книги из ГПНТБ / Общее мерзлотоведение
..pdfТ а б л и ц а 21
Классификация подземных льдов (составили А. II. Попов и Н. И. Толстпхин)
Льды эндогенного происхождения включают шесть подгрупп. П о в т о р и о-ж и л ь н ы е л ь д ы формируются вследствие про никновения поверхностных вод в морозобойные трещины и полости, сопутствующие процессу трещинообразования. Льды образуют крупные полигональные ледяные системы на низменных равни нах. Встречаются клиновидные, столбообразные или непра вильной формы скопления (рис. 36). Ширина жил по поверх ности 8—10 м, длина несколько десятков метров, глубина про никновения по вертикали 50 м и более от поверхности. На северовостоке Сибири отмечаются повторно-жильные льды двух гене раций — древние и современные. Они образуются в течение дли
тельного отрезка |
времени. |
Ж и л ь н ы е |
л ь д ы возникают вследствие замерзания воды |
втрещиноватых породах — изверженных, метаморфических,
осадочных. Наиболее широко распространены жильные льды в замерзших водоносных зонах трещин выветривания и тектони ческих разломов — региональных и локальных. Размеры, форма и положение ледяных жил по отношению к вмещающим породам разнообразны.
И н ъ е к ц и о н н ы е л ь д ы ( и н т р у з и в н ы е ) об разуются из скоплений воды, локализующейся в отдельных ме стах, преимущественно в грубодисперсных породах или на кон такте пород разной водопроницаемости и плотности. Вода под влиянием гидростатического напора сосредоточивается на ослаб-
136
ледников достигает там 150 м. По простиранию они прослежива ются на сотни метров. Имеются указания В. Ф. Тумеля, М. В. Ки ма, Б. С. Павлова и других на глыбы погребенного глетчерного льда в морене Норильского района [4]. Льды погребенных глет черов и снежников вскрыты в Чарской впадине, в хребте Удокан [7], в Южном Верхоянье. Иногда эти льды имеют слоистое строение, перемежаясь с грубообломочным моренным или делю виальным материалом. Анализ фактических данных и литератур ных источников позволил И. А. Некрасову и Г. Ф. Гравису пред положить, что в условиях сурового климата высокогорных со оружений при резко расчлененном рельефе и интенсивном сносе погребение и консервирование в мерзлом состоянии ледяных линз — явление не такое уж редкое.
П о г р е б е н н ы й |
с н е ж н ы й |
ф и р н о в ы й |
л е д |
в составе мерзлых толщ |
встречается лишь эпизодически, |
редко |
и не образует значительных накоплений.
Погребенные под отложениями песка и глин льды водного происхождения (наледные, речные, озерные и морские) встре чаются сравнительно редко [4]. Ископаемый лед озерного проис хождения, по В. И. Серпухову, вскрыт на ключе Светлом, притокер. Белой бассейна р. Маи. Мощность вскрытой части льда 22м.
Довольно многочисленные данные о погребенных льдах на тер ритории Станового нагорья и Витимского плоскогорья система тизированы И. А. Некрасовым и др. [7]. В частности, они указы вают на значительную по протяженности линзу озерного льда
вдолине р. Витим, описанную в свое время А, В. Львовым, но впоследствии растаявшую. Линза озерного (старичного) дьда мощностью 3—4 м встречена Н. И. Мокровым в террасе р. Ципы,
вбассейне р. Витим. На наличие погребенных речных льдов обращает внимание В. Г. Ясько. В Чарской впадине и хребте Удокан вскрыты погребенные наледи (рис. 38).
Сингенетические и эпигенетические льды. По отношению к вмещающим породам различают льды сингенетические, т. е
образовавшиеся одновременно с вмещающими их породами, и льды эпигенетические, возникшие после образования включа ющих их пород. К первым относятся некоторые льды четвертичных отложений, ко вторым — большинство подземных льдов, зале гающих не только в четвертичных, но и в более древних отложе ниях, а также в кристаллических породах. Эпигенетические натечные льды встречаются в карстовых и других пещерах и в гор ных выработках.
Подземные льды и воды. Ископаемые льды имеют большое значение в питании подземных и поверхностных вод территории мерзлой зоны. По наблюдениям некоторых исследователей, реки при пересечении ископаемых льдов увеличивают свой расход в результате таяния последних. При оттаивании ископаемые льды дают начало источникам и ручьям, питают озера, иногда весьма обширных размеров. Если подземные льды залегают неглубоко,
139
физико-географической и геологической среде, в течение дли тельного времени придает определенную специфику геологиче ским явлениям. Физические закономерности льдообразования, установленные в лабораториях, хотя и должны учитываться в полной море, но механически переносить их на природные явле ния нельзя. Строение мерзлых пород должно изучаться прежде всего геологическим i методами [8, 41.
Одним из геологических методов изучения мерзлых пород является мерзлотно-фациальный анализ, сущность которого Е. М. Катасонов [9, 10, И] видит в признании связи криогенных явлений с генезисом, т. е. условиями накопления и промерзания вмещающих пород. Следовательно, мерзлотно-фациальный анализ заключается в изучении фациальных признаков мерзлых или бывших мерзлых горных пород, в выявлении но этим признакам условий промерзания и в выделении определенных ассоциаций — фаций горных пород — на основе единства их строения и условий промерзания.
Фациальными признаками мерзлых горных пород являются криогенные и посткриогенные текстуры, залежеобразующие льды или их псевдоморфозы и различные криогенные нарушения первичного строения горных пород.
Криогенные и посткриогенные текстуры. Криогенные текс туры возникают при промерзании горных пород п определяются формой, размерами и взаимным расположением различных включений текстурообразующего льда. Текстурообразующими, в отличие от залежеобразующих, называют мелкие ледяные вклю чения, мощность которых, по Б. И. Втюрину [121, обычно не пре вышает 0,3—0,5 м. Текстурообразующие льды залегают в мерзлых породах в виде разнообразных линзочек, гнезд, вкраплений, корок, прожилок, прослоек и поясков (сгущений линзочек).
Тип криолитогенеза —сингенетический или эпигенетический* — определяет главные особенности криогенных текстур и специфику использования их при мерзлотно-фациальных исследованиях.
В с л у ч а е с и н г е н е т и ч е с к о г о т и п а к р и о л и т о г е н е з а криогенные текстуры формируются в процессе наращивания мерзлых толщ преимущественно кверху вслед за накоплением отложений в субаэральных или в субаквальных условиях (рис. 39). В субаэральных условиях в многолетиемерзлое состояние переходят породы, слагающие нижнюю часть сезонно талого слоя: склоновые и эоловые образования, пролювий и пой менный аллювий. В субаквальных условиях промерзают русловой и старичный аллювий, озерные и морские осадки, слагающие несквозные талики или субаквальный сезонноталый слой.
Тек турообразующие льды при сингенетическом типе криоли тогенеза формируются в основном за счет надмерзлотных вод
* По Е. М. Катасонову,— сингенетический или эпигенетический тип промерзания (прим. ред.).
141
Рис. 39. Схема криолитогенеза в рыхлых отложениях.
Сингенетический тип: а—верхняя и нижняя границы мерзлых горных пород; б—об ласть сингенетического и в — эпигенетического промерзания горных пород; г — гра ница между областями а и в; д — граница горизонтов и линз; е — направление пере
мещения фронта многолетнего промерзания.
1 — горизонт субаэрально промерзавших отложений с наложенными криоген ными текстурами сегрегационного типа; 2 — горизонт субаквально промерзавших отложений с наложенными криогенными текстурами сегрегационного типа; з — го ризонт субаквально промерзавших отложений с унаследованными криогенными текстурами сегрегационного типа; 4 — горизонт пассивного льдообразования с литогенными криотекстурами; 5 — линза с криогенными текстурами инъекционного типа. Эпигенетический тип: 6 — горизонт льдообразования в условиях безнапорной мигра ции влаги к фронту промерзания с криогенными текстурами сегрегационного типа; 7 — горизонт льдообразования в условиях напорной миграции влаги к фронту промер зания с криогенными текстурами инъекционного типа; 8 — горизонт пассивного
льдообразования с литогенными криотекстурами.
вследствие их безнапорной миграции к фронту промерзания. В глинах, суглинках и супесях действует пленочный механизм миграции влаги. Растущие кристаллы льда сами раздвигают частицы породы и образуют различные по форме и размерам эле ментарные шлиры сегрегационного льда. Механизм этого процесса детально охарактеризован II. А. Шумским [1].
В песках, гравни, галечниках, в накоплениях щебня и глыб вода может перемещаться к фронту промерзания только в виде гравитационных потоков или в парообразном состоянии. Ледя ные шлиры в этих породах не образуются, лед заполняет поры минерального скелета, а излишки воды отжимаются от фронта промерзания (поршневой эффект, по Н. А. Цытовичу).
Таким образом, сегрегация — главный процесс льдообразо вания в безнапорных условиях. Соответственно возникшие в без
напорной среде криогенные текстуры |
можно |
назвать |
т е к с т у |
р а м и с е г р е г а ц и о н н о г о |
т и п а . |
Они |
являются |
э л е м е н т а р н ы м и , если состоят из одних элементарных шлиров льда. Но чаще в мерзлых горных породах можно наблю дать сложные ледяные прослойки или пояски. Совместно с эле
ментарными шлирами |
они образуют с л о ж н ы е к р и о г е н |
н ы е т е к с т у р ы . |
Последние — результат скачкообразного |
наращивания мерзлых толщ кверху. Причина таких скачков заключается в разнопериодных колебаниях климата и связанных
142
о ними |
изменениях |
физи |
||||
ко-географической |
|
среды, |
||||
а также в динамике |
осад- |
|||||
конакопления. Разнопери |
||||||
одные колебания климата, |
||||||
накладывался друг на дру |
||||||
га, обусловливают слож |
||||||
ные изменения глубины се |
||||||
зонного |
протаивания |
и |
||||
пульсацию таликов. По |
||||||
верхность мерзлой зоны то |
||||||
некоторое |
время |
задержи |
||||
вается |
на |
одном |
уровне, |
|||
то скачкообразно |
повыша |
|||||
ется или понижается. В |
||||||
местах |
временного |
стаци |
||||
онарного |
положения |
этой |
||||
поверхности |
формируют |
|||||
ся сложные |
ледяные |
про |
слойки или льдистые по
яски, а при скачкообразных |
Рис. 40. Схема |
субаэрального сингенети |
|||
ее перемещениях кверху |
|
ческого |
криолитогенеза. |
||
— только элементарные |
1 |
— изменение глубины |
сезонного протаивания |
||
с льдовыделением; 2 — то же, без льдовыделения; |
|||||
шлиры льда. |
Рассмотрим |
а |
— ледяные линзочки; |
б — сложные ледяные |
|
этот процесс |
детальнее |
|
прослойки. |
(рис. 40).
В верхней части рис. 40 показаны изменения глубины сезонного протаи вания за 10-летний период, действительные (когда промерзание сопровож дается льдовыделением, график 1) и вероятные (если бы не было льдовыделе ния, график 2); нижняя часть рисунка отражает соответствующие изменения
криогенной текстуры пород.
Летом первого года глубина сезонного промерзания достигла 50 см. При последующем осенне-зимнем промерзании оттаявшего слоя снизу в его основании образовалась серия крупных элементарных ледяных линзочек, а выше — более мелкие включения льда. Промерзание сверху вызвало фор мирование ледяных линзочек в верхней части оттаявшего слоя. Середина его оказалась обезвоженной вследствие миграции влаги к верхнему и нижнему фронтам промерзания.
Летом следующего года глубина сезонного протаивания сократилась до 45 см и образовалась новая серия относительно крупных ледяных линзо чек. От этого суммарная льдистость верхнего 50-сантиметрового слоя уве личилась.
Летом третьего года приход тепла в почву возрос, и если бы за преды дущие два сезона не было льдонакопления в верхнем слое, глубина протаи вания достигла бы 53 см. Однако дополнительное количество тепла было истрачено на таяние крупных линзочек льда на глубинах 45 и 50 см, поэтому действительная глубина протаивания оказалась менее вероятной. Допу стим, протаивание прекратилось на глубине 50 см и залегающие на этом уровне крупные линзочки льда были лишь частично оплавлены. При после дующем промерзании на оплавленную поверхность намерзли новые круп ные линзочки — началось формирование сложной ледяной Прослойки. Оно продолжалось в течение двух следующих сезонов.
143