Шило Н.А. Учение о россыпях. Теория россыпеобразующих рудных формаций и россыпей
Подождите немного. Документ загружается.
ю
-з
~
-з
Ю
-
В
""
. !
с-з
Оси~
и л
.
С-В
с-з
С-В
Ю-В
[ШJ
EZЗ2
W!J
О
4
c:=J5
[ПJ6
В7
PlIC
. 7.6.
Ледяные
жилы
,
растущие
в
делювиально-солифлюкционных
суглинках
(по
дан
ным
В
.
К
.
Рябчуна)
на
пологом
(1-2°)
склоне
долины
р
.
Волчьей
:
1-
торф
;
2 -
сугли~IOК
С
гне
з
дами
торфа
;
3 -
торф
сильнольдистый
;
4 -
песчано-илистые
аллювиально-озерные
отложения
с
неясной
слоистостью
;
5 -
песчано-гравийные
аллювиальные
отложения
'
6 -
ледяные
ЖI1ЛЫ
;
7-
граница
деятельного
слоя
напряжения
в
слое
поддаются
математическому
описанию
и
могут
быть
оце
нены
количественно
.
Н
а
общем
фоне
вязкопластического
течения
рыхлых
отложений
деятель
ного
слоя
в
некоторых
случаях
формируются
потоки,
которые
по
своим
ди
намическим
и
физическим
параметрам
могут
быть
отождествлены
с
вязким
течением.
Прим
ером
таких
потоков
могут
служить
грязевые
оплывы
на
скло
нах
повышенной
крутизны
(15-
25")
при
переувлажненном
деятельном
слое
.
Вя
зкое
течение
сопровождается
нарушением
внутренних
связей
в
слое,
раз
рывами
сплошности
растительного
покрова.
При
этом
вдоль
трещин
часто
зарождаются
сосредоточенные,
хотя
и
временные,
расходы
воды,
которые
иногда
служат
эмбриональной
формой
деллей,
распространенных
на
склонах
перигляциальных
зон.
Т
ечение
рыхлых
отложений
развивается
в
периоды
ин
тенсивного
таяния
деятельного
слоя
или
при
обильных
дождях
,
когда
в
дис
персных
отложениях,
местами
включающих
крупный
обломочный
материал,
260
нарушаются
внутренние
структурные
связи.
Этот
вид
солифлюкции
активно
проявляется
на
берегах
термокарстовых
озер,
на
крутых
откосах
рек
и
ручьев,
а
также
во
многих
других
местах,
где
залегают
фильтрующие
суглинки,
супе
си,
илы
,
включающие
ледяные
тела,
которые
при
оттаивании
насыщают
влагой
ти
породы,
что
уменьшает
сопротивление
сдвигу
и
одновременно
увеличивает
и
общую
массу
за
счет
дополнительной
воды.
Т
акое
движение
водонасыщенных
пород
возникает
на
вечномерзлом
основании,
и
оно
не
мо
жет
быть
отождествлено
с
оползнями
гумидных
областей,
природа которых
совсем
другая.
В
полярных
районах
прослеживается
сползание
талых
пород,
отличаю
щихся
по
своим
физико-химическим
и
динамическим
особенностям
от
вяз
копластически
и
вязких
солифлюкционных
потоков.
Оно
возникает
при
на
личии
напорны
потоков
грунтовых
вод
формирующихся
на
границе
талого
слоя
и
вечномерзлого
массива
которые
и
вызывают
динамическую
реакцию
деятельного
слоя
.
Механизм
этого
процесса
связан
с
криогенным
строением
деятельного
слоя
,
имеющего
в
верхней
и
особенно
нижней
части
,
а
также
на
границе
с
вечномерзлыми
породами
сетчатую
и
слоисто-сетчатую
структуру
,
обусловленную
агрегатностью
пород,
размещающихся
между
ледяными
шли
рами
.
При
оттаивании
деятельного
слоя
породы
распадаются,
что
и
приводит
К
возрастанию
коэффициента
фильтрации
у
подошвы
слоя
тогда
как
его
средняя,
обезвоженная
часть
продолжает
сохранять
монолитность
и
низкий
коэффициент
фильтрации
.
Н
апорные
потоки
формируются
здесь
потому
,
что
проницаемость
деятельного
слоя
на
границе
постоянных
отрицательных
тем
ператур,
по
данным
Н
.
А
.
Цытовича
[1945],
Г
.
д
.
П
отрашкова
иЛ
.
Н
.
Хруста
лева
[1961]
В
.
С.
Савельева
[1963,1964]
и
др.,
в
несколько
тысяч
раз
больше
,
чем
проницаемость
вышележащих
пород,
а
движение
взвешенных
отложений
практически
не
испытывает
сопротивления
сдвигу,
которое
стремится
к
ни
чтожно
малой
величине.
тот
тип
солифлюкции
сопровождается
образованием
на
склонах
спе
цифических
форм
рельефа:
разнообразных
нефлювиальных
террас,
возни
кающих
при
сплывах
отложений
деятельного
слоя
,
террасовидных
языков,
одиночных
ясно
выраженных
фронтальных
ступеней,
часто
представленных
многоярусной
системой.
Возникающие
нагорные
террасы
имеют
хорошо
сформированные
бровки,
сложенные
грубообломочным
материалом
,
их
вы
ровненные
или
слегка
наклонные
площадки
достигают
значительных
разме
ров.
В
слабоподвижных
участках
криосолифлюкция,
развивающаяся
с
участи
ем
напорных
потоков,
сопровождается
морозным
трещинообразованием,
но
полигональные
ядра,
быстро
деформируясь
и
вытягиваясь
вниз
по
склону
,
преобразуются
в
вытянутые
многоугольники
-
вдоль
трещин
возникают
ка
менные
полосы
.
Склоновые
процессы
,
протекающие
обычно
с
повышенной
активностью
формируют
отложения
с
характерными,
только
им
присущими
литологиче
СКl1МИ
чертами
.
Они
включают
материал
от
дисперсных
илистых
до
грубо
обломочных
фракций
.
Глинистый
компонент
характеризуется
гидрослюди
стыми
минералами.
Здесь,
как
и
на водоразделах,
окислительные
процессы
заканчиваются
на
стадии
гидратации
вещества
или
образования
сульфатов
.
261
Склоновые
отложения
перигляциального
пояса
представлены
делюви
альными
и
солифлюкционными
образованиями,
которые
[
Ш
ило
,
19561
объе
диняются
в
делювиаль
н
ую
генетическую
группу.
В
следствие
пространствен
ного
совмещения
процессов
медленного
движения
увлажненного
рыхлого
покрова,
оползания,
оплывания,
плоскостного
смыва,
осыпания
и
т.
д
.
В
по
левых
условиях
солифлюкционные
и
делювиальные
отложения
практически
неотделимы.
О
днако
это
не
снимает
различий
между
делювием
и
солифлюк
ционными
образованиями,
которые
формируются
под
воздействием
импуль
сов
протаивания
-
промерзания,
часто
направленных
противоположно
силам
гравитации.
Делювиально-солифлюкционные
отложения
имеют
небольшую
мощность
в
верхней
части
склонов,
у
подножий
она
резко
повышается
.
В
це
лом
,
хотя
в
перигляциальных
условиях
склоны
формируются
по
схеме
Л.
К
инга,
их
пространственная
ориентировка
сказывается
на
характере
эле
ментов:
склоны
южной
экспозиции
обычно
пологи,
с
вогнутым
регенериро
ванным
профилем,
тогда
как
противоположные
им
склоны
имеют
выпуклую
форму;
рыхлый
покров
на
тех
и
других
соответственно
неодинаков
как
по
составу
,
так
и
по
мощности.
перuгляцuалыtеe
nроцессы
Itа
равllиllах
Субарктuкu
И
зучению
сущности
перигляциальных
процессов
северных
равнин
за
последние
полвека
были
посвящены
специальные
работы
как
в
нашей
стра
не,
так
и
за
рубежом.
О
днако
до
сих
пор
многие
исследователи
проявляю
т
принципиально
неверный
подход
в
их
истолковании,
исхо
д
я
из
того,
что
главнейшие
криогенные
особенности
мерзлых
и
промерзающих
пород
,
в
том
числе
и
количественные
параметры
льдонасыщенности,
определяются
соот
ношением
литогенеза
и
промерзания
.
Пром
ерзание
и
седиментогенез
р
ас
сматриваются
при
этом
раздельно
,
тогда
как
промерзание
-
протаивание
яв
ля
ется
внутренним
содержанием
породообразования
-
перигляциального
лито
генеза
развитие
которого
осуществляется
на
таком
термодинамическом
уровне,
при
котором
зарождаются
и
непрерывно
долго
совершаются
фа
з
овые
переходы
воды,
насыщающей
горные
породы
.
К
ак
подчеркивалось
выше,
речь
идет
о
таких
равновесных
условиях,
при
которых
вода
(влага)
присутст
вует
одновременно
в
твердой
и
жидкой
фазах
и
вместе
с
минеральным
карка
сом
образует
сложную
систему
.
Наруш
ение
или
сдвиг
в
ту
или
иную
сторону
фазового
равновесия
этой
системы
влечет
за
собой
изменение
соотношения
ее
компонентов,
а
затем
и
характера
породообразования
.
Н
а
низменных
пространствах
перигляциальных
зон
промер
за
ние
осадков
происходит
в
послеседиментационную
стадию
(
пигенетическое
промерза
ние)
и в
ходе
образования
осадков
(сингенетическое
промер
зан
ие)
.
Пр
ирода
изменений
осадков
как
в
том,
так
и
в
другом
случае
о
д
инакова
,
изменения
выполняются
в
соответствии
с
термодинамическим
уровнем
процесса.
Тем
не
менее
между
этими,
я
бы
сказал
частными
вариантами
развития
перигляци
ального
литогенеза
на
равнинах
есть
разница
.
Эпигенетическое
промерзание
накладывается
на
уже
сформировавшийся
слой
,
пласт
или
толщу
и
протекает
от
более
молодых
образований
к
более
262
древним,
т
.
е.
сверху
вниз,
захватывая
до
известной
глубины
от
поверхности
(в
течение
некоторого
времени)
сложенную
разновозрастными
породами
толщу
.
В
целом
породы
до
начала
промерзания
проходят
ранние
стадии
до
мерзлотного
диагенеза:
гравитационное
уплотнение,
обезвоживание
и
т
.
д.,
И
специфические
особенности
эпигенетического
промерзания
толщи
обуслов
лены
тем,
что
мерзлотный
диагенез
испытывают
породы
с
уже
измененными
агрегатным
состоянием,
пористостыо,
удельной
поверхностью
и
т.
д.
П
ри
сингенетическом
промерзании
формирующегося
осадка
характер
мерзлотного
диагенеза
определяется
иными
качественными
особенностями:
слабой
гравитационной
уплотненностыо
отложений,
их
максимальной
насы
щенностью
влагой,
повышенной
пористостью
и
другими
показателями
удельной
поверхности.
Большинство
низменностей
северных
стран,
по-видимому,
сформирова
лось
раньше,
чем
произошло
полное
промерзание
слагающих
их
осадочных
толщ,
хотя
наиболее
молодые
верхние
горизонты
несомненно
испытывали
сингенетический
криодиагенез.
В
пределах
Р
оссии
к
низменностям
такого
типа
относятся
Н
ижне-Анадырская,
В
анкаремская
и
Колючинско-Мечигмен
ская
равнины.
Нижне-Анадырская
и
Ванкаремская
равнины
близки
по
геологическому
развитию
и
характеризуются
сходными
особенностями
состава,
строения
и
льдонасыщенности
рыхлых
отложений
(супесей,
суглинков,
обычных
и
лен
точных
глин
и
т.
д
.
).
В
основании
осадочного
комплекса
глины
и
суглинки
с
морскими
моллюсками
и
диатомеями
позволяют
определять
возраст
отложе
ний
как
раннеплеЙстоценовыЙ.
Промерзание
осадочной
толщи
в
Н
ижне-Анадырской
низменности
рас
пространяется
на глубину
100
-
150
м,
в
Ванкаремской
- 300
м.
Мощность
от
ложений,
включающих
ледяные
образования,
в
Н
ижне-Анадырской
низмен
ности
не
превышает
50
-
60
м,
в
Ванкаремской
-
70
-
80
м.
Объемная
льди
стость
верхних
горизонтов
мерзлых
пород
со
шлировыми
выделениями
сег
регационного
льда,
развивающегося
примерно
до
глубины
50
-
80
м,
ниже
полной
влагоемкости
талых
пород
аналогичного
состава
и
в
среднем
дос
тигает
20
-
30%
,
что
свидетельствует
об
их
гравитационном
уплотнении
и
обезвоживании
до
начала
промерзания.
Самые
верхние
горизонты
насыщены
льдами,
развивающимися
в
супесчано-глинистых
и
фитогенных
породах
в
виде
взаимопересекающихся
клиновидных
жил,
образующих
в
плане
почти
правильные
четырех-,
пяти-
и
шестиугольники.
Извилистость
и
сложная
многоугольная
сетка
жил
,
по-видимому
обусловлены
топографией
поверх
ности
и
переслаиванием
отложений
различного
состава.
Ледяные
жилы
за
легают
на
глубине
до
3
м,
расстояние
между
ними
колеблется
от
4
до
12
м;
мощность
жил
в
верхней
части
составляет
2-3
м,
вертикальное
протяже
ние
-
до
6
м
.
Суммарный
объем
льда
в
осадочной
толще
низменностей
(до
глубины
20
-
30
м)
достигает
60
- 70%,
но
при
наличии
сегрегационных
тел
возрастает
до
70
-
80
%.
В
пределах
низменностей
встречаются
поля
новообразованных
жильных
льдов
которые
развиваются
на
днищах
спущенных
или
мигрировавших
озер,
г
д
е
формируется
полигональная
система
молодых
трещин,
часто
не
совпа
дающая
с
направлением
и
ориентировкой
полигонов
окружающей
местности.
263
Эта
система
трещин
обычно
веером
расходится
от
берегов
отмерших
озер
или
,
дугообразно
изгибаясь,
окаймляет
их.
В
отложения
Нижне-Анадырской
и
Ванкаремской
низменностей
вреза
ны долины
рек
с
двумя
фрагментарными
террасами
и
современной
поймой.
Их
аллювиальные
отложения
включают
ледяные
жилы
мощностью
до
2
м
и
протяженностыо
по
вертикали
до
15
м.
Несколько
иными
особенностями
характеризуются
отложения
на
побе
режьях
заливов Креста
и
Мечигменского
,
а
также
Колючинской
губы
.
Здесь
развиты
валунные
сутлинки
и
глины,
слагающие
террасу
высотой
40
-
60
м
над
уровнем
моря,
а
также
морские
пески
и
галечники
двух
других
террас
(20-30
и
6- 8
м),
современных
кос
и
пляжей.
ЛедЯные
жилы
находятся
в
основном
в
суглинках,
супесях
и
глинах
40-
60-метровой
террасы,
а
в
морских
отложениях
более
низких
террас
встречаются
эпизодически
и
приурочены
к
термокарсто
вым
западинам,
ложбинам
стока и
болотным
торфяникам
.
Конфи
гурация
по
лигональной
системы
и
параметры
жил
аналогичны
тем,
которые
распро
странены
в
Нижне-Анадырской
и
Ванкаремской
низменностях
.
Осадочные
толщи
Нижне-Анадырской
,
Ванкар
емской
и
Ко
лючинско
М
ечигменской
равнин
включают
линзовидные
и
пластовые
залежи
инъекци
онного
льда,
возникшие,
по-видимому
,
еще
в
позднеплейстоценовое
время
.
Их
мощность
достигает
6-
10
м
длина
по
простиранию
превышает
300
м
.
ш
.
ш
.
Гасанов
[1969]
считает,
что
на
каждые
100
км
2
приходится
не
менее
2-3
таких
залежей.
За
счет
этого
льда
процент
льдонасыщенности
отложений
равнин
возрастает.
Иными
мерзлотно-литологическими
особенностями
обладают
Абыйская,
Колымская
и
При
морская
низменности
.
Считается
,
что
слагающие
их
толщи
подвергались
сингенетическому
промерзанию,
хотя
древнее
происхождение
равнин
свидетельствует
об
обратном
[Шило
,
1964, 1971].
Наибо
лее
древние
рыхлые
отложения
низменностей
представлены
илами
и
глинами
(от
светло-серых
до
темных)
,
достигающими
нескольких
десятков
метров
мощности
изменяющейся
от
места
к
месту
.
В
илисто-глинистой
тол
ще
найдены
пресноводные
моллюски
среднечетвертичного
и
даже
позднеLlет
вертичного
возраста
.
На
поверхности
имеются
следы
полигональных
углубле
ний
,
которые
связывают
с
ВbIтаиванием
«повторно-жильных,)
льдов,
хотя
как
показал
Е
.
В
.
Ар
тюшков
[1969],
такие
структуры
в
грунтах
широко
распро
странены
и
в
ГУМИДНbIХ
областях
,
где
они
образуются
под
влиянием
конвек
тивной
неустойчивости
осадков
.
Выш
е
по
разрезу
залегает
толща
илов,
суглинков,
супесей
с
раститель
ными
остатками
.
Мощнос
ть
толщи
достигает
нескольких
десятков,
местами
сотен
метров.
В
отложениях
найдена
фауна
млекопитающих
с
мамонтом
ран
него
и
позднего
типов,
датирующая толщу
как
позднечетвертичную
.
Все
од
нообразные
по
составу
дисперсные
породы
включают
полигонально-жильные
и
инъеКЦИОННbIе
льды,
в
приповерхностной
части
встречаются
ледяные
тела
различных
по
происхождению
бугров.
Льдонасыщенность
осадочной
толщи
превышает
аналогичный
показатель
отложений
Нижн
е-Анадырской,
Ван
ка
ремской
и
Ко
лючинско-Мечигменской
равнин
.
Она
неодинакова
на
различ
ных
элементах
рельефа
.
В
местах
интенсивного
развития
термокарстовых
264
озер
сплошность
промерзших
толщ
нарушается,
такие
участки
рассматрива
ются
как
полигенетические
образования.
Н
аиболее
интересным
в
криогенном
отношении
элементом
рельефа
Абыйской
,
Колымской
и
При
морской
низменностей
является
их
приподня
тая
часть
(иногда
именуемая
.
второй
террасой)
,
с
высотой
над
меженным
уровнем
рек
от
40
до
60
м
и
более
.
У
берегов
эта
часть
рельефа
расчленена
термокарстовыми
процессами
на
небольшие
участки
(останцы),
называемые
едомами
,
которые
возвышаются
над
котловинами
и
более
молодыми
эрози
онно-аккумулятивными
образованиями
на
20-
30
м
.
В
предгорном
поясе
рав
нин
и на
Новосибирских
островах
,
где
имеется
сток
поверхностных
вод
и
озерный
термокарст
подавлен,
едомы
исчезают,
а
на
поверхности
<<просвечи
вается
»
полигональность
кочкарниковой
тундры.
По
данным
Ю.
А.
Лавру
шина
[1963]
Н
Н
.
Ром
ановского
[1961
и
др.
l
,
иловатые
и
лёссовидные
алев
риты едом
мощностыо
от
40
до
80
м
включают
ледяные
жилы
вертикальной
протяженностыо
около
50- 60
м,
на
Ново
сибирских
островах
жилы
прослежи
ваются
до
70- 80
м
[Шумский
,
1955].
В
поперечном
сечении
они
имеют
стол
бовидную
форму;
их
средняя
мощность
5- 7
м,
в
верхней
части
-
10
-
12
м;
расстояние
между
жилами
5- 6
м,
т
.
е
.
в
2
раза
меньше,
чем
мощность
самих
жил.
Их
головки
находятся
на
уровне
максимального
сезонного
протаивания
(О
4-0
,6
м),
но
иног
д
а
там,
где
деятельный
слой
достигает
большой
мощности
(до
5
м)
,
они
залегают
на
его
глубине
[Достовалов,
1960;
Ром
ановский,
1961;
Константинова
,
1965;
Берман,
1965;
и
др.]
.
Ледяные
жилы,
занимающие
60-
70
%
площади
приподнятой
части
рельефа,
не
образуют
правильной
полиго
нальной
сети
,
у
них
сглажены
и закруглены углы
сопряжения,
а
ядра
из
оса
д
очных
отложений
представляют
земляные
колонны
во
льду
с
овальным
или
круглым
поперечным
сечением
.
С
л
е
д
ующим
элементом
рельефа
низменностей
является
более
низкая
по
верхность
,
возвышающаяся
над
меженным
уровнем
рек
только
на
10
-
15
м.
Она
сложена
льдонасыщенными
алевритами,
включающими
ледяные
жилы
мощностью
в
верхней
части
4-5
м
и
вертикальной
протяженностью
15
-
20
м
[Лаврушин,
1963
и
др.]
.
Жилы
залегают
на
глубине
0,5- 1,0
м
от
поверхности
(их
головки
находятся
на
уровне
нижней
границы
деятельного
слоя)
.
Они
образуют
тетрагоналЫIУЮ
форму
полигонов.
Жилы
занимают
около
60%
всей
площади
э
той
поверхности
,
остальные
40% -
осадочные
породы.
В
отличие
от
едомы
з
десь
несколько
ниже
и
объем
жильного
льда
-
около
40- 50%.
О
д
нако
общая
л
ь
д
онасыщенность
отложений
вместе
с
сегрегационным
льдом
превышает
60
%.
Самым
низким
э
лементом
рельефа
Абыйской
,
Ко
л
ымской
и
П
римор
ской
низменностей
является
озерно-полигональная,
или
аласная
,
равнина
,
приближающаяся
по
абсолютным
отметкам
(4-6
м)
и
слагающим
ее
отложе
ниям
к
современным
пойма,
рек.
Она
развита
преимущественно
в
прибреж
ных
районах
и
з
анимает
55
- 60%
площади
низменностей.
Ее
поверхность
ха
р
а
ктери
з
уется
полигонально-валиковым
рельефом
,
свидетельствующим
о
вы
сокой
плотности
л
е
д
яных
жил
.
Площадь,
занимаемая
жилами
,
составляет
около
30
%
ал
асной
поверхности
.
Жилы
образуют
на
поверхности
тетрагональ
ные
полигоны
,
расстояни
е
между
сторонами
которых
от
14-15
до
18
-
22
м
.
Го
л
овки
жил
находятся
на
уровне
нижней
границы
деятельного
слоя,
имеющего
265
м
о
щн
о
сть
от
0,3
до
0,6
м.
М
ощность
жил
В
верхней
части
достигает
4-6
м,
протяженность
на глубину
превышает
10
м.
Это
правильные
клиновидные
тела
залегающие
в
гумусированных
супесях
суглинках
и
торфяниках;
кор
нями
они
проникают
в
подстилающие
аллювиальные
отложения
.
Общая
объ
емная
льдонасыщенность
осадочных
пород
достигает
50%,
жильный
лед
со
ставляет
около
35%
объема
пород.
Р
авнины
Аляски
и
сопредельных
территорий
К
анады
существуют
в
ус
ловиях,
где
под
влиянием
тихоокеанского
атмосферного
фронта
климатиче
ская
зональность
нарушена.
П
оэтому,
например
,
на
Аляске
мощность
вечно
мерзлых
толщ,
как
и
их
другие
характеристики,
обнаруживает
резко
азональ
ные
изменения.
П
о
данным
Л.
И
.
В
ейсмана
[1965],
опубликовавшего
деталь
ную
сводку
по
полигонально-жильным
льдам
Аляски
и
К
анадского
Севера
,
основанную
на
материалах
Р
.
Блека
[1958],
д.
Дженниса
[1958],
С.
Карсона
[Carson, Hus
еу,
19591,
Д
.
М
ак-
К
арти
[1958]
и
многих
других,
на
арктическом
склоне
мощность
вечномерзльгх
толщ
имеет
максимальную
величину
,
тогда
как
в
сторону
Ти
х
о
го
океана
многолетнее
промерзание
толщ
исчезает
.
Между
этими
рай
о
нам
и
н
ах
о
дится
зона
прерывистой
вечной
мерзлоты,
закономер
н
ости
р
ас
пр
остра
н
ения
которой
изменяются
в
зависимости
от
морфострук
турных
особенн
о
стей,
определяющих
мерзлотно-литологические
различия
внутренней
Аляски
и
прибрежных
низменностеЙ
.
Арктический
склон
Аляски
по
направлению
к
морю
Бофорта
переходит
в
сильно
заболоченную,
покрытую
множеством
озер
прибр
жную
равнину
.
О
на
сложена
рыхлыми
отложениями
мощностью
15- 20
м
,
представленными
песками,
илами
глинами
и
суглинками
морского
и
озерного
происхождения,
возраст
отложений
не
старше
позднего
плеЙстоцена.
П
ороды
промерзают
на
глубину
300
м
и
более.
П
од
крупными
озерами
мерзлота
отсутствует,
в
боль
ших
межозерных
массивах
она
фиксируется
на
глубине
около
200
м
.
Жиль
ное
льдообразование
прослеживается
здесь
на
больших
пространствах.
Аме
риканские
исследователи
[Black, 1949; Rosenfeld Hu
еу
195;
Р
озенфельд,
1961;
и
др.
]
связывают
с
ним
озерный
термокарст
,
в
том
числе
«чрезвычай
ную
заозеренность
территории,
и
в
частности
столь
широкое
развитие
ориен
тированных
озер»
rВ
ейсман,
1965,
с.
79].
Жилы
контролируются
илисто-гли
нистой
толщей,
имеют
клиновидную
форму
с
мощностью
по
верху
до
5
м
и
протяженностью
на
глубину
8-
10
м.
Г
оловки
приурочены
к
нижней
границе
деятельного
слоя
(0,3- 0,6
м).
Н
а
поверхности
равнины
жилы
фиксируются
полигональной
(дЛина
сторон
10-15
м)
системой
борозд
подчеркнутых
вали
ками
грунта
(вогнутые
полигоны),
но
встречаются
и
выпуклые
полигоны
лишенные
валиков.
Сезонные
колебания
температур
распространяются
до
12- 15
м
и
затухают
на
глубинах
около
20
м
.
В
прибрежной
зоне
восточной
Аляски
мощность
рыхлых
отложений
больше
- 100- 150
м.
В
их
состав
входят
галечники,
илы,
торфяники
.
Совре
менный
аллювий
представлен
илами
перекрытыми
торфом
.
Многолетнее
промерзание
пород,
достигая
80
м,
колеблется
вплоть
до
полного
выклинива
ния
под
озерами
или
в
долинах
рек
даже
с
непостоянным
стоком.
Деятель
ный
слой
протаивает
ДО
глубины
6
м.
В
различны
районах
той
зоны
разви
ты
жильные
льды,
неодинаковые
по
морфологии
и
условиям
залегания.
Их
максимальная
протяженность
на
глубину
измеряется
первыми
десятками
266
метров
(обрыв
Исторический)
,
мощность
5-
10
м;
наряду
с
жилами
здесь
встречаются
и
пластовые
залежи
льда.
С
жильными
льдами
Д.
Гопкинс
fHopkil1 1949]
связывает
термокарстовые
озера
и
мерзлотные
процессы
на
поверхности
равнин
восточной
Аляски.
На
контакте
с
ледяными
жилами
ис
следователи
отмечают
отогнутые
вверх
прослойки
грунта
и
даже
жилки
структурного
льда.
Более
сложны
пространственные
изменения
развития
жильных
льдов
внутренней Аляски,
где
располагаю
тся
равнины
среднего
и
нижнего
течений
рек
Юкон
и
Кускоквим
-
равнины,
сформировавщиеся
в
молодых
депресси
ях
.
Они
выполнены
ледниковыми
аллювиальными
или
озерными
отложе
ниями
мощностью
в
несколько
сотен
метров
.
Промер
зание
отложений
пре
рывистое, достигает
70- 90
м
(равнина
Танана
и
др.).
Здесь
ледяные
жилы
вместе
с
другими
формами
льда
местами
составляют
60-65%
общей
массы
вмещающих
горных
пород
.
Жилы
имеют
клиновидную
форму
и
простирают
ся
на
глубину
до
10
м
и
более.
По
мощности
они
изменяются
в
широких
пределах
-
от
нитевидных
до
10
м,
в
большинстве
случаев
они
контролируют
ся
слоями
глин
(района
Фербенкса
и
др
.
)
имеют
вертикальную
полосчатую
структуру
подчеркнутую
минеральным
веществом
или
пузырьками
воздуха
.
Жильный
лед
на
равнинах
среднего
и
верхнего
течений
р
.
Юкон
(на
Аляске
и
в
Северной
К
анаде)
представлен
клиновидными
образованиями
протяжен
ностью
на
глубину
до
20
м.
На
равнинах
рек
Тан
ана,
Кускоквим
,
Кубок
и
других
американскими
и
канадскими
исследователями
установлены
огромные
жилы
.
По
данным
Т.
Певе
[Вейсман
,
1965,
с.
70],
«
наиболее
интересным
во
взаимоотношении
вертикально-полосчатого
льда
и
вмещающих
отложений
является
почти
повсеместная
деформация
слоев
осадков
вблизи
льда.
Вме
щающие
отложения
,
как
правило,
отогнуты
в
сторону.
Слои
приподняты
кверху
а
во
многих
случаях
опрокинуты. Зона
смятия
распространяется
от
0,3
до
3
м
по
обе
стороны
кл
.
ина
»
(рис
.
7.7).
Н
а
поверхности
ледяные
жилы
внутренней
центральной
Аляски
образуют
полигональную
сетку,
в
ячейках
которой
заключены
ядра
мерзлого
грунта
диаметром
от
1
до
30
м
.
В
преде
ла
х
пойм
ЛЬДbJ
контролируются
тонкодиспеРСНblМИ
отложениями
и
не
пе
реходят
в
галечники
даже
в
тех
случаях,
когда
галечники
перекрывают
включающие
ледяные
жилы
илисто-глинистые
породы.
К
бортам
депрес
сий
где
дренаж
улучшается,
льдонасыщенност
ь
осадочных
толщ
убывает
и
на
склонах
исчезает.
Мерзлотно
-
геоморфологическая
и
климатическая
обстановки
формиро
вания
подземных
ледяных
образований
на
низменностях
и
равнинах
запад
ного сектора
Арктики
(сведения
об
этом
можно
найти
в
публикациях
и.
Д
.
Данилова
[1965],
В
.
Н
.
Конищева
[1965J,
В.
И.
Соломатина
[1965]
и
др.)
и
Восточной
Арктики
существенно
различаются.
В
свете
приведенного
фактического
материала
бесспорно,
что
образова
ние
ледяных
жил
связано
с
полигональной
системой
трещин
в
верхней
зоне
промерзающей
осадочной
толщи
где
в
результате
работы
температурной
волны
возникают
и
развиваются
растягивающие
и
сжимающие
напряжения
.
П
ериодическое
заполнение
водой
этих
трещин
и ее
замерзание
при
во
д
ят
к
образованию
клиновидных
ледяных
жил
.
267
J
7ff7!V1?fV
I
V
l
il
,
t
~
VI/17Qf
н!ТШ
if
~vkмt//I7
r
~
J
2
-
---
---_.../------
-1
30
см
Рис
.
7.7.
Жилы
льда
в
монолитной
тол
ще
пылеватых
илистых
отложений
(Аляска)
[Вейсман,
19651
: 1 -
поверхность
грунта
;
2-
кровля
мерзлоты
;
3 -
открытая
морозобойная
трещина
в
грунте
;
4 -
молодые
клинья
на
поверхности
жил
;
5 -
слоистый
пылеватый
грунт
,
обогащенный
растительным
материа
лом;
6 -
прослойки
текстурного
льда;
7 -
ско
пление
органического
материала
;
8 -
боковой
контакт
с
вмещающим
грунтом
Теоретически
ледяные
жилы
могут
образовываться
только
до
глу
бины,
на
которой
прекращаются
ко
лебания
температуры,
т.
е.
до
уровня,
где
затухает
работа
температурной
волны.
Практически
(см
.
табл.
7.2)
колебания
температур
отсугствуют
уже
на
глубинах
10-12,
максимум
15
-
18
м,
хотя
С.
П
.
Качурин
[1959,
с.
61
допускает
образование
20-метровых
трещин.
Вмест
е с
тем
как
было
по
казано
выше,
ледяные
жилы
просле
живаются
на
значительно
большую
глубину
.
Объясняя
это
явление
некото
рые
исследователи
считают,
что
рост
ледяных
жил
сопряжен
с
накоплени
ем
аллювиальных
отложений
в
доли
нах
рек
.
Т
ак,
П
.
А.
Шум
ский
И
Б
.
И
.
Впорин
[19631
пишуг:
('
...
если
одновременно
с
образованием
ледя
ных
жил
происходит
накопление
осадков
на
поверхности,
то
вслед
за
общим
уровнем
поверхности
посте
пенно
поднимается
и
верхняя
грани
ца
непрерывно-мерзлой
толщи,
а
вместе
с
ней
и
нарастающие
ледяные
жилы.
Таки
е
жилы
называются
син
генетическими.
Они
растуг
не
только
в
ширину
,
но
и
кверху,
пронизывая
накапливающиеся
толщи
мерзлых
пород
на
всю
их
мощность
»
[с
.
46]
.
По
добное
объяснение
получило
название
сингенетической
теории
роста ледя
ных
жил
6
.
О
днако
приверженцы
этой
теории
не
сняли
противоречия
между
факти
ческим
материалом
и
теоретической
интерпретацией
явлений.
По
эт
ому
П
.
А.
Шумский
И
Б.
И
.
В
тюрин,
например
,
делают
существенную
оговорку
:
«8
механизме
и
условиях
формирования
льда
остается
еще
много
невыяснен
ных
деталей»
[там
же,
с.
53].
Даже
А.
И
.
Попов
[1965а,
с
.
15]
,
ее
наиболее
ярый
защитник,
высказал
сомнения
в
достоверности
теории
сингенетического
образования
жильных
льдов.
Он
отмечает,
что
одним
из
важных
и
трудных
яв
ляется
вопрос
о
механизме
сингенетического
жильного
льдообразования
и
ал
лювиального
осадконакопления.
Тем
не
менее
эту
теорию
по
укоренившейся
традиции
продолжают
исповедовать
большинство
мерзлотоведов.
6
Сингенетическая
теория,
последняя
из
множества
концепций
образования
жильных
льдов,
разработана
Г
.
Гельвиuем
[Gallwitz,
19491
и
повторена
в
русском
варианте
А
.
И
.
Попо
вым.
268
Поскольку
жильное
льдообразование
является
существенной
особенно
стью развития
перигляциального
литогенеза
на
равнинах
высоких
широт
так
как
отражает
термодинамический
уровень
происходящих
здесь
процес
сов
,
правильное
понимание
его
генетического
смысла
представляется
весь
ма
важным
.
В
изложенном
фактическом
материале
обращает
на
себя
внимание
воз
растание
объемной
льдистости
отложений
от
более
молодых
к
более
древ
ним
-
от
40-
50%
на
аласных
равнинах до
65
-85%
в
отложениях
надпоймен
ных
террас
Колымской
и
Приморской
низменностей
северо-восточной
Азии
.
Несложные
ПОДСt!еты
показывают
что
ликвидация
всех
видов
ледяных
тел,
размещающихся
в
осадочных
толщах, привела
бы
к
понижению
различных
ЭЛeJ.1ентов
рельефа
до
одинакового
гипсометрического
уровня
.
Следовательно
,
отложения,
наиболее
насыщенные
жильными
льдами
,
слагают
и
наиболее
приподнятые
в
рельефе
«террасовые
»
структуры.
В
связи
с
этим
возникает
вопрос:
куда
исчезают
пойменные
отложения,
с
накоплением
которых,
со
гласно
А.
и
.
Попову
и
его
последователям
,
синхронно
росли
жильные
льды?
На
него
авторы
сингенетической
аллювиальной
теории
ответа
не
дают
,
обна
руживая
тем
самым
несостоятельность
своих
теоретических
построений.
Дело
в
том
,
что
образование
аллювиальных
толщ
и
формирование
ледя
ных
жил
-
два
процесса
,
не
только
не
связанные
единым
термодинамическим
уровнем
,
но
и
исключающие
друг
друга:
они
не
могут
развиваться
в
одинако
вых
условиях
.
П ойменный
аллювий
накапливается
неравномерно
,
а
в
периг
ляциальных
зонах
его
образование
происходит
в
такой
гидрологической
об
становке,
для
которой
не
характерна
мерзлота.
Поэтому
присутствие
наибо
л
ее
крупных ледяных
жил
вне
пойм
как
раз
свидетельствует
о
более
благо
приятных
условиях
для
образования
жильных
льдов
именно
на
участках,
уда
ленных
от
пойм
(ошибочно
относимых
к
речным
террасам)
.
Т
акие
районы
не
имеют
дренажа
и
хорошего
поверхностного
стока
.
Соответствующая
обста
новка
обычно
создается
на
погружающихся
прибрежных
равнинах
или
фор
мирующихся
В
зонах
тектонических
прогибов
межгорных
впадинах.
Мерзлотно-литологические
особенности
северных
низменностей
Азии,
Европы
и
Северной
Америки
показывают,
что
формирование
ледяных
жил
непосредственно
связано
с
трещинообразованием
уж~
промерзших
осадков
,
з
ависит
от
него
,
т
.
е
.
от
процесса
эпигенетического
промерзания
осадочной
толщи.
Жильные
льды
зарождаются
в
осадочных
породах,
уже
вступивших
в
стадию
криодиагенеза
.
Это
является
непременным
условием
ДЛЯ
возникнове
ния
полигональных
трещин,
которые
появляются
только
на
определенном
термодинамическом
уровне
,
когда
нарастают
растягивающие
напряжения,
сопровождаемые
растрескиванием
массива
горных
пород
с
поверхности
на
максимально
возможную
,
энергетически
обеспеченную
глубину
.
Теория
трещинообразования
в
поверхностном
массиве
осадочной
толщи
освещалась
А.
Поповым
[1965
и
др
.
],
п
.
Шумским
[1955
и
др.l.
Б
.
Достова
л
овым
[1960
и
др
.
l
.
в
работах
Б
.
Достовалова
определены
граничные
пара
метры
разрывающих
напряжений
,
зависящие
от
модуля
сдвига
,
коэффициен
та
расширения
или
сжатия
пород,
от
температурного
градиента
и т
.
Д
.
ИЗ
этих
данных
следует
,
что
ледяные
жилы
могут
развиваться
на
различных
эле-
269