Вопросы изучения мерзлотно-геологических условий в районах распространения вечномерзлых пород постоянно привлекают пристальное внимание многих исследователей. В последние годы накопились новые данные, касающиеся проблемы строения и условий формирования пластовых залежей подземного льда [Баду и др., 1982; Баулин и др., 1967; Втюрин, 1975; Дубиков и Корейша, 1964; Каплина, 1970; Нефтегазоносность…, 1981; Романовский, 1977; Смирнов, 1987; Соломатин, 1978].

Анализ опубликованных материалов дает ясные представления об особенностях их распространения на арктическом побережье. Вместе с тем, границы развития изучаемых природных образований льдов этого типа можно было бы расширить. Объективная оценка собранного фактического материала позволила получить дополнительную геокриолитологическую информацию и тем самым в какой-то степени существенно дополнить прежде известные данные, относящиеся к пластовым залежам льда [Баду и др., 1982; Баулин и др., 1967; Втюрин, 1975].

В настоящей работе приводятся предварительные результаты региональных исследований, посвященных особенностям строения и развития пластовой залежи льда в центральной части Югорского полуострова. Эти работы опирались на натурные обследования береговых склонов, обращенных к морю, и включающих в себя ледяные тела, с таким расчетом, чтобы охарактеризовать мерзлотно-геологическое строение прибрежной суши, выявить литологические особенности горных пород и др. Изучение пространственного размещения пластовых льдов, хорошо обнаженных в летний период термоденудационными процессами, сводилось к определению общей характеристики и внутреннего строения ледяных тел и установлению характера их взаимоотношений с отложениями льдистого комплекса. Степень выдержанности залежи льда и вмещающих пород наблюдалась в обрывах, глубоко врезанных в крутые обвально-осыпные склоны термоэрозионных оврагов, что позволило (с помощью инструментальных измерений) иметь трехмерное представление о геолого-геоморфологических и мерзлотных условиях морского побережья.

Выраженность пластовой залежи льда в различных частях береговых обнажений побережья фиксируется в виде линейной полосы, вытянутой в юго-восточном направлении (рис. 1). Залежь льда располагается, как правило, на глубине 3-7 м и достигает мощности 3-4 м. Верхняя граница пластового льда проходит на различных высотах - 7-15 м над уровнем моря. Глубина залегания подошвы ледяного тела почти не меняется на участке распространения, имеющего протяженность почти 1,5 км. При термоденудационном формировании береговых склонов пластовый лед, имеющий горизонтальное или близкое к нему залегание, иногда выводится ближе к поверхности склона, перекрываясь маломощным слоем осадков.

В ледовом массиве наблюдается несколько разновидностей льда, распространенных в различных частях изученного разреза (см. рис. 1). В той части разреза, где отмечается наименьшая мощность залежи льда, приуроченной к фациальному замещению глинистых пород и песков, лед представлен в виде переслаивания темных и светлых слоев. Разноцветность последних имеет определенную зависимость от формы вытаивания: выступы окрашены в более светлые тона, темные выполняют углубления в пласте льда, смешанного с супесчаным ледогрунтом. Чередование «ребер» и углублений обусловлено различной интенсивностью таяния вышедших на дневную поверхность чистых и загрязненных минеральными примесями разностей льда (рис. 2).

Строение слоистого льда имеет следующий вид (сверху вниз):

Лед с синеватым оттенком, прозрачный – 0,80 м

Льдистая песчаная слоистая порода – 0,03 м

Лед темно-синий, прозрачный – 0,02 м

Льдистая песчано-глиннстая слоистая порода – 0,11 м

Лед серый, с включениями песка – 0,06 м

Лед светло-серый с грязно-серым оттенком 0,08 м

Тонкое переслаивание прозрачного, с синеватым отливом льда (2-3 мм) с светло-серыми, волнистыми слойками (1-1,5 мм) тонкозернистого песка – 0,10 м

Льдистая песчаная порода – 0,07 м

Лед прозрачный с синеватым оттенком – 0,04 м

Тонкое переслаивание серого тонкозернистого песка с темным алевритом (мощность слойков 0,5-1,0 см) – 0,25 м

Лед буровато-серый, слоистый – 0,05 м

Сильно льдистые песчано-глинистые отложения с вертикальными прожилками чистого льда – 0,40 м.

Газовые включения рассеяны во льду в виде неориентированных сферических (точкообразных) пузырьков, размеры их не превышают долей миллиметров. Структура льда мелкокристаллическая; форма кристаллов в основном изометричная, размеры кристаллов характеризуются неоднородностью и изменяются от 20 до 1-3 мм.

Строение пластовой залежи льда по простиранию постепенно меняется в юго-западном направлении. Реже наблюдается или отсутствует совсем горизонтальная ребристость, о чем свидетельствует ровная, с редкими углублениями покатая поверхность вытаивания льда, наклоненная в сторону моря под углом 40-50°. Оттаивание грунта летом вызывает постоянное скольжение на обнаженной поверхности льда разрыхленных, переувлажненных песчано-глинистых масс. Характер распределения минеральных включений - разнообразный, зависит от их состава и расположения в пласте льда. Количество глинистого материала увеличивается, а общее содержание минеральных примесей уменьшается от подошвы к кровле пласта. Чаще всего минеральные примеси (алеврито-песчаные породы) располагаются в виде гнездообразных включений, горизонтальных и вертикальных прожилок. На отдельных участках у подошвы пласта наблюдаются прослои крупнозернистого серого песка мощностью до 0,2 м.

Кроме того, внутри льда встречаются крупные песчинки и гравий, размером 0,5-1,5 мм; редко окатанная или угловатая галька светло- и темноокрашенных пород, размером 20-30 мм. По петрографическому составу эти включения не соответствуют вмещающим льды отложениям. Четко выражены вертикально ориентированные скопления пузырьков газа.

Весь массив состоит из прозрачного, стекловидного с радужным изломом льда, отливающего зеленым и голубым, с темно-синим оттенком, если рассматривать его сверху через всю толщу. Лед главным образом крупнозернистый; преобладает вытянутая форма кристаллов, размер которых достигает иногда 50-60 мм в поперечнике; на вкус пресный.

Форма контактов льдогрунтовых образований с подстилающими и перекрывающими породами разнообразная. Нижний контакт пластовой залежи льда обычно ровный или слабоволнистый, не всегда четкий. Вблизи верхнего контакта лед обогащается частицами минеральных примесей, постепенно сменяясь супесчано-суглинистыми породами. В целом для изученного ледяного пласта типично горизонтальное или слабонаклонное залегание.

Условия развития и формирования пластовой залежи льда в данном регионе тесно связаны с мерзлотно-геологическим строением прибрежной суши. Под действием термоабразионных и термоэрозионных процессов в разрезе верхнечетвертичных пород четко препарируются горизонтально или наклонно залегающие слои вмещающих ледяной пласт отложений. В основании пластовой залежи льда хорошо прослеживается толща серых и темно-серых алеврито-глинистых слоистых пород, с плитчатой отдельностью и косой микрослоистостью. На ее фоне ясно видны причудливые петли и фестоны, фрагменты слойков и тонких примазок светло-серого пылеватого песка. По плоскостям отдельности порода сильно ожелезнена. При этом первично-седиментационная слоистость толщи не нарушена.

Ниже по разрезу, у подножья береговых склонов, залегают однообразные темно- и зеленовато-серые неслоистые плотные суглинки, с отдельными включениями хорошо окатанных галек и валунов, обломков раковин мелководных форм, вкрапленников органического вещества (см. рис. 1). Видимая мощность неслоистых суглинков увеличивается к юго-западу.

Вдоль контакта слоистых алевритов и суглинков участками прослеживается невыдержанный прослой разнозернистых светло-серых песчано-гравийных осадков (преобладает гравий темных пород) мощностью от 0,05 м на юго-востоке обнажения до 0,25 м на северо-западе.

Непосредственно над пластовой залежью льда распространена толща (5-8 м) ритмично переслаивающихся (сверху вниз) буровато- и темно-серых алеврито-супесчано-глинистых отложений, которые обнажаются в верхней части разреза на одной приблизительно высоте. У отдельных слоев мощностью от 0,5 до 0,2 м наблюдаются различные углы наклона и загибы вниз и вверх по краям пластов относительно четко прослеживаемой плоскости надвига (см. рис. 1). Перекрывающие лед ритмично-слоистые отложения пронизаны горизонтальными и вертикальными трещинами шириной 0,12-0,1 м, заполненных льдом и утоняющихся кверху, что, очевидно, говорит об инъекционно-сегрегационном генезисе подземного льда.

Разрушающий эффект теплового воздействия на сильнольдистые породы (объемная льдистость достигает 80%) этой толщи проявляется в образовании обширных ниш вытаивания. Разгружаясь при термоэрозионном процессе, ниши приобретают соответствующие размеры и формы (рис. 3). Протаявший материал при криосолифлюкции обладает способностью менять свою окраску, имеет затхлый запах, что характерно для отложений застойных бассейнов обособленного шельфа.

Выше по разрезу сосредоточены преимущественно песчаные мелко- и тонкозернистые отложения, с редкими и тонкими прослойками (0,3-0,5 м) суглинисто-глинистых пород. На более высоких отметках располагаются заметно опесчаненные суглинки, с редким гравием и с обломками фауны, а также оторфованные супеси, нередко нависающие над береговым обрывом.

В отличие от пород, залегающих ниже подошвы пластовой залежи льда, песчано-глинистые слои его кровли в большинстве случаев смяты в крутые, быстро затухающие на глубине складки, состоящие из симметрично чередующихся, волнообразно залегающих пластов суглинков и глин, с зажатыми между ними слоями светло-серых мелкозернистых песков (см. рис. 1, 3). В зависимости от физико-механических свойств смятых пластов, а также от направления и величины складкообразовательных сил, амплитуда складок колеблется от 2-3 до 5-6 м. В деформированных слоях наблюдается почти полное сохранение фрагментов слоистости осадков, что указывает на возможную связь подземных льдов с дислоцированными породами. В конфигурации изоклинальных, округлых и даже коробчатых складок подчеркивается отчетливая асимметричность. У большинства складок осевая поверхность наклонена под углом 30-50°. По мере удаления смятых слоев от динамического контакта до своего ненарушенного продолжения увеличивается и угол наклона этих слоев. Такое пространственное положение складчатых деформаций предопределяет возможность ледникового покрова на слоистые четвертичные отложения.

Таким образом, полученные результаты исследований дают в целом отчетливые представления о структуре льда, характере проявления ледяных тел в разрезе и величине газовых и минеральных включений. В то же время ограниченность и неравномерная обнаженность изученного участка, сложность дислокаций, слабая изученность химического состава и спорово-пыльцевых спектров льда и вмещающих пород не позволяют достаточно обоснованно определить геологический возраст развитых здесь образований, отличающихся один от другого как структурой, так и физико-механическими показателями. Оценка их требует детального анализа, что составляет задачу последующих исследований.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Баду Ю.Б., Трофимов В.Т., Васильчук Ю.К. Основные закономерности распространения и типы пластовых залежей льда в северной части Западно-Сибирской плиты // Пластовые льды криолитозоны. Якутск, 1982. С. 13-24.

2. Геокриологические условия Западно-Сибирской низменности / В.В. Баулин, Е.Б. Белопухова, Г.И. Дубиков, Л.М. Шмелев. - М.: Наука, 1967.

3. Втюрин Б.И. Подземные льды СССР. М. Наука, 1975.

4. Дубиков Г.И., Корейша М.М. Ископаемые инъекционные льды на полуострове Ямал // Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1964. № 5. С. 18-26.

5. Каплина Т.Н. Криогенное строение отложений крупных склонов в суровых мерзлотных условиях // Мерзлотные исследования. М., 1970. Вып. X. С. 104-111.

6. Нефтегазоносность Сибири и Дальнего Востока / Под ред. В.С. Суркова. - Новосибирск: Наука, 1981.

7. Романовский Н.Н. Формирование полигонально-жильных структур. - Новосибирск: Наука, 1977.

8. Смирнов В.М. Особенности морфологии гляциодислокаций на побережье Карского моря // Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1987, № 3. С. 103-107.

9. Соломатин В.Н. Пластовые льды как показатель условий плейстоценового оледенения севера Западной Сибири // Общее мерзлотоведение. Новосибирск, 1978.

Ссылка на статью:

Смирнов В.М. Пластовые льды карского побережья полуострова Югорский // Советская геология. 1990. № 11. С. 114-118.