Файл: Втюрина, Е. А. Криогенное строение пород сезонно протаивающего слоя.pdf

В торфе наблюдается порфировидная неполношлировая криотек­ стура, создаваемая наличием крупных, До нескольких сантиметров, бес­ форменных, обычно удлиненных гнезд льда на фоне массивной или ложношлировой криотекстуры. Причины ее формирования пока неясны.

Неполношлировые криотекстуры могут возникнуть в любом горизонте СТС в зависимости от состава и влажности его пород. В верхнем го­ ризонте СТС неполнослоистая и неполносетчатая криотекстуры наблю­ дались Е.Б. Белопуховой в 1958 г. на участках склонов в бассейне р. Ирелях, И.П. Новиковым и др. в 1966 г. в районе Нового порта, на­ ми в 1961 г. в долине р. Волчья. В нижнем горизонте неполнослоистая

криотекстура отмечена нами в районе Воркуты, на участках односторон­ него промерзания. Гнездовая криотекстура нередко свойственна средне­ му горизонту СТС в зоне двухстороннего промерзания с более поздним началом его снизу. Неполношлировые криотекстуры в СТС встречаются реже, чем сегрегационно-шлировые.

Ложношлировая криотекстура

Эта криотекстура свойственна только слаборазложившемуся, пезаиленному в основном осоковому торфу. Характерная особенность ее - соответствие в направлении прослоек льда и растительных остатков.

Изучение мерзлого торфа с такой текстурой с помошью поляризацион­ ного микроскопа (Втюрина, 1963 б) показало, что это ложношлировая криотекстура. Впечатление микрослоистой сильно извилистой микрошлировой криотекстуры создается вследствие своеобразия формы и распо­ ложения самих растительных остатков, а не особенностей льдообразо­ вания. Лед между соседними частицами торфа представляет собой не самостоятельный шлир, а часть единого ледяного кристалла, включаю­ щего эти торфяные частицы. Длина ледяных кристаллов по вертикали 5-10 мм, иногда 14 мм, а расстояние между торфяными частицами в основном доли миллиметра.

Массивные криогенные текстуры

Массивная криотекстура довольно часто встречается в СТС как са­ мостоятельно, так и в сочетании с другими типами. Это результат це­ ментного льдообразования в горных породах за счет подземных и на­ земных вод. В формировании массивной криотекстуры участвует только первичный и вторичный лед-цемент. Она может быть свойственна лю­ бым по составу породам, но при определенной их влажности и типе про­ мерзания. Самостоятельно как единственная по разрезу СТС она наб­ людается в основном в песках и более грубых породах без мелкозема. Слаборазложившийся незаиленный торф также нередко имеет массивную криотекстуру. Исключение составляет зона, а также участки двухсто­ роннего промерзания СТС с более ранним началом его снизу. Здесь массивная криотекстура по всему СТС наблюдается или при торфяном составе нижнего горизонта СТС, или при малой влажности грубозер­ нистых пород в нем.

При тонкодисперсном составе СТС массивная криотекстура по всему слою наблюдается очень редко, обычно сочетается со шлировой и атак-

90

ситовой, будучи свойственна или среднему (при двухстороннем промер­ зании СТС) или среднему и нижнему (при одностороннем промерзании сверху) горизонтам СТС.

В зависимости от вида льда-цемента в СТС, как и в ММП, разли­ чается порово-, пленочно- и контактно-массивная криотекстура.

Поскольку массивная криотекстура встречается в СТС не только как самостоятельная, единственная по разрезу, но обязательно участ­ вует в формировании сегрегационно-шлировой криотекстуры, ее можно считать самой распространенной криотекстурой СТС, особенно поровомассивную.

Базально-атакситовые криогенные текстуры

Это весьма своеобразные криотекстуры, формирующиеся в строго определенных условиях. Базальная характерна грубодисперсным поро-. дам, атакситовая - неоторфованным и слабооторфованным тонкодисперс­ ным любого генезиса. Обе они встречаются только в нижнем горизонте СТС и никогда не бывают единственными по СТС. Но даже в нижнем горизонте СТС они возникают лишь при увлажнении пород до полной влагоемкости, а главное только при условии, что промерзание их снизу начинается раньше, чем промерзание СТС сверху. Для обеих криотек­ стур характерна разобщенность льдом обломков или агрегатов пород, как бы взвешенность во льду (см. рис. 14), что отличает эти криотек­ стуры от массивных и от шлировых, к которым их относили. Общность типа льдообразования и внешнее сходство позволяют, по нашему мне­ нию, рассматривать эти криотекстуры как самостоятельный класс, хотя механизм их образования пока нельзя считать выясненным.

Знание условий образования базальной и атакситовой криотекстур дает возможность ограничить область их развития. В основном это самая северная часть области СТС, а также отдельные участки к югу от нее, где наблюдается двустороннее промерзание СТС с более ранрим началом его снизу при высокой влажности нижнего горизонта СТС. Температура ММП здесь не выше -5°.

Атакситовая криотекстура встречается чаще, чем базальная, из-за преобладания тонкодисперсных пород в составе СТС. Наличие ее в ниж­ нем горизонте СТС и в самой верхней части ММП независимо от ге­ незиса пород отмечали: П.Ф. Швецов (1938), С.П. Качурин (1938, 1950),

на равнинах и склонах гор Чукотки, Н.Ф. Григорьев в 1951 и 1954 гг. на Яно-Индигирской низменности, на Ляховских островах, Е.М, Ката­ сонов (1954, 1958) в долине р. Яны, О.Г. Боярский в 1960 г. в бассей­ не р. Оленек, Е.Г. Катасонова (1961) в бассейне р. Далдын, Б.И. Втю­ рин в 1965 г. в низовьях р. Енисей, Н.А. Вельмина и В.В. Узембло (1959) на склонах и у подножья гор Южной Якутии и т.д. Мощность прослойки с атакситовой криотекстурой в основном до 4-5 см (см.

рис. 6, 14, 20).

91

Своеобразная атакситовая криотекстура наблюдается в морских со­

Базальная криотекстура в нижнем горизонте СТС наблюдается в основном в горных районах, в верхнем геокриологическом поясе, а так­ же на ряде арктических островов, где в составе СТС доминируют гру­ бообломочные породы, а температура мерзлых толщ ниже -5°, Описания ее встречаются реже, чем атакситовой, как в силу меньшей роли гру­ бообломочных пород в составе СТС, так вследствие более слабой изу­ ченности горных районов. Так, Ю.А.Билибин (1938, 1956) отмечает нали­ чие базальной криотекстуры ("гольцового льда") на склонах гор, Г.Ф.Гра­ вис (1965) на склонах хр. Удокан, Н.Ф. Брахина (1966) на Эвотинских гольцах, Т.Н. Каплина в 1967-1968 гг. в отрогах Селенняхского хреб­ та, нами она наблюдалась на склоне сопки в бассейне р. Канчалан, Н.М. Сватковым (1963) на Новой Земле и др. Мощность горизонта с

носится к СТС. По-видимому, в СТС мощность горизонта с базальной криотекстурой немного больше, чем с атакситовой, но вероятно также невелика, примерно около 7-15 см. Иногда впечатление большой мощ­ ности горизонта с базальной криотекстурой создается вследствие раз­ вития линзовой толстошлировой криотекстуры в вышележащих грунтах.

Таким образом, породам СТС свойствен весьма многообразный комп­ лекс криогенных текстур, из которых часть формируется только в СТС.

2. КЛАССИФИКАЦИЯ КРИОГЕННЫХ ТЕКСТУР СЕЗОННОПРОТАИВАЮШЕГО СЛОЯ

Изучение криогенной текстуры СТС позволяет существенно допол­ нить имеющиеся классификации и предложить классификацию криогенных текстур СТС, построенную с учетом не только характера распределе­ ния текстурообразующего льда (класс криотекстур), особенностей рас­ положения ледяных шлиров и типа льда-цемента (тип криотекстур), но и типа льдообразования (подкласс криотекстур). При выделении подти­ па и вида криогенной текстуры учитывались соответственно величина интервала между ледяными шлирами и их толщина (табл. 3).

92