Породы и их роль в строении криолитозоны

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 tn_nn, 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 t_Cp, снижением континентальности типов СТС и возрастанием его влажности (см. П.6). На территориях с высокой степенью континентальности (и большими;g_T) Шип больше, чем в районах морского климата с малыми А _о и |_т. Влияние i_Cp однозначно оценить невозможно, так как в тонко­дисперсных отложениях с понижением t_cp 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 т_Ш1.

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 Q_Ј на образование ледяного прослоя в основании СТС его мощность будет возрастать при понижении t_cp. 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 Q_g. 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 t_Cp, 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 g_T, уточним причины и осо­бенности таких изменений.

Ежегодная динамика глубин СТС обусловлена главным об­разом двумя причинами: изменениями Л_о, 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 g_T 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 g_T=30—40 см— 10—20 см. Приведенные величины изменений g_T 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 (Ah_oc-n)_y непосредственно после го­да, когда g_T достигает максимальной глубины, а в последующий год глубина СТС сокращается. В дальнейшем подошва СТС никогда не достигает прежнего положения.

МОЩНОСТЬ рИТМа — h_p= (g°max — gⁿmax) + Я (A/l_oc + АИ;), ГД&

Ј°max ^и Ј^rtmax — максимальные глубины сезонного оттаивания,, отстоящих друг от друга на п лет, Ah_oc и Ah_t — 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 (Ah_OC +Ahi). При g°max>Ј"max, ^ЛР<

<n(Ah_oc + Ahi) и относительной стабильности g_T 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 g_T. 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 t_Cp, 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 {р_ю, р_с, р_п) (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. i_cv 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 t_Cp 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 t_cp (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 t_Cp, близких к 0°С, из-за малых градиен­тов температуры в нижней части СТС и верхних слоях мерзлой толщи, а также при низких t_cp (ниже —10...—12°С), при ко­торых градиенты значительны, но диапазоны температур тако­вы, что содержание незамерзшей влаги весьма мало. В проме­жуточном диапазоне t_cp 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 g_T 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 (g_T) 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 t_cp; 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 t_cv та­ких пород на 2—5° выше, чем на поймах, склонах и других элементах ландшафтов, сложенных тонкодисперсными осадка­ми. Поэтому при высоких t_cp (до —3°С), характерных для по­следних, пески и грубообломочные отложения обычно находят­ся в талом состоянии и промерзают эпигенетически. При более низких зональных t_cp (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 g_T, 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 t_Cp) 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 t_cp. Для них характерно формирование изна­
чально грунтовых жил (III.4).

В условиях низких t_cp 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 t_cp 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 t_Cp-

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 t_Cp 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 t_GV 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 t_cv, 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