квадратных метров до нескольких тысяч квадрат­ных метров, а возможно, и до квадратных километров. Форма ледяных тел многообразна. Можно выделить пласты, в том чи­сле обладающие слоистостью, купола и лакколиты, часто ос­ложненные складчатостью; образования сложной формы, когда одни тела как бы внедряются в перекрывающие породы или прорывают другие залежи льда. Связь с криотекстурой вмеща­ющих отложений в одних случаях отсутствует, в других — хо­рошо выражена: ледяные шлиры в отложениях являются как бы продолжением льда пластовых тел. Наряду с чисто ледя­ными телами встречаются ледогрунтовые как с субгоризонталь­ной или волнистой слоистостью, так и со сложными формами слоистости, когда слои смяты в разнобразные складки с ме­няющимся направлением осей, иногда лежачие. При этом ха­рактерно совпадение слоистости минерального материала и ле­дяных шлиров. Это может свидетельствовать или о нарушении первоначального субгоризонтального залегания в мерзлом со­стоянии, или о замерзании осадков.в условиях, когда конфигу­рация фронта (или фронтов) промерзания повторяет слоис­тость. Механизм образования мономинеральных залежей льда, по представлениям сторонников их внутригрунтового происхож­дения, различен: сегрегационный — для горизонтально-слоис­тых пластов, залегающих согласно с вмещающими породами; инъекционный — для лакколитов льда, деформирующих и раз­бивающих породы кровли; совместный сегрегационно-инъекци-онный — для лакколитов и куполовидных складок на фоне горизонтально-слоистой пластовой залежи. В качестве подтвер­ждения такого происхождения залежеобразующих льдов в Западной Сибири Г. И. Дубиков (1984) приводит данные изу­чения солевого состава вмещающих пород, имеющих минера­лизацию порового раствора до 25 г/л, что отвечает растворам морского типа, и результаты гидрогеохимических исследований льдов. Он указывает, что общим для таких льдов является близость их состава к морским водам, несмотря на широкий диапазон изменений их минерализации. В целом пластовые льды имеют невысокую минерализацию, изменяющуюся от 9 до 1187 мг/л. По разрезам отдельных пластов наблюдается повышение минерализации к их основанию, что объясняется криогенным концентрированием. Минерализация текстурооб-разующих льдов в засоленных отложениях не превышает 500 мг/л. При этом в шлирах она уменьшается при приближе­нии к залежам льда в 5—6 раз.

Изучение Г. И. Дубиковым пластовых льдов на Ямале и Гыдане показало, что они в основном сосредоточены в верхнем 50—60-метровом горизонте, хотя, по данным других исследова-

168

телей, встречаются и до глубины 200 м. В 83% случаев залежи перекрывают глинистые породы, в 63% случаев они подстила­ются песками. Это косвенно указывает на возможность форми­рования многих залежей подземного льда в результате про­мерзания водоносных песчаных горизонтов и линз.

Важной особенностью пластовых льдов в толщах отложе­ний морского генезиса является повсеместная их невыражен­ность в рельефе. Это относится даже к тем случаям, когда мощность ледовых залежей составляет десятки метров, а они имеют форму куполовидных складок и лакколитов, сильно де­формируют вмещающие отложения и залегают вблизи поверх­ности. Перекрывающие отложения мощностью всего 2—4 м обычно несогласно срезают и верхнюю часть залежи, и вме­щающие отложения, причем границы и литологического и крио­генного несогласия совпадают.

Наряду с указанными чертами, свидетельствующими в поль­зу внутригрунтового происхождения залежей льда, существует и ряд особенностей, трудно поддающихся объяснению с точки зрения традиционных представлений об инъекционном льдооб­разовании. Последнее наблюдалось в природе в замкнутых си­стемах, таких, как промерзающие несквозные подозерные та­лики, когда образуются булгунняхи (см. III.3). Прежде всего промерзающая с поверхности толща морских отложений, вы­ходящих на поверхность при регрессии моря, практически не может образовывать замкнутых систем. Эта толща пронизана таликами под лагунами, озерами, эстуариями рек. Слаболити-фицированные отложения, даже глинистого состава, обладают высокой водопроницаемостью, что при возрастании криогенно­го давления обеспечивает фильтрацию воды по латерали в сторону субмариннои талой зоны. Поэтому необъяснимы дефор­мации мощных толщ мерзлых пород, достигающих по мощности первых десятков метров под влиянием прорывающихся снизу вверх напорных вод, ниже которых нет выдержанного водоупо-ра. Необъяснима низкая минерализация этих вод, особенно учитывая тот факт, что ниже залежей льда не обнаружены нигде линзы криопэгов, что могло бы служить свидетельством опреснения морской воды за счет криогенного концентрирова­ния. Не находит объяснения отсутствие выраженности в релье­фе мощных залежей, окруженных сильно деформированными породами, и ряд других фактов.

Непротиворечивое объяснение описанным выше особеннос­тям пластовых льдов и вмещающих их засоленных пород дает гипотеза, согласно которой в литогенезе ледово-морских и мор­ских отложений Полярного бассейна, их промерзании и форми­ровании залежей льда участвуют гидраты природных газов (Романовский, Барковская, Комаров, 1988). Накопление гид­ратов природных газов метанового ряда с примесями СО₂ и H₂S в донных осадках, имеющих отрицательные температуры порядка —1°С и слагающих субмаринную криолитозону мощ-

169

ностью 40—60 м, возможно при глубинах моря около 200 м и глубже, когда обеспечиваются термобарические условия обра­зования и накопления гидратов газов в осадках без литологи-ческих покрышек. Коллекторами являются преимущественно песчаные разновидности отложений. Накопление гидратов газов приводит к связыванию воды и концентрированию солей в ос­таточном растворе, приобретающем повышенную плотность. В результате такие концентрированные растворы просачивают­ся вниз под влиянием плотностной конвекции. По существу происходит газогидратное опреснение песчаных коллекторов при сохранении исходной солености глинистых слоев. Содержа­щие гидраты газов слои в морских осадках в настоящее время фиксируются сейсмоакустическими методами в виде горизонтов с повышенными скоростями упругих волн и пониженной плот­ностью (плотность гидратов газов, как и льда, близка к 0,9 г/см³).

Разложение гидратов газов в условиях шельфовой криоли-
тозоны с выдержанными по площади температурами пород
(VIII) происходит в результате снижения давления, что повсе-i
местно имеет место в периоды регрессий. Разложение гидратов]
по барическому типу с выделением газа и слабоминерализован-;
ной воды сопровождается также поглощением энергии — про-j
цессом, аналогичным поглощению скрытых теплот льдообразо­
вания. Заметим, что величины энергии образования (разложе-!
ния) гидратов газов метанового ряда изменяются в пределах!
(400—540) • 10³ Дж/кг (Гройсман, 1985) против 335-10³ Дж/кг]
скрытой теплоты при образовании льда. Таким образом, в ус-1
ловиях субмаринной криолитозоны обеспечивается замерзание!
слоев породы с опресненной водой, образовавшихся выше гид-]
ратонасыщенного слоя. В результате над последним возникает]
«мерзлая покрышка», непроницаемая для газов, маломощная,!
высокотемпературная и пластичная. Скапливающиеся под та-1
кой «покрышкой» газы деформируют ее, образуя антиклиналь-!
ные ловушки. Прорыв газов через мерзлую покрышку сопр
вождается ее деформацией, выбросом под давлением вверх на
копившейся в ловушках воды, которая в дальнейшем замер­
зает, образуя ледяные инъекционные тела, дополнительно де-¹
формирующие охлажденные вмещающие отложения. Такого
рода явления могут происходить многократно по мере умень­
шения глубины моря и разложения газогидратнои залежи. При
этом образуются сложной формы ледяные залежи, возникают
деформации засоленных морских охлажденных отложений,
проявляющиеся в рельефе дна шельфа. Сложно изменяются
границы мерзлых и охлажденных пород. |

При обмелении моря до глубин, где проявляется воздейстр вие волновых процессов, происходит планация деформирован­ного микрорельефа дна. С выходом повышенных участков на поверхность начинается многолетнее промерзание засоленных отложений непромерзшего слоя, находящегося над мерзлым

170

L

высокольдистым горизонтом, возникшем при разложении гидра­тов. Промерзание этого слоя с крайне неравномерной мощ­ностью, несомненно, сопровождается образованием замкнутых систем, небольшими инъекциями воды, возникновением внутри-мерзлотных линз криопэгов. Изложенная гипотеза не универ­сальна и не исключает других механизмов формирования слож­ного криогенного строения первично промерзших эпикриоген-ных толщ с залежами пластовых льдов. Но она находит под­тверждение в таких фактах, как высокая газонасыщенность и наличие открытой трещинной пустотности в верхних горизонтах мерзлых толщ на Ямале и Гыдане, содержащих пластовые за­лежи льда.

Несомненно, многие пластовые залежи льда являются ре­зультатом ледниковой деятельности и компонентом изначаль­но мерзлых морен (см. IV.2). Первично промерзшие эпикрио-генные толщи с пластовыми льдами являются ареной развития термокарстовых форм и таберальных отложений.