Шило Н.А. Учение о россыпях. Теория россыпеобразующих рудных формаций и россыпей
Подождите немного. Документ загружается.
ментах
рельефа,
но при
строго
определенных
условиях,
к
которым
относятся
колебания
температуры,
увлажнение,
состав
горных
пород.
Ледяные
жилы
образуются
вследствие
известной
нестабильности
меха
нических
свойств
мерзлых
и
оттаивающих
грунтов
.
Н
естабильность,
по
Н
.
А.
Цы
товичу
[19411
обусловлена
как
количественными
изменениями
со
держания
порового
льда
и
незамерзшей
воды,
так
и
качественными
измене
ниями
грунтового
льда
под
влиянием
внешних
условий.
Общ
еизвестно,
что
особой
нестабильной
чувствительностью
обладают
тонкодисперсные
слабо
литифицированные
лёссовидные
суглинки,
илы,
монтмориллонитизирован
ные
глины
и
д
ругие
аналогичные
отложения
с
большой
удельной
поверхно
стью
(табл.
7.3),
в
которых
при
температуре
- 5 ...
-
10
·
С
содержится
от
10
до
20%
и
более
не
замерзшей
воды.
Ее
количество,
состав
и
свойства,
в
соответ
ствии
с
принципом
нестабильности
Н
.
А.
Цы
товича,
не
остаются
постоян
ными,
а
изменяются
с
изменением
внешних
воздействий
находясь
в
дина
мическом
равновесии
с
последними.
800бщ
е
говоря
тот
процесс,
по
видимому,
развивается
на
основе
ячеек
Бенара
о
чем
свидетельствуют
наи
более
широко
распространенные
трещины,
возникшие
в
мерзлых
тонкодис
персных
грунтах
по
сторонам
шестигранников;
впоследствии
они
заполняют
ся
ледяными
жилами.
Его
динамика
может
быть
описана
уравнением
,
как
модель
брюселятора
с
использованием
чисел
Р
элея
и
Пран
дтля.
Зарождающиеся
в
массиве
растрескиваюшихся
при
замерзании
осадоч
ных
пород
ледяные
жилы
способствуют
преобразованию
толщи
в
качественно
новый,
двухком
понентный
комплекс
из
льда
(однофазная
система)
и
насы
щенного
льдом
и
водой
минерального
каркаса
(юзазиоднофазная
система).
Осадочная
толща
и
заключенные
в
ее
недрах
жильные
льды
существуют
как
единая
система,
в
которой
процессы
возбуждаются,
развиваются
и
затухают
согласованно,
хотя
форма
их
проявления
не
одинакова
для
минерального
ве
шества
и
для
ледяных
образований.
Фи
зическая
природа
этого
сложного
процесса
вскрывается
при
реологи
ческом
изучении
явлений,
возникающих
в
тонкодисперсных
отложениях,
где
уже
произошло
зарождение
полигональных
жильных
льдов,
и
в
самих
жилах
.
Иссле
дованиями
установлено
[8ялов,
1957
и
др.;
П
екарская,
1963;
и
др.l,
что
каждый
член
системы
лед
-
льдонасыщенная
с
водой
осадочная
толша
в
на
пряженных
условиях
ведет
себя
как
пластическое
вещество
с
переменны
I
коэффициентом
вязкости.
И
зменчивость
коэффициента
вязкости объясняет
ся
нелинейной
зависимостью
между
скоростью
течения
льда
и
мерзлых
ОТ-
270
Т абл
иц
а
7.3
ГраJ!улометрический
состав
(в
%)
леССОВllдllЫХ
пород
113
аласа
в
долине
р
.
МаЙII
Ном
е
р
СОДСРЖnНl,е
фРnКllt1ii
,
ММ
пробы
О,5-{)
,
25
О
,
25-{)
, I
O,I-{),05
О,05-{),О
I
O,OI-{),005
< 0,
005
103
0,1
47
24 23
1
4
047 5
59
17 15
1
3
276 3
52
21
19
1 4
030 3
51
26
14
3
3
Таблица
7.4
С
корости
те
чеllИЯ
мерз
л
ого
гр
у
н
т
а
v"
и л
ь
д
а
v
Л
(Т=
-
О
,
4
·
С)
[П
е
карская
,
1963]
НDПРIIЖ
Сllие,
кП"
U"
,
MM
/MI11
I, D
м
срзлой
U
Л
'
мм
/мин,
в
грунтовом
U.
ГJlине
массивной
JlI>дC
U.
300 0.000026
0,00006 0,4
400
0,001 0,00008
12
,5
500
0,083 0,00012 70,0
600
0,42 0,00016 2621,0
700 0,37 0,0003
1121
,0
ложений
и
напряжением
сжатии
(растяжения).
М
еханизмы
де
формации
жильного
льда
и
низкотемпературных
горных
пород
различны,
так
как
сла
гающий
жилы
лед
явлиется
однофазной
системой,
в
то
время
как
развитие
рыхлых
отложений
хотя
и
отождествляемых
с
квазиоднофазной
системой
,
в
напряженных
условиях
зависит
от
минерального
вещества,
ледяных
включе
ний
и
пленочной
воды
.
Действительно
изучение
скорости
течении
льда
и
рыхлых
отложений
в
условия
роста
напряжения
показывает
(табл.
7.4,
рис.
7.8),
что
пластические
деформации
во
льду
нарастают
значительно
медленнее
,
чем
в
мерзлых
дис
персных
породах
.
П
ри
небольших
напряжениях
сжатия
(растяжения)
скоро
сти
течения
льда
(V
л
)
в
3-5
раз
выше
скоростей
течения
рыхлых
мерзлых
от
ложений
(и
м
),
но
с
увеличением
напряжений
в
несколько
раз
при
понижении
температуры
настолько
резко
возрастают
скорости
пластического
течения
по
РОд,
что
становятся
в
сотни
раз
больше,
чем
скорости
течения
льда.
Этот
эф
фект
объясняется
высокой
способностЬ!о
льда
восстанавливать
структурные
особенности.
Н
аиболее
интенсивно
это
качество
проявляется
в
диапазоне
больших
напряжений,
нарастающих
во
льду
быстрее,
чем
в
массиве
отложе
ний,
вследствие
более
высокой
теплопроводности
льда.
Т
аким
образом,
в
рассматриваемой
системе
сопротивление
жильного
льда
наприжениям
сжатия
длительное
время
будет
вы
ше
ч
м
сопротивление
льдонасыщенных
отложений
с
пленочной
и
поровой
во
доЙ.
Этu
раЗЛIl'lIlЯ
скоростеи
mеlfения
льда
11
осадОIfНЫХ
от
ложе
нuй,
в
недрах
которых
происходит
образование
кли
новидных
ЖLIЛ
вЫnОЛНЯЮfЦLLX
nолuгональные
трещины
,
обе
спеч
ивают
формирование
ги
ган тск.их
ледяньLX
J/СLIЛ
.
Начальная
стадия
обра
зова
ния
ледяных
жил
сво-
2
4
з
J
2
о
100
2()()
)()()
4()()
5()()
600
7()()
800
а,
к.Гlа
Ри
с
.
7.8
.
Реологические
кривые
1СРЗЛЫХ
грунтов
и
льда
при
сжатии
lПекарская
,
1963J
.
СУГЛИНОК
:
1 -
мас
СИВНОЙ
текстуры;
2 -
слоистой
текстуры;
3 -
ГРУНТОВЫЙ
лед
;
измерсния
выполнены
при
Т
(В
·
С)
:
l
-З
- (-0,4),
1'
,
2'
- (-
3)
271
дится
К
наполнению
возникшей
трещины
водой
и
замерзанию
последней
,
т
.
е.
к
залечиванию
трещины
льдом.
Фа
зовые
переходы
воды
вызывают
ди
намическую
реакцию
массива
осадочной
толщи,
вмещающего
лед.
В
нем
воз
буждаются
напряжения
сжатия,
возникает
релаксация,
сопровождающаяся
после
некоторого
уплотнения
течением
(ползучестью)
минерального
вещест
ва
в
сторону
наименьшего
сопротивления,
т.
е.
к
поверхности
,
а
на
поверхно
сти
вдоль
борозды,
фиксирующей
заполненную
льдом
трещину
,
формируется
валик
или
валиковый
рельеф
(вогнутые
полигоны).
Пос
ле
миграции
части
горной
породы
на
земную
поверхность,
повышающуюся
за
счет
этого
на
не
которую
величину,
в
системе
наступает
равновесие
.
В
зимнее
время
с
пони
жением
температур
в
массиве
снова
возникают
растягивающие
напряжения
-
во
льду
появляются
новые
трещины
.
Весной
они
заполняются
водой
,
которая
при
замерзании
возбуждает
в
когерентной
системе
повторные
напряжения
сжатия.
Они
опять
разрешаются
за
счет
оттока
минерального
вещества
на
уже
приподнятую
поверхность
.
В
начальный
период
образования
ледяных
жил
сжимающие
напряжения
компенсируются
в
приконтактовой
зоне.
Об
этом
свидетельствуют
загнутые
вверх
горизонтально
залегающие
слои,
особенно
часто
встречающиеся
около
молодых
жил
небольших
размеров
.
Это
своеобразный
вид
инъективно
просадочных
дислокаций.
Иног
да
они
фиксируются
складками
даже
у
ниж
него
конца
жил
.
Следовательно,
складкообразование
этого
типа
возникает
и
развивается
на
границе
двух
сред
-
льда,
и
слоистых
отложений,
реагирую
щих
на
напряжения
при
фазовых
переходах
воды
из-за
неодинаковых
тепло
физич
еских
и
механических
свойств
по-разному
.
В
период
протаивания
на
пряжения
фазовых
переходов
воды
обусловливают
просадочную
форму
слои
стых
отложений
в
междужильном
пространстве,
где
после
образования
вали
ков
скапливаются
талые
воды.
Аккумулируя
солнечное
тепло, эти
воды
спо
собствуют
формированию
мощного
проседающего
деятельного
слоя.
Н
а
кон
такте
с
ледяной
жилой
вследствие
большого
запаса
холода
этот
слой
не
от
таивает
.
Им
енно
здесь
и
возникают
загнутые
кверху
слои,
механизм
образо
вания
которых,
таким
образом
,
связан,
с
одной
стороны,
с
явлениями
ледя
ного
диапиризма,
с
другой
-
с
просадкой
оттаивающих
с
поверхности
отло
жений
.
Дальнейший
рост
жил
происходит
при
затухании
диапировых
дисло
каций:
возрастающие
в
целом
в
системе
напряжения
распространяются
на
всю
приповерхностную
зону
осадочной
толщи.
Приращ
ению
мощности
ледяных
жил
,
что
фиксирует
характерная
для
них
полосчатость
,
сопутствует,
благодаря
течению
грунта
ежегодное
повы
шение
поверхности.
Вследствие
этого
ледяные
жилы
как
бы
закапываются
глубина
их
залегания
увеличивается, что
в
свою
очередь
обеспечивает
усло
вия
для
их
дальнейшего
роста
вверх.
При
этом
потоки
минерального
вещест
ва
на
поверхность
могут
перекрывать
биогенный
материал
,
создавая
ложную
стратификацию
слоев,
вполне
сходную
со
слоистостью
пойменных
фаций
аллювия,
с
которыми
их
ошибочно
и
отождествляют
.
Этот
процесс
повторя
ется
до
возникновения
определенных
критических
условий,
которые
появля
ются
при
некотором
минимуме
массы
минерального
вещества,
уже
не
спо
собном
скомпенсировать
напряжения,
вызываемые
замерзанием
очередной
порции
воды,
поступающей
в
новые
трещины.
Признаком
таких
экстремаль-
272
ных
условий
являются
зе
мляные
колонны,
или
ядра
,
во
льду
из
минерального
вещества
.
Они
свидетельствуют
о
том
что
льдонасыщенность
пород
достигла
максимального
значения
и
находится
на
уровне
75
-
90
%
общей
массы
отло
жений
.
При
таком
соотношении
льда
и
осадочных
пород
мощность
жил
пре
восходит
расстояние
между
ними.
То
лща
осадочных
горных
пород,
в
которой
происходило
формирование
ледяных
жил,
преобразуется
в
массив
льда,
вме
щающий
земляные
колонны
(ядра)
.
Расчеты
показали,
что
ледяные
жилы,
возникающие
в
трещинах
с
на
чальной
глубиной
12-
16
м
,
в
процессе
развития
Вblжимают
такое
колич
.
ество
минерального
вещества
(около
80-90%),
которого
достаточно
для
наращива
ния
поверхности
на
25-30
м
.
Это
обеспечивает
рост
жил
до
максимальной
вертикальной
протяженности
в
40-50
м,
т. е.
до глубины,
обы<[но
наблюдае
мой
в
природной
обстановке.
Сама
по
себе
эта
величина
указывает
на
то,
что
подземное
льдообразование
и
формирование
жил
не
распространяется
на
любую
nроизвольную
глубину,
"а"
это
могло
бы
быть
при
их
одновременном
(сингене
тичес"ом)
с
на"оnлением
поименных
аллювиальных
отло
;
жениu
росте,
а
огра
ничивается
глубшюй,
"онтролируемой
"оличеством
минерального
вещества
,
способным
наращивать
поверхность
массива,
в
"отором
происходит
образова
ние
ледяных
ЖtlЛ
.
В
образовании
жил
большую
роль
играет
конвективная
неустойчивость
не
претерпевших
гравитационного
уплотнения отложений,
сильно
насыщен
ных
водой
.
В
таких
породах
ледяные
жилы,
развиваясь
,
достигают
глубин
40
-
50
м
.
Они
наблюдаются
на
Примор
ской,
Колымской
и
других
низменностях
.
Их
рыхлый
покров
,
по-видимому
,
удовлетворяет
оптимальным
условиям
для
образования
мощных
жил
,
так
как
обладает
пластическим
течением
при
фа
зовых
превращениях
воды
в
существующих
в
природной
обстановке
амплиту
да
х
температур.
Подвижность
отложений
при
образовании
в
их
недрах
ледяных
жил
сти
мулируется
сменой
динамических
импульсов
,
вызываемых
температурной
волной.
Однако
запаздывание
прохождения
максимума
волны
в
осадочной
толще
относительно
хода
температур
на
дневной
поверхности
позволяет
го
ворить
о
длительном
и
очень
сложном
действии
сил
напряжения
,
контроли
рующих
скорости
деформации
и
увеличивающих
ползучесть
минерального
вещества.
В
этом
процессе
большой
энергеТИ<lеский
эффект
имеет
находя
щаяся
в
минеральном
каркасе
вместе
со
льдом
поровая
влага,
а
также
энер
гия
кристаллизации
поступающей
во
вновь
возникающие
трещины
воды.
Ее
дополн
ительные
порции
как
бы нарушают
энергетически
стабилизирующую
ся
на
определенный
момент
систему,
которая
снова
стремится
к
равновесию
за
счет
нового
и
зме
нения
количественного
соотношения
льда
(роста
жил)
и
вмещающего
жилы
минерального
вещества
(уменьшения
вследствие
мигра
ции
на
поверхность)
.
Инъективные
дисл
окации,
диапиризм,
валиковый
рельеф
-
внешнее
вы
ражение
сложных
процессов
,
длящихся
десятки
тысяч
лет
(для
образования
ледяных
жил
с
глубиной
40-
50
м
требуется,
по
расчетам,
около
9-
12
тыс.
лет)
и
заканчивающихся
образованием
мощного
ледяного
массива
в
котором
за
ключены
ядра
минерального
вещества
со
значительно
измененной
в
ходе
мерзлотной
трансформации
качественной
характеристикой.
273
Рис
.
7.9.
Дислоцированные
оторфован
вые
суглинки
на
контакте
с
растущей
ледяной
жилой
(по
данным
А
.
И
.
Попо
ва)
:
А
-
сугли
нок;
Б
-
торф
;
В
-
лед
Авторы
теории
сингенетиче-
скоro
образования
ледяны
жил
с
аллювием
не
придавали
значения
термодинамическим
напряжениям
и
ползучести
отложений.
Но
именно
в
термодинамических
напряжениях
и
ползучести
отложений
кроется
раз
гадка
«таинственных,)
процессов
об
разования
ледяных
жил!
К
сожале
нию
во
многих
случаях интерпрета
ция
явлений
сопровождающих
этот
процесс,
производится
вопреки
на
блюдаемым
фактам
.
А.
И
.
Попо
в
[1965а],
приводя
зарисовку
ледяной
жилы
и
ее
контакта
со
слоистой
толщей
горных
пород,
где
видны
смятые
слои,
призывает
не
верить
тому,
что
изображено
па
рисунке.
Он
пишет:
(,
О
днако
трудно
согласиться
и
с
тем,
что
осадочные
слои
дефор-
мированы
главным
образом
вследствие
разрастания
ледяных
жил
в
стороны
,
)
[с.
18]
.
Между
тем
на
рисунке
видны
дислокации
возникшие
в
процессе
пол
зучести
облекающего
ледяную
жилу
суглинка,
и
отражена
некоторая
инерт
ность
торфа,
несомненно
обладающего
другими
физическими
параметрами
(рис.
7.9).
Всем этим
и
объясняется
фестонча
тость
контактов
.
Еще
более
заметны
анизотропные
свойства
гет
рогенной
осадочной
толщи
в
зарисовке
Т.
П
еве
[Pewe,
1962]
.
Здесь тот
же
зубчатый
контакт
(рис.
7.10),
свидетельствующий
о
неодинаковой
податливости
ила
и
заклю
ченных
в
нем
прослоек
растительного
материала.
Ин
тересно
что
Л.
В
ейсман
[1965,
с.
71]
приводит
этот
при мер
как
доказательство
роста
сингенетической
жилы.
В действитель
ности
же
он
свидетельствует
о
типичном
пигенетиче
ском
льдообразовании
в
сложной
по
составу
осадочной
толще
,
в
которой
преобладающие
дисперсные
глинисто-илистые
породы
содержат
некоторое
количество
поровой
влаги,
сосуществующей
со
льдом.
Особ
енности
среДbl
обусловливают
динамичность
льдонасыщенных
отложений,
каждый
компо
нент
которых
в
силу
принципа
нестабильности
изменяет
свои
физико
механические
свойства
в
зависимости
от
воздействующих
на
него
внешних
факторов.
Не
остается
постоянной
также
энергетическая
емкость
как
в
целом
всего
массива,
так
и
его
от
дельных
элементов
(воды
,
льда,
минерального
ве
щества
и
т.
д.)
.
По
этому
В
сходных
условиях
часто
наблюдается
раЗЛИЧНblЙ
эффект
одного
и
того
же
процесса.
Наприм
ер,
в
одних
случаях резко
прояв
лена
дислокация
слоистых
отложений,
в
других
-
она
отсутствует
и
т
.
д
.
Многие
исследователи
к
категории
мерзлотно-диагенетических
явлений
относят
также
земляные
клинья,
видя
в
них
(<псевдоморфозы»
грунта по
жильным
льдам.
Действительно,
часть
этих
образований
генетически
не
свя
зана
с
перигляциальными
процессами
и,
как
показал
А.
Г
.
Костяев
[1966]
274
имеет
чисто
диаг
нетическую
природу.
Тем
не
менее
прямые
наблюдения
на
различных
равнинах,
где
в
настоящее
время
происходит
образование
ледяных
жил,
не
оставляют
сомнений
в
их
если
не
чисто
мерзлотном,
то
во
всяком
слу
чае
мерзлотно-диагенетическом
про
исхождении.
Ро
ст
жильного
льда
на
равнинах
сохраняется
до
тех
пор,
пока
головка
жилы
не
поднимается
над
деятельным
слоем
.
В
экстремальных
условиях,
когда
возможности
роста
жилы
исчерпаны,
возникает
разрыв
деятельного
слоя,
что
и
при
водит
к
вскрытию
жилы.
Появ
ле
ние
(самовскрытие)
ледяной
жилы
на
поверхности
ведет
к
формированию
термокарстовой
воронки,
перерождаю
щейся
при
отсутствии
дренажа
в
озеро
(рис
.
7.1]).
Т
ермокарстовые
озера
часто
возни
кают
на
взаимном
пересечении
ледяных
жил
и
имеют
крестообразную
форму.
И
х
образование
вызывает
массовый
термокарст,
сменяющий
предшествую
щую
стадию
криодиагенеза
(формиро
вания
ледяных
жил
в
недрах
осадочной
о
0,
25
0,5
м
"-""
Рис
.
7.
/0
.
Жила
льда
I}
гетерогенной
осадочной
толще
(Аляска)
[Вейсман
,
19651
: J -
поверхность
грунта
;
2 -
кровля
мерзлоты
;
3 -
открытая
морозобойная
трсщина
,
в
нижней
части
заполненная
льдом
;
4 -
органический
ил
;
5 -
прослойка
растительного
материала;
6 -
жилы
белого
льда
;
7 -
узкая
(0,5
см)
заполненная
льдом
трещина
;
8 -
боковой
контакт
ледяной
жилы
с
вмещающим
грунтом
;
9 -
полоски
минералЫIОЙ
муги
толщи).
Благодаря
полигональной
форме
размещения
жильных
льдов
берега
большинства
термокарстовых
озер
в
начальной
стадии
имеют
прямоугольные
очертания.
В
той
форме
молодых
(зарождающихея)
озер
проявляется
их
гене
тическая
связь
с
ледяными
жилами.
Ледяные
жилы
порождают
озера,
а
озера
ликвидируют
их
и
тем
самым
подготавливают
условия
для
повторного
зарож
дения
и
развития
жильных
льдов
.
Озерный
термокарст
играет
важную
роль
в
эволюции
перигляциального
литогенеза на
северных
равнинах,
а
нередко
и
в
приледниковых
областях
других
широт
планеты
.
При
его
участии
происходит
сопровождающаяся
форми
рованием
своеобразного
рельефа
до
полнительная
переработка
пород
до
лёссовидного
состояния.
В
подозерных
массивах
мерзлота
деградирует
и
возни
кают
таликовые
зоны, имеет
место
осадка
толщи
горных
пород.
В
отложе
ниях
разрушаются
мерзлотные
складча
тые
и
клиновидные
деформации,
их
следы
исчезают,
сохраняясь
лишь
в
зо-
~=
--
~
--~
J
Рис
.
7.1
J.
Принципи
альная
схема
образования
термокарстовых
озер
:
1 -
на
чальная
стадия
(термокарстовая
воронка)
;
11
и
111
-
стадии
заполнения
озера
осад-
не
,
не
захваченной
термокарстовыми
ками
275
Рис
.
7.
/2
.
Мигрauия
озер
в
Яно-Ин
дигирском
междуречье
:
/ -
озера
;
2 -
днища
мигрировавших
озер
процессами.
Периг
ляциалЫlOе
породо
образование
приобретает
новые
качест
венные
черты
находящие
отражение
в
типовых
признаках
осадков.
Так
,
в
ста
дию
интенсивного
термокарста
идет
накапливание
обводненных
осадков
.
В
связи
со
слабой
литификацией
в
них
развиваются
диагенетические
структур
ные
формы
которые,
хотя
и
формиру
ются
в
отсутствие
чисто
мерзлотных
явлений,
также
возникают,
развиваются
и
отмирают
в
ходе
общей
эволюции
пе
ригляциалЫlOго
литогенеза
и
тесно
с
ним
связаны.
Ра
звит
ие
озерной
акватории
вызва
но,
с
одной
стороны,
плохим
стоком
поверхностных
вод,
с
другой
-
особен
ностями
теплового
баланса
и
термоаб
разионной
деятельности
озерных
вод
.
Озера
возникают
вследствие
смены
ста-
дий
перигляциального
литогенеза
-
пе
рехода
от
жильного
льдообразования
достигшего
критического
состояния,
к
озерному
термокарсту, развитие которого
поддерживается
изменяющи
1СЯ
радиационным
балансом
за
счет
поглощения
тепла
и
его
аккумуляции
подо
зе
рным
массивом
горных
поро
д
.
Проц
есс
теплообмена
приводит
к
нарушению
установившегося
термоди
намического
равновесия
и к
развитию
глубинного
термокарста,
а
совместно
с
термоабразионным
воздействием
воды
-
к
термокарстовой
миграции
на
по
верхности
низменностей
озерных
водоемов
(рис.
7.
12)
.
Миграция
сопровож
дается
отмиранием
озер
и
восстановлением
термодинамического
равновесия,
соответствующего
общему
геотермическому
уровню,
характерному
для
суб
арктического
пояса
планеты
.
В
связи
с
этим
вновь
появляется
вечная
мерз
лота,
возобновляется
подземное
льдообразование
.
Жи
льные
льды
формиру
ются
в
новой
зоне,
несколько
сместившейся
вверх
от
уровня предшествую
щего
цикла
вследствие
некоторого
увеличения
мощности
отложений
за
счет
озерных
осадков
и
их
значительного
обогащения,
в
условиях
широкого
раз
вития
торфообразования,
биогенным
материалом.
И
з
приведенного
рассмотрения
очевидно,
что
перигляциальное
породо
образование
на
равнинах
является
многостадийным,
длительным,
сложным
процессом,
включающим
подземное
льдообразование
и
сменяющий
его
озер
ный
термокарст.
То
лько
анализ
полного
цикла
явлений
с
учетом
фазовых
превращений
воды
позволяет
правильно
объяснить
всю
цепь
«
таинственны»
событий,
наблюдаемых
в
верхних
слоях
литосферы
Северного
полушария,
где
так
существенно
сказывается
влияние
климатически
Флуктуаций
на
геотер
мические
градиенты
.
К
основным
процессам
перигляциального
породообра
зования
относятся
следующие
явления:
формирование
в
слабо
диагенезиро
ванной
эпигенетической осадочной
толще
полигональной
системы
трещин;
276
их
заполнение
водой,
превращающейся
в
жильный
лед;
выжимание
в
ходе
развития
ледяных
жил
минерального
вещества
в
валики
и
наращивание
за
счет эт
ого
общей
поверхности
,
что
разрешает
рост
жил
до
размеров
,
контро
лируемых
массой
выжатого
грунта
и
термодинамическим
уровнем
процесса
.
В
ходе
перигляциального
процесса
происходит
механическая
и
физико
химическая
переработка
отложений
до
лёссовидного
состояния.
Встречающиеся
в
природе
отклонения
от
предложенной
модели
пери
г
ляц
иального процесса
не
только
не
опровергают
ее,
но,
напротив,
подтвер
ждают
.
В
этом
отношении
весьма
показательна
книга
Н
.
Н
.
Р
омановского
[J977]
отрицающего
в
процессе
ведущее
значение
взаимодействия
льдообра
зования
с
осадочными
породами
и
термокарстовыми
явлениями.
В опреки
позиции
автора,
обосновываемой
им
ссылками
на
частные
случаи
,
всесто
ронне
освещенные
в
его
книге
детали
процесса
как
и
каждый
рассмотрен
ный
в
ней
факт
,
служат
великолепной
иллюстрацией
и
убедительным
доказа
тельством
изложенной
мною
теории
.
п
е
ри
гля
циалыlе
e
nроц
е
ссы
и
формироваllие
реЧIIОЙ
с е
ти
Климатический
аспект
проблемы
формирования
речной
сети,
а
следова
тельно,
и
аллювиальных
толщ
поставлен
под
сомнение
Л
.
К
ингом
[J967].
Он
утверждает
что
«
во всех
географических
и
климатических
областях
встреча
ются
все
формы
... »
(рельефа.
-
Н.
Ш
.
)
[с
.
12]
.
П
о
его
мнению,
различные
фи
зико-геог
рафические
условия
«
не
нарушают
основной
гомологии
рельефа
»,
поэтому
«
фундаментальное
сходство
всех
геоморфологических
ландшафтов
гораздо
важнее
различий
между
ними
»
[там
же,
с.
12L].
Эти
выводы
Л
.
К
инг
основывает
на
всюду
действующем
законе
гравитации,
которому
подчиняют
ся
денудация
и
эрозия.
Однако
такой
подход
к
многообразным
и
сложным
процессам
преобразования
земной
поверхности
справедлив
лишь
в
самом
общем
виде
.
Даже
сам
автор
допускает
два
исключения
-
ледниковую
и
вет
ровую
деятельн
ость.
В
мою
задачу
не
входит
деталь
ное
обсуждение
идей
Л
.
К
инга
,
которые
в
основном
опираются
на
физические
законы
формирования
склонов
,
адекват
но
отражающих
темп
и
направленность
колебательных
движений
любой
структурной
зоны
планеты
.
Такое
обсуждение
отвлекло
бы
меня
далеко
в
сторону
.
Тем
не
менее
отмечу
,
что,
поскольку
рельеф
является
сложной
про
изводной
взаимодействия
эндогенных
и
экзогенных
сил,
чего
Л.
Кинг
не
от
рицает
,
очевидно
что
и
рельефообразующие
процессы,
в
том
числе
и
флюви
альные
неизбежно
должны
быть
связаны
с
климатом
.
Справедливость
такого
положения
прежд
е
всего
подтверждает
объективный
факт
существования
раз
личных
типов
континентального
породообразования
с
изменяющимися
в
за
виси
юсти
от
тектонических
и
физико-географических
условий
признаками
.
Убе
д ительно
свидетельствует
в
пользу
эт
ого
положения
и
фациальный
анализ
аллювиальных
отложений
,
возникших
на
различных
стадиях
развития
речной
сети
перигляциальной
зоны.
Очевидные
отклонения
их
особенностей
от
ти
повых
признаков
аллювия
гумидных
областей
обязаны
действующим
в
преде
лах
речных
д
олин
агентам
рельефообразования
и
литогенеза
,
очень
чутко
277
реагирующим
на
все
изменения
физико-географической
обстановки.
Им
енно
с
ними
связана
фациальная
и
структурная
изменчивость
аллювиальных
толщ
.
Основные
черты
строения
и
накопления
аллювия
в
речных
долинах
пе
ригляциального
пояса
прежде
всего
определяются
полигенностью
за
счет
сцементированности
крупных фракций
глинисто-льдистым
веществом.
Эта
сопряженность
всех
факторов
оказывает
решающее
влияние
на
динамику
флювиальноro
процесса,
его
зарождение
и
развитие
.
Его
климатически
обу
словленная
специфика
проявляется
уже
в
начальной
стадии
формирования
сосредоточенных
стоков,
которые
в
рассматриваемой
обстановке
обычно
свя
заны
с
деллями
и
солифлюкционными
потоками
.
К
ним
ПРИУРО'-lено
образо
вание
элемента
рного
аллювия,
сопровождающееся
диспергированием
обло
мочного
материала
и
гидратацией
продуктов
выветривания;
даже
на
этой
ста
дии
глинистое
вещество
выполняет
пространство
между
обломками
крупной
фракции.
В
случае,
если
делли,
эфемерность
которых
определяется
коротки
ми
периодами
наибольших
напряжений
в
деятельном
слое,
преобразуются
в
сосредоточенные
стоки,
формирующие
первичные
долины,
в
последних
вме
сто
эрозии
происходит
наращивание
аллювия,
причем
последовательное
об
разование
слоев
снизу
вверх
определяется
интенсивным
промерзанием
в
зим
нее
время
и
медленным
оттаиванием
летом.
Следовательно
,
уже
на
ран
них
стадиях
развития
долины
возникает
ее
мерзлотная
агградация
.
Процесс
мерзлотной
агградации
сопровождается
образованием
двучлен
ного
слоя
аллювия
.
В
нижней
части,
на
контакте
с
коренными
породами,
ал
лювий
представлен
грубонеоднородной
щебнисто-галечниковой
массой,
сце
ментированной
песчано-глинистым
материалом.
Смешение
в
этом
слое чуж
дых,
на
первый
взгляд,
'
компонентов,
где
механическая
дифференциация,
ка
залось
бы
,
долж
на
быть
совершенной,
обусловлено
сложными
обменными
мерзлотными
процессами
,
с
которыми
связывается
образование
«д
олинного
элювия»
(Шило,
1953
г.).
Динамика
формирования
этого
слоя
изучалась
И
.
А.
Тютюновым
[1961]
И
.
Я
.
Б
арановым
[1962]
и
другими
исследователя
ми
.
Попытки
объяснить
причины
сочетания
разнородного
материала
в
дан
ном
слое
предпринимались
также
И.
П
.
Карташовым
[1958a,
б],
который
от
нес
все
его
особенности
к
исключительному
проявлению
флювиальной
де
я
тельности.
Это
объяснение,
как
было
показано
нами
[Ши
ло,
Ш
умилов
1969],
не
раскрывает
характер
явлений,
приводящих
к
образованию
такого
сложного
по
составу
«аллювию>.
Проц
ессы,
происходящие
в
граничном
слое
аллювия.
перигляциальных
областей
,
могут
быть
противопоставлены
механической
дифференциации
обломочного
материала
в
реках
гумидных
зон
.
В
рассматриваемых
условиях
на
границе
аллювия
и
коренных
пород
происходит
не
дифференциация
горных
пород
по
законам
гидродинамики
в
турбулентном
потоке
а
механи
'-lеская
,
физическая
и
химическая
ассимиляция
одного
члена
криогенной
системы
(коренные
породы
-
элювий)
другим
(элювий
-
аллювий)
.
Меха
низм
процесса
сводится
к
тому
,
что
под
действием
импульсов
периодиче
ского
промерзания
- протаивания,
обусловливающих
нестабильность
даже
уже
сформировавшихся
аллювиальных
отложений,
при
условии
достаточного
ув
лажнения
физико-механическая
дезинтеграция
коренных
пород
резко
усили
вается
-
образуется
долинный
элювий;
в
его
каркас
диффундируют
окатан-
278
ные
материалы;
развивается
миграция
тонкодисперсного
илисто-глинистого
вещества
и
т.
д.
В
поясе
перигляциального
литогенеза
формирование
отложений
на
рав
новесных
участках
речных
долин
нарушается
их
мерзлотной
агградациеЙ.
Ес
ли
в
гумидных
областях
эта
стадия
формирования
аллювия
характеризуется
сбалансированным
обменом
между
материалом,
поступающим
в
определен
ном
количестве
и
удаляющимся
вниз
по
течению
потока,
то
в
перигляциаль
ных
условиях
мерзлотная
агградация
долин,
нарушающая
нормальный
ход
процесса
,
способствует
накапливанию
аллювия
повышенной
мощности.
Ал
лювий
этого
пояса
обнаруживает
и
существенные
качественные
отличия,
особенно
в
концентрации
в
тяжелой
фракции
минералов
с
пониженной
ги
пергенной
устойчивостью
(например
,
пирит
,
арсенопирит
и
др.).
Как
видно
из
изложенного
,
деятельность
речной
сети
в
перигляциальной
зоне
контролируется
физико-географической
обстановкой
в
значительно
большей
степени,
чем
это
представляется
многим
исследователям.
Своеобразие
деятельности
речной
сети
в
районах
распространения
веч
ной
мерзлоты
прежде
всего
обусловлено
относительно
коротким
периодом
проявления
эрозионных
процессов
.
В
зимнее
время
деятельный
слой
здесь
промерзает
и
поверхностное
питание
водотоков
прекращается
.
На
больших
и
средних
реках сток
поддерживается
за
счет
подмерзлотных
и
межмерзлотных
вод,
которые
выводятся
по
сквозным
таликам,
тектоническим
трещинам
и
ослабленным
з
онам
.
В
горных
районах
часть
воды
(вероятно,
большая)
по
ступает
из
слагающих
долины
аллювиальных
толщ,
делювиально-солифлюк
ционных
шлейфов
и
(если
это
происходит
в
приледниковых
зонах)
леднико
вых
образований.
При
зимнем
промерзании
капиллярная
влага
переходит
в
гравитационную
а
последняя мигрирует
в
русловой
поток
.
Интенсивность
этого
процесса
возрастает
с
понижением
температур,
с
которыми
в
горных
районах
связывают
образование
гигантских
наледеЙ.
Механизм
их
формиро
вания
рассмотрен
п
.
Ф
.
Швецовым
[1951]
и
другими
исследователями.
В
свя
зи
с
ре
зким
сокращением
з
имнего
стока
и
его
особенностями
почти
полно
стью
прекращается
и
твердый
сток;
в
большинстве
рек
с
постоянно
дейст
вующим
русловым
потоком
он
не
превышает
десятых
долей
процента
к
годо
вому.
В
этом
состоит
одно
из
многих
различий
в
развитии
речной
сети
и
свя
занных
с
нею
э
ро
з
ионных
процессов
в
перигляциальном
и
гумидном
поясах
.
На
эрози
ю
водотоков
накладываются
вечная
мерзлота
и
криодиагене
з.
Они
проявляются
в
д
ополнительном
д
роблении
и
дифференциации
горных
пород,
в
ярко
выраженной
агградации
иногда
даже
больших
речных
долин,
в
которых
накап
лива
ются
повышенной
мощности
отложения
склонового
фа
циального
комплекса
и
создаются
формы
рельефа
,
присущие
только
периг
ляциаль
ной
зоне.
В
частности
,
за
счет
поступающего
со
склонов
обломочного
материала
или
его
выноса
из
вновь
формирующихся
боковых
притоков
в
до
линах
происходит
аккумуляция
отложений
и
их
послеседиментационная
мерзлотная
цементация.
Конусы
выносов
впадающих
в
долину
противоположных
притоков
не
редко
соединяются
между
собой
на
ее
оси
.
При
этом
образуются
ложные
«морены»
И
В
связи
с
ними
озера
отнюдь
не
старичного
происхождения,
ко
торым
ошибочно
приписывается
ледниковая
природа
.
На
днищах
таких
до-
279