Лед, заключенный в мерзлых горных породах, называется подземным льдом (по В.И. Вернадскому). Подземный лед может встречаться в виде крупных скоплений, представляющих собой мономинеральную породу, может пронизывать толщу горных пород в виде тонких прослоек и прожилок или в виде только мелких рассеянных кристаллов, не видимых невооруженным глазом, и тогда лед является компонентом полиминеральной породы.

Лед в горных породах - основной генетический признак мерзлоты независимо от того, образует ли он сколько-нибудь крупные включения или рассеян в породе в виде мелких кристаллов. Лед рассматривается как подземный и тогда, когда существует в течение нескольких часов или суток, или сезонно, т.е. только зимой в самых приповерхностных горизонтах горных пород, и тогда, когда он входит в толщи вечной мерзлоты. Настойчивые попытки некоторых авторов заменить новыми утвердившиеся в литературе термины, введенные основоположником советского мерзлотоведения М.И. Сумгиным, представляются нам излишними. Старые термины кратки, точны, образны. Новые термины - длинны, неточны, невыразительны и громоздки [Стоценко, Чекотилло, 1962]. Поэтому автор пользуется общепринятой мерзлотоведческой терминологией.

Следует указать, что, несмотря на обширность распространения вечной мерзлоты на территории СССР, подземный лед в вечномерзлых толщах развит неравномерно. Если посмотреть на карту типов подземного льда, ранее нами составленную [Попов, 1962], то становится ясным, что наиболее значительного пространственного развития подземный лед достигает к северу от 60° с.ш. Здесь он представлен и наибольшим числом генетических типов. К югу от указанной параллели пространственное распространение и число разновидностей подземного льда гораздо более ограничено.

В.Ф. Тумель [1946] рассматривал вечную мерзлоту как подземную разновидность оледенения. Такое понимание вечной мерзлоты совершенно правильно, если учесть, что подземный лед - важнейший генетический признак мерзлоты.

Так как вечная мерзлота есть подземное оледенение, т.е. оледенение недр, то важно знать и в теоретическом и практическом отношении, в каких формах оно проявляется. Как отмечалось нами ранее [Попов, 1958], морфология мерзлых толщ, (их строение) обусловлена самим мерзлотным процессом и выражается в характере распределения ледяных включений. Именно характер распределения льда придает породе мерзлотно-структурное своеобразие, определяет специфичность мерзлотного строения.

Закономерности распределения льда - наиболее существенный показатель историко-геологических и физических условий формирования мерзлых толщ. Таким образом, изучение подземного льда возможно лишь в тесной связи с изучением самой вмещающей горной породы. Несомненно также, что познание развития подземного льда мыслимо лишь в зависимости от основных закономерностей развития мерзлоты как геофизического (теплофизического) явления с учетом определяющих физико-географических условий.

Подземный лед есть результат мерзлотного процесса, поэтому его происхождение и особенности развития следует рассматривать в зависимости от этого процесса. В то же время характер мерзлотного процесса, как уже говорилось, в известной мере может быть раскрыт в результате анализа строения мерзлой горной породы, т.е. закономерностей распределения в ней льда. Таким образом, признаки строения мерзлых пород, т.е. мерзлотные морфологические признаки, обусловленные самим процессом промерзания, могут служить основой для понимания генезиса подземного льда. Строго говоря, именно эти признаки являлись исходным материалом для первоначальных суждений об основных генетических типах строения мерзлых пород в естественных условиях [Лопатин, 1876, 1897; Хёгбом, 1910, 1914; Кокконен, 1926; Тэбер, 1929, 1930; Бесков, 1935; Попов, 1953 и др.].

В связи с изложенным выше целесообразно остановиться на вопросе о классификациях подземного льда. В разное время предлагались классификации подземного льда, основанные на разных принципах [Леффингвелл, 1919; Добровольский, 1923; Сумгин, 1940; Толстихин, 1941]. Однако ни одна из этих классификаций не оказалась всеобъемлющей и универсальной. Наиболее полными и отвечающими сути явления следует считать классификации М.И. Сумгина и в особенности Н.И. Толстихина. Последняя во многих отношениях удовлетворяет современному состоянию проблемы и требует лишь сравнительно небольших корректив. В последнее время П.А. Шумским [1955] в развитие некоторых прежних классификаций предложена новая классификация подземных льдов. Кажущаяся стройной и во многом заслуживающая внимания, она все же не может вполне нас удовлетворить с геологической точки зрения. Эта классификация, заимствующая основные положения у разных авторов, неоправданно сложна и вместе с тем недостаточно учитывает собственно геологические условия развития подземных льдов.

Например, выделение в самостоятельную генетическую группу так называемых пещерно-жильных льдов [Шумский, 1955], по нашему мнению, едва ли целесообразно. В этой группе П.А. Шумским объединены подземные льды разных категорий, по происхождению своему далекие друг от друга. Полигонально-жильные льды (так называемые повторно-жильные, по П.А. Шумскому) и жильные льды, т.е. льды, заключенные в трещинах коренных пород, имеют некоторые общие черты по способу происхождения: в обоих случаях имеет место заполнение льдом трещин, иногда проникновение в трещины коренных пород воды сверху, как и при формировании полигонально-жильного льда. Но между ними есть и очевидные различия, например, наиболее частое замерзание воды, ранее находившейся в трещинах коренных пород, в отличие от полигонально-жильных льдов или многократное растрескивание полигонально-жильных льдов, чего не происходит в трещинном льде коренных пород, и т.д.

Далее, пещерные льды в схеме П.А. Шумского делятся на термокарстово-пещерные и карстово-пещерные. Объединение этих видов льдов в одну категорию пещерных нельзя считать правильным. Заполнение льдом полостей вытаивания (термокарстово-пещерные льды) ничем не отличается от заполнения им любых других полостей, например возникающих в процессе морозобойного растрескивания [Попов, 1955]. В этом случае разделить льды по происхождению очень трудно: они образуются в различных полостях (в том числе и термокарстовых) путем проникновения воды с поверхности и последующего ее замерзания. Эти льды органически связаны, как увидим ниже, с полигонально-жильным льдом, входят в его состав или порой связаны со льдом гидролакколитов, в который они также могут входить в качестве составной части.

Карстово-пещерные льды представляют собой характерные натечные и сублимационные образования на стенах карстовых (но не только карстовых!) пещер, возникающие в результате узколокального специфического теплообмена, главным образом вне области вечной мерзлоты. Эти ледяные образования, ни в каком отношении не схожие с предыдущими, имеющие ничтожно малое распространение, обычно не связанные с областью вечной мерзлоты, а главное - не составляющие органического целого с горной породой, едва ли имеют право быть отнесенными к категории подземного льда в нашем понимании.

По нашему мнению, не следует задаваться целью выявить и классифицировать абсолютно все виды и разновидности льда в горных породах. Многие из них имеют совершенно ничтожное значение вследствие крайней ограниченности распространения, спорадичности проявления или кратковременности существования. Следует также иметь в виду частое взаимодействие различных по происхождению льдов (например, водного и сублимационного, водного и снежного) в каком-либо одном из типов подземного льдообразования. Едва ли правильно основывать классификацию подземного льда на чисто петрографических, структурных признаках или классифицировать только по способу образования самих ледяных включений, как это делает П.А. Шумский.

В целях классификации подземного льда с геологической точки зрения наиболее правильно исходить из главнейших типов льдообразования, зависящих от геологических условий залегания и литологии водосодержащих пород, путей проникновения воды в горные породы, а также зависящих от самих условий замерзания, определяемых в значительной степени физико-географическими (теплофизическими) факторами и общими факторами литогенеза, к числу которых прежде всего относятся фациальные условия их формирования. Этим требованиям в наибольшей степени отвечает классификация Н.И. Толстихина [1941], хотя и она, как уже говорилось, требует некоторой перестройки и дополнений.

Предлагаемая ниже система генетических типов подземных льдов не является оригинальной, она опирается на предложенные ранее классификации, внося лишь некоторые дополнения и допуская некоторую перестройку с учетом теологических условий льдообразования.

Прежде всего следует выделять две существенно различные категории подземного льдообразования - лед, формирующийся непосредственно в горной породе, и лед, первоначально сформировавшийся на земной поверхности (фирновый, глетчерный, речной и т. д.) и позже погребенный осадками.

Наиболее важное значение имеет лед первой категории. Основываясь на указанных выше принципах, лед этой категории целесообразно разделить на следующие главнейшие генетические типы, имеющие место при формировании как сезонно, так и вечномерзлых толщ горных пород:

1. Миграционный (или сегрегационный) лед, образующийся из воды рыхлосвязанной, содержащейся в тонкодисперсных осадочных породах и выделяющийся при их промерзании и миграции воды к фронту промерзания. При этом возникают слоистые и сетчатые (или решетчатые) льдистые текстуры в породах.

2. Интрузивный (или инъекционный) лед, образующийся из свободной воды, локализующейся в отдельных местах, главным образом грубодисперсных горных пород или на контактах пород разной плотности под влиянием гидростатического или гидродинамического напора - интрузивного процесса. При этом наиболее часто возникают ледяные интрузии типа гидролакколитов в местах выходов водоисточников и при промерзании подозерных таликов, а также пластовые подземные наледи.

Сюда же следует относить лед, образованный вследствие замерзания водоносных горизонтов (над- под- и межмерзлотных), заключенных в относительно грубозернистых породах - песках и галечниках на разной, иногда большой глубине. Возникают пластовые, линзовидные и неправильной формы ледяные тела, а также льдистые пески и ледяные конгломераты.

3. Жильный лед, образующийся при замерзании свободной воды, содержащейся в трещинах коренных кристаллических или метаморфических горных пород и поступающей извне.

4. Полигонально-жильный лед, образующийся вследствие затекания поверхностной свободной воды в морозобойные трещины и полости, сопутствующие процессу трещинообразования и создающие крупные полигональные системы. В результате многократного растрескивания вечномерзлых горных пород возникают решетки полигональных ледяных жил - полигонально-жильный лед.

5. Лед-цемент, характерный для слабоувлажненных пород, различного механического состава. При этом не возникает сколько-нибудь выраженных его скоплений. Лед рассеян в породе.

Таковы основные генетические типы подземного льда, имеющие наиболее широкое распространение и наиболее общее значение как в геологическом, так и в физико-географическом отношении.

Однако лед-цемент, не образующий скоплений и представленный в виде рассеянных мелких кристаллов в породах слабоувлажненных при промерзании, а также жильный лед в коренных породах и интрузивный лед, имеющие относительно подчиненное значение в пространственном развитии и представляющие меньший интерес с генетической точки зрения, ниже нами рассматриваться не будут. Следует указать, что и льды второй категории, т.е. погребенные льды (фирновый, глетчерный, наледный, речной, озерный, морской и т.д.) относительно редки в мерзлых горных породах, очень ограничены в пространстве и потому также не подлежат нашему рассмотрению в дальнейшем.

Таким образом, предметом нашего рассмотрения далее будут льды полигонально-жильного и миграционного типов. Эти два генетических типа подземного льда имеют очень широкое пространственное развитие, вносят наиболее существенные изменения в структуру мерзлых горных пород и имеют важнейшее практическое значение.

Нет надобности давать подробные описания подземного льда каждого из этих двух типов. Значительно продвинувшееся в последние годы изучение подземного льда, главным образом двух названных типов, что определяется их особо важным значением, избавляет нас от необходимости характеризовать их типические черты и морфологические особенности. Для всестороннего ознакомления с указанными подземными льдами следует обратиться к соответствующей литературе [Бунге, 1902; Втюрин, 1961, 1963, 1964; Григорьев, 1958; Достовалов, 1952, 1960; Жесткова, 1960; Катасонов, 1958, 1960, 1962; Коннова, 1957, 1959; Леффингвелл, 1915, 1919; Попов, 1952, 1953, 1955, 1962; Пчелинцев, 1962, 1964; Романовский, 1959, 1961; Соломатин, 1963; Толстихин, 1941; Шумский, 1952, 1954, 1955, 1960]. Наша задача - остановиться на ряде вопросов морфологии и генезиса двух важнейших генетических типов подземного льда, рассмотрев их в свете современных данных и с критической точки зрения.

ПОЛИГОНАЛЬНО-ЖИЛЬНЫЙ ЛЕД

Полигонально-жильный лед, как установлено, имеет достаточно широкое распространение на севере и северо-востоке Евразии, а также на севере Канады и Аляски. Выходы мощного полигонально-жильного льда по берегам северных рек и морей прежде других типов подземного льда обратили на себя внимание исследователей, и именно поэтому история изучения подземных льдов начинается с этого их генетического типа [Фигурин, 1823; Лопатин, 1876; Бунге, 1902 и др.].

До недавнего времени главным массам подземного льда, приуроченного к древним и современным аллювиальным равнинам, приписывалось ледниковое или фирновое происхождение [Толль, 1897; Григорьев, 1932; Граве, 1951]. Автор обосновал несостоятельность этой гипотезы [Попов, 1952].

В согласии со взглядами А.А. Бунге [1902] мы приписываем основным скоплениям подземного льда, образующего массивные выходы, полигонально-жильное (трещинное) происхождение. Однако гипотеза А.А. Бунге объясняет возникновение лишь маломощного полигонально-жильного льда и не может объяснить происхождение мощного льда этого рода. Подметив генетическую связь между полигональным рельефом речных террас, геологией пойменных отложений и подземным льдом, мы пришли к убеждению, что образование полигонально-жильного льда происходит главным образом в период, когда поверхность террасы переживает пойменную стадию. С прекращением пойменного режима и накопления осадков останавливается рост льда. Таким образом, мы пришли к новому выводу о сингенетичности накопления пойменных осадков и полигонально-жильного льда [Попов, 1952, 1953]. Впервые на сингенетичность роста жил льда и торфа на Аляске указал Е. Леффингвелл [1915]. Ссылки П.А. Шумского [1960] на Штехе (1933) и Зергеля (1936), якобы подготовивших решение вопроса о сингенезе, не обоснованы. Неискушенный читатель в их трудах не заподозрит сингенеза льда и осадков. Прямо о сингенезе пишет Г. Гальвитц [Gallwitz, 1949]. Этот вывод позволяет объяснять большую вертикальную мощность льда и разрешает противоречие между Толлем и Бунге в пользу последнего. Доказательством правильности вывода служат такие факты, как неравномерное изменение с глубиной степени изгиба слоев осадков около ледяных, жил и фациальные изменения осадков между ледяными жилами в горизонтальном направлении.

Сингенетические ледяные жилы могут развиваться не только в пойменных отложениях, но и дельтовых, некоторых прибрежно-морских, мелководных озерных, болотных, делювиально-солифлюкционных и др. Но наиболее широкого пространственного и полного развития они достигают именно в аллювиальных пойменных, главным образом торфяно-иловатых, отложениях.

Установленная связь льдообразования с режимом в накоплении осадков позволяет рассматривать мощный полигонально-жильный лед как показатель направления и характера тектонических движений - опусканий или поднятий аллювиальных равнин.

Следует полностью отказаться от представления о древнем оледенении (в обычном его понимании) северных равнин Азии и Америки: основные массы полигонально-жильного льда возникли не вследствие обильного выпадения снега, а наоборот - вследствие малоснежья, так как оно является фактором, благоприятствующим образованию морозобойных трещин в условиях сурового климата.

Таким образом, широкое региональное развитие и большая вертикальная мощность (до 40-60 м) полигонально-жильного льда определяется характером пойменного режима и осадконакопления на аллювиальных равнинах, который зависел в прошлом и зависит теперь как от климатических, так и в значительной степени от тектонических причин (рис. 1).

Проблема происхождения мощного подземного льда Севера и Северо-Востока Евразии и севера Америки была в принципе решена в результате того, что осадконакопление и жильное льдообразование были нами рассмотрены как единый взаимосвязанный процесс.

Критический анализ всего опубликованного и некоторого неопубликованного материала привел нас к выводу, вопреки сложившимся мнениям [Воллосович, 1909; Григорьев, 1932; Ермолаев, 1932; Граве, 1951], что мощный подземный лед и вмещающие горные породы Новосибирских островов, Яно-Индигирской и Лено-Вилюйской низменностей не принадлежат разным стратиграфическим горизонтам, а составляют в каждом из этих районов единый стратиграфический горизонт. При этом вмещающие отложения были уверенно отнесены к пойменному аллювию в широком смысле.

Теперь, когда основные массы подземного льда в названных районах признаны полигонально-жильными, их следует рассматривать именно как подземное образование, а не наземное (как понималось ранее) - снег, фирн, глетчерный лед - позднее погребенное осадками. Это - важное принципиальное отличие, позволяющее рассматривать «основные» льды, заключенные в горных породах в качестве объекта науки о подземном льде - криолитологии.

Наши основные выводы были восприняты рядом исследователей и неоднократно подтверждены в процессе работ в разных районах на севере и северо-востоке страны (Шумский, Катасонов, Втюрин, Романовский и др.). П.А. Шумский [1952, 1955] применил метод структурного петрографического анализа подземного льда, отчасти способствовавший выяснению генезиса этого льда. Однако претензии П.А. Шумского [1960] на всеобъемлющий охват проблемы  оказались более чем неосновательными, и заверения в окончательности решения вопросов генезиса полигонально-жильного льда лишь ввели в заблуждение многочисленных, недостаточно осведомленных в сути проблемы исследователей (главным образом геологов) севера и северо-востока СССР. Каких-либо принципиально новых выводов исследования Шумского не дали. Дальнейшее развитие положений автора нашло свое отражение в весьма важных выводах Е.М. Катасонова [1958], касавшихся взаимосвязи жильного и так называемого сегрегационного льдообразования во вмещающих отложениях.

Одним из наиболее важных и наиболее трудных вопросов является вопрос о механизме сингенетического жильного льдообразования и аллювиального осадконакопления. Первоначально этот механизм понимался как ежегодное закрепление в приросшем вследствие осадконакопления слое вечной мерзлоты элементарной ледяной жилки [Достовалов, 1952], образовавшейся при замерзании воды в морозобойной трещине. Позже некоторые морфологические особенности ледяных жил и строения вмещающих отложений заставили пересмотреть такое представление и выдвинуть новое. Новое представление заключалось в признании так называемого фронтального роста ледяных жил, т.е. вертикального прироста льда на всей поверхности ледяных жил [Попов, 1955]. Подобное толкование механизма сингенеза оказалось прогрессивным, так как оно объясняет многие стороны процесса, хотя и не до конца. Оно встретило резкую, но малообоснованную критику со стороны П.А. Шумского [1960]. Однако Н.Н. Романовский [1959], Е.М. Катасонов [1962], Г.Ф. Гравис [1962] и устно Б.Н. Достовалов признали существование фронтального роста ледяных жил, тем самым подтвердив прогрессивность нового толкования сингенеза. Это признание пришло с фактами, которые остались незамеченными П.А. Шумским [1960].

Никак нельзя согласиться с П.А.Шумским в том, что петрографический метод явился панацеей, и что только его применение позволило окончательно решить вопрос о генезисе мощных подземных льдов. Этот «точный» метод, кое-что выяснив, настолько гипнотизировал многих геологов, что они не заметили его слабых сторон и пока что малой доказательности выводов. Не петрографический метод, а сделанное до его использования совокупное рассмотрение во взаимосвязи процессов льдообразования и осадконакопления на основе старых и новых морфогенетических данных позволило решить в принципе проблему происхождения мощного подземного льда [Попов, 1952].

Что же касается механизма процесса сингенетического роста полигонально-жильного льда, то, несмотря на сравнительно широкое признание фронтального роста ледяных жил, он до сих пор не вполне ясен.

Приходится признать, что структурно-петрографические данные не являются достаточным обоснованием того, что большие ледяные жилы состоят лишь из субвертикальных элементарных ледяных жилок, обязанных морозобойному растрескиванию. Субвертикальная полосчатость, наблюдающаяся в ледяных жилах (вкрест простирания), действительно воспринимается прежде всего как следствие многократного вертикального растрескивания льда и последовательного внедрения элементарных ледяных жилок. Однако полученные нами в природных условиях (в бассейне р. Яны и на о. Муостах) объективные данные свидетельствуют о том, что субвертикальная полосчатость обязана главным образом подобной ориентировке цепочек и зон сгущения пузырьков воздуха во льде жил, а также отчасти субвертикальной ориентировке полосок минеральной мути, которые возникают при замерзании воды при определенных условиях сверху в открытой полости. Элементарные субвертикальные ледяные жилки, связанные с морозобойными трещинами, лишь дополняют картину описанной характерной полосчатости ледяных жил.

Следует указать на такие участки в ледяных жилах, которые безусловно исключают какое-либо присутствие элементарных жилок. По условиям залегания это участки, которые вовсе не связаны с заполнением льдом былых термокарстовых полостей, вопреки мнению П.А. Шумского [1960].

Выходы субвертикальных слоев льда на боковые контакты, которые П.А. Шумский считает наиболее важным доказательством сингенеза [Шумский, 1960], наблюдаются с трудом, и в большинстве своем они связаны с отмеченным только что закономерным расположением пузырьков воздуха и полосок минеральной мути, а не с морозобойными трещинами. Случаи же выходов на контакты действительно элементарных жилок не противоречат фронтальному росту ледяных жил, так как морозобойное растрескивание при этом также имело место.

Так как структурно-петрографический метод исследования подземного льда пока недостаточно надежен, наиболее важные суждения о генезисе его мы можем делать посредством анализа контактов ледяных жил и вмещающих осадков. Именно строение контактов в свое время позволило нам подметить ритмичность в изменении условий залегания слоев осадков по вертикали и сопряженность этих изменений с закономерным строением контура ледяных жил [Попов, 1953, 1955]. Строение контактов и сейчас остается наиболее надежным критерием условий формирования мощных полигонально-жильных льдов.

Проведенные нами исследования в районах мощных жильных льдов в бассейне р. Яны (1962) и на о-ве Муостах (1963), как и ранее на Таймыре (1949), показали, что характерная слоистость во вмещающих отложениях у контактов с жилами не представляет собой лишь шлиры миграционного (сегрегационного) льда, конфигурация которых соответствует былой изотермической поверхности в основании слоя протаивания в полигонах и которые, как утверждает Е.М. Катасонов [1958], образуются при промерзании снизу. В действительности, в большинстве случаев мы имеем на контактах осадочные слои, в разной степени, но закономерно деформированные. Замечательно, что согласно с осадочной слоистостью расположены и ледяные шлиры, повторяющие контуры и все изгибы слоев осадков. Ледяные шлиры, заключенные во вмещающих отложениях, как показал Е.М. Катасонов [1958], спаиваются с ледяными жилами и таким образом служат еще одним доказательством сингенетического осадконакопления и льдообразования.

Совпадение осадочных слоев и ледяных шлиров, по-видимому, служит указанием на то, что замерзающая в отложениях вода строго дифференцировалась в соответствии со слоистостью. Полное совпадение слоев осадков и шлиров миграционного льда пока является загадкой, так как трудно себе представить условия, при которых погребенные осадочные слои, оказавшиеся в основании деятельного слоя, целиком совпадали бы с глубиной протаивания, т.е. с изотермической поверхностью. Думается, что подобное совпадение скорее должно быть исключением, чем правилом.

Так или иначе характер слоистости вмещающих осадков на контактах с ледяными жилами, как увидим, - важнейший показатель условий развития жил.

Установлено, что осадочные слои у контактов то сильно изогнуты вверх, то изогнуты слабо (рис. 2), а то и совсем горизонтальны и примыкают к контакту, не деформируясь (рис. 3). В более редких случаях слои отогнуты вниз.

Изгиб слоев у контакта с ледяными жилами большинством исследователей рассматривался как результат отжатия за счет разрастания ледяных жил в стороны. Лишь Е.М.Катасонов, как уже говорилось, считает слоистость не осадочной, а кажущейся, обязанной характерному расположению ледяных шлиров, фиксирующих последовательное смещение вверх, по мере осадконакопления, изотермической поверхности в основании слоя сезонного протаивания. По-видимому, это положение справедливо лишь отчасти, так как присутствие собственно осадочной слоистости и ее деформаций отрицать невозможно, Однако трудно согласиться и с тем, что осадочные слои деформированы главным образом вследствие разрастания ледяных жил в стороны.

Все исследователи исходят из того, что каждая ледяная; жила перекрывается обычно слоистым (подверженным сезонному протаиванию) грунтом. Это обстоятельство делает неизбежным отжатие грунтовых слоев, перекрывающих ледяную жилу, вдоль ее боковых контактов как в случае роста жилы вверх за счет элементарных жилок [Шуйский, 1960], так и в случае постепенного тонкослоистого фронтального наращивания льда путем миграции воды на поверхность жилы при промерзании снизу [Романовский, 1959]. Отжатие осадочных слоев на контактах должно быть тем большим, чем больше разрастание ледяных жил в стороны, т.е. при таком их росте вверх неизбежны тем большие деформации слоев осадков у контактов, чем шире ледяные жилы. Во многих случаях мы имеем соотношения между размерами ледяных жил и степенью деформаций осадков, как будто подтверждающие сказанное. Но часто картина иная: у сравнительно тонких ледяных жил иногда деформации слоев на контактах очень велики, а у широких жил нередко слои подходят к контакту, не деформируясь и залегая вполне или почти горизонтально. Нередко горизонтально лежащие слои оказываются слегка изогнутыми лишь в самой непосредственной близости от контактов, что практически имеет такое же значение, как и слои вовсе без деформаций.

Такая же картина порой (конечно, не всегда) наблюдается у одной и той же жилы, ширина которой по вертикали меняется: против суженных участков осадочные слои на контактах изогнуты сильно, а против более широких участков они изогнуты слабо или вовсе не изогнуты. Ясно, что в случае увеличения деформаций при разрастании жил в стороны картина должна была бы быть обратной. Следовательно, рост ледяных жил вверх и в стороны обязан не только последовательному внедрению элементарных жилок и не только фронтальному приращению тонких слоев миграционного льда, но главным образом совсем иному механизму, вызывающему, однако, также деформации вмещающих слоистых осадков, хотя и не всегда.

Имеющийся фактический материал позволяет высказать лишь самые общие соображения относительно механизма роста ледяных жил, так как он до сих пор не ясен до конца и ряд важных деталей процесса нуждается в выяснении. Даваемое ниже объяснение этого механизма следует рассматривать как попытку приблизиться к правильному толкованию этого довольно сложного явления, как рабочую гипотезу.

Едва ли можно сомневаться в том, что процесс начинается с морозобойного растрескивания горных пород и первоначального формирования вертикальной ледяной жилы, состоящей из элементарных жилок. При этом мерзлый грунт неизбежно несколько уплотняется и с течением времени деформируется и выжимается кверху. Однако на известной стадии разрастания ледяной жилы в случае сингенетического накопления осадков и льдообразования этот механизм дополняется, а в значительной степени заменяется механизмом фронтального роста, который ныне следует понимать не так, как мы понимали ранее [Попов, 1955]. Такая смена механизмов (хотя и неполная, так как вертикальное растрескивание все-таки продолжается) наступает при ширине ледяных жил поверху порядка 0,5-0,7 м, о чем мы можем судить на основании наблюдений в бассейне р. Яны. О наличии фронтального роста ледяных жил мы можем судить на основании уже упоминавшихся критериев.

Описанная картина поведения слоев осадков на контактах, вероятно, объяснима только при условии, если под влиянием диагенетических процессов перекрывающие ледяную жилу талые отложения первично деформировались, т.е. смещались в пределах деятельного слоя по поверхности нижележащей жилы в стороны от морозобойной трещинной зоны, образуя открытую сверху диагенетическую полость. Ширина этой полости примерно равнялась ширине ледяной жилы поверху. Физические причины возникновения такой полости не ясны, но возможно, что она обязана интенсивному иссушению в краевых частях полигонов сезонно замерзающих иловатых и органогенных грунтов, особенно подверженных диагенетическим объемным изменениям. Физические различия между льдом жилы и перекрывающим грунтом, периодически замерзающим и оттаивающим, были, вероятно, главной причиной, которая, вслед за морозобойным растрескиванием, обусловливала возникновение и поддержание столь динамичной открытой полости над ледяной жилой.

Вслед за иссушением грунтов в краевых частях полигонов в начале сезонного (осеннего) промерзания происходит заполнение образовавшейся диагенетической полости водой, вскоре замерзающей, а позже и снегом. При этом над старой ледяной жилой неизбежно возникает вдающееся в деятельный слой новое ледяное тело, имеющее признаки вертикальной полосчатости. Летом приросшая ледяная жила медленно обтаивает сверху, а отчасти и с боков, так как таяние льда заметно слабее, чем грунтов. Поэтому в теплое время года приросшая сверху ледяная жила, протаивающая до значительно меньшей глубины, чем соседние грунты, с боков ограничена талыми отложениями, хотя и имеющими температуру, близкую к 0°.

Следствием обтаивания ледяной жилы с боков являются столь характерные признаки, как ожелезнение и повышенная влажность (льдистость) грунтов в приконтактной с ледяными жилами зоне, а также неширокая кайма прозрачного льда в краевой части жил.

Последующее проникновение в приросшую жилу элементарных ледяных жилок, вероятно, ограничивается немногими циклами, а сжимаемость вмещающих пород может быть достаточно высокой для того, чтобы компенсировать расширение ледяной жилы за счет внедрения немногих элементарных жилок.

Следует отметить еще одно обстоятельство, ставящее под сомнение рост ледяных жил вверх за счет вертикальных элементарных жилок. Дело в том, что при весьма незначительном ежегодном выросте элементарных жилок, обусловленном накоплением осадков, ежегодный прирост которых не более 0,5-1 см (а обычно гораздо меньше), должно происходить обтаивание этого ничтожного выроста, его уничтожение, как, вероятно, частичное обтаивание и всей поверхности ледяной жилы.

Следует также усомниться в способности мерзлого грунта значительно сжиматься и деформироваться при росте ледяных жил в стороны, о чем свидетельствуют, как мы видели, фактические данные. Такое положение, как это ни странно, полностью игнорируется всеми исследователями, хотя оно одно явно и решительно противоречит широко принятому объяснению роста крупных ледяных жил. Это объяснение, как уже говорилось, может быть распространено только на мелкие и узкие ледяные жилы.

По нашему мнению, вторичные деформации слоев осадков у контактов с ледяными жилами могли происходить только в том случае, если осадки были в талом состоянии, т.е. находились в деятельном слое, граничащем с ледяными жилами. Последнее могло иметь место в летнее время, когда грунты протаивали заметно глубже, чем сама ледяная жила. При этом оттаивающие грунты расширялись (увеличивались в объеме) и, встречая препятствие в виде вновь возникшей приросшей жилы, вторично деформировались, образуя валики по периферии полигонов. Тем самым создавалась внутри-полигональная впадина, которая превращалась в болото или озерко и в дальнейшем углублялась вследствие частичного расширения ледяных жил за счет внедрения элементарных жилок (рис. 4). Таким образом, приросшая ледяная жила, быстро достигшая некоторого предельного уровня, определяемого глубиной сезонного протаивания льда, должна была сохраняться в этом положении и более не расти вверх до тех пор, пока не накопится слой новых осадков такой мощности, которая обеспечит новый цикл уже описанных диагенетических процессов и новый «скачок» вверх ледяной жилы.

Ясно, что накоплению новых осадков над ледяной жилой должно предшествовать заполнение осадками как аллохтонными, так и автохтонными (торф) внутриполигональной впадины. Крутые изгибы слоев осадков на контактах, вверх постепенно выполаживающиеся до горизонтального положения, есть свидетельство такого постепенного заполнения осадками внутриполигональных впадин (см. рис. 2). В этом суть цикличности, на которую исследователи до сих пор обращают очень мало внимания и основные морфологические признаки которой были описаны нами ранее [Попов, 1953, 1955].

Таким образом, деформации слоев осадков на контактах возникают не в мерзлом, а в талом их состоянии, а затем фиксируются промерзанием, особенно при переходе осадков в вечномерзлое состояние. Вдоль слоев осадков при промерзании образуются ледяные шлиры. Согласное друг с другом залегание тех и других объясняется, по-видимому, «приспособляемостью» изотермической поверхности протаивания к положению и направлению осадочных слоев.

Итак, видно, что последовательно наращивающиеся звенья ледяных жил, представляющие собой конформное выполнение диагенетических полостей в деятельном слое, слагают в целом сингенетические ледяные жилы и вместе с закономерным характером деформаций осадков и особенностями строения самих контактов образуют отдельные ритмы, отражающие исторический ход развития полигонально-жильных льдов (см. рис. 2).

В связи с наблюдающейся ритмичностью или цикличностью в развитии мощных полигонально-жильных льдов и осадков следует отметить некоторые установленные нами в процессе полевых работ соотношения между размерами и формой отдельных звеньев ледяных жил, характером и степенью деформаций вмещающих осадков.

Прежде всего следует указать, что степень изгиба слоев, интенсивность деформаций на контактах связаны не столько с шириной жил (что мы уже отмечали), сколько с высотой отдельных звеньев - свидетелей ритмов или циклов. Чем больше звено, тем значительнее деформации, и наоборот. Несомненно, чем крупнее прирост сверху ледяной жилы, т.е. чем больше масса вновь образованного льда, тем лучше условия для ее сохранения, тем меньше летнее обтаивание и тем, вероятно, больше деформации во вмещающих отложениях. А самая возможность для значительного по вертикали прироста ледяной жилы связана с мощностью накапливающихся осадков.

Необходимо также указать на следующее. Чем сложнее контуры ледяной жилы, чем глубже вдаются во вмещающую породу боковые ледяные клинышки, всегда совпадающие со сменой по вертикали круто поставленных слоев горизонтальными [Попов, 1955], тем больше и деформации во вмещающих осадках. И наоборот - чем ровнее контакт, тем меньше и деформации. Так, например, мощные ледяные жилы (до 6 м в поперечнике) в коричневых алевритах на р. Яне имеют ровные контакты, на которых почти не выражены только что отмеченные признаки, слои вмещающих отложений практически не деформированы и залегают у контактов почти горизонтально (см. рис. 3). С другой стороны, в том же районе темно-серые иловатые суглинки с ядрами торфа, заключающие мощные ледяные жилы (до 8-9 м в поперечнике) со сложными контурами, весьма сильно деформированы (см. рис. 2).

По нашему мнению, подобное различие связано с вертикальным приростом ледяной жилы в деятельном слое, что в свою очередь связано с темпами осадконакопления и, вероятно, с разной способностью различных грунтов образовывать диагенетические полости над нижележащими ледяными жилами при неодинаковой их мощности. Таким образом, малый вертикальный прирост дает и малые деформации с боков, так как мал и сам деформируемый слой осадков. По нашим наблюдениям, высота отдельных звеньев ледяных жил может меняться от 20-30 см до 2-3 м, иногда несколько более.

До последнего времени оставалось загадкой явление срезания горизонтально лежащими слоями сильно деформированных пачек слоев (см. рис. 2). На Янской низменности и на о. Муостах установлено, что мы имеем дело именно с несогласным налеганием пачек осадочных слоев, а не только со сменой по-разному ориентированных ледяных шлиров, как указывал Е.М.Катасонов [1958]. В свете изложенных представлений подобные соотношения пачек слоев можно объяснить следующим образом. Как мы видели, деформируемые в талом состоянии осадки выпирают по бокам ледяных жил вверх. По-видимому, в начале нового цикла осадконакопления сильно деформированные слои срезаются во время половодий под некоторым углом и затем перекрываются горизонтально лежащими слоями, подготавливающими возможность для нового роста ледяных жил. Позже, по мере перехода слоистых пачек в вечномерзлое состояние, возникающие в них ледяные шлиры ориентируются согласно слоистости и тем самым лишь подчеркивают описанные соотношения.

Ранее нами указывалось, что мощный полигонально-жильный лед есть показатель направления и характера тектонических движений (опусканий или поднятий) аллювиальных равнин [Попов, 1952, 1953]. Позже выявленная связь между осадконакоплением и условиями роста вверх и в стороны ледяных жил [Попов, 1955] по существу являлась прямым указанием на зависимость цикличности жильного льдообразования от характера тектонического опускания.

Наблюдения в области развития мощных подземных льдов в пределах Янской низменности и на о. Муостах окончательно убедили нас в правильности ранее сделанных выводов и помогли уточнить зависимость причин и механизма цикличности жильного льдообразования и осадконакопления от тектонического режима того или иного района. Недавно на такую связь указал также Б.И. Втюрин [1964], отметив, однако, что «пока еще не совсем ясно, в силу каких причин происходит замедление и прекращение роста жил и валиков» (стр. 128), и тем самым не дав ответа на важнейший вопрос о сущности наблюдающейся цикличности.

Картина цикличного строения всего ледоминерального комплекса является следствием тектонического опускания, при котором накопившийся осадок определенной мощности подвергается описанным выше диагенетическим деформациям и приросту ледяных жил на основе жил уже существующих. В результате этих процессов происходит весьма быстрый рост поверхности поймы, довольно скоро достигающей предельного уровня половодий, верхнего предела нормальной мощности аллювия для данного района. Это происходит потому, что в Арктике и Субарктике рост поверхности пойм осуществляется не только вследствие обычного накопления осадков, но в значительной степени в связи с льдонакоплением в них как полигонально-жильным, так и миграционным. Рост ледяных жил вверх, сопровождающийся выпиранием вмещающих осадков, образованием высоких валиков - главные факторы ускоренного повышения пойменной поверхности и достижения ею предельного уровня половодий.

Таким образом, наступает стадия более или менее значительного замедления осадконакопления или иногда полного его прекращения. На этой стадии вследствие роста ледяных жил и образования валиков на поверхности пойм происходит строгая дифференциация осадконакопления, приуроченного главным образом к внутриполигональным впадинам. Фациальная изменчивость от центров древних полигонов к контактам с ледяными жилами, сильная заторфованность ядер полигонов - прямое свидетельство отмеченной дифференциации осадконакопления на поймах [Попов, 1955]. Слоистость наилка в древних полигонах, хотя и сильнооторфованного, указывает на то, что и на этой стадии половодья все же иногда покрывали поймы, а внутриполигональные впадины являлись отстойниками ила из полых вод, застаивающихся в полигонах после общего их спада. При полной остановке осадконакопления формировались сильно заторфованные полигоны, представленные почти исключительно автохтонным торфянистым материалом. Следовательно, степень заторфованности - показатель того, насколько замедлялось и прекращалось ли вообще накопление половодных осадков, т.е. свидетельство того или иного режима затопления пойм. Отмеченная стадия завершалась по мере заполнения осадками полигонов и продолжающегося тектонического опускания. Ясно, что дальнейший рост ледяных жил вверх был возможен лишь тогда, когда медленное тектоническое опускание снова обеспечивало интенсивное затопление пойм, частичное срезание осадков предыдущей стадии, накопление новой пачки слоев, мощность которой была бы достаточной для развития всех необходимых ранее описанных процессов жильного льдообразования.

Вероятно, что иногда каждый цикл жильного льдообразования равен нормальной мощности аллювия (по Е.В. Шанцеру) минус высота прирусловой отмели и глубина русла. Но такие заключения возможны лишь тогда, когда мы имеем дело с хорошо выраженной в разрезах цикличностью. По-видимому, чем меньше слой осадков над исходной ледяной жилой, способный к первоначальной диагенетической деформации при усыхании, сопровождающем начальное сезонное промерзание, тем меньше все последующие элементы: прирост ледяной жилы, вторичные деформации самого осадка, степень выраженности и глубина внутриполигональных впадин, высота валиков. Именно в подобных случаях мы встречаем ледяные жилы с ровными контактами, слабо отражающими вертикальную цикличность льдообразования и почти полное отсутствие вторичных деформаций во вмещающих отложениях (см. рис. 3). В этих условиях нет оснований говорить о цикличности в том смысле, как ранее; помимо физических свойств осадка, неблагоприятствующих значительному росту ледяных жил вверх, можно утверждать, что процесс этот совершался при неизменном, частом и продолжительном затоплении пойм и осадконакоплении, которое не опережало скорость тектонического опускания, как в рассмотренном ранее, наиболее типичном случае.

Таковы основные черты и главнейшие причины цикличности (или ритмичности) полигонально-жильного льдообразования и аллювиального осадконакопления. Такова тектоническая природа этого явления.

Немного остановимся на палеогеографических условиях формирования мощного полигонально-жильного льда.

В плейстоценовых отложениях древнего плато (в пределах Янской низменности и в других районах) ледяные жилы достигали очень большой горизонтальной мощности (до 8-9 м) в процессе своего первоначального приповерхностного формирования, а не при последующем разрастании жил в стороны, как это обычно понимается в литературе. Об этом свидетельствуют, как известно, линзы осадков, фациально изменяющиеся от центров полигонов к контактам с ледяными жилами. В этих же районах ледяные жилы, заключенные в отложениях первой надпойменной террасы или современной поймы, никогда не достигают такого размера по горизонтали: они не превышают 3-4 м, а обычно значительно меньше. При этом, несмотря на присутствие нескольких фациальных вариететов, никаких принципиальных литологических различий между древними и более молодыми (вплоть до современных) осадками не наблюдается. Характер и даже степень деформаций в осадках около ледяных жил более молодого возраста также существенно не отличаются от подобных образований более раннего возраста. Из этого мы должны заключить, что раньше (в плейстоцене) имелись особо благоприятные условия для формирования мощных, широких ледяных жил, в то время как позже таких условий не стало.

Значительная суровость климата во время образования древних (плейстоценовых) льдов - вероятный фактор, но как эта суровость влияла? Многие авторы говорят о большой ширине древних ледяных жил как о свидетельстве суровости климата во время их образования. Но такие высказывания совершенно стихийны, они делаются без всякого объяснения и рассуждения о том, как же суровость климата проявлялась в механизме жильного льдообразования. Мы склонны рассматривать эти особые условия развития древних льдов как следствие совокупного воздействия климатического (температурного) фактора и фактора меняющегося увлажнения грунтов.

Мы видели, что главной причиной роста жильного льда является не образование элементарных жилок, а фронтальное нарастание льда в связи с возникающей диагенетической полостью на поверхности уже довольно сильно разросшихся ледяных жил. А диагенетическая полость является следствием диагенетического процесса усыхания грунтов деятельного слоя при сезонном промерзании. Широкие ледяные жилы возникают только в очень сильно увлажненных осадках, длительное время пребывающих под водой (например, в условиях соров или лайд) и подстилаемых более ранними ледяными жилами. Выходя из-под уровня вод к осени, эти осадки при начавшемся промерзании быстро и сильно высыхают особенно в краевых частях старых морозобойных полигонов и при этом сильно «садятся» - сокращаются в объеме, образуя открытые диагенетические полости над старыми жилами. В этих полостях возникают конформные ледяные тела. Но процесс, приводящий к столь значительному эффекту льдообразования, мог иметь место только при условии еще более резко континентального климата, нежели современный: только быстрое и значительное понижение температуры переувлажненных осадков давало описываемую картину их иссушения и последующего развития процесса льдообразования.

Быстрое последующее промерзание воды в полости, очевидно, является причиной мелкозернистости льда и соответствующей ориентировки в нем мелких пузырьков воздуха и полосок минеральной мути.

Едва ли может вызывать сомнение более высокая степень континентальности климата при большой его суровости во время существования обширной Новосибирской низменности, охватывавшей современный шельф морей Лаптевых и Восточно-Сибирского, в пределах которой и формировались древние плейстоценовые льды. Древние прареки, сформировавшие эту мощную аллювиальную равнину (пра-Яна, пра-Индигирка, пра-Колыма и другие более мелкие), в процессе своей деятельности образовали множество мелких проток, стариц и лайд, которые располагались очень близко друг от друга - их сеть была очень густой. При известной зарегулированности стока вода проток, выходя из берегов, затопляла промежутки между ними, т.е. пойму. На этих участках возникали пойменные фации (с жильным льдом) и своеобразные фации русел, которые тесно сочетались друг с другом. О таких фациальных переходах писал Е.М. Катасонов [1958]. Но собственно русловые фации, вопреки мнению Ю.А. Лаврушина [1963], не несут жильного льда.

Следовательно не требуется каких-то колоссальных разливов-половодий: они складывались из множества местных разливов и давали в целом общую картину сравнительно мощного затопления с местным застаиванием вод в сорах и лайдах часто до конца лета, но в зависимости от стадии развития поверхности, как мы видели. Ю.А. Лаврушин [1963], отрицавший большие разливы и признававший лишь местные разливы на реках Яно-Индигирской низменности, был и прав и неправ. Прав в том, что местные разливы действительно являются наиболее характерным типом половодья; но неправ, отрицая в целом большие разливы, которые, как мы видим, складывались из местных.

Проблема происхождения и развития полигонально-жильного льда не исчерпывается вышеизложенным. Мы рассмотрели лишь наиболее важные вопросы, связанные главным образом с формированием мощных и наиболее загадочных образований этого рода на Севере и Северо-Востоке Сибири и на Аляске.

МИГРАЦИОННЫЙ ЛЕД

Как известно, миграционный лед образуется лишь в тонкодисперсных грунтах (глинах, суглинках, супесях, пылеватых песках) в результате так называемого избыточного льдовыделения при миграции воды к фронту промерзания и формирует характерные по преимуществу слоистые и сетчатые текстуры [Бесков, 1947; Кокконен, 1926; Бакулин, 1958; Катасонов, 1960; Коннова, 1957; Лопатин, 1876; Попов, 1953; Пчелинцев, 1956, 1964; Сумгин, 1929, 1937; Федосов, 1935; Шумский, 1955 и др.]. Целесообразность употребления термина «миграционный» вместо «сегрегационный» была нами обоснована ранее [Попов, 1962]. Обязательным условием развития миграционного льда является наличие температурного градиента в горных породах.

Нет необходимости подробно останавливаться на причинах приуроченности миграционного льда к пылеватым и глинистым грунтам, так как вопрос этот достаточно широко обсуждался в специальной литературе. Следует лишь отметить, что миграция воды к фронту промерзания происходит под действием различных факторов. Но наибольшее значение имеют так называемые адсорбционные силы, т.е. молекулярные силы и соответствующий им пленочный механизм передвижения рыхлосвязанной воды. Под действием этого механизма, как полагает большинство исследователей, происходит накопление большого количества льда в промерзающих слоях рыхлых горных пород. Эффект миграции в смысле льдонакопления в конечном счете определяется соотношением между скоростью промерзания, т.е. скоростью оттока тепла, и скоростью подтока воды, т.е. подачи воды к охлаждаемой и промерзаемой поверхности [Боженова, 1957 и др.]. Это соотношение в основном и определяет характер миграции воды в конкретных литологических условиях, количество и толщину ледяных включений, их взаимное расположение.

Факторы льдовыделения рассматриваются и по-разному оцениваются многочисленными исследователями, часть из которых была ранее упомянута. Однако несмотря на многочисленные исследования процессов льдовыделения при промерзании увлажненных тонкодисперсных систем, проблема эта до сих пор не может считаться решенной. В данной статье мы не имеем возможности рассматривать ее в подробностях.

Миграционный лед весьма широко распространен и имеет важное геологическое и геоморфологическое значение. Его широкое распространение связано с тем, что промерзание с миграцией воды к фронту промерзания охватывает наиболее распространенные в Арктике и Субарктике типы грунтов - пылеватые суглинки, супеси, пылеватые пески. Большое геологическое значение такого вида промерзания обусловлено тем, что оно вызывает наиболее существенное изменение, перестройку структуры грунтов. Миграционное льдообразование в наибольшей степени отражает глубину влияния мерзлотного процесса как своеобразного диагенетического процесса.

Однако интересные структурно-петрографические данные по миграционному льду, полученные в последние годы [Коннова, 1957, 1959; Шуйский, 1955; Пчелинцев, 1962 и др.], недостаточны для надежной генетической интерпретации. Поэтому все основные выводы о генезисе этого льда делаются на основе изучения текстур, образуемых им.

Мерзлые тонкодисперсные горные породы (глины, суглинки и др.) характеризуются слоистым или сетчатым (решетчатым) расположением в них льда (рис. 5). Это обычно закономерное чередование горизонтально расположенных ледяных шлиров (слоистая текстура) или сочетание горизонтальных и вертикальных шлиров (сетчатая текстура), имеются и некоторые другие соотношения в распределении льда, например линзовидная текстура и др.

Среди мерзлых отложений глинистого ряда следует различать два несколько отличных вида мерзлотной текстуры - унаследованную и наложенную.

Унаследованная текстура в значительной степени предопределена структурными чертами породы, которые были ей свойственны до промерзания. Такими чертами породы являются разнообразные виды первоначальной слоистости, сланцеватости, первичной (домерзлотной) трещиноватости и т.д. Мигрирующая к фронту промерзания вода может использовать пустоты, разнообразные ходы в горной породе, а также те относительно ослабленные места и плоскости, которые имеются в породе и являются следствием ее литологической или минералого-петрографической неоднородности. Напряжения в породе, возникающие в результате температурного и влажностного градиентов и разрешающиеся трещинами, также, несомненно, раньше всего скажутся в относительно ослабленных местах в виде образования трещин. При этом, если сланцеватость, слоистость и другие проявления неоднородности не совпадают с плоскостью фронта промерзания, не параллельны ей (т.е. не перпендикулярны теплопотоку), то возникают разнообразные искривления ледяных шлиров, образование их под углом друг к другу и т.д.

Наложенная текстура возникает в породе заново только под влиянием промерзания. Чаще всего наложенная мерзлотная текстура образуется в относительно однородных горных породах. Она зависит исключительно от самих условий промерзания, степени увлажнения и степени однородности породы. Когда говорят о текстурных особенностях глинистых, пород, обусловленных миграцией воды к фронту промерзания, имеют в виду главным образом наложенные текстуры.

Миграционное льдообразование выступает как мощный стимулятор миграции влаги, так как вода, уходящая в лед и наращивающая собой ледяные образования в грунте, консервируется, закрепляется. Таким образом, накопление льда в грунтах может быть очень большим. В этом особая роль, особое значение мерзлотного фактора в миграции влаги и миграционном льдообразовании.

Миграция в талых грунтах, происходящая при наличии температурного градиента, ограничена вследствие того, что грунт обладает определенной водоудерживающей способностью и накопление в нем воды (при миграции) не может происходить выше предела текучести. Если воды станет больше, она будет уходить, выжиматься и т.д. Вследствие этого в талых грунтах быстро достигается предел перемещения влаги под действием температурного градиента, и потому эффект миграции влаги в талых грунтах сравнительно невелик.

Промерзание в дисперсных грунтах приводит к перераспределению влаги и существенным внутриобъемным изменениям, которые следует рассматривать как процесс диагенетический. Вода мигрирует к фронту промерзания и, замерзая, формирует горизонтальные и вертикальные ледяные шлиры. При перемещении воды к периферии отдельных грунтовых агрегатов происходит их относительное обезвоживание, уплотнение, возникновение трещин ниже фронта промерзания [Бесков, 1947]; тут же эти трещины заполняются капиллярной водой, которая замерзает и дает новые ледяные включения - шлиры. Ледяные шлиры, разрастаясь, еще более уплотняют грунтовые агрегаты и, вероятно, способствуют дополнительному выдавливанию воды из грунта, пополняющей ледяные образования. Таким образом, процесс образования мерзлотных текстур в тонкодисперсных грунтах - процесс диагенетический, так как он приводит к своеобразному преобразованию как в особенности свежеотложенного осадка, так отчасти и породы, ранее диагенетизированной, т.е. приводит к льдообразованию в породах и частичному (локальному) их обезвоживанию и уплотнению.

При современном состоянии знаний разделять процесс миграционного льдовыделения на отдельные процессы, якобы приводящие к самостоятельным генетическим типам льдообразования, как полагает А.М. Пчелинцев [1962], выделяя сегрегацию, трещинообразование и т.д., не следует. В геологическом смысле для нас важно, что цепь тесно взаимосвязанных и еще в значительной степени не раскрытых процессов приводит к столь выдержанному эффекту в структуре (текстуре). Поэтому мы вправе миграционный лед и его текстуры рассматривать как единый генетический тип.

При кажущемся многообразии строения мерзлых толщ они, тем не менее, поддаются обобщению в структурном отношении. По нашему мнению, изучение текстурных особенностей мерзлых тонкодисперсных отложений позволяет утверждать, что в области вечной мерзлоты имеют место два их генетических класса: эпигенетический и сингенетический. Мерзлые отложения эпигенетического класса промерзали после завершения процесса седиментации, сингенетического класса - в процессе седиментации.

Понятие об эпигенетическом и сингенетическом образовании мерзлоты существует достаточно давно [Лопатин, 1897; Рёссель, 1890; Сумгин, 1937; Сумгин, и др. 1940]. Однако никто из авторов не приводил каких-либо геологических доказательств того или иного способа образования вечной мерзлоты. Достижением последнего времени в этом вопросе является нахождение таких диагностических структурных признаков, которые позволяют относить мерзлые толщи либо к эпигенетическому, либо к сингенетическому классу [Попов, 1953, 1956; Бакулин, 1958].

Коротко остановимся на каждом из этих классов.

Эпигенетические вечномерзлые толщи характеризуются постоянным разреживанием с глубиной горизонтальных ледяных шлиров и им перпендикулярных (обычно более тонких) вертикальных ледяных прожилок, образующих в горной породе систему ледяной решетки до различной глубины. Такая решетка может наблюдаться до разной глубины чаще всего до 15-20 м, реже - до 30 и 40 м [Попов, 1953; Пчелинцев, 1956; Шумский, 1955]. Иногда приходится наблюдать только горизонтальные разреживающиеся ледяные шлиры. По мере разреживания решетки с глубиной и, следовательно, ее укрупнения или по мере разреживания только горизонтальных шлиров происходит закономерное увеличение их мощности. В самых верхних горизонтах мощность ледяных шлиров часто очень мала и измеряется миллиметрами или долями миллиметров, что связано с очень большими температурными градиентами при промерзании вверху. С глубиной их мощность нередко достигает 10-20 см, а иногда и более (на глубине 15-20 м и глубже).

В зависимости от разнообразия литологических (фациальных) и физико-географических былых и современных условий в разных районах области вечной мерзлоты характер текстур миграционного льда, интенсивность разреживания .ледяных шлиров, их мощность, размеры и строение решеток могут меняться в широких пределах.

Многочисленные факторы (главным образом неоднородность грунтов) существенно нарушают строгую правильность расположения шлиров и их решеток и часто вызывают отклонения, затушевывающие описанную картину.

Возникновение разреживающихся с глубиной ледяных решеток и горизонтальных шлиров возможно лишь на основе ранее накопившейся рыхлой толщи в немерзлом состоянии: если бы образование рыхлой толщи шло по мере накопления и вечной мерзлоты, то такой правильной системы разреживающихся шлиров, свойственной толще в целом, не могло бы возникнуть.

Образование горизонтальных шлиров льда, их разреживание с глубиной и увеличение мощности объясняется скачкообразным промерзанием в связи с задержкой промерзания в местах льдовыделения и уменьшением с глубиной температурного градиента. Возникновение же вертикальных ледяных прожилков связано с относительным иссушением грунта ниже фронта промерзания вследствие миграции воды вверх, образованием здесь сетки трещинок усыхания главным образом перпендикулярных этому фронту [Достовалов, 1960]. При этом, чем больше разреживание горизонтальных шлиров, тем глубже миграция и тем крупнее сеть трещин, образующаяся ниже фронта промерзания. Мигрирующая вода проникает по сети трещин и замерзает в них, давая вертикальные ледяные жилки.

В тех случаях, когда промерзают сильно водонасыщенные горизонты грунтов (например, в условиях мочажинных торфяных болот, некоторых высыхающих озер и т.п.), образуются значительные приповерхностные скопления льда, процесс нередко сопровождается пучением поверхности, примером чего являются выпукло-бугристые торфяники на севере Западной Сибири [Попов, 1953], и на севере европейской части СССР.

Эпигенетические разреживающиеся ледяные решетки и шлиры могут возникать в тонкодисперсных отложениях самого различного генезиса - морских, озерных, аллювиальных, моренных и т.п.

Сингенетические вечномерзлые толщи характеризуются, как правило, значительным количеством льда по всему разрезу. На всю глубину разреза обычно прослеживаются тонкие (от долей до нескольких миллиметров) шлиры, образующие мелкослоистую или мелкосетчатую текстуру, но без разреживания. Картина сетчатости в пределах всего разреза очень напоминает подобные образования в приповерхностных горизонтах эпигенетических мерзлых толщ. Следовательно, закономерности формирования льдистой текстуры в сингенетических мерзлых толщах и сходны и отличны от закономерностей в эпигенетических толщах, о чем говорится ниже.

Описанный структурный отпечаток мерзлая толща могла получить только при условии неглубокого залегания вечной мерзлоты в толще накапливающихся осадков, повышения ее верхней поверхности вместе с осадконакоплением и потому ограниченной миграции воды в пределах маломощного, но весьма увлажненного деятельного слоя. Текстурные особенности свидетельствуют об очень больших температурных и влажностных градиентах при промерзании, которые могут быть только при интенсивном зимнем выхолаживании, т.е. близ земной поверхности. Таким образом, есть прямые доказательства того, что каждый горизонт в составе сингенетической мерзлой толщи в свое время находился в приповерхностных условиях сезоннопромерзавшего деятельного слоя и лишь по мере накопления осадков переходил в вечномерзлое состояние, сохраняя мелкосетчатый или тонкослоистый рисунок льдистой текстуры, сходный с таковым в эпигенетических толщах.

Изложенные представления достаточно схематичны, но принципиально верны и соответствуют наличному фактическому материалу.

Имеются различные своеобразные проявления промерзания тонкодисперсных осадков, о которых мы не упоминали, но которые имеют важное значение как при эпигенетическом, так и сингенетическом промерзании. Так, интересны случаи промерзания озерных илов, происходящего по мере обмеления озер снизу и от берегов за счет бокового охлаждения [Катасонов, 1962]. Характерные текстуры возникают при промерзании илов, влажность которых выше предела текучести: отдельные параллелепипедальные агрегаты озерного суглинка как бы взвешены во льду [Толстихин, 1941; Попов, Смирнова, 1964], но при ближайшем рассмотрении они представляются упорядоченными и имеют признаки сетчатой, хотя и очень своеобразной, текстуры. Особый случай представляет миграция воды из талого грунта к боковым контактам ледяных жил при осеннем промерзании. При этом, как ранее отмечалось, ледяные шлиры миграционного льда располагаются согласно осадочной слоистости (рис. 6).

Характерно, что, несмотря на достаточно широкий диапазон литологических изменений в природе, степени увлажнения тонкодисперсных грунтов и условий их охлаждения и замерзания, общий план распределения льда в этих тонкодисперсных грунтах практически может быть сведен к двум типам, а именно слоистым и сетчатым (или решетчатым) текстурам. Различия внутри этих типов очевидны. Они зависят от местных, в том числе и фациальных, условий, но они (различия) не имеют принципиального значения.

В этом мы расходимся с представлениями Е.М.Катасонова [1962], считающего, что разнообразие текстур миграционного льда связано с различными фациальными условиями. Можно привести много примеров, когда в отложениях одной фации встречаются разные текстуры, а в отложениях разных фаций - одинаковые текстуры. Мы, однако, не хотим умалить очень большое значение подлинно новаторских исследований и выводов Е.М.Катасонова, впервые открывшего целый ряд важных морфогенетических связей между фациями и миграционным льдообразованием.

Нам осталось остановиться на одном весьма важном вопросе. Дело в том, что механизм сингенетического осадконакопления и миграционного льдообразования до сих пор не рассмотрен в литературе надлежащим образом. До сих пор всеми считается, что прирост вечной мерзлоты за счет сохранения нижней части мерзлого деятельного слоя при накоплении осадков по мощности должен соответствовать мощности накопившегося за год осадка, что вполне логично. Но мощность ежегодного осадконакопления на поймах северных рек не превышает 1-2 см, а обычно значительно меньше 1 мм. Следовательно, ежегодный прирост мерзлоты также не должен быть больше. Но тогда мы едва ли получим столь ясно выраженную картину сетчатой или слоистой текстуры, какую мы обычно встречаем. При таком незначительном ежегодном приросте мерзлоты мы, вероятно, имели бы почти исключительно льдистые очень тонкие наслоения, которые не дифференцировались бы сколько-нибудь заметно на лед и грунт. Но такой картины не наблюдается. В действительности имеются четкие (хоть и мелкие) сетчатые и слоистые текстуры, свидетельствующие о формировании их в пределах слоя грунта, мощностью не менее нескольких сантиметров или дециметров. Таким образом, мы приходим к заключению, что сингенетические мерзлые слои, приращивающиеся снизу, выделяются не путем ежегодного маломощного нарастания, равного мощности накопившегося за год осадка, а целыми «пачками», в которых хорошо выражены описанные текстуры.

Возникает вопрос, как же объяснить подобный способ сингенетического роста? По-видимому, объяснение следует искать в соотношении осадконакопления и цикличного изменения глубины протаивания деятельного слоя за ряд лет. Деятельный слой в Арктике и Субарктике ежегодно промерзает целиком и в нем, вследствие частичного промерзания снизу [Катасонов, 1958], возникают описанные текстуры. При постоянной ежегодной глубине сезонного протаивания возникшие за зиму текстуры должны исчезать. При уменьшении глубины протаивания в менее теплые летние сезоны часть сезонномерзлого слоя сохранится. Принимая во внимание цикличность (синусоидальный характер) многолетнего климатического режима и соответственно режима сезонного протаивания, следует считать, что в течение ряда лет глубина этого протаивания будет закономерно уменьшаться и ранее промерзший деятельный слой будет частично (снизу) оставаться мерзлым. Затем в течение последующих лет протаивание станет увеличиваться и, наконец, снова дойдет до максимума. Но при этом оно не достигнет своего былого основания, так как за тот ряд лет, что глубина протаивания была меньшей, произошло приращение осадков на пойме, также промерзавших зимой и значит вошедших в деятельный слой.

Следовательно, некоторая часть прежнего деятельного слоя перейдет в состав вечномерзлой толщи, нарастив собой последнюю. Мощность такого приращения зависит от соотношения изменения глубины протаивания, т.е. его цикличности за ряд лет, и скорости накопления осадков. Если иметь в виду примерно сорокалетнюю цикличность и названные ранее скорости осадконакопления, то мощность выделяющихся «пачек» мерзлоты составит от 4 до 40 см, что вполне соответствует наблюдаемой картине. Таков наиболее вероятный механизм сингенетического роста осадков и миграционного льдообразования в них.

* * *

Изучение подземных льдов в настоящее время особенно нуждается в серьезной и углубленной разработке метода структурного анализа льдов, в познании роли динамических и температурных факторов преобразования структуры и внешнего облика льдов с течением времени.

В ближайшем будущем исследования несомненно приведут к новым важным выводам относительно генезиса подземных льдов и истории подземного оледенения в четвертичный период.

В этой статье мы рассмотрели лишь некоторые вопросы, связанные с генезисом двух типов подземного льдообразования, казавшиеся нам важными и интересными. Мы хорошо понимаем, что многие из этих вопросов до сих пор остаются дискуссионными и требуют дальнейшей разработки. Если изложенное выше, хоть в некоторой степени, способно дополнить и развить существующие представления, автор будет считать свою задачу выполненной.

ЛИТЕРАТУРА

Бакулин Ф.Г. Льдистость и осадки при оттаивании многолетнемерзлых четвертичных отложений Воркутского района. Изд-во АН СССР, М., 1958.

Боженова А.П. Миграция воды и льдовыделение в промерзающих и мерзлых грунтах. В сб.: «Мат-лы по лабораторным исследованиям мерзлых грунтов», сб. 3. Изд-во АН СССР, М., 1957.

Воллосович К.А. Раскопки сангаюряхского мамонта в 1908 г. «Изв. АН», сер. VI, 1909, т. III.

Втюрин Б.И. К истории древнего оледенения долины р. Канчалан. «Зап. Чукотского краеведч. музея», вып. 2. Магадан, 1961.

Втюрин Б.И. Материалы исследования инъекционных льдов. В кн.: «Многолетнемерзлые горные породы различных районов СССР». Изд-во АН СССР, М., 1963.

Втюрин Б.И. Криогенное строение четвертичных отложений на примере Анадырской низменности. «Наука», М., 1964.

Граве Н.А. Географическое распространение крупных масс подземных льдов области вечной мерзлоты и их изученность (с предисловием академика В.А. Обручева). «Мат-лы совещ. по изуч. льда и снега. Ин-т мерзлотоведения АН СССР». Изд-во АН СССР, М., 1951.

Гравис Г.Ф. Ледяные жилы в делювиально-солифлюкционных отложениях. «Вопр. географии Якутии», вып. 2. Якутск, 1962.

Григорьев А.А. Об оледенении территории Якутии в четвертичный период. «Тр. комис. по изуч. четвертичн. периода», 1932, вып. I.

Григорьев Н.Ф. Некоторые особенности мерзлотногеологических условий Усть-Янского района ЯАССР. «Тр. с.-в. отд. Ин-та мерзлотовед. АН СССР», 1958, вып. 1.

Достовалов Б.Н. О физических условиях образования морозобойных трещин и развития трещинных льдов в рыхлых породах. В кн.: «Исследование вечной мерзлоты в Якутской республике», вып. 3. Изд-во АН СССР, М., 1952.

Достовалов Б.Н. Закономерности развития тетрагональных систем ледяных и грунтовых жил в дисперсных породах. В кн.: «Перигляциальные явления на территории СССР». Изд-во МГУ, 1960.

Ермолаев М.М. Геологический очерк о. Б. Ляховского. Полярная геофизическая станция на о. Б. Ляховском, ч. I, 1932.

Жесткова Т.Н. Основные типы текстур мерзлых четвертичных отложений Воркутского угольного месторождения. «Тр. северн. отд. Ин-та мерзлотовед. АН СССР», 1960, вып. I.

Катасонов Е.М. Ледяные жилы и причины изгибания слоев в рыхлых четвертичных отложениях. В кн.: «Мат-лы к основам учения о мерзлых зонах земной коры», вып. IV. Изд-во АН СССР, М„ 1958.

Катасонов Е.М. Криогенные текстуры многолетнемерзлых аллювиальных отложений. «Тр. с.-в. отд. Ин-та мерзлотовед. АН СССР», вып. 2. Условия залегания и свойства многолетнемерзлых пород на территории Якутской АССР, Якутск, 1960.

Катасонов Е.М. Криогенные текстуры, ледяные и земляные жилы как генетические признаки многолетнемерзлых четвертичных отложений. В кн.: «Вопр. криологии при изучении четвертичных отложений». Изд-во АН СССР, М., 1962.

Коннова О.С. Некоторые кристаллооптические исследования сезонномерзлой породы. В кн.: «Сезонное промерзание грунтов и применение льда для строительных целей». Изд-во АН СССР, М., 1957.

Коннова О.С. Кристаллооптические исследования текстурообразующего льда в мерзлых горных породах. В кн.: «Мат-лы по физике и механике мерзлых грунтов. VII Междуведомственное совещание по мерзлотоведению». Изд-во АН СССР, М., 1959.

Кудрявцев В.А. Значение мерзлотно-температурной зональности в образовании сингенетических мерзлых толщ со слоистой криогенной текстурой. В кн.: «Мерзлотные исследования», вып. I. Изд-во МГУ, 1961.

Лаврушин Ю.А. Аллювий равнинных рек субарктического пояса и перигляциальных областей материковых оледенений. «Тр. Геол. ин-та АН СССР», 1963, вып. 87.

Лопатин И.А. Некоторые сведения о ледяных слоях в Восточной Сибири. «Зап. АН», 1876, т. XXIX, прилож. № 1.

Лопатин И.А. Дневник Туруханской экспедиции, 1866 г. «Зап. Русск. геогр. о-ва», 1897, т. XXVIII, вып. 2.

Попов А.И. Морозобойные трещины и проблема ископаемых льдов. «Тр. Ин-та мерзлотовед. АН СССР», 1952, т. IX.

Попов А.И. Особенности литогенеза аллювиальных равнин в условиях сурового климата. «Изв. АН СССР», сер. геогр. 1953, № 2.

Попов А.И. Вечная мерзлота в Западной Сибири. Изд-во АН СССР, М., 1953.

Попов А.И. Происхождение и развитие мощного ископаемого льда. В сб. «Мат-лы к основам учения о мерзлых зонах земной коры», вып. II. Изд-во АН СССР, М., 1955.

Попов А.И. Мерзлотно-геологическое районирование области вечной мерзлоты в СССР. «Информац. сб. о работах геогр. фак-та Моск. ун-та по Международн. геофизич. году», 1958, № 1.

Попов А.И. Карта подземного оледенения (вечной мерзлоты) на территории севера европейской части СССР и Сибири. В кн.: «Вопр. географического мерзлотоведения и перигляциальной морфологии». Изд-во МГУ, 1962.

Попов А.И., Смирнова Т.И. Подземный лед в озерно-болотных отложениях на севере Западной Сибири. «Вестн. Моск. ун-та», сер. геогр., 1964, № 2.

Пчелинцев А.М. Микроскопические исследования структуры льда в эпигенетически промерзшей толще горных пород в районе Игарки. «Тр. Ин-та мерзлотовед. АН СССР», 1962, т. XIX.

Пчелинцев А.М. Генезис ледяных включений в мерзлых горных породах. «Тр. Ин-та мерзлотовед. АН СССР», 1962, т. XVIII.

Пчелинцев А.М. Строение и физико-механические свойства мерзлых грунтов. «Наука», М., 1964.

Романовский Н.Н. К вопросу о формировании сингенетических трещинно-жильных льдов. «Гляциол. исслед. в период МГГ», 1959, № 1.

Романовский Н.Н. К методике исследования отложений с сингенетическими повторно-жильными льдами. В кн.: «Мерзлотные исследования», вып. I. Изд-во МГУ, 1961.

Соломатин В.И. Двухъярусные ледяные жилы и условия их формирования (р-н нижней Печоры). В кн.: «Кайнозойский покров Большеземельской тундры». Изд-во МГУ, 1963.

Стоценко А.В., Чекотилло А.М. Вопросы терминологии в мерзлотоведении. В кн.: «Вопр. географического мерзлотоведения и перигляциальной морфологии». Изд-во МГУ, 1962.

Сумгин М.И. Физико-механические процессы во влажных и мерзлых грунтах в связи с образованием пучин на дорогах. «Транспечать», 1929.

Сумгин М.И. Вечная мерзлота почвы в пределах СССР. Изд-во АН СССР, М., 1937.

Сумгин М.И. Лед в вечномерзлых грунтах. В кн.: Б.П. Вейнберг и др. Лед. Гостехиздат, М., 1940.

Сумгин М.И., Качурин С.П., Толстихин Н.И., Тумель В.Ф. Общее мерзлотоведение. Изд-во АН СССР, М., 1940.

Толль Э.В. Ископаемые ледники Ново-Сибирских островов, их отношение к трупам мамонтов и ледниковому периоду. «Зап. Имп. Русск. геогр. о-ва», 1897, т. XXXII, № I.

Толстихин Н.И. Подземные воды мерзлой зоны литосферы. Госгеолиздат, М. - Л., 1941.

Тумель В.Ф. К истории вечной мерзлоты в СССР. «Тр. Ин-та геогр. АН СССР», 1946, вып. 37.

Федосов А.Е. Физико-механические процессы в грунтах при их замерзании и оттаивании. М., 1935.

Фигурин А.Е. Замечания медико-хирурга Фигурина о разных предметах естественной истории и физики, учиненные в Усть-Янске и окрестностях оного в 1822 году. «Сибирский вестник», ч. IV. СПб., 1823.

Шумский П.А. Исследование ископаемых льдов Центральной Якутии. В кн.: «Исследование вечной мерзлоты в Якутской республике», вып. 3. Изд-во АН СССР, М., 1952.

Шумский П.А. Строение природных льдов. «Изв. Всес. геогр о-ва», 1954, т. 86, № 1.

Шумский П.А. Основы структурного ледоведения. Изд-во АН СССР, М., 1955.

Шумский П.А. К вопросу о происхождении жильного подземного льда. «Тр. Ин-та мерзлотовед. АН СССР», 1960, т. XVI.

Beskow G. Tjäibildningen och Tjällyftningen med särskild Hänsyn till vägar och järnväger. Sver. Underosökning.Stockholm. 1935, ser. C, Nr. 375.

Beskow G. Soil freesing and frost heaving with special application to roads and railroads. Evanston, Illinois. 1947.

Bunge A. Einige Worte zur Bodeneisfrage. «Зап. минер, о-ва», сер II, ч. 40, вып. 1. СПб., 1902.

Gallwitz Н. Eiskeile und glaciale Sedimentation. «Geologica», Berlin, 1949.

Dobrowolski A.B. Historja naturalna lodu. Warszawa, 1923.

Högbom B. Einige Illustrationen zu den geologischen Wirkungdes Frostes auf Spitzbergen. «Bull. Geol. Inst, of the Univ. of Upsala», 1910, vol. IX (1908-1909).

Högbom B. Über die geologische Bedeutung des Frostes. «Bull. Geol. Inst, of the Univ. of Upsala», 1913-1914, vol. 12.

Kokkonen P. Beobachtungen über die Struktur des Bodenfrostes. «Acta forestialia finnica», 1926, vol. 30, Nr. 3.

Leffingwell E. Ground ice wedges, the dominant form of ground ice on the north coast of Alaska. «J. of Geol.», 1915, XXIII, vol. 23, No. 7.

Leffingwell E. The Canning River region, Northern Alaska. Department of the Interior. U.S. Geol. Survay, prof. pap. 109, 1919.

Taber S. Frost heaving. «J. of Geol.», 1929, vol. 37, No. 5.

Taber S. The mechanics of frost heaving. «J. of Geol.», 1930, vol. 38, No. 4.

Ссылка на статью:

Попов А.И. Подземный лед // Подземный лед. Выпуск I. М.: Изд-во МГУ. 1965. С. 7-39.