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 стра* ны 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 длиннопериодных (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-
ۥ 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 tcv, 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).
В толщах, сложенных с поверхности супесями и суглинками, которые подстилаются песками и галечниками, характерным является сосредоточение сегрегационного льда, линзовидно-слоистые криотекстуры и льдистость, достигающая 30—40% в средней части супесчано-суглинистого горизонта. Нижняя часть последнего мощностью до 2—4 м обычно имеет невысокую льдистость и преимущественно массивную криотекстуру, характерную также для песчаного или гравийно-галечного горизонта. Подобным криогенным строением обладают и разрезы толщ, состоящих из чередования супесчано-суглинистых и песчаных двучленных ритмов (пачек). При этом повышенная льдистость первых может сохраняться от кровли толщи до глубин 50—150 м. По представлениям Е. Б. Белопуховой и Г. И. Дуби-кова, впервые выделивших разрезы с таким криогенным строением в Западной Сибири, в таком состоянии песчаные и гра-вийно-галечные слои вмещали грунтовые или слабонапорные воды. При промерзании вышележащих суглинков и супесей они являлись поставщиком влаги, кристаллизовавшейся и образующей ледяные шлиры в пределах промороженной части разреза при температурах ниже 0°С. При достижении фронтом промерзания водоносных слоев и частичном их замерзании сверху поступление влаги прекращалось. Поэтому над песками тонкодисперсные отложения сохраняли массивную криогенную текстуру и невысокую льдистость. Из водоносных слоев при промерзании избыточная вода выжималась под влиянием криогенного напора.
В целом для разрезов дисперсных эпикриогенных отложений первого типа не характерны крупные мономинеральные
164
скопления внутригрунтовых инъекционных и сегрегационных льдов, а погребенные льды отсутствуют. В приповерхностном горизонте бывают развиты эпигенетические изначально-грунтовые жилы и повторно-жильные льды, размеры которых в целом увеличиваются с юга на север по мере понижения tCp от первых десятков сантиметров до 2—3 м. При этом прослеживается «литологический контроль» за tCp, при которых изначально грунтовые жилы переходят в повторно-жильные льды (см. III.4). Первые больше характерны для отложений в южной, вторые — в северной геокриологической зоне. В первой широко встречаются также псевдоморфозы по повторно-жильным льдам, сформировавшимся в позднеплейстоценовый минимум, а протаявшим в голоценовый оптимум. К дисперсным асинхронно эпикриогенным породам с некоторой долей условности можно отнести сильнолитифицированные глинистые породы мелового и палеогенового возраста Западно-Сибирской плиты. На положительных тектонических структурах такие породы обладают повышенной тектонической трещиноватостью и трещинными типами криотекстур, высокой льдистостью до глубины 40 м. По-ровые растворы и ледяные включения в них сульфатно-натриевого состава, со значительным содержанием брома и йода, что указывает на глубинное происхождение. Льдистые палеогеновые породы, выходящие на поверхность, образуют линейно ориентированные грядовые формы рельефа. При этом льдистость пород по слоям неодинакова: так, льдистость диатомитов и диатомовых глин, слагающих гряды, достигает 55—60%, а межгрядовые понижения и плоские междуречья — 20%. В отрицательных структурах льдистость пород в целом невелика (15— 20%), криогенные текстуры редкослоистые тонкошлировые и массивные (Дубиков, 1984).
Второй тип — это эпикриогенные слаболитифицирован-ные бассейновые отложения преимущественно морского, ледово- и ледниково-морского, реже лагунного и озерного происхождения. Генезис отложений устанавливается по наличию малакофауны, комплексов диатомей и другим признакам (Данилов, 1978). Они слагают аккумулятивные равнины и террасы севера Западно-Сибирской и Северо-Сибирской низменностей, некоторые межгорные впадины Чукотки, открытые в сторону моря, встречены они на о-ве Новая Сибирь, в дельте р. Мак-кензи и др. Промерзали эти отложения, находясь на разных стадиях литогенеза: в верхней части разрезов — на начальных стадиях диагенеза, в нижних — на ранней стадии катагенеза. Разрыв во времени между окончанием седиментации и началом многолетнего промерзания минимален, поэтому такие отложения называют синхронно эпикриогенными. Возрастной диапазон охватывает средний и поздний плейстоцен и голоцен. По составу преобладают пылеватые суглинки и супеси, иногда с валунами и галькой, и пески. Глинистые разновидности морских отложений засолены, пески обычно содержат слабомине-
/65
рализованный лед. Вместе с тем в основании песчаных линз и слоев особенно позднеплейстоценового и голоценового времени встречаются линзы криопэгов. Рассматриваемые отложения характеризуются сложным криогенным строением и наличием пластовых залежей льда разнообразных размеров, формы и, видимо, генезиса (рис. IV.5). Генезис и приуроченность к северной приморской окраине континента обусловливают специфический характер многолетнего промерзания этих отложений, происходящего в результате регрессии моря и выхода их из-под уровня воды. При этом характерны: 1) быстрое в геологическом масштабе времени скачкообразное понижение среднегодовых температур пород от 0...—1 °С до уровня их зональных значений времени регрессии, обычно приходящейся на криохроны; 2) большая скорость промерзания отложений, причем темп промерзания возрастает с юга на север (V.7); 3) возрастающая вниз по разрезу степень литификации осадков, полная их водонасыщенность, снижающаяся в этом же направлении влажность; 4) значительная засоленность, причем часто неравномерная, существенно большая в глинистых разновидностях и низкая в песках (Дубиков, 1984). Такие особенности засоленности обусловливают несовпадение в глинистых толщах положения нулевой изотермы и нижней границы многолетне-мерзлого состояния пород, высокую пластичность отложений в достаточно большом диапазоне отрицательных температур (до —3...— 5°С), сложную конфигурацию подошвы мерзлой толщи, криогенное концентрирование вод и образование внутри- и подмерзлотных линз криопэгов.
В прибрежной полосе, выходящей из-под уровня регрессирующего моря, отмели, валы, бары и другие положительные элементы рельефа становятся очагами диакриогенного (по В. Н. Усову) промерзания осадков, а затем накопления небольших по мощности синкриогенных отложений. В этой полосе происходит захоронение морских льдин, на которое впервые указал Е. М. Катасонов, в охлажденных и мерзлых засоленных осадках с температурами от 0...—2 до —4°С. Льдины выносятся на мели во время штормов, погружаются частично в иловатые осадки, а затем перекрываются наносами. Зимой эти льдины служат очагами промерзания. Ниже их в прибрежных осадках формируется криотекстура с вертикальными ледяными шлирами, свидетельствующая о генетической связи с пластовым льдом.
Для синхронно эпикриогенных (первично промерзших) отложений характерен ряд особенностей криогенного строения, описанных Б. И. Втюриным, Ш. Ш. Гасановым, В. В. Баулиным, И. Д. Даниловым, Г. И. Дубиковым, Р. Маккеем, X. Френчем и др. Заключенные в породах пластовые льды они считают внутригрунтовыми сегрегационного, инъекционного или смешанного происхождения. Наиболее общие особенности строения описаны ниже.
166
Рис. IV.5. Залежь слоистых подземных льдов сегрегационного происхождения в синхронно эпикриогенных отложениях на берегу моря Бофорта вблизи дельты р. Маккензи (фото Р. Маккея)
У пластовых льдов разнообразные размеры, форма, соотношение с вмещающими отложениями и глубина залегания от поверхности. Размеры изменяются по мощности от первых десятков сантиметров до 20—40 м, а площадь по латерали — от нескольких квадратных метров до нескольких тысяч квадратных метров, а возможно, и до квадратных километров. Форма ледяных тел многообразна. Можно выделить пласты, в том числе обладающие слоистостью, купола и лакколиты, часто осложненные складчатостью; образования сложной формы, когда одни тела как бы внедряются в перекрывающие породы или прорывают другие залежи льда. Связь с криотекстурой вмещающих отложений в одних случаях отсутствует, в других — хорошо выражена: ледяные шлиры в отложениях являются как бы продолжением льда пластовых тел. Наряду с чисто ледяными телами встречаются ледогрунтовые как с субгоризонтальной или волнистой слоистостью, так и со сложными формами слоистости, когда слои смяты в разнобразные складки с меняющимся направлением осей, иногда лежачие. При этом характерно совпадение слоистости минерального материала и ледяных шлиров. Это может свидетельствовать или о нарушении первоначального субгоризонтального залегания в мерзлом состоянии, или о замерзании осадков.в условиях, когда конфигурация фронта (или фронтов) промерзания повторяет слоистость. Механизм образования мономинеральных залежей льда, по представлениям сторонников их внутригрунтового происхождения, различен: сегрегационный — для горизонтально-слоистых пластов, залегающих согласно с вмещающими породами; инъекционный — для лакколитов льда, деформирующих и разбивающих породы кровли; совместный сегрегационно-инъекци-онный — для лакколитов и куполовидных складок на фоне горизонтально-слоистой пластовой залежи. В качестве подтверждения такого происхождения залежеобразующих льдов в Западной Сибири Г. И. Дубиков (1984) приводит данные изучения солевого состава вмещающих пород, имеющих минерализацию порового раствора до 25 г/л, что отвечает растворам морского типа, и результаты гидрогеохимических исследований льдов. Он указывает, что общим для таких льдов является близость их состава к морским водам, несмотря на широкий диапазон изменений их минерализации. В целом пластовые льды имеют невысокую минерализацию, изменяющуюся от 9 до 1187 мг/л. По разрезам отдельных пластов наблюдается повышение минерализации к их основанию, что объясняется криогенным концентрированием. Минерализация текстурооб-разующих льдов в засоленных отложениях не превышает 500 мг/л. При этом в шлирах она уменьшается при приближении к залежам льда в 5—6 раз.
Изучение Г. И. Дубиковым пластовых льдов на Ямале и Гыдане показало, что они в основном сосредоточены в верхнем 50—60-метровом горизонте, хотя, по данным других исследова-
168
телей, встречаются и до глубины 200 м. В 83% случаев залежи перекрывают глинистые породы, в 63% случаев они подстилаются песками. Это косвенно указывает на возможность формирования многих залежей подземного льда в результате промерзания водоносных песчаных горизонтов и линз.
Важной особенностью пластовых льдов в толщах отложений морского генезиса является повсеместная их невыраженность в рельефе. Это относится даже к тем случаям, когда мощность ледовых залежей составляет десятки метров, а они имеют форму куполовидных складок и лакколитов, сильно деформируют вмещающие отложения и залегают вблизи поверхности. Перекрывающие отложения мощностью всего 2—4 м обычно несогласно срезают и верхнюю часть залежи, и вмещающие отложения, причем границы и литологического и криогенного несогласия совпадают.
Наряду с указанными чертами, свидетельствующими в пользу внутригрунтового происхождения залежей льда, существует и ряд особенностей, трудно поддающихся объяснению с точки зрения традиционных представлений об инъекционном льдообразовании. Последнее наблюдалось в природе в замкнутых системах, таких, как промерзающие несквозные подозерные талики, когда образуются булгунняхи (см. III.3). Прежде всего промерзающая с поверхности толща морских отложений, выходящих на поверхность при регрессии моря, практически не может образовывать замкнутых систем. Эта толща пронизана таликами под лагунами, озерами, эстуариями рек. Слаболити-фицированные отложения, даже глинистого состава, обладают высокой водопроницаемостью, что при возрастании криогенного давления обеспечивает фильтрацию воды по латерали в сторону субмариннои талой зоны. Поэтому необъяснимы деформации мощных толщ мерзлых пород, достигающих по мощности первых десятков метров под влиянием прорывающихся снизу вверх напорных вод, ниже которых нет выдержанного водоупо-ра. Необъяснима низкая минерализация этих вод, особенно учитывая тот факт, что ниже залежей льда не обнаружены нигде линзы криопэгов, что могло бы служить свидетельством опреснения морской воды за счет криогенного концентрирования. Не находит объяснения отсутствие выраженности в рельефе мощных залежей, окруженных сильно деформированными породами, и ряд других фактов.
Непротиворечивое объяснение описанным выше особенностям пластовых льдов и вмещающих их засоленных пород дает гипотеза, согласно которой в литогенезе ледово-морских и морских отложений Полярного бассейна, их промерзании и формировании залежей льда участвуют гидраты природных газов (Романовский, Барковская, Комаров, 1988). Накопление гидратов природных газов метанового ряда с примесями СО2 и H2S в донных осадках, имеющих отрицательные температуры порядка —1°С и слагающих субмаринную криолитозону мощ-
169
ностью 40—60 м, возможно при глубинах моря около 200 м и глубже, когда обеспечиваются термобарические условия образования и накопления гидратов газов в осадках без литологи-ческих покрышек. Коллекторами являются преимущественно песчаные разновидности отложений. Накопление гидратов газов приводит к связыванию воды и концентрированию солей в остаточном растворе, приобретающем повышенную плотность. В результате такие концентрированные растворы просачиваются вниз под влиянием плотностной конвекции. По существу происходит газогидратное опреснение песчаных коллекторов при сохранении исходной солености глинистых слоев. Содержащие гидраты газов слои в морских осадках в настоящее время фиксируются сейсмоакустическими методами в виде горизонтов с повышенными скоростями упругих волн и пониженной плотностью (плотность гидратов газов, как и льда, близка к 0,9 г/см3).
Разложение гидратов газов в условиях шельфовой криоли-
тозоны с выдержанными по площади температурами пород
(VIII) происходит в результате снижения давления, что повсе-i
местно имеет место в периоды регрессий. Разложение гидратов]
по барическому типу с выделением газа и слабоминерализован-;
ной воды сопровождается также поглощением энергии — про-j
цессом, аналогичным поглощению скрытых теплот льдообразо
вания. Заметим, что величины энергии образования (разложе-!
ния) гидратов газов метанового ряда изменяются в пределах!
(400—540) • 103 Дж/кг (Гройсман, 1985) против 335-103 Дж/кг]
скрытой теплоты при образовании льда. Таким образом, в ус-1
ловиях субмаринной криолитозоны обеспечивается замерзание!
слоев породы с опресненной водой, образовавшихся выше гид-]
ратонасыщенного слоя. В результате над последним возникает]
«мерзлая покрышка», непроницаемая для газов, маломощная,!
высокотемпературная и пластичная. Скапливающиеся под та-1
кой «покрышкой» газы деформируют ее, образуя антиклиналь-!
ные ловушки. Прорыв газов через мерзлую покрышку сопр
вождается ее деформацией, выбросом под давлением вверх на
копившейся в ловушках воды, которая в дальнейшем замер
зает, образуя ледяные инъекционные тела, дополнительно де-1
формирующие охлажденные вмещающие отложения. Такого
рода явления могут происходить многократно по мере умень
шения глубины моря и разложения газогидратнои залежи. При
этом образуются сложной формы ледяные залежи, возникают
деформации засоленных морских охлажденных отложений,
проявляющиеся в рельефе дна шельфа. Сложно изменяются
границы мерзлых и охлажденных пород. |
При обмелении моря до глубин, где проявляется воздейстр вие волновых процессов, происходит планация деформированного микрорельефа дна. С выходом повышенных участков на поверхность начинается многолетнее промерзание засоленных отложений непромерзшего слоя, находящегося над мерзлым
170
L
высокольдистым горизонтом, возникшем при разложении гидратов. Промерзание этого слоя с крайне неравномерной мощностью, несомненно, сопровождается образованием замкнутых систем, небольшими инъекциями воды, возникновением внутри-мерзлотных линз криопэгов. Изложенная гипотеза не универсальна и не исключает других механизмов формирования сложного криогенного строения первично промерзших эпикриоген-ных толщ с залежами пластовых льдов. Но она находит подтверждение в таких фактах, как высокая газонасыщенность и наличие открытой трещинной пустотности в верхних горизонтах мерзлых толщ на Ямале и Гыдане, содержащих пластовые залежи льда.
Несомненно, многие пластовые залежи льда являются результатом ледниковой деятельности и компонентом изначально мерзлых морен (см. IV.2). Первично промерзшие эпикрио-генные толщи с пластовыми льдами являются ареной развития термокарстовых форм и таберальных отложений.