Основы криогенеза литосферы - Романовский Н.Н.
ISBN 5—211—02379—X
Скачать (прямая ссылка):
и/ е /I ir ф
Рис. VLL Схема формирования «ледового комплекса» при регрессии Полярного бассейна:
I _ положение уровня моря при трансгрессии; II — уровень моря при регрессии (по С. Зимову)
движения вносили только локальные коррективы в распределение мощностей синкриогенных отложений.
2. Отложения континентальных оледенений — изначально мерзлые морены с пластовыми льдами (см. IV.2), формировавшиеся в периферийной зоне ледниковых покровов (см. V.8), где температуры на подошве ледников были хотя и отрицательные, но более высокие, чем вне их. Здесь большая льдистость верхней части разреза криолитозоны может сочетаться с аномально малыми ее мощностями (Балобаев, 1986), являющимися результатом протаивания мерзлых толщ снизу, в период существования ледникового покрова, и сохранившимися в виде положительных аномалий в льдистых дисперсных отложениях Западной Сибири.
3. Морские, ледово- и ледниково-морские синхронно эпикриогенные породы, образовавшиеся при промерзании слаболити-фицированных отложений и осадков при регрессии полярного бассейна. Для них характерны высокая льдистость, наличие
249
пластовых льдов, засоленность глинистых разновидностей. Накопление этих отложений происходило в бассейне при отсутствии многолетнемерзлых пород. Промерзание начиналось с момента выхода из-под уровня моря. Поэтому более молодые поверхности, сложенные такими отложениями, проморожены на меньшую глубину, чем более древние. Это обусловлено более коротким периодом их промерзания. В настоящее время поверхности морских террас (равнин) характеризуются нестационарным аградационным состоянием мерзлых толщ. Такие отложения и соответствующие им поверхности распространены на севере Западной Сибири, на Северо-Сибирской низменности, частично на Северо-Востоке европейской части России. В арктических районах Западно-Сибирской равнины наблюдается тенденция увеличения мощности криолитозоны от молодых морских террас к более древним, вплоть до третьей, установленная В. В. Баулиным, Г. И. Дубиковым, В. Т. Трофимовым и др. Напомним, что толщи рассматриваемых отложений и заключенные в них пластовые льды многие геологи трактуют как изначально мерзлые морены и захороненные ледниковые льды (см. IV.2). Канадские исследователи (X. Френч, Р. Маккей, Д. Харрис и др.) указывают на существование в дельте Мак-кензи и на Канадских арктических островах как погребенных ледниковых, так и внутригрунтовых сегрегационных и инъекционных залежей льда. Они также видят доказательства трансформации внутригрунтовых льдов и вмещающих бассейновых отложений надвигавшимися на них ледниковыми покровами. Весьма вероятна именно такая ситуация в развитии ряда районов севера Западно-Сибирской низменности, Северо-Сибирской низменности и ряда других аккумулятивных равнин.
Рассмотренные типы высокольдистых отложений плейстоцена сохранились в северной геокриологической зоне, где они послужили основой развития термокарстовых озер и существенно разрушены ими. Залежи подземных льдов разного генезиса, формы и размеров распространены как с поверхности, так и залегают в разрезе плейстоценовых осадочных отложений на разных глубинах. Так, пластовые льды мощностью от первых метров до 20—40 м в разрезах Ямала, Гыдана, Приенисейской части Западной Сибири встречаются до глубины 200 м, а возможно, и более. В верхних 40—60 м они распространены чрезвычайно широко, сильно усложняя инженерно-геокриологические и экологические условия этих территорий. В южной геокриологической зоне и на южной периферии северной эти отложения подверглись практически повсеместному протаиванию с поверхности в период голоценового оптимума. На месте массивов подземных льдов образовались термокарстовые озера,, породы подверглись протаиванию и таберироваиию (см. IV.5). Произошла посткриогенная инверсия рельефа. Таким образом,, рельеф и криогенное строение верхней части разреза криолитозоны платформ, представляющих собой аккумулятивные рав
250
нины, резко различаются в пределах южной протаявшей и северной сохранившейся в изначально мерзлом состоянии частях. Граница между ними имеет сложную конфигурацию и проходит севернее границы между южной и северной геокриологическими зонами. Она разделяет южные протаявшие, а затем вновь промерзшие в позднем голоцене мерзлые толщи, от северных непротаявших, сохранивших исходное криогенное строение и залежи подземных льдов.
Равнинный характер поверхности платформы обусловливает проявление на них широтной природной зональности, в том числе и геокриологической (см. II.3). Последняя проявлялась на аккумулятивных равнинах и в долинах рек криолитозоны на всех этапах их развития в позднем кайнозое. В силу этого на аккумулятивных поверхностях в коррелятивных им отложениях, особенно в аллювиальных толщах, запечатлены черты геокриологической зональности соответствующего этапа плиоцен-плейстоцена. B северной геокриологической зоне они зафиксированы в виде криогенного строения синкриогенных отложений, первичных полигонально-жильных структур (повторно-жильных льдов и изначально-грунтовых, песчано-ледяных и других видов жил), криотурбаций в CTC и других образований. Ярким примером низкотемпературных синкриогенных пород являются отложения «ледового комплекса» (см. IV.2), накопившиеся на этапе позднеплейстоценового криохрона. Помимо этого толщи оттаявших ранее высокольдистых отложений сохраняются в виде таберальных образований (см. IV.5), менее льдистых пород в форме таберированиых отложений и следов криогенных явлений в них (псевдоморфоз по повторно-жильным льдам и др.). Все эти отложения повторно эпигенети-ческимерзлые.
