Основы криогенеза литосферы - Романовский Н.Н.
ISBN 5—211—02379—X
Скачать (прямая ссылка):
Изложенное иллюстрируется серией схематических разрезов (рис. IV.4) поймы реки, на которых показано изменение распространения многолетнемерзлых пород, их tcp, криогенного строения отложений различных фаций в связи с геокриологической температурной зональностью. Первый профиль (А) отражает условия, когда многолетиемерзлые породы на пойме отсутствуют, второй (Б), когда они приурочены к оторфованным и глинистым разновидностям, промерзающим сингенетически по южному типу. Третий профиль (В) иллюстрирует переходные условия, при которых в глинистых отложениях субфации заболоченных пойменных понижении формируются повторно-жильные льды и высокая льдистость (северный тип сингенеза), а на песчаных валах — изначально грунтовые жилы. Последний профиль (Г) отражает самую суровую мерзлотио-фациаль-ную обстановку, когда повсеместно в отложениях всех пойменных фаций развиваются повторно-жильные льды (северный тип сингенеза).
6 Н. И. Романовский
161
Рис. IV.4. Схема зональных изменений геокриологических условий ш
криогенного строения отложений на пойме реки: J — породы коренного ложа; 2 — пылеватые супеси и суглинки; <3 — пески; 4 — галечники; 5 — торф; 6 — пылеватые супеси и суглинки с сингенетическими повторно-жильными льдами и толстошлировыми параллельно-слоистыми криотекстурами; 7 — криотекстура горизонтальная (а) и косая (б) линзовидно-слоистая; 8 — поисковая криотекстура делювиальных отложений; 9 — повторно-жильные льды сингенетические растущие: а — небольшой мощности с большой «грунтовой частьк»; б и в — мощные с валиками различной формы; 10 — изначально-грунтовые-жилы; 11 — граница ММП
IV.3. РЕГИОНАЛЬНЫЕ И ЗОНАЛЬНЫЕ ОСОБЕННОСТИ РАСПРОСТРАНЕНИЯ И КРИОГЕННОГО СТРОЕНИЯ ЭПИКРИОГЕННЫХ ДИСПЕРСНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ
Эпикриогенные дисперсные отложения подразделяются на два типа. Первый тип включает разнообразные по условиям залегания, генезису, составу и возрасту кайнозойские, а частично и позднемезозойские отложения, сформировавшиеся в немерзлом состоянии до начала образования многолетней криолитозоны или в термохроны. Такие отложения находятся на поздних стадиях диагенеза или раннего катагенеза. По соотношению времени формирования и стадий литогенеза, с одной стороны, и времени промерзания, точнее, воздействия на них криогенеза — с другой, они являются асинхронно эпигенетическими. Возрастной диапазон таких отложений увеличивается зонально с севера на юг за счет «омоложения» их верхней границы. Для приморских низменностей Северо-Востока страны и Северной Америки время появления «вечной мерзлоты» относится к позднему плиоцену, на юге Восточной Сибири — к среднему плейстоцену. Эти отложения многократно промерзали и протаивали и несут следы воздействия криогенеза, наибольшие в верхней части разрезов и ослабевающие с глубиной. Это повышенная пылеватость отложений, обезвоживание и посткриогенные текстуры тонкодисперсных разновидностей, наличие эпигенетических полигонально-жильных структур и других следов криогенных нарушений в приповерхностной части разрезов стратиграфо-генетических комплексов. Общим для них является промерзание под влиянием периодических изменений температур на поверхности земли. При этом для северной геокриологической зоны это колебания от короткопериодных (13-, 40-, 300-летних) до д л и н но п ер и о д н ы х (10, 40, 100 тыс. лет и более). Для южной геокриологической зоны это колебания с периодом от 10 тыс. лет и менее.
Криогенное строение рассматриваемых отложений отличается многообразием и зависит от их состава, условий залегания и соотношения разных по литологическим особенностям слоев, наличия водоносных горизонтов и других факторов и условий. Для монотонных по составу тонкодисперсных толщ (пылеватых суглинков и супесей) характерно сосредоточение льдистости в верхней части разреза, составляющей третью или четвертую часть мощности мерзлой толщи. Объясняется это В. А. Кудрявцевым уменьшением теплооборотов и градиентов температур с глубиной (Общее мерзлотоведение, 1978). Для мерзлых толщ мощностью 40—60 м, характерных для южной геокриологической зоны, это 15—20 м разреза, для 100—120-метровых — соответственно 25—40 м. При мощностях 300 м и более, характерных для северной геокриологической зоны, мощность льдистого горизонта обычно не более 60—80 м, что объясняется уве-
6*
163
личением плотности, уменьшением содержания влаги в отложениях и возрастанием давления, препятствующих сегрегационному льдообразованию. Криогенные текстуры льдистой части разреза изменяются сверху вниз от толсто- и среднешлировых линзовидно-слоистых через решетчатую до крупноблоковой, а объемная льдистость уменьшается от 30—40 до 15—10%. Ниже указанных глубин в тонкодисперсных толщах криотекстура обычно массивная с редкими шлирами льда, главным образом по трещинам.
В засоленных морских, ледово-морских и лагунных отложениях салехардской и казанцевской свит Западной Сибири, приуроченных к заполярным районам с низкими tGp, мощность льдистого горизонта небольшая и выделяется менее контрастно по сравнению с более южными территориями. Здесь для криогенного строения мерзлых толщ характерно относительно равномерное распределение ледяных шлиров по глубине. Это объясняется подавленной миграцией влаги при промерзании засоленных пород. В нижних горизонтах вследствие высокой уплотненности и дегидратации условия льдообразования были весьма неблагоприятными, в результате чего сформировались только разобщенные шлиры льда (Дубиков, 1984).
