Шило Н.А. Учение о россыпях. Теория россыпеобразующих рудных формаций и россыпей
Подождите немного. Документ загружается.
Мне
приходилось
отмечать
[Шило,
1964
и
др.]
что эти
условия
гумид
ного
породообразования
в
Субарктике
не
выполняются.
Здесь
термодинами
ческий
запрет
осуществляется
при
сложном
взаимодействии
кзогенных
и
эндогенных
факторов
обусловливающих
развитие
обменных
процессов
при
отрицательных
среднегодовых
температурах,
когда
фазовые
переходы
воды
сопровождаются
такими
физическими
и
химическими
изменениями
горных
пород,
кото
ры
е
по
совокупности
признаков
могут
отождествляться
с
гипер
генным
выветриванием
гумидных
областей
.
И
зучение
энергетического
и
массообменного
взаимодействия
криосферы
с
литосферой
показывает
,
что
в
перигляциальных
зонах
типовые
признаки
литогенеза
формируются
под
воздействием
силового
поля,
возникающего
на
границе
раздела
двух
фаз
воды.
Проя
вляющиеся
здесь
силы
тесно
связаны
с
ее
сложной
структурой.
Р
азличные
состояния
воды
в
Лl1тосфере
при
одних
и
тех
же
температурах,
т.
е.
при
некотором
установившемся
термодинамиче
ском
режиме
,
служили
предметом
многочисленных
исследований
lцытович
,
1945;
Дементьев
1946;
К
ачурин
1951
а
б;
Н
ерсесова,
1951
;
Ананян,
1952
;
Ос
новы
геокриологии
... , 1959;
Бо
кий,
1961
;
Швецов
1962
;
и
д
р
.
l .
Имеющийся
в
настоящее
время
экспериментальный
и
полевой
материал
позволяет
устано
вить
закономерности
эволюции
перигляциального
литогенеза
на
разных
ста
диях
его
развития
-
от
водосборных
пространств
,
где
происходит
мобилиза
ция
участвующего
в
осадочном
процессе
вещества,
до
седиментационны
бассейнов.
Доказано,
что
соотношение
фазовых
состояний
воды
в
мерзлых
породах
варьирует
в
широких
пределах
(табл
.
7.1),
оно
зависит
от
характеристики
во
донасыщенного
минерального
каркаса,
и
температуры
(рис
.
7.4).
П
ереходы
воды
из
одного
состояния
в
другое
контролируются
физическими
свойствами
горных
пород
температурой
,
влажностью,
растворенными
солями,
неодно
родностью
промерзающего-протаивающего
массива
и
некоторыми
другими
факторами.
Р
авновесие
этой
сложной
системы
связано
с
внешними
условия
ми.
Н
ередко
ими
являются
такие
общегеологич
еск ие
причины,
как
тектоно
геоморфологическая
и
физико
-ге
ографическая
обстановки
.
ТаБЛl1U3
7.1
Изме"ение
количества
Ilезамерзшей
во
д
ы
в
породах
при
повыше"ии
те
мпературы
(по
да"ным
Н.
М.
Гольдштейна)
rPYIIT
П
Ок:lЗПТСЛЬ
rpYIIT
Покn
з
nтел
ь
Кварuевая
пыль
-5
,
21
- 4,6
СУГЛI1НОК
- 7,
4/
- 1,6
4,9717.41
22
, /)6123,
74
-5,21
- 4,4
Пы
левая
глина
- 5,
2/
- 0.6
7,
14
/10,90
12
,32/21,72
Легкий
суглинок
- 4,41- 3,6
К
арбонатная
глина
-
11
,
2/
- 6,2
10.90113,29
31
,
54/46
,40
При
м
е ч
а
н
и
е.
Н
ад
чертой
-
температура,
'
С:
liачальнаЯ/КОНС'lная
,
под
чертой
-
содер
жание
неззмерзшей
воды,
%:
начальное/конечное
.
250
80
60
40
20
о
~
\
о
\
\
\
,
"-
-2
"-О-
Рис
.
7.4.
Зависимость
содержания
(w)
незпмерзшей
воды
в
грунтах
от
температуры
(7)
[
Н
ерсесовп,
19511
: 1 -
песок
;
11
-
покровный
суглинок;
111
-
юрская
глина;
линии
:
штриховая
-
от
таивание,
сплошная
-
замерзание
III
----------...().--
------0
II
--------------
1
- 4
- 6 - 8 -
10
-
12
-
14
Т
,
·С
Дело
в
том,
что
в
горных
породах
перигляциальной
зоны
в
течение
большей
части
года
присутствуют
и
твердая, и
жидкая
фазы
в
о
ды.
Ее
двуеди
ное
состояние
в
минеральном
каркасе
резко
повышает
энергет
и
ческий
по
тенциал
системы
,
что
противоречит
сужде
н
ию
о
ее
химической
инертности
в
Субарктике
,
где
роль
воды
ошибоч
н о р
ассматривается
в
свете
закона
В
а
н
т
Гоффа
.
Ассоциация
ее
двух
фаз
сказывается
на
энергии
физико-химических
процессов:
переходы
воды
из
одного
состояния
в
другое
служат
своего
рода
катализатором
реакции
,
усиливают
миграцию
вещества
и
накопление
эле
ментов.
Благодаря
возрастанию
концентрации
водородных
ионов
жидкая
фа
за
воды
в
перигляциальных
условиях
по
своей
агрессивности
приближается
к
кислотам,
при
том
резко
возрастает
значение
и
атомарных
газов
(водорода,
кислорода),
продуцирующихся
при
периодическом
протаивании
-
промерза
нии
или
просто
при
изменении
температур
в
некотором
определенном
ин
тервале.
С
этим
частично
связана
повышеНlIая
кислотность
почв
в
субполяр
ных
районах.
В
оздействие
отрицательных
температур
на
минералы
благодаря
сложно
му
состоянию
воды,
ее
фа
з
овым
переходам
и
активизирующимся
в
связи
с
25
1
этим
окислительно-восстановительным
процессам
обусловливает
дифферен
циацию
вещества
по
равным
уровням
энергии
гидратации
.
Периодическое
изменение
температур,
то
усиливая
,
то
ослабляя
ионные
связи,
стимулирует
изменения
агрегатного
состояния
горных
пород,
происходит
[Конищев
,
1969]
криогенная
трансформация
механического
состава
пород,
зависящая
от их
влажности
и
полициклического
промерзания
-
протаивания
.
В
резуль
тате
возрастает
удельная
поверхность
вещества,
а
следовательно,
и
энергия
силового
поля,
еще
более
усиливающая
криогенную
трансформацию
рых
лого
материала.
В
Субарктике
к
гравитационному
обмену
веществ,
характерному
для
гу
мидных
областей
,
прибавляются
диффузия,
электроосмос,
периодическое
пе
ремещение
влаги
к
фронту
промерзания
или
зоне
понижающихся
температур.
Пр
и
этом,
вероятно,
широко
развивается
сублимация,
усиливающая
газооб
менные
явления
и
резко
изменяющая
пьезометрическую
повер
ность
напор
ных
вод
,
что
указывает
на де
фицит
влаги
в
подмерзлотных
слоях
.
Таким
образом,
характерные
черты
зон
развития
перигляциальноro
ли
тогенеза
-
это
постоянно
существующая
в
течение
всего
года
ассоциация
двух
фаз
воды
-
жидкой
и
твердой,
а
также
значительные
амплитуды
температур
.
Возникающие
фазовые
переходы
воды
и
активизация
сопровождающих
этот
процесс
физико-химических
явлений,
включая
и
особый
характер
перерас
пределения
вещества,
оказывают
глубокое
воздействие
на
минеральное
веще
ство
вплоть
до
преобразования
силикатов
в
гидрослюдисто-монтмориллони
товый
И
даже,
при
определенных
значениях
рН
среды,
в
каолиновый
ком
плекс.
Этим
преобразованиям
обязаны
так
называемые
гидротермические
движения.
Изучавший
эти
движения
Б
.
С
.
Рус
анов
[1961]
связывает
их
с
промерзанием
поверхностного
слоя
рыхлых
отложений
,
наблюдаемых
в
раз
лиt[ной
физико-географической
обстановке,
где
летние
положительные
тем
пературы
переходят
к
зимним
отрицательным
.
О
днако
вероятнее
всего
гидро
термические
движения
-
это
особенность
только
перигляциальных
зон,
где
они
ярко
выражены,
повторяются
с
определенной
периодичностью
сопро
вождаются
дифференциацией
обломочного
материала
по
крупности
и
обра
зованиям
специфических
для
Субарктики
форм
микрорельефа
.
В
Субарктике
и
приледниковых
зонах
других
широт
процесс
формиро
вания
аллювия
приобретает
особые
черты
.
По
д
влиянием
физико-гео
графических
условий
и,
в
частности,
вечной
мерзлоты
аллювиальные
отло
жения
становятся
здесь
сложными
полигенетическими
образованиями
крупные
фракции
которых
обычно
цементируются
илисто-льдистым
мате
риалом
.
Как было
показано
[Шило,
Шуми
лов,
1969, 1970],
динамика
обра
зования
такого
аллювия
включает
обработку,
дифференциацию
и
перенос
пород,
а
затем
последующий
их
криодиагенез
,
не
свойственный
гумидным
областям
.
Перигляциальные
процессы
в
хорошо
дренируемых
водотоками
горных
районах
и
на
равнинах,
где
сток
поверхностных
вод
замедлен,
существенно
различаются
.
Но
региональное
положение
перигляциальной
зоны
предопре
деляет
одну
общую
линию
криоседиментогенеза,
в
ходе
эволюции
которого
формируется
спектр
фаций
,
не
повторяющийся
в
других
широтах
планеты
.
Он
образует
своеобразный
по
составу
и
гранулометрической
характеристике
252
рыхлый
покров
,
иногда
называемый
полярным
комплексом;
неповторимые
особенности
его
образования
и
вещественного
состава
подчеркивают
такие
признаки
,
которые
в
других типах
литогенеза
отсутствуют
.
Г
е
о
г
рафия
n
е
рu
гля
цuалЬ1l0
г
о
л
umо
г
ен
ез
а
География
перигляциального
литогенеза
определяется
спецификой
его
развития
в
районах
вечной
мерзлоты
и
приледниковых
областях.
В
тех
и
других
районах
он
осуществляется
в
сходных
условиях
,
которые
отличаются
недостатком
тепла
и
влаги
,
а
также
резкими
колебаниями
температуры
.
В
тектонически
активных
районах,
где
формируются
горные
сооружения
и
рас
члененный
рельеф
с
хорошо
дренируемой
поверхностью
,
перигляциальный
литогенез
приобретает
некоторые
своеобразные
черты
по
сравнению
с
низ
менностями
,
на
которых
поверхностный
сток
затруднен.
Страны
тектониче
ской
активизации
рассматриваются
как
зоны
мобилизации
материала;
низ
менности
-
это,
с
одной
стороны
,
зоны
аккумуляции
вещества,
континен
тального
седиментогенеза,
с
другой
-
зоны,
где
происходят
активные
процес
сы
дифференциации
и
транспортирования
материала
в
морские
бассейны
.
География
распространения
вечной
мерзлоты
общеизвестна
.
О
на
вклю
чает
обширные
пространства
Субарктики
,
а
на
Азиатском
материке
захваты
вает
и
средние
широты,
до
которых
доходит
вечная
мерзлота
в
Сибири
(рис
.
7.5).
В
основе
морфоструктурного
плана
этих
областей
лежит
тектоно
геоморфологическая
контрастность.
В
зависимости
от
тектонических
особен
ностей
основания
здесь
вьщеляются
две
группы
морфоструктур
.
К
первой
относятся
горные
сооружения
,
возникшие
на
складчатом
основании
геосинк
линальных
систем;
тут
развиты
согласованные
альпинотипные
линейные
хребты
и
глыбовые
нагорья,
сменяющиеся
местами
плоскогорьями,
иногда
межгорными
впадинами
.
Другая
группа
морфоструктур
сформировалась
на
платформенном
основании,
в
пределах
древних
щитов
и
т
.
Д.
Обширные
пространства
в
Субарктике
Азии,
Европы
и
Америки,
иногда
за
Полярным
кругом
,
заняты
низменностями;
это
крупные
континентальные
морфоструктуры
,
связанные
с
участками
земной
коры,
претерпевшими
ран
нюю
консолидацию
[Шило
,
1964].
В
Азии
к
ним
относится
Нижне-Анадырская
низменность
,
расположен
ная
южнее
П
олярного
круга
.
Находясь
западнее
Анадырского
залива,
она
за
нимает
часть
бассейна
одноименной
реки
.
К
северу от нее
,
в
прибрежной
части
Чукотского
моря,
находится
Амгуэмская
низменность,
обрамленная
с
юга
Лаврентьевским
нагорьем.
Пространства
между
реками
К
олыма
и
Ин
дигирка
занимают
Колымская
и
прилегающая
к
ней
в
глубине
материка
Абыйская
низменности;
обе
вдаются
далеко
в
глубь
континента.
Междуре
чье
Омолоя
(впадает
в
море
Лаптевых)
и
И
ндигирки
занято
П
риморской
(Яно-
И
ндигирской)
низменностью.
Ю
жнее
п-ова
Таймыр,
в
междуречье
Оленека
и
Енисея
располагается
Северо-Сибирская
низменность
.
Наконец,
пространство
между
Уральским
хребтом
и
р
.
Енисей
принадлежит
Западно
Сибирской
равнине.
253
IЮ'
50'
Рис
.
7.5.
Зоны
развития
перигляциального
(1)
и
гляциального
(2)
литогенсза
в
Северном
полушарии
В
Европе
к
подобным
структурам
относится
Больше
земельская
тундра,
простираю
щаяся
от
Пай-Хоя
до
Тиман
ского
кряжа
.
Она
продолжается
южнее
Полярного
круга
,
в
том
направлении
тундра
сменяется
таежной
зоной
.
На
Американском
конти
ненте
аналогичными
морфост
руктурами
являются
низменно
сти,
занимающие
часть
моря
Бофорта,
от
р
.
Хортон
впа
дающей
в
залив
Амундсена
,
до
мыса
Хоп
(Чукотское
море).
На
юге
они
обрамляются
хребтом
Брукса,
горами
Ричардсона
и
небольшим
плато
восточнее
р
.
Маккензи
.
Вдоль
Берингова
моря
между
р
.
Юкон
И
мысом
Н
ыомэн
располагается
Н
ижне
юконская
низменность
а
вверх
по
течению
этой
реки
-
ред-
неюконская.
В
прилегающей
части
ак
ватории
Тихоокеанского
и
По
лярного
бассейнов
низменности
сопровождают
ся
мелководным
шельфом,
непрерывно
прослеживающимся
вдоль
Евразиат
ского
материка
вплоть
до
Аляски.
Структурное
положение
низменностей
Евразиатского
континента
и
Се
верной
Америки
неодинаково:
тектоно-геоморфологическая
история
многих
из
них
отличается
от
истории
рассмотренных
мною
Ко
лымской
и
Примор
ской
низменностеЙ.
Однако
совершенно
бесспорна
связь
большинства
из
них
с
шельфом
и
зависимость
их
размеров
от
изменения
береговой
линии
моря,
определяющей
ход
геоморфологических
процессов
на
континенте.
Многие
из
этих
низменностей
в
прошлом
имели
большие
размеры
за
счет
более
север
ного
положения
береговой
линии,
ибо
часть
современного
шельфа
-
это
за
топленные
морем
палеоген-неогеновые
и,
вероятно,
четвертичные
,
в
том
числе
и
позднечетвертичные,
низменности
.
Соврем
енная
климатическая
обстановка
низменностей
характеризуется
небольшим
количеством
осадков
в
виде
дождя
и
снега,
положительными
летними
температура
(и,
иногда
достигающими
двух
-трех
десятков
градусов
Цельсия
выше
нуля,
устойчивыми
среднегодовыми
отрицательными
темпе
ратурами
.
Таким
образом,
перигляциальный
литогенез
развивается
в
обстановке
отрицательных
среднегодовых
температур
и
при
дефиците
влаги
затрудняю
щем
формирование
постоянного
снежного
(ледового)
локрова.
254
·
в
Южном
по
лушари
и
зона
перигляциального
литогенеза
сильно
сокра
щена
,
и
поэтому
из
р
ассмотрения
ее
можно
исключить.
П
еригляциальный
литогенез
приледниковых
областей
различных
других
широт
как
бы
вкраплен
в
провинции
других
типов
литогенеза.
перuгляцuалыlеe
nроцессы
водосборных
nростронств
в
горных
районах
перигляциальный
литогенез
выраже
н
резко
и
прояв
ляется
на
водораздельных
пространствах,
скло
н
ах
и
в
долинах.
М
асштабы
перигляциальных
процессов
в
этих
районах
определяются
активностыо
со
временных
рельефообразуюших
явлений,
связанных
с
элювиальным
выветри
ванием,
склоновой
денудацией
и
интенсивной
переработкой
и
дифференциа
цией
обломочного
материала
в
аллювиальной
зоне.
Н
а
водораздельных
про
странствах
и
выположенных
участках
нижнего
яруса
склонов
перигляциаль
ные
процессы
сопровождаются
образованием
различных
микроформ
релье
фа
.
Это
каменные
кольца
,
многоугольники
,
каменные
полосы
и
т.
д.
М
еха
низм
их
формирования
связан
с
п
ериодическим
промерзанием
и
протаива
нием
деятельного
(активного)
слоя,
залегающего
на
массиве
вечномерзлых
пород,
поверхность
которых
в
теплое
время
года
сильно
переувлажняется
:
вдоль
морозобойных
трещин
происходит
сортир
овк
а
обломочного
и
дис
персного
материала.
Про
цессы
образования
элювия
возникают
в
вечномерзлом
массиве
ко
ренных
пород
и
продолжаются
непрерывно
под
воздействием
теплообмена
в
оттаиваюшем
в
летнее
время
верхнем
активном
слое,
мощность
которого
оп
ределяется
границ
ей
отрицательных
температур.
Сезонные
и
суто
чны
е
коле
бания температур
распространяются
в
глубь
массива
с
повторяющейся
пе
риодичностыо;
величина
амплитуды
колебаний
даже
на
глубине,
где
проис
ходит
затухание
температурной
волны,
достигает
больших
з
н
ачений
(теорети
чески
она
охватывает
интервал
около
10
м,
что
следует
и
з
данных
фактиче
ских
наблюдений,
табл.
7.2).
Таб
л
ица
7.2
С
ре
д
него
д
овые
температуры
и
их
ко
леб
аlШЯ
(В
·
С)
В
осадОЧIIЫХ
отложениях
в
естественных
С
IICKYCCТBeHHbIM
на
-
В
естсствеШ
I
ых
С
нскусствеНIIЫМ
ГлуБН1I3
.
М
УСЛО
I
JИЯХ
рушением
рnститель-
Г
лубl~lla,
м
условиях
нnрушением
растите
l
lЬ
-
IIOГO
покров.1
ного
покрова
0,4
- 8,
2/
- 27,8 - 1- 43,0
3,2
-7,51- 13,6 - 9,01-
17
,7
23.1
55,9
11
.2
15,7
1,2
-
8,2/
- 21.1 -
10
,
5/-30,4
6,4
- 6,
91-9,5
-
7,6/
-
11
,0
-
34,2
4,3
6,3
2,0
-
7.9/
-
16
,8
-
9.3/
- 22.3
10
,0
-6,4/-7.2
-6
,
7/
- 7.7
14.6
22.0 1.3 1.7
л
р
и
м
е
'1
а
н
и
е
.
Н
ад
чертой
-
среднеГОДОВblе
темпераТУРbl
:
максимальная/минимальная
,
под
чертой
-
максималЬНblе
среднеГОДОВblе
колебания
температур.
255
Температурная
волна
как
в
деятельном
слое,
так
и
в
вечномерзлом
мас
сиве
производит
работу,
которая
проявляется
в
линейном
расширении
или
сжатии горных
пород
и
минералов,
а
также
в
фазовых
переходах
воды
.
Пр
е
образование
энергии
температурной
волны
в
механическую
работу
сопровож
дается
формированием
своеобразной
трещиноватой
зоны
коренных
пород,
которая
находится
как
бы
в
подвижном
состоянии
благодаря
повышенной
скорости
расчленения
рельефа.
В
летнее
время
открытые
полости
в
зоне
за
полняются
водой.
При
промерзании
деятельного
слоя
зона
оказывается
в
замкнутом
пространстве
.
Льдообразование
в
трещинах
создает
сильное
меха
ническое
напряжение,
приводящее
к
нарушению
равновесного
состояния
системы
и
внешних
условий
,
к
дополнительному
дроблению
обломочного
материала
и
миграции
влаги
к
фронту
отрицательных
температур
.
Инверсия
напряжений
в
промерзающем
слое
всегда
превосходит
силы,
проявляющиеся
в
аналогичных
условиях
в
почвах
гумидных
областей
,
где
промерзание
про
исходит
только
вниз
от
земной
поверхности
.
Вслед
за
по
д нятием
поверхности
и
врезанием
в
нее
водотоков
граница
отрицательных
температур
опускается
.
Это
постоянно
нарушает
равновесие
в
системе,
которая
стремится
восстано
вить
первоначальное
соотношение
сил
с
термодинамическими
условиями
зо
ны.
Элювиальный
процесс
усиливается
,
сопровождаясь
д
ополнительным
дроблением
горных
пород
и
некоторой
мерзлотной
сортировкой
обломочного
материала
по
крупности
.
В
процессе
мерзлотной
сортировки
образовавшееся
в
элювии
при
физическом
выветривании
глинистое
вещество
частично
миг
рирует
вниз
и
заполняет
трещины
коренных
пород
,
тогда
как
крупная
фрак
ция
выталкивается
на
поверхность.
На
водоразделах,
сложенных
магматиче
скими
породами
(гранитами
диоритами,
эффузивами
и
т.
д
.
),
встречаются
глыбы,
лишенные
слоистости
и
кливажной
трещиноватости
«
<валун
ник
»).
Они
подвергаются
десквамации
и
без
водной
обработки
при
обретают
шаро
видную
форму
.
Присутствие
«валу
нника
»
на
возвышенностях
нередко
оши
бочно
связывают
с
деятельностью
лед
ников
особенно
если
такой
«
валунный
»
материал
перемещается
по
склонам
или
переносится
селями
.
Работа
температурной
волны
не
ослаб
е
вает
и
ниже
верхней
границы
от
рицательных
температур,
где
фазовые
переходы
воды
осущес
твл
яют
ся
в
усло
виях
переохлажденной
замкнутой
среды
.
Так
как
в
мерзлых
породах
вместе
со
льдом
присутствует
прочносвязанная
,
а
возможно
,
и
рыхлосвя
за
нная
вода
,
то
на
глубинах
порядка
8-
15
м
колебания
температуры
(см
.
табл
.
7.2),
влеку
щие
за
собой
уменьшение
механической
работы
температурной
волны
и
тре
щинообразования
,
затухают
.
Однако
с
увеличением
д
исп
ерсности
минераль
ного
вещества
возрастает
агрессивность
воды.
По
эт
ому
водораздельные
отло
жения
в
перигляциальной
обстановке
по
две
ргаются
химической
переработке
.
Она
сопровождается
гидратацией
минералов
,
менее
характерны
окислитель
ные
процессы
и
вынос
катионов.
В
элювии
и
ниже
него
накап
л
иваются
легко
растворимые
сульфаты
и
комплексные
прои
зв
о
д
ные
гуминовых
кислот
,
чему
способствуют
слабая
подвижность
грунтовых
во
д
в
деятельном
слое
,
а
также
низкие
температуры
.
В
деятельном
слое
фиксируе
тся
[Шило
,
19611
последовательное
измене
ние
алюмосиликатов
через
стадию
гидрослюд
в
бейделлит
и
монтмориллонит
.
Здесь
о
тме
чается
также
переход
железисто-магнезиальных
силикатов
в
гидро-
256
слюды
типа
гидробиотит-джефферизита,
конечным
продуктом
которых
явля
ются
феррибейдеЛЛИТbJ
или
галлуазиты
.
Н
аконец,
наблюдается
стадийное
из
менение
мусковита
в
ГИДРОСЛЮДbJ
и
В
редких
случаях
в
каолинит.
О
днако
в
субарктических
областях
монтмориллонитовая
линия
преобразования
силика
тов
развивается
не
до
конца,
хотя
подобная
тенденция
бесспорна
.
Н
апример,
в
пределах
Охотско-Чукотского
вулканогенного
пояса
она
фиксируется
бен
тонитовыми
залежами
позднечетвертичного
возраста
п
р
едставляющими
со
бой
продукты
элювиального
выветривания
основных
вулканитов
.
К
сожале
нию,
щелочно-кислотный
показатель
в
деятельном
слое
Субарктики
изучен
слабо,
и
это
не
позволяет
определить
истинные
масштабы
монтмориллонити
зации
пород.
Вместе
с
тем
затрудненный
катионный
обмен,
характерный
для
областей
вечной
мерзлоты, указывает
на
то,
что
здесь
такой
тип
вывет
ривания
является,
по-видимому,
особенностью
изменений
алюмосиликатов.
Элювиальное
изменение
коренных
пород
и
преобразование
минераль
ного
вещества
в
деятельном
слое
приводит
к
развитию
дисперсного
материа
ла
отличающегося
повышенным
содержанием
вторичных
минералов
и
сла
боизменеННbJХ
крупных
обломков.
Дисперсная
фракция
элювия
возникает
не
только
при
механическом
дроблении
пород
но
и
под
воздействием
химиче
ского
выветривания
,
основное
место
в
ней
принадлежит
гидрослюдам,
иногда
замещающимся
монтмориллонитом
и
даже
монотермитом
.
Этот
процесс
со
провождается
оглеением.
Такая
направленность
физико-химического
вы
ветривания
обусловливается
в
общем
кислой
или
нейтральной
средой,
а
также
переувлажнением
элювия
за
счет
воды,
поступающей
снизу
от
оттаи
вающих
пород.
В
этой
обстановке
создаются
условия,
когда,
как
указывают
и.
и
.
Гинзбург
и
И
.
А.
рукавишникова
[1
95
1],
даже
при
полном
удалении
щелочей
сохраняется
слюдяная
решетка.
Н
абор
вторичных
минералов
(гидрослюд,
монтмориллонита,
монотерми
та,
каолинита
и
др
.
)
в
отложениях
водоразделов
и
их
количественные
соот
ношения
зависят
от
колебаний
температуры,
переувлажнения
среды,
сосуще
ствования
в
течение
почти
всего
года
жидкой
и
твердой
фаз
воды.
Сами
по
роды
(их
петрографический
и
минеральный
состав)
часто
оказывают
решаю
щее
воздействие
на
создание
кислотной
или
щелочной
среды.
Специфические
особенности
окисления
сульфидных
месторождений
в
геокриогенных
условиях
-
убедительное
доказательство
обособленности
раз
вития
перигляциального
литогенеза.
Энергетическая
самостоятельность
всего
протекающего
при
этом
процесса
указывает
на
неравновесное
состояние
сил,
которые
получают
резонансное
отражение
в
комплексе
новообразованных
минералов.
Зоны
окисления
сульфидных
залежей
отличаются
от
классиче
ского
профиля
зональности
гумидных
областей.
Для
них
характерна
боль
шая
протяженность
(до
сотен
метров)
на глубину,
повышенная
сульфат
ность,
присутствие
гидроксидов
и
гидросиликатов
с
первиtJНЫМИ
сульфида
ми
.
Сульфаты
находятся
в
легкорастворимой
форме.
Лимонито-ярозитовая
подзона
не
распространяется
на
глубину
и
контролируется
мощностью
дея
тельного
слоя
.
Процессы
окисления
минералов
в
сульфатных
зонах
[
П
итулько,
Шило
,
J969
и
др.]
протекают при
отрицательных
температурах,
затрудненном
обмене
веществ
и
ограниченном
доступе
кислорода;
продукты
окисления
не
выно-
257
сятся,
хотя
И
обладают
хорошей
растворимостью;
замещая
сульфиды,
они
иногда
сохраняют
первичные
структуры
минералов
.
Сущность
процесса
формирования
сульфатных
зон,
как
бы
это
ни
каза
лось
парадоксальным
состоит
в
том,
что
в
вечномерзлом
массиве
горных
по
РОд,
обогащенных
на
некотором
конкретном
участке
сульфидами
возникает
реакция,
в
которой
с
сульфидами
взаимодействует
,
по-видимому
,
прочносвя
занная
вода.
Эта
реакция
-
экзотермическая,
поэтому
она
может
распростра
няться
на
значительную
глубину
.
П
родолжительность
процесса
ее
саморазви
тия
контролируется
наличием
сульфидов
и
воды
в
жидкой
или
твердой
фазе
и
скоростыо
их
взаимодействия
которая зависит
01'
плотности
рудной
массы,
ее
пористости
и
т.
д.
Активность
процесса
,
вероятно,
стимулируется
электро
кинетическими
явлениями
,
возникающими
при
наличии
двойного
электри
ческого
слоя
на
границе
раздела
твердого
вещества
и
жидкой
фазы
воды
,
на
сыщенной
солями
.
п
е
рu
гля
цuалыlеe
nроц
есс
ы
CI(.JI
Ol108
Склоноформирующие
процессы,
их
направленность
и
интенсивность
в
любой
физико-географической
обстановке
контролируются,
как
известно
тектонической
активностью,
регулирующей
проявления
гидравлических
сил,
под
влиянием
которых
в
идеальном
случае
образуются
склоны
с
четырьмя
основными
элементами:
вершиной
,
уступом,
перегибом
и
педиментом
.
Одна
ко
эта
схема
часто
нарушается
.
Например
,
склоны
по-разному
развиваются
в
ледовой
и
аридной
областях
.
Сказанное
в
равной
степени
относится
и
ко
всем
трем
зонам
Р
.
Хортона
:
к
зоне
больших
уклонов
и
активного
врезания
водотоков
где
делювиальный
процесс
развивается
в
наиболее
типичном
ви
де;
к
зоне
малых
уклонов,
где
сосредоточенные
расходы
слабы
и
скорости
поверхностных
потоков
обыtJНО
недостаточны ДЛЯ
создания
динаМИ'Jеских
напряжений
в
делювиальном
покрове
,
что
препятствует
ра
з
рыву
его
сплош
ности
в
силу
чего
интенсивность
проявляющегося
делювиального
процесса
подавлена
-
находится
в
прямой
зависимости
от
количества
выпадающих
в
виде
дождя
метеорных
осадков
;
наконец
к
зоне
обратного
уменьшения
укло
нов
с
эрозией,
частично
сменяющейся
аккумуляцией.
Характеризовать
в
общем
плане
склоноформирующие
процессы
,
отра
жающие
в
той
или
иной
мере
активность
или
стабильность
поверхностных
явлений
определенной
морфоструктурной
области
,
нет
необходимости,
так
как
результаты
обширных
исследований
по
этому
вопросу
опубликованы
в
работах
А.
Вуда
[Wood,
1942]
,
Р.
Хортона
[НогtОI1
,
1945J
,
В
.
Пенка
[19611
,
Л.
Кинга
[1967]
и
др.
Нужно
остановиться
только
на
явлениях,
арактерных
для
перигляциальной
области
с
ее
термодинамическим
уровнем
разрешаю
щим
существование
воды
в
жидкой
и
твердой
фа
зах,
что
сеЗОНIIО
повторяется
в
течение
длительного,
соизмеримого
с
геологическими
похами,
времени
.
Склоновые
процессы
перигляциальной
зоны
зарождаются
и
развиваются
под
контролем
термодинамических
колебаний,
имеющих
место
в
соответст
вуюшем
климате,
причем
их
зависимость
от
физико-географической
обста
новки
здесь
как
нигде
наглядно
проявляется
в
формах
рельефа,
арактере
и
258
скорости
денудации,
составе
и
ЛИТОЛОГИ'lеских
особенностях
рыхлых
образо
ваний.
В
фазовых
переходах
воды
скрыт
механизм
перигляциальной
динами
ки
склонов
и
покрывающего
их
плаща
рыхлых
отложений,
а
также
иной,
чем
в
гумидных
областях,
характер
л
ито
генетических
процессов
.
В
перигляциаль
ных
областях
делювиальный
процесс
резко
подавляется
солифлюкцией,
при
участии
которой
образуется
фациальный
комплекс,
слагающий
разнообраз
ные
микроформы
рельефа
на
склонах.
И
.
Андерсон
[АлdеJ"SSОП,
] 906],
а
вслед
за
ним
другие
исследователи
сс.
Г
.
Боч
,
Е.
П
аризек
и
Дж.
Видрафф
В
.
А.
О
бручев,
В.
А.
К
удрявцев
,
Т
.
Н
.
Каплина
и
др.)
определяли
солиФлюкцию
как
медленное
течение
рых
лых
отложений
,
насыщенных
водой,
с
высокого
на
более
низкий
уровень.
По
мнению
авторов,
она
представляет
собой
ведущий
процесс
в
переработке
и
планации
горных
областей
северных
стран
.
Однако
такое
определение
сущ
ности
явления
будет
неполным,
если
не
учитывать
сортировку
и
переработку
рыхлого
материала
,
подвергающегося
воздействию
солифлюкции
.
Детальное
изучение
солифлюкционных
потоков
вскрывает
сложный
ха
рактер
эт
ого
явления
.
И
сследованиями
установлена
различная
степень
водо
насыщенности
грунтов,
что
позволяет
выделять:
а)
вязкопластическое
тече
ние
влажных
рыхлых
образований
(покровная
солифлюкция);
б)
вязкое
тече
ние
сильно
насыщенных
водой
рыхлых
пород;
в)
сползание
талого
слоя,
взвешенного
напорными
потоками
грунтовых
вод
(криосолифлюкция).
Во
всех
случаях
подстилающей
поверхностью
движущихся
потоков
рыхлого
ма
териала
служит
вечная
мерзлота
.
Покровная
солифлюкция
наиболее
распространена
во
всех
областях
веч
ной
мерзлоты.
Она
развивается
на
увлажненных
склонах
малой
крутизны
(5
-
15")
,
сложенных
дисперсными
(тиксотропными)
грунтами.
Для
нее
характер
ны
небольшие
равномерные
скорости
движения
(2- ]
О
см/год)
без
существен
ного
нарушения
внутренней
структуры
деятельного
слоя
и
растительного
по
крова.
Вя
зк
опластическое
течение
материала
редко
сопровождается
образова
ни
е
м
специфических
форм
рельефа
на
поверхности
,
так
как
по
своему
харак
те
ру
оно
может
быть
отождествлено
с
динамикой
квазитвердого
вещества
,
медленно
движущегося
по
наклонной
плоскости.
Лишь
при
определенных
условиях
солифлюкционный
покров
растрескивается
,
и
тогда
образуются
по
лигональные
формы,
которые
с
те'.ением
времени
вытягиваются,
вдоль
тре
щин
происходит
сортировка
материала,
образуются
каменные
полосы
,
на
очень
пологих склонах
иногда развиваются
жильные
льды
(рис
.
7.6).
Диффе
ренциация
и
дополнительная
переработка
обломочного
материала
происхо
дит
в
соответствии
с
интенсивностыо
промерзания
-
протаивания
деятельного
слоя
.
Они
связаны
с
тем,
что
возникающие
с
определенной
периодичностью
фазовые
переходы
воды
усиливают
взаимодействие
физических
и
химических
явлений,
сопровождающихся
гидратацией
вещества
.
Солифлюкционный
про
цесс
на
склонах
,
таким
образом
,
носит
не
только
динамический,
но
и
физи
ко-химический
характер.
В
районах
вечной
мерзлоты
у
подножий
склонов
формируются
гигантские
солифлюкционные
шлейфы
материала,
который
продвигается
по
террасам
в
поймы
рек
и
ручьев,
влияя
в
долинах
на
аллюви
альные
процессы.
Возникающие
при
покровной
солифлюкции
динамические
259