Парагенетические ансамбли повторно-жильных льдов со льдами различного генезиса

Рис. 21. Парагенез эпигенетического ПЖЛ с инъекционно-сегрегационным пластовым льдом, низовья р. Енисей, пос. Сопочная Карга. Фото А.М. Земсковой

Одним из наиболее исследуемых районов канадской Арктики, где развиты пластовые льды, является о. Хершел (69°42' с.ш, 139°01' з.д.), расположенный к западу от дельты р. Маккензи в южной части море Бофорта. Пластовые льды (рис. 22, 23) здесь были исследованы В. Поллардом в 1986-1988 гг. ^[33], Б.Дж. Мурманом в начале 90-х ^[34] и Х. Лантуитом и В. Поллардом в конце 90-х гг. XX в ^[35], а впоследствии М. Фритцем с коллегами ^[36]. Наиболее типичным пластовым льдом на острове является горизонтально-слоистый лед сегрегационного генезиса.

Рис. 22. Несколько типов пластового льда, в том числе погребенного (?) и внутригрунтового льда, пронизанного с поверхности ПЖЛ в обнажении высотой около 22 м и шириной 1300 м, на южном побережье острова Хершел. Фото Д. Фокса, 2010 г.

Рис. 23. Парагенез ПЖЛ с пластовым льдом, остров Хершел. Фото Х. Лантуита, М. Фрица и Б. Радосавлиевича

В некоторых пластовых ледяных залежах на о. Хершел отмечен очень большой диапазон значений д¹⁸О (до 18 ‰ от -21 ‰ до -39 ‰) и д²H (117 ‰ от -169 ‰ до -286 ‰) для единого ледяного тела, что, по мнению автора, указывает на существенное фракционирование при сегрегационном льдообразовании в закрытой промерзавшей системе.

Во многих фрагментах обнажений на о. Хершел в верхней части разреза обнаружены ПЖЛ, нередко глубоко проникающие в пласты льда (см. рис. 22, 23).

Важно, что В. Поллард ^[33] описал на о. Хершел двухъярусные (рис. 24) сингенетические ПЖЛ (нижний ярус которых, несомненно, позднеплейстоценовый) безусловно свидетельствующих о том, что эти участки не покрывались ледниками в позднем плейстоцене.

Рис. 24. Мощные сингенетические ПЖЛ образующие два яруса в многолетнемерзлой толще о. Хершел. Фото В. Полларда

Парагенез ПЖЛ с пластовым льдом встречен в ряде пунктов северо-западных территорий Канады (рис. 25). В этой же провинции Канады встречена Дж. Мёртоном встречена мощная пластовая залежь рассеченная тонкими ледяными и мощными грунтовыми жилами (рис. 26), особенно выразительная в районе Крамблинг Пойнт ^[37].

Рис. 25. Парагенез ПЖЛ с пластовым льдом, Хилл, северо-западные территории Канады. Фото Р. Баумера

Рис. 26. Пластовый лед, рассеченный тонкими ледяными и мощными грунтовыми жилами в устье р. Маккензи, вблизи пос. Тактояктак. Фото Д. Мёртона

Сложный парагенез ПЖЛ с внутригрунтовым и погребенным ледниковым пластовым льдом, залегающим на глубине 1-1,5 м (рис. 27), описан ^[38] на острове Байлот, Канадский Арктический архипелаг (остров относится к региону Кикиктани провинции Нунавут).

Рис. 27. Неглубоко залегающий пластовый лед на острове Байлот (Канадский Арктический архипелаг). По ^[38]

Здесь ранее описаны голоценовые ПЖЛ датированные 3670 ± 110 лет ^[39], среднее значение д¹⁸О в которых равно -25,6 ‰ ^[38], тогда как в леднике C93 среднее значение д¹⁸О равно -25,0 ‰. В погребенных пластовых льдах здесь же (по мнению Ю. Шура, М. Каневского, Д. Ласелля и др. ^[38] среднее значение д¹⁸О составляет -34 ‰ - т.е. существенно ниже чем во всех других типах льда острова Байлот.

Несомненно, перекрывающий пласт торф и сильно оторфованный гравелистый песок являются хорошей средой для формирования ПЖЛ в них, поэтому на о. Байлот можно ожидать большое количество парагенетических сочетаний пластового льда с голоценовым ПЖЛ.

Д. Харри, Х. Френч и В. Поллард изучили парагенез ПЖЛ и пластовых льдов на побережье моря Бофорта в разрезе Кинг Пойнт ^[40]. Здесь развиты мощные, вероятно сингенетические повторно-жильные льды высотой в среднем 6 м, шириной в верхней части более 2,5 м (рис. 28). Они пронизывают толщу торфа и подстилающего песка и внедряются в нижележащий диамиктон. В диамиктоне залегают пластовые льды, однако снежник бронирующий нижнюю часть разреза в Кинг Пойнт не позволил детально изучить особенности взаимоотношения ПЖЛ и пластовых льдов в этом разрезе.

Рис. 28. Парагенез ПЖЛ и пластовых льдов в разрезе Кинг Пойнт, северный Юкон, побережье моря Бофорта (по D.G. Harry et al. ^[40]): 1 - мелкий песок; 2 - торф; 3 - стратифицированный опесчаненный суглинок (ил); 4 - диамиктон; 5 - снег с обломками пород; 6 - повторно-жильный лед; 7 - пластовый лед

Д. Харри, Х. Френч и В. Поллард в 1984-85 гг. проводили исследования пластового льда, вскрытого в стенках солифлюкционных оползней в районе Сэбин Пойнт, Юкон, Канада (69^о04ґс.ш., 137^о47ґз.д) ^[41]. В окрестностях Сэбин Пойнт выделено два основных типа ландшафта - волнистая поверхность моренных отложений, формирующая серию низких холмов и гряд, протянувшихся от побережья до границ оледенения стадии Сэбин Пойнт; и обширные почти горизонтальные озерные равнины, окружающие моренные отложения. Равнины характеризуются многократным развитием термокарстовых озер и их осушением. Типичное строение отложений, слагающих озерные равнины: 5-8 м толща стратифицированных желтых и коричневых легких суглинков и песков возраст которых определяется как до-Бэкландский, перекрыта валунной глиной, стадии Бэкланд, мощностью до 10 м. Глина перекрыта горизонтом мощностью 1-3 м, представленным насыщенным органикой суглинком и песком эолового и озерного генезиса. Также встречены и флювиальные илистые отложения. В верхней 2-4 метровой толще отложений развиты ледяные жилы (рис. 29). В противоположность отложениям озерных равнин, стратиграфия моренных отложений в пределах холмов и гряд характеризуется наличием 5-6 м пластовых льдов, перекрытых по крайней мере 5-метровым горизонтом льдистого суглинисто-глинистого диамиктона. Активное таяние этих осадков обеспечивает образование оползней ^[41].

Рис. 29. Парагенез ПЖЛ и пластовых льдов в береговом обнажении в 2 км к северо-западу от Сэбин Пойнт: а - стенка западного солифлюкционного оползня льдонасыщенной равнины; б - обнажение озерной террасы в 0,3 км западнее разреза а. По D.G. Harry et al. ^[41]: 1 - песок и супесь; 2 - глины; 3 - льдонасыщенный диамиктон; 4 - отложения грязевых потоков (солифлюкционные); 5 - песок с органикой и суглинок; 6 - торф; 7 - тонкий песок; 8 - оползневые отложения, 9 - ПЖЛ; 10 - сетчатый лед; 11 - чистый лед (горизонт Б); 12 - загрязненный лед (горизонт А)

Криотекстура диамиктона представлена тонкими наклонными волнистыми слоями и линзами льда и субгоризонтальными линзами мощностью до 10 см. Верхняя часть диамиктона имеет сетчатую криотекстуру, с ледяными прожилками мощностью до 10 см. Вскрытый пластовый лед разделен на две стратиграфические единицы. Слоистый грязный лед (горизонт А), мощностью 1-1,5 м, перекрывает льдистый суглинисто-глинистый диамиктон. Вверх по разрезу он постепенно переходит в чистый лед (горизонт Б) мощностью по крайней мере 4 м. Лед срезан как минимум двумя несогласиями протаивания, которые отделяют его от перекрывающих илистых отложений с включениями органического материала, которые относятся к периоду развития солифлюкционных оползней и термокарста. Эти осадки перекрыты торфом и насыщенными органикой суглинками, мощностью 5-6 м, в пределах которых залегают крупные эпигенетические ледяные жилы. Ширина жил 1-2 м в верхней части, глубина залегания - 4-6 м ^[41].

Петрографический анализ пластового льда показал, что лед горизонта Б в целом чистый и прозрачный. Такой вид обеспечивается низким содержанием пузырьков воздуха и включений грунта и почти отсутствием стратификации и структуры льда. Включения грунта составляет менее 1% по объему. Они представлены отдельными минеральными зернами и фрагментами торфа, случайно распределенными во льду. Иногда внедрение осадка происходит по плоскостям трещин. Около 65% зерен льда менее 2 см, однако вблизи кровли и краев льда они немного меньше, отдельные крупные зерна почти отсутствуют, а структура льда становится более равногранной. Эти признаки, как отмечают Д. Харри и Х. Френч, указывают на рекристаллизацию в результате протаивания и последующего промерзания.

Лед горизонта А содержит 13-15% минеральных включений по объему, что придает льду коричневый оттенок. Слоистость льда формируется за счет переслаивания слоев темного льда, содержащего прерывистые прослои и скопления осадка, и более чистого льда, насыщенного пузырьками воздуха. Другие структуры отсутствуют. Выделено два типа включений минерального осадка: 1 - случайные включения частиц песка и ила как в грязном льду, так и в чистом льду, 2 - горизонтальные слои или скопления неправильной формы насыщенного органикой суглинка длиной 5-15 см, толщиной до 1 см. Включения газа во льду горизонта А представлены маленькими сферическими пузырьками длиной 1-5 мм, расположенными вблизи и между слоями и скоплениями осадка. В пределах полос более чистого льда газовые включения имеют большие размеры (3-20 мм длиной) и встречаются в виде отдельных вытянутых пузырьков или цепи небольших пузырьков. Средняя площадь зерен льда 2,5 см², диапазон составляет от 0,8 до 4 см².

По органике, отобранной из отложений исследованного оползня и расположенных рядом обнажений, получен ряд ¹⁴С датировок, позволяющих предположить возраст пластовых льдов. Фрагменты древесины, отобранной из легкого суглинка и песка под глинами стадии Бакленд, датированы старше 40000 лет. Фрагменты древесины, отобранные из илистых флювиальных отложений непосредственно над несогласием протаивания, датированы в 8980 ± 90 лет, а фрагмент древесины из нижней части торфа датирован в 8390 ± 120 лет. Эти датировки показывают максимальный возраст начала аккумуляции торфа и минимальный возраст пластового льда. Торф, отобранный из базальных озерных отложений, перекрывающих флювиальные осадки с обломками и морену, в 0,3 км северо-западнее, имеет возраст 11000 ± 100 лет, что дает максимальный возраст начала озерной аккумуляции в этом районе. Органика из этого же стратиграфического горизонта, в 2 км северо-западнее, датирована в 14400 ± 180 лет. Эти датировки позволяют предположить ^[41] периоды наибольшей активности термокарста в течение позднего висконсина и раннего голоцена. Льдистые отложения периода Бакленд и после него, включая пластовые льды, были подвержены протаиванию, солифлюкции, эрозии и переработке. Развивалась обширная сеть термокарстово-озерных бассейнов; в небольших термокарстовых понижениях и водоемах происходила аккумуляция мощных торфяников и насыщенных органикой суглинков. После осушения озер началось многолетнее промерзание, которое сопровождалось ростом крупных эпигенетических повторно-жильных льдов ^[41]. Говоря об относительном возрасте исследованного пластового льда Д. Харри с соавторами ^[41] указывают на то, что возраст перекрывающих лед отложений датирован от 8000 до 14000 лет назад, лед не деформирован и либо перекрывает, либо залегает вблизи кровли глин стадии Бакленд, и поэтому пластовый лед, если рассматривать его неледниковое происхождение, образовался после отступания ледника стадии Бакленд. Внутригрунтовое происхождение льда подтверждается стратиграфией разреза. Постепенный переход сверху-вниз от чистого льда ко льду с включениями осадка и отложениям с сетчатой криотекстурой лучше всего объясняется изменением условий промерзания по мере движения фронта промерзания вниз. Маловероятно, чтобы погребенный ледниковый или другой наземный лед демонстрировал такой постепенный переход ^[41]. Также ориентация оси с льда из горизонтов А и Б имеет слабый максимум, в отличие от большинства проанализированных образцов ледникового льда. Поэтому Д. Харри c коллегами ^[41] делают вывод, что исследованный ими пластовый лед образовался в результате процессов сегрегации. Низкое содержание осадка во льду и крупные кристаллы льда не исключают интрузивное происхождение горизонта Б. Также это может быть инъекционно-сегрегационный лед. Лед горизонта А состоит из более мелких кристаллов, отличается высоким содержанием пузырьков воздуха и более высоким включением минеральных частиц. Это предполагает, что промерзание в пределах горизонта А шло быстрее. Либо происходило понижение температуры, или, что более вероятно, при тех же термических условиях снизилось количество поступающей воды, что могло быть связано с истощением или ограничением потока воды из смежных горизонтов. В результате этого в лед было включено больше минеральных частиц. Переход пластового льда в отложения с сетчатой криотекстурой могло отражать дальнейшее ограничение поступления воды к фронту промерзания. Источником воды для формирования пластового льда могла вода, поступающая под артезианским давлением, или вода из закрытой или полузакрытой системы под гидростатическим давлением. В последнем случае отсутствие водоносных пористых отложений (например, песка или гравия) подо льдом, что типично для разрезов с пластовыми льдами на п-ове Тактояктак и в дельте Маккензи, предполагает очень высокое поровое давление. Альтернативным источником воды могли быть отложения, накопившиеся до стадии Бакленд, из которых влага мигрировала вверх в соответствии с термическим градиентом вдоль трещин или других каналов в глинах стадии Бакленд ^[41].

Д. Харри, Х. Френч и В. Поллард ^[41] предложили три модели развития льдистых отложений в районе Сэбин Пойнт: 1) они могут представлять аградационные формы стадии Бакленд, образовавшиеся либо как льдистые морены, либо как локальные смятые ледником прослои льда стадии Сэбин; 2) эти отложения представляют подземный лед, образовавшийся после стадии Бакленд при многолетнем промерзании и 3) это остатки ранее существовавшей обширной льдистой равнины, образовавшейся при многолетнем промерзании в конце стадии Бакленд или после нее и впоследствии переработанной термокарстовыми процессами. Первая гипотеза не рассматривается, т.к. пластовый лед не деформирован и очевидно не ледникового генезиса. Послеледниковое развитие этого ландшафта также подчеркивается наличием инверсий в рельефе. Это маркируется наличием илистых флювиальных отложений и аккумуляцией мощных торфяников в пределах озерных котловин в более возвышенной части равнины. Такая инверсия могла быть результатом либо поднятия поверхности в результате формирования подземного льда, или в результате термокарстовой просадки смежных территорий. К примеру, П. Уолкер описывал в районе Прудхо Бэй многочисленные примеры пинго «с широким основанием», которые морфологически близки к содержащей пластовые льды равнине вблизи Сэбин Пойнт. Тем не менее, исследованный лед не может рассматриваться как лед пинго, т.к. пластовый лед подстилается диамиктоном - глинами стадии Бакленд, которая сильно отличается от органического суглинка и песка, подстилающего смежные озерные бассейны. Пластовый лед перекрывается флювиальными осадками и торфом, накапливавшимися в термокарстовых озерах. Несогласие протаивания между этими осадками и льдом показывает, что развитие озера и его осушение происходило после формирования льда. Территория в окрестностях Сэбин Пойнт не имеет конических возвышенностей, типичных для пинго. Также отсутствуют радиальные трещины или понижения на вершинах возвышенностей, обычно наблюдаемые у пинго. Также лед в районе Сэбин Пойнт не типичен для льда пинго ^[41].

Наиболее вероятное происхождение равнин в районе Сэбин Пойнт - это остаточный рельеф, образовавшийся после преобразования обширной возвышенной равнины термокарстовыми процессами, как например, аласный рельеф в Якутии. Согласно этой модели, пластовые льды и льдистые осадки образовались по мере многолетнего промерзания в конце или после стадии Бакленд. Пространственное и стратиграфическое положение пластовых льдов было определено локальными термическими и гидрологическими условиями. Многочисленные эпизоды термокарста в период между 8000 и 14000 лет назад привели к просадке поверхности с образованием термокарстово-озерных котловин. Таяние отложений привело к перемещению водонасыщенных илистых осадков с возвышенностей в бассейны озер и перекрытию территорий с образовавшимися подземными льдами ^[41].

П. Уорсли ^[42] описан парагенез ПЖЛ и пластового льда на оз. Ангус (юго-запад острова Бэнкс, запад Канадской Арктики). Обрыв похож на мини цирк, высота его составляла в среднем 3-4 м, в максимуме превышала 5 м (рис. 30).

Рис. 30. Парагенез ПЖЛ и пластового льда в обнажении на оз. Ангус (юго-запад острова Бэнкс, запад Канадской Арктики). По ^[42]: 1 - диамиктон; 2 - песок; 2 - глины; 3 - пластовый лед; 4 - ПЖЛ; 5 - нижняя граница сезонно-талого слоя; 6 - деформации поверхности

Верхняя часть обрыва сложена диамиктоном, насыщенным валунами, мощностью от 1 до 1,4 м. Контакт между диамиктоном и подстилающим льдом был резким и имел низкую амплитуду волнистости. В нижней части обнажения вскрыт пластовый лед, мощностью, по крайней мере 4 м. Он имел грубую стратификацию, составленную из чередования тонких (< 0,5 м) слоев обломков, и более мощных слоев льда, содержащих различное количество рассеянного не местного обломочного материала и моренные обломки. Лед смят в складки. Несколько песчаных и ледяных жил простирались от основания перекрывающего диамиктона и внедрялись по крайней мере на 3,5 м в пластовые льды. Длина жил различная. Ледяные жилы сложены относительно чистым льдом с четкой слоистостью из-за небольших размеров кристаллов и включений частиц органики. Слоистость почти вертикальная и сильно отличается от структуры пластового льда. Песчаные жилы сложены вертикальнослоистым песком. Не было встречено никаких дайкоподобных ответвлений (отростков) как в самих жилах, так и за их границами. Верхняя часть исследованного пластового льда и песчаных жил срезаны в результате протаивания. Так как размер песчаных жил сопоставим другим жилами в окрестности вне зоны распространения пластового льда, степень срезания жил оценена П. Уорсли не намного более одного метра ^[42].

П. Уорсли ^[42] предложил следующую последовательность развития этого парагенеза (см. рис. 30). Сначала (стадия A) диамиктоновый покров накапливается на льду в процессе либо вытаивания и / или сублимации в условиях сухого климата и сплошного распространения многолетнемерзлых пород. Затем начинается рост песчаных жил, а аккумуляция ледниковых обломков в результате вытаивания / сублимации прекращается, поскольку на поверхности диамиктона накапливается эоловый песчаный покров (стадия Б).

Диамиктоновый покров, образовавшийся из вытаявших обломков, характеризуется низкой прочностью и подвержен гравитационным перемещениям. Эти условия способствуют для плоскостной солифлюкции или оползанию, воздействующих на весь деятельный слой. Протаивание достигает уровня ниже первоначальных голов песчаных жил. Сочетание таяния и движения осадка разрушает самую верхнюю часть песчаных жил, хотя изолированные деформированные фрагменты песка встречаются в пределах диамиктона (стадия В).

После улучшения климата в начале голоцена, похолодание привело к уменьшению мощности деятельного слоя, и нижняя часть солифлюкционного материала (диамиктона) перешла в многолетнемерзлое состояние (стадия Г) по мере повышения кровли многолетнемерзлых пород.

Парагенезы жил с наледными льдами

Наблюдения В.Р. Алексеева ^{[43, 44]}, С.А. Санникова ^{[45, 46]} и др. в ряде районов Восточной Сибири показали, что при излиянии наледеобразующих вод на поверхность существенно изменяется микроклимат приземного слоя воздуха: на наледных полянах на высоте 2 м температура в зимний период в среднем на 1-1,5°С выше, чем на окружающей территории, а летом на эту же величину ниже.

Наледные участки речных долин обычно представляют собой очаги разгрузки бассейнов подземных вод. Формирование пластов инъекционного льда начинается в период, когда грунт на смежных участках долины промерзает на значительную глубину. Под наледью в связи с выделением большого количества скрытой теплоты кристаллизации сохраняется надмерзлотный талик. Промерзание его кровли в перерывах между наледеобразованием, а также криогенное отжимание воды с боков, приводит к развитию большого давления, которое резко падает при прорыве подземной воды на поверхность или ее внедрении в виде обособленной линзы между талым и мерзлым грунтом. Дальнейшее промерзание водяной инъекции может быть частичным или полным. При последующих инъекциях мерзлая порода приподнимается вместе с ледяной кровлей и в дальнейшем защемляется в толще подземного льда (рис. 31, 32, 33).

Рис. 31. Ледогрунтовые комплексы на наледном полигоне Чарские Пески. Северное Забайкалье. Из В.Р. Алексеева ^[44]: а - долина руч. Холодного; б - долина руч. Болотного; в-правый берег реки Средний Сакукан. 1 - наледь подземных вод. Лед: 2 - инъекционный, 3 - повторно-жильный, 4 - трещинно-жильный, 5 - снежный; 6 - вода. Грунты: 7 - песок сезоннопротаивающий, 8 - песок многолетнемерзлый, 9 - супесь многолетнемерзлая, 10 - торф мерзлый, 11 - валуны и галька; 12 - воздушная полость в теле бугра пучения

Иногда инъекции воды происходят между наледью и ее ложем. Нарастание инъекционного льда, обычно синхронно следует за циклами излияния и последующей кристаллизации наледеобразующих вод, о чем свидетельствуют многочисленные апофизы в периферийных частях ледяных массивов ^[40]. Параллельно с этим залечиваются трещины - в них образуются жильные и повторно-жильные льды особой модификации, питание которых осуществляется не сверху, как обычно, а снизу, в результате криогенного напора грунтовых вод. Часто формирование инъекционных льдов начинается на территории, занятой лесом, и служит причиной его трансформации или даже полного уничтожения.

Рис. 32. Строение ледогрунтового комплекса, сформировавшегося в долине о. Холодный, Северное Забайкалье (по В.Р. Алексееву ^[43]): 1 - инъекционный лед; 2 - сегрегационный лед; 3 - ПЖЛ; 4 - наледный лед; 5 - песок мерзлый

Рис. 33. Разрезы ПЖЛ, сформировавшихся в пределах наледной долины р. Средний Сакукан, север Забайкалья (по ^[43]): 1 - лед ПЖЛ; 2 - сегрегационный лед; 3 - наледный лед; 4 - песок; 5 - супесь; 6 - торф; 7 - граница многолетнемерзлых пород; 8 - дерновый слой

Наледные явления играют своеобразную роль в развитии ПЖЛ. Как известно лед в трещинах как правило формируется в результате таяния снега. В результате выхода наледеобразующих вод в пойму рек или полностью исключается морозобойное растрескивание (если наледный процесс начинается осенью и продолжается до весны), или сокращаются температурные напряжения мерзлых грунтов ^[43].

На наледных участках речных долин ПЖЛ часто формируются за счет подземных вод, изливающихся в холодный период года, причем время образования ледяных клиньев сдвигается на 2-3 месяца к середине зимы. Из-за наличия массы наледного льда, перекрывающей полигоны, трансформируется их развитие в теплый период года, в частности уменьшается глубина сезонного протаивания, изменяется интенсивность и характер термоэрозии и термокарста, а также сокращается пучение горных пород и ледяных жил.

Участки с ПЖЛ наиболее часто встречаются на периферии плоских наледных полян, сложенных мелкодисперсными отложениями, а также на речных террасах, вышедших из-под уровня пойменного режима. Примером местности такого типа служит долина р. Средний Сакукан в Чарской котловине на севере Забайкалья. Вскрытые здесь ПЖЛ относятся к полигенетическим. Нижняя их часть сформировалась эпигенетически до начала наледеобразования, а верхняя сингенетически в процессе многолетнего развития наледных явлений. Развитие только сингенетических ПЖЛ наиболее вероятно в нижних частях наледных полян, где аккумуляция твердого материала преобладает над его сносом.

На основе этих материалов В.Р. Алексеев ^[43] пришел к выводу, что в областях с суровыми климатическими условиями широко распространен особый комплекс парагенетически связанных грунтов, подземных и поверхностных льдов, морфологические особенности, строение и развитие, которого определяются послойным намораживанием воды на дневной поверхности.

С.А. Санников показал, что морозобойные трещины на наледных участках Верхнечарской котловины развиваются в отложениях различного механического состава, в том числе и в грубозернистых грунтах. Активное наледеобразование в речной долине и связанный с ним режим промерзания отложений не благоприятствуют формированию на наледных полянах ПЖЛ. Но ПЖЛ все же образуются там, где мощность поверхностного слоя тонкодисперсных отложений превосходит глубину сезонного протаивания-то есть, как правило, в нижних частях наледных полян ^[44].

ПЖЛ, сформировавшиеся в условиях активного наледеобразования на поверхности, - сложены конжеляционным льдом, для них характерно малое количество газовых примесей. Важнейшим элементом ледового комплекса наледных участков являются инъекционные льды. Они формируются при кристаллизации замкнутых объемов подземных вод в пределах сезонноталого слоя и водных инъекций из промерзающих крупнодебитных источников, выражаясь в рельефе в виде инъекционных бугров пучения. Кроме того, в результате непрерывного промерзания находящегося под некоторым избыточным давлением подналедного водного потока, образуются пластовые ледяные тела, располагающиеся непосредственно под наледью или под тонким слоем аллювия в русле или на пойме ^[45].

Парагенезы жил с ледниковыми глетчерными и айсберговыми льдами

Вероятно, развитие морозобойного растрескивания в непосредственно близости от ледников (а может быть и на поверхности самого ледника) на такое уж редкое явление, однако морфологическое сходство морозобойных трещин и трещин, возникающих в результате движения ледника, препятствует идентификации морозобойных трещин на леднике. Вторым обстоятельством является то, что морозобойное растрескивание чаще происходит зимой, а в это время поверхности ледников почти полностью покрыты снегом, поэтому растрескивание если и происходит, то под снегом и на поверхности не проявляется. Трещины частично заполняются снегом, а в весеннее время - талой водой.

Несколько иначе обстоит в зоне абляции - где поверхность частично свободна от снежного покрова, но обычно это происходит летом, когда морозобойное растрескивание не активно.

Возникают такие парагенезы чаще всего в районе полей мёртвого льда, где сразу после ухода края ледника может активизироваться морозобойное растрескивание, как, например, неоднократно отмечено на Шпицбергене ^{[47, 48]} (рис. 34).

Рис. 34. Развитие ПЖЛ на полигональных массивах, расположенных вблизи края горного ледника на Шпицбергене. Фото И.И. Лаврентьева

Схожую картину удалось наблюдать С.С. Осадчему в верховьях рек Гутары, Бирюсы и Джуглыма (рис. 35). Вполне вероятно, что захороненный мёртвый лёд был средой, в которую позднее могли внедряться ПЖЛ, формируя глетчерно-повторно-жильный парагенез.

Рис. 35. Схема соотношения площадей развития плейстоценового оледенения и распространения ПЖЛ в верховьях рек Гутары, Бирюсы и Джуглыма (левый приток р. Уды). По С.С. Осадчему ^[49]): 1 - предполагаемая граница области питания ледников; 2 - обобщенные контуры ледников максимальной стадии оледенения; 3 - каналы стока ледниковых вод (цифры на схеме: 1 - гутарский, 2 - бирюсинский, 3 - джуглымский); 4 - внеледниковые долины; 5 - обобщенные границы бассейнов рек; 6 - границы ареала ПЖЛ: достоверные (а) и предполагаемые (б)

Морозобойное растрескивание и формирование ледяных жилок удалось зафиксировать на поверхности айсбергового льда (рис. 36), причём ледяные жилки очень отчётливо выделялись как по структурным признакам, у них кристаллы были существенно иной формы и цвета по сравнению с айсберговым льдом. Кристаллы жильного льда выделялись также своими более крупными размерами и большей прямолинейностью. Отчетливо выделялся осевой шов вдоль зоны растрескивания ^[50].

Рис. 36. Схематический рисунок тонкого среза льда айсберга в скрещенном свете микроскопа (по Bаrette, Jordaan ^[50]): 1 - воздушные включения размером от нескольких мм до долей мм; 2 - плоскостные структуры (линейные в разрезе) различной ориентации и мощности; 3 - элементарные ледяные жилки, расположенные в центре среза, и окружающие их кристаллы, которые крупнее кристаллов айсбергового льда. Стрелка в центре схемы указывает на особенно крупные плоскостные структуры, определенные по значительному скоплению сравнительно больших пузырьков воздуха

Выводы

o Повторно-жильных льды (ПЖЛ) образуют парагенетические сочетания со многими типами подземных и наземных льдов.

o Парагенезы ПЖЛ с сегрегационными и инъекционно-сегрегационными льдами в ядрах бугров пучения могут встречаться как в буграх миграционного типа (пальза), так и в инъекционных булгунняхах-гидролакколитах (пинго).

o Наиболее часто встречающимся парагенезом ПЖЛ и пластовых льдов, является, их сочетание в голоценовых разрезах представленных с поверхности торфяниками, вмещающими сингенетические ПЖЛ, подстилаемые супесчано-суглинистыми озёрными осадками. В формирующиеся на контакте торфа и подстилающих отложений пластовые залежи, «хвостами» внедряются ПЖЛ из торфа. Однако такое же сочетание возможно и в аллювиальных и в морских и в озёрных отложениях, где сформировались пласты льда погребённого или внутригрунтового типа.

o Парагенезы ПЖЛ со льдами наледей часто занимают большие площади.

o Парагенезы ПЖЛ с глетчерными и айсберговыми льдами часто встречаются в полярных районах, однако и в непосредственной близости от горных ледников в конечных моренах с захороненным мёртвым льдом могут формироваться ПЖЛ.

Библиография

1. Геологический словарь, т. 2. Третье издание. СПб.: изд-во ВСЕГЕИ. 2011. Недра. 1973. 478 с.

2. Васильчук Ю.К. Южный предел ареала повторно-жильных льдов в Евразии // Криосфера Земли. 2004. Том 8. №3. С. 34-51.

3. Vasil'chuk Yu.K., Vasil'chuk A.C., Budantseva N.A., Volkova Ye.M., Sulerzhitsky L.D., Chizhova Ju.N., Jungner H. Radiocarbon age and Holocene dynamics of palsa in the Usa River valley // Doclady Earth Sciences. 2002. Vol. 384. N4. P. 442-447.

4. Vasil'chuk Yu.K., Vasil'chuk A.C., Sulerzhitsky L.D., Budantseva N.A., Volkova Ye.M., Chizhova Ju.N. Radiocarbon chronology of palsa in the Bol'shaya Zemlya tundra // Doclady Earth Sciences. 2003. Vol. 393. N8. P. 1160-1164.

5. Пьявченко Н.И. Бугристые торфяники. М.: Изд-во АН СССР. 1955. 280 с.

6. Данилов И.Д. О генетической взаимосвязи плоскобугристых и выпуклобугристых торфяников // Природные условия Западной Сибири. М.: Изд-во Моск. ун-та. 1973. С. 150-159.

7. Белопухова Е.Б. Многолетние бугры пучения в долине р. Ярудей // Труды Института мерзлотоведения им. В.А. Обручева АН СССР, том. XIX. М.: Изд-во АН СССР. 1962. C. 91-95.

8. Данилова Н.С. Жильные льды и бугристые торфяники района г. Салехарда // Труды института мерзлотоведения им. В.А. Обручева. Том XIX (Очерки региональной и исторической криологии. Западная Сибирь и прилегающие к ней регионы). М.: Изд-во АН СССР. 1962. С. 75-80.

9. Васильчук Ю.К. Закономерности развития инженерно-геологических условий севера Западной Сибири в голоцене / Диссертация на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук. М.: Моск. ун-т. 1982. 305 с. Автореферат - 27 с.

10. Слагода Е.А., Ермак А.А. Дешифрирование экзогенных процессов типичных тундр полуострова Ямал на примере территории района среднего течения реки Юрибей // Вестник Тюменского государственного университета. Науки о Земле. 2014. №4. 28-38.

11. Оленченко В.В., Шеин А.Н. Возможности геофизических методов при поисках плейстоценовой мегафауны в пойменных и надпойменных отложениях реки Юрибей (Ямал) // Криосфера Земли. 2013. Том XVII. №2. С. 83-92

12. Втюрин Б.И. Материалы исследования инъекционных льдов // Многолетнемёрзлые горные породы различных районов СССР. М.: Изд-во АН СССР. 1963. С. 123-143.

13. Болиховский В.Ф. Парагенетические комплексы подземных льдов в буграх пучения Центрального Ямала // Криогенные физико-геологические процессы и методы изучения их развития. М. ВСЕГИНГЕО. 1987. С. 135-141.

14. Попов А.И. Мерзлотные явления в земной коре (криолитология). М.: Изд-во Моск. ун-та, 1967. 304 с.

15. Втюрин Б.И. Подземные льды СССР. М.: Наука. 1975. 214 с.

16. Евсеев В.П. Миграционные бугры пучения Северо-Востока Европейской части СССР и Западной Сибири / Диссертация на соискание степени канд. геогр. наук. 1974. М.: Моск. ун-т. 159 с.

17. Касымская М.В. Сезонные и многолетние бугры пучения северо-востока полуострова Ямал // Научно-исследовательские публикации. 2014. №15 (19). С. 13-18.

18. Vasil'chuk Yu., Budantseva N., Vasil'chuk A., Chizhova Ju., Podborny Ye., Vasil'chuk J. Holocene multistage massive ice, Sabettayakha river mouth, Yamal Peninsula, northernwest Siberia // GeoResJ. 2016. Vol. 9. P. 54-66. doi.org/10.1016/j.grj.2016.09.002

19. Vasil'chuk Yu.K., Budantseva N.A., Vasil'chuk A.C., Podborny Ye. Ye., Sullina A.N., Chizhova Ju.N. Multistage Holocene massive ice near the Sabettayakha River mouth, Yamal Peninsula // Earth Cryosphere. 2015. Vol. XIX. No. 4. P. 36-47. http://www.izdatgeo.ru/pdf/earth_cryo/2015-4/36_eng.pdf

20. Vasil'chuk Yu.K., van der Plicht J., Jungner H., Sonninen E., Vasil'chuk A.C. First direct dating of Late Pleistocene ice-wedges by AMS // Earth and Planetary Science Letters. 2000. Vol.179. N2. P. 237-242. doi.org/10.1016/S0012-821X(00) 00122-9

21. Карпов Е.Г. Подземные льды Енисейского Севера. Ответственные редакторы Н.А. Граве и П.А. Соловьев. Новосибирск: Наука. 1986. 134 с.

22. Соломатин В.И. Подземные льды в торфяниках приполярных районов Обско-Тазовского междуречья // Многолетнемёрзлые горные породы различных районов СССР. М.: Изд-во АН СССР. 1963. С. 155-159.

23. Васильчук Ю.К., Васильчук А.К., Сулержицкий Л.Д., Буданцева Н.А., Кучера В., Ранк Д., Чижова Ю.Н. Возраст, изотопный состав и особенности формирования позднеплейстоценовых синкриогенных повторно-жильных льдов Дуванного Яра // Криосфера Земли. 2001. Том V. №1. С. 24-36.

24. Васильчук Ю.К. Изотопно-кислородный состав подземных льдов (опыт палеогеокриологических реконструкций). Изд. Отдел Теоретических проблем РАН. Геол. ф-т. МГУ, ПНИИИС. 1992. В 2-х томах. Т.1. - 420 c. Т.2 - 264 c.

25. Васильчук Ю.К. Изотопно-геохимическая характеристика позднеплейстоценового повторно-жильного комплекса Куларской котловины // Доклады АН СССР. 1990. Том 310. №1. С. 154-157.

26. Данилов И.Д. Пластовые льды в субаквальных отложениях севера Западной Сибири // Природные условия Западной Сибири, вып. 5. М.: Изд-во Моск. ун-та. 1975. С. 205-215.

27. Данилов И.Д. Полярный литогенез. М.: Недра. 1978. 239 с.

28. Данилов И.Д. Мерзлотно-фациальное строение водораздельных плейстоценовых отложений нижнего течения р. Енисея // Проблемы криолитологии, вып. 1. М.: Изд-во Моск. ун-та. 1969. С. 93-105

29. Gell A. A contact between massive ice and wedge ice, Tuktoyaktuk coast, District of Mackenzie (107c) // Geological Survey of Canada, Report of Activities. 1974. Pap. 74 - 1. Pt. B.P. 245-246.

30. Gell W.A. Ice-wedge ice, Mackenzie Delta - Tuktoyaktuk Peninsula area, N.W.T., Canada // Journal of Glaciology. 1978. Vol. 20. N84. P. 555-562.

31. Vasil'chuk Yu.K., Vasil'chuk A.C., Budantseva N.A. Isotopic and palynological compositions of a massive ice in the Mordyyakha River, Central Yamal Peninsula // Doklady Earth Sciences. 2012. Vol. 446. Part 1. P. 1105-1109. DOI: 10.1134/S1028334X12090164

32. Стрелецкая И.Д., Гусев Е.А., Васильев А.А., Рекант П.В., Арсланов Х.А. Подземные льды в четвертичных отложениях побережья Карского моря как отражение палеогеографических условий конца неоплейстоцена-голоцена // Бюллетень комиссии по изучению четвертичного периода, вып. 72. М.: Наука. 2012. С. 28-59.

33. Pollard W. The nature and origin of ground ice in the Herschel Island area, Yukon territory // Permafrost - Canada. Proceedings of the Fifth Canadian Permafrost Conference, N54, Collection Nordicana, Centre d'etudes Nordiques, Universite Laval. Quebec: National Research Council of Canada, 1990. P. 23-30.

34. Moorman B.J., Michel F.A., Wilson A. 14C dating of trapped gases in massive ground ice, Western Canadian Arctic // Permafrost and Periglacial Processes. 1996. Vol. 7. Iss. 3. P. 257-266.

35. Lantuit H., Pollard H. Fifty years of coastal erosion and retrogressive thaw slump activity on Herschel Island, southern Beaufort Sea, Yukon Territory, Canada // Geomorphology. 2008. Vol. 95. Iss. 1-2. P. 84-102.

36. Fritz M., Wetterich S., Meyer H., Schirrmeister L., Lantuit H., Pollard W.H. Origin and Characteristics of Massive Ground Ice on Herschel Island (Western Canadian Arctic) as revealed by Stable Water Isotope and Hydrochemical Signatures // Permafrost and Periglacial Processes. 2011. Vol. 22. Iss. 1. P. 26-38.

37. Murton Ju. B., Worsley P., Gozdzik J. Sand veins and wedges in cold aeolian environments // Quaternary Science Reviews. 2000. Vol. 19 P. 899-922.

38. Coulombe S., Fortier D., Lacelle D., Kanevskiy M., Shur Yu. Origin, burial and preservation of late Pleistocene-age glacier ice in Arctic permafrost (Bylot Island, NU, Canada) // The Cryosphere Discuss. 2018. 24 p. doi.org/10.5194/tc-2018-114

39. Fortier D., Allard M. Late Holocene syngenetic ice-wedge polygons development, Bylot Island, Canadian Arctic Archipelago // Canadian Journal of Earth Sciences. 2004. Vol. 41. Iss. 8. P. 997-1012, doi:10.1139/e04-031.

40. Harry D.G., French H.M., Pollard W.H. Ice wedges and permafrost conditions near King Point, Beaufort Sea coast, Yukon Territory // Canada. Geological Survey. Paper. Current Research, Part A. 1985. Paper 85-1A. P. 111-116.

41. Harry D.G., French H.M., Pollard W.H. Massive ground ice and ice-cored terrain near Sabine Point, Yukon Coastal Plain // Canadian Journal of Earth Sciences. 1988. Vol. 25. N11. P. 1846-1856.

42. Worsley P. Context of relict Wisconsinan glacial ice at Angus Lake, SW Banks Island, western Canadian Arctic and stratigraphic implications // Boreas. 1999. Vol. 28. P. 543-550.

43. Алексеев В.Р. Парагенез наледей и подземных льдов // Материалы гляциологических исследований, вып. 1989, вып. 65. С. 81-88.

44. Alekseyev V.R. Cryogenesis and geodynamics of icing valleys // Geodynamics & Tectonophysics. 2015. Vol. 6. N2. P. 171-224. doi:10.5800/GT-2015-6-2-0177.

45. Санников С.А. Морозобойное растрескивание грунтов и полигонально-жильное льдообразование на наледных участках речных долин Верхнечарской котловины // Гляциология Восточной Сибири. Иркутск. 1983. С. 64-76.

46. Санников С.А. Криогенез в условиях активного наледеобразования (на примере Верхнечарской котловины) / Диссертация на соискание учёной степени кандидата географических наук. М. 1984. 198 c.

47. Elton Ch.S. The nature and origin of soil-polygons in Spitsbergen // Quarterly Journal of the Geological Society. 1927. Vol. 83. N1. P. 163-194. doi.org/10.1144/GSL.JGS.1927.083.01-05.07

48. Втюрин Б.И. Подземные льды Шпицбергена // Материалы гляциологических исследований. 1989, вып. 65. С. 69-75.

49. Осадчий С.С. Повторно-жильные льды в Восточном Саяне и их стратиграфическое значение // Поздний плейстоцен и голоцен юга Восточной Сибири. Новосибирск: Наука. 1982. С. 146-155.

50. Barette P.D., Jordaan I.J. Healed cracks in iceberg ice // Journal of Glaciology. 2002. Vol. 48. N163. P. 587-591.

Размещено на Allbest.ru