Солифлюкция — пластично-вязкое и вязкое течение увлажненных тонкодисперсных отложений на склонах. Она проявляется и в СТС, и в CMC, но при наличии многолетне-мерзлого криогенного водоупора условия для ее формирования более благоприятны. Для развития солифлюкции необходимы: 1) повышенная пылеватость отложений; 2) их влажность, варьирующая от предела пластичности до предела текучести или превышающая его; 3) наличие уклонов поверхности, обеспечивающих возможность течения увлажненных отложений (обычно от 2—3 до 10—15°); 4) отсутствие древесной и крупной кустарниковой растительности, закрепляющей корнями породы СТС. Поэтому солифлюкция широко распространена и активно развивается в районах горных и равнинных тундр, хо-
104
лодных горных и арктических пустынь и только локально в таежной зоне.
Регионально солифлюкция имеет условия для развития как в горных районах, так и на расчлененных равнинах и плато. Пылеватый состав отложений в СТС, характерный для огромных по площади территорий, способствует проявлению этого процесса. Высокая влажность отложений легче достигается в условиях избыточно влажного климата, характерного для районов океанического влияния с превышением летних осадков над испарением. Поэтому солифлюкция не характерна для Цент-ральноякутской низменности с ее засушливым климатом, но типична для Полярного Урала и Чукотки, где климат холодный и влажный. Во внутриконтинентальных горных регионах солифлюкция проявляется избирательно, присутствуя на склонах гор, перехватывающих влагу, и отсутствуя на склонах сухих, слабоувлажненных.
Различают медленную и быструю, аморфную и структурную формы солифлюкции, развивающиеся в разных областях и создающие различные морфогенетические образования. Медленная солифлюкция бывает аморфной и структурной.
Медленная аморфная солифлюкция развивается наиболее часто при наличии многолетнемерзлого водоупора„ способствующего переувлажнению пород СТС. Однако известно солифлюкционное течение и пород CMC при наличии глинистого субстрата или сезонного криогенного водоупора. Пластично-вязкая деформация в породах СТС начинается, если касательное напряжение т>тдл + (Тдл, где тдл — длительное сопротивление пород сдвигу, сгдл — длительное сопротивление дернового покрова на разрыв. В свою очередь t^S'sina, где у — объемная масса породы, g' — мощность оттаявшего слоя на начало развития солифлюкционного течения, а — угол склона (Жигарев, 1967). Аморфная солифлюкция наиболее характерна для тундровых ландшафтов с сомкнутым мохово-травянис-тым покровом. Здесь образуются яркие морфологические формы: солифлюкционные террасы, валы, потоки и другие формы, фронтальные уступы которых закрепляются смятым в лежачие складки дерновым покровом (рис. III. 11). Эти формы характерны для нижних, а иногда и просто выположенных частей склонов, где происходит аккумуляция синкриогенных со-лифлюкционных отложений и образуются солифлюкционные покровы. Ненарушенный дерновый покров препятствует солифлюкции. Поэтому процесс образования солифлюкционных натечных форм имеет пульсирующий характер. Течение активизируется в момент разрывов дернины в тыловой части солифлюкционных форм. Постепенно оно приостанавливается, и начинается период восстановления сплошности растительного покрова и постепенного нарастания напряжений, который продолжается до нового разрыва дернины и солифлюкционной подвижки отложений СТС.
105
Рис. III.11. Типы солифлюкционных форм:
I — медленная аморфная солифлюкция; II — делли с сосредоточенным по понижениям поверхностным стоком и медленным течением пород по полосам и пятнам-медальонам: III — структурная солифлюкция с морозной сортировкой каменного материала; IV — быстрая соли-флюкция (оползни-оплывы на термоденудационном склоне)
Для развития солифлюкционного течения необходимо, чтобы мощность СТС достигала некоторой критической величины I', изменяющейся в зависимости от состава, влажности, угла склона от 30 до 70 см. Поэтому, во-первых, течение грунта начинается и происходит в середине—конце лета; во-вторых, при малой мощности СТС аморфная солифлюкция отсутствует. Поэтому зонально она характерна для тундровой зоны и горных тундр, но отсутствует в арктической и холодной горной пустыне.
Структурная солифлюкция, выделенная как самостоятельный тип Г. Ф. Грависом (1969), типична для территорий с несомкнутым травянисто-моховым покровом и значительными (50—80 см и более) глубинами СТС мелкодисперсных и сильно увлажненных отложений (рис. 111.11). Этот тип солифлюкции связан с полосчатыми типами «структурных грунтов», как содержащих грубообломочный материал, так и лишенных его.
Для склонов, где развита структурная солифлюкция, характерно неравномерное оттаивание: меньше на покрытых растительностью полосах и более глубокое — на оголенных. Это предопределяет неравномерное их промерзание осенью и разновременность смыкания промерзающего СТС с поверхностью мерзлоты. В механизме формирования структурной солифлюкции наряду с летним течением (по Г. Ф. Гравису) в осенний период участвуют: выдавливание на поверхность грунтовой массы при неравномерном промерзании СТС, ее оплывание на поверхности и перемещение вниз по склону сильноувлажненно-го грунта, зажатого под промерзшим сезонно слоем. Пятна-медальоны, развитые на таких склонах, часто сливаются и образуют солифлюкционные полосы шириной 0,5—1,5 м, длиной до 20 м и более. Они окаймлены бордюром из дернины или гру-бообломочного материала. На склонах со структурной соли-флюкцией существуют структурно-солифлюкционные покровы.
Оголенность части поверхности, ее полосчатый микрорельеф способствуют проявлению делювиального смыва, струйчатого, бороздчатого, а иногда и термоэрозионного. Перенос минеральных частиц в последнем случае происходит на склонах по эрозионным ложбинам, углубленным в результате вытаивания льда. Развитию этого процесса способствуют криогенное растрескивание и пучение, создающие неровности, концентрирующие поверхностный сток. Эрозия расширяет и углубляет эти понижения, приводя к вытаиванию подземного льда в верхних слоях мерзлоты. Первичные понижения углубляются и расширяются, превращаясь в хорошо выраженные ложбины стока — делли. Последние встречаются в тундре, в пределах иояса горных редколесий и характерны для севера зоны тайги. Геологическое значение структурной солифлюкции заключается в перемещении дисперсного материала на очень пологих склонах (1—3°), где аморфная солифлюкция не может развиваться.
107
В таежной зоне структурная солифлюкция проявляется только локально и не имеет самостоятельного значения в переносе осадков и их накоплении.
Зависимость медленной солифлюкции от состава отложений на склонах, их глубин сезонного оттаивания и увлажненности обусловливает наличие экспозиционной асимметрии в проявлении этого процесса и в его геологических результатах на юге и севере мерзлой зоны. Это особенно заметно проявляется в Восточной Сибири, где область распространения ММП протяженна по широте и климатические различия северных и южных районов весьма контрастны. В южной части (например, в Забайкалье и Прибайкалье) солифлюкция приурочена к склонам, обращенным на север, увлажненным, часто выположен-ным в основании, где и накапливаются соответствующие отложения. Напротив, склоны южной экспозиции сухие, обычно более крутые, часто с выходами скальных пород, не подверженные воздействию этого процесса. Обратная картина наблюдается на севере региона (кряжи Кулар и Полоусный, хр. Селен-няхский и др.), где солифлюкция приурочена к склонам южной экспозиции. Для них характерны оптимальные глубины СТС при общем пылевато-глинистом составе пород этого слоя и их высокой увлажненности. На склонах, экспонированных на север, мощности СТС невелики (30—40 см), что недостаточно для проявления солифлюкции. В результате в основании южных склонов накапливаются солифлюкционные или солифлюк-ционно-делювиальные покровы. В долинах рек они образуют так называемые «террасоувалы» — выпуклые и ровные наклонные поверхности, сложенные переслаивающимися в разрезе или смешанными по генезису делювиальными солифлюкционны-ми и аллювиальными отложениями. Эти отложения часто содержат сингенетические повторно-жильные льды. Такой генезис имеют распространенные здесь позднеплейстоценовые отложения «ледового комплекса» (Гравис, 1969).
Быстрая солифлюкция встречается преимущественно в северной геокриологической зоне, где СТС подстилается высокольдистыми отложениями или залежами подземных льдов. Этот процесс приурочен к побережью Северного Ледовитого океана на отрезках, где море подмывает аккумулятивные поверхности арктических равнин, берегам термокарстовых озер и водохранилищ гидротехнических сооружений, реже долинам рек.
Морфологически быстрая солифлюкция проявляется в виде грязевых потоков, оплывин, на поверхности которых перемещаются блоки и куски дернины, а также оползней-сплывов. В основании подмываемых склонов образуются формы соли-флюкционной аккумуляции, обычно временные, быстро разрушаемые, но иногда и сохраняющиеся в отложениях термокарстовых озер (IV.5). На склонах крутизной до 8—10° в тундровой зоне Западной Сибири, в Арктической Канаде и ряде дру-
108
гих регионов в 80-х годах отмечены массовые смещения пород СТС, охватывающие весьма обширные пространства. По фронту их ширина составляет от первых десятков до 100—150 м, протяженность вниз по склону — несколько десятков метров. Установлено наличие и более древних смещений подобного рода, закрепленных растительностью, но имеющих отчетливые верхние стенки отрыва, поверхности движения и аккумулятивные валы у подножий склонов. Причины таких массовых смещений усматриваются в увеличении глубин сезонного оттаивания до поверхности высокольдистого горизонта и увеличении влажности СТС в результате дождей. Несомненна периодичность активизации быстрой солифлюкции. Возможно, что она связана не только с климатическими причинами (жарким летом, длительными или обильными дождями), но и с периодическим накоплением ниже СТС высокольдистого горизонта, когда даже при небольшом увеличении мощности СТС по сравнению с предшествующими годами в его основании создается идеальная плоскость скольжения, выше которой отложения находятся в состоянии, близком к текучему.
