II 1.6. СОЛИФЛЮКЦИЯ И СОЛИФЛЮКЦИОННЫЕ ОБРАЗОВАНИЯ

Солифлюкция — пластично-вязкое и вязкое течение увлажненных тонкодисперсных отложений на склонах. Она проявляется и в СТС, и в CMC, но при наличии многолетне-мерзлого криогенного водоупора условия для ее формирования более благоприятны. Для развития солифлюкции необходимы: 1) повышенная пылеватость отложений; 2) их влажность, варьирующая от предела пластичности до предела текучести или превышающая его; 3) наличие уклонов поверхности, обес­печивающих возможность течения увлажненных отложений (обычно от 2—3 до 10—15°); 4) отсутствие древесной и круп­ной кустарниковой растительности, закрепляющей корнями по­роды СТС. Поэтому солифлюкция широко распространена и активно развивается в районах горных и равнинных тундр, хо-

104

лодных горных и арктических пустынь и только локально в та­ежной зоне.

Регионально солифлюкция имеет условия для развития как в горных районах, так и на расчлененных равнинах и плато. Пылеватый состав отложений в СТС, характерный для огром­ных по площади территорий, способствует проявлению этого процесса. Высокая влажность отложений легче достигается в условиях избыточно влажного климата, характерного для рай­онов океанического влияния с превышением летних осадков над испарением. Поэтому солифлюкция не характерна для Цент-ральноякутской низменности с ее засушливым климатом, но ти­пична для Полярного Урала и Чукотки, где климат холодный и влажный. Во внутриконтинентальных горных регионах соли­флюкция проявляется избирательно, присутствуя на склонах гор, перехватывающих влагу, и отсутствуя на склонах сухих, слабоувлажненных.

Различают медленную и быструю, аморфную и структур­ную формы солифлюкции, развивающиеся в разных областях и создающие различные морфогенетические образования. Мед­ленная солифлюкция бывает аморфной и структурной.

Медленная аморфная солифлюкция развивает­ся наиболее часто при наличии многолетнемерзлого водоупора„ способствующего переувлажнению пород СТС. Однако извест­но солифлюкционное течение и пород CMC при наличии гли­нистого субстрата или сезонного криогенного водоупора. Пла­стично-вязкая деформация в породах СТС начинается, если касательное напряжение т>т_дл + (Тдл, где т_дл — длительное со­противление пород сдвигу, сгдл — длительное сопротивление дер­нового покрова на разрыв. В свою очередь t^S'sina, где у — объемная масса породы, g' — мощность оттаявшего слоя на на­чало развития солифлюкционного течения, а— угол склона (Жигарев, 1967). Аморфная солифлюкция наиболее характер­на для тундровых ландшафтов с сомкнутым мохово-травянис-тым покровом. Здесь образуются яркие морфологические фор­мы: солифлюкционные террасы, валы, потоки и другие формы, фронтальные уступы которых закрепляются смятым в лежа­чие складки дерновым покровом (рис. III. 11). Эти формы ха­рактерны для нижних, а иногда и просто выположенных час­тей склонов, где происходит аккумуляция синкриогенных со-лифлюкционных отложений и образуются солифлюкционные покровы. Ненарушенный дерновый покров препятствует соли­флюкции. Поэтому процесс образования солифлюкционных на­течных форм имеет пульсирующий характер. Течение активизи­руется в момент разрывов дернины в тыловой части солифлюк­ционных форм. Постепенно оно приостанавливается, и начина­ется период восстановления сплошности растительного покро­ва и постепенного нарастания напряжений, который продол­жается до нового разрыва дернины и солифлюкционной под­вижки отложений СТС.

105

Рис. III.11. Типы солифлюкционных форм:

I — медленная аморфная солифлюкция; II — делли с сосредоточенным по понижениям по­верхностным стоком и медленным течением пород по полосам и пятнам-медальонам: III — структурная солифлюкция с морозной сортировкой каменного материала; IV — быстрая соли-флюкция (оползни-оплывы на термоденудационном склоне)

Для развития солифлюкционного течения необходимо, что­бы мощность СТС достигала некоторой критической величины I', изменяющейся в зависимости от состава, влажности, угла склона от 30 до 70 см. Поэтому, во-первых, течение грунта на­чинается и происходит в середине—конце лета; во-вторых, при малой мощности СТС аморфная солифлюкция отсутствует. По­этому зонально она характерна для тундровой зоны и горных тундр, но отсутствует в арктической и холодной горной пус­тыне.

Структурная солифлюкция, выделенная как са­мостоятельный тип Г. Ф. Грависом (1969), типична для терри­торий с несомкнутым травянисто-моховым покровом и значи­тельными (50—80 см и более) глубинами СТС мелкодисперс­ных и сильно увлажненных отложений (рис. 111.11). Этот тип солифлюкции связан с полосчатыми типами «структурных грун­тов», как содержащих грубообломочный материал, так и ли­шенных его.

Для склонов, где развита структурная солифлюкция, харак­терно неравномерное оттаивание: меньше на покрытых расти­тельностью полосах и более глубокое — на оголенных. Это предопределяет неравномерное их промерзание осенью и раз­новременность смыкания промерзающего СТС с поверхностью мерзлоты. В механизме формирования структурной солифлюк­ции наряду с летним течением (по Г. Ф. Гравису) в осенний период участвуют: выдавливание на поверхность грунтовой массы при неравномерном промерзании СТС, ее оплывание на поверхности и перемещение вниз по склону сильноувлажненно-го грунта, зажатого под промерзшим сезонно слоем. Пятна-ме­дальоны, развитые на таких склонах, часто сливаются и обра­зуют солифлюкционные полосы шириной 0,5—1,5 м, длиной до 20 м и более. Они окаймлены бордюром из дернины или гру-бообломочного материала. На склонах со структурной соли-флюкцией существуют структурно-солифлюкционные покровы.

Оголенность части поверхности, ее полосчатый микрорель­еф способствуют проявлению делювиального смыва, струйчато­го, бороздчатого, а иногда и термоэрозионного. Перенос мине­ральных частиц в последнем случае происходит на склонах по эрозионным ложбинам, углубленным в результате вытаивания льда. Развитию этого процесса способствуют криогенное рас­трескивание и пучение, создающие неровности, концентрирую­щие поверхностный сток. Эрозия расширяет и углубляет эти понижения, приводя к вытаиванию подземного льда в верхних слоях мерзлоты. Первичные понижения углубляются и расши­ряются, превращаясь в хорошо выраженные ложбины стока — делли. Последние встречаются в тундре, в пределах иояса гор­ных редколесий и характерны для севера зоны тайги. Геологи­ческое значение структурной солифлюкции заключается в пе­ремещении дисперсного материала на очень пологих склонах (1—3°), где аморфная солифлюкция не может развиваться.

107

В таежной зоне структурная солифлюкция проявляется только локально и не имеет самостоятельного значения в переносе осадков и их накоплении.

Зависимость медленной солифлюкции от состава отложений на склонах, их глубин сезонного оттаивания и увлажненности обусловливает наличие экспозиционной асимметрии в проявле­нии этого процесса и в его геологических результатах на юге и севере мерзлой зоны. Это особенно заметно проявляется в Восточной Сибири, где область распространения ММП протя­женна по широте и климатические различия северных и юж­ных районов весьма контрастны. В южной части (например, в Забайкалье и Прибайкалье) солифлюкция приурочена к скло­нам, обращенным на север, увлажненным, часто выположен-ным в основании, где и накапливаются соответствующие отло­жения. Напротив, склоны южной экспозиции сухие, обычно более крутые, часто с выходами скальных пород, не подвержен­ные воздействию этого процесса. Обратная картина наблюда­ется на севере региона (кряжи Кулар и Полоусный, хр. Селен-няхский и др.), где солифлюкция приурочена к склонам юж­ной экспозиции. Для них характерны оптимальные глубины СТС при общем пылевато-глинистом составе пород этого слоя и их высокой увлажненности. На склонах, экспонированных на север, мощности СТС невелики (30—40 см), что недостаточно для проявления солифлюкции. В результате в основании юж­ных склонов накапливаются солифлюкционные или солифлюк-ционно-делювиальные покровы. В долинах рек они образуют так называемые «террасоувалы» — выпуклые и ровные наклон­ные поверхности, сложенные переслаивающимися в разрезе или смешанными по генезису делювиальными солифлюкционны-ми и аллювиальными отложениями. Эти отложения часто со­держат сингенетические повторно-жильные льды. Такой генезис имеют распространенные здесь позднеплейстоценовые отложе­ния «ледового комплекса» (Гравис, 1969).

Быстрая солифлюкция встречается преимуществен­но в северной геокриологической зоне, где СТС подстилается высокольдистыми отложениями или залежами подземных льдов. Этот процесс приурочен к побережью Северного Ледо­витого океана на отрезках, где море подмывает аккумулятив­ные поверхности арктических равнин, берегам термокарстовых озер и водохранилищ гидротехнических сооружений, реже доли­нам рек.

Морфологически быстрая солифлюкция проявляется в виде грязевых потоков, оплывин, на поверхности которых переме­щаются блоки и куски дернины, а также оползней-сплывов. В основании подмываемых склонов образуются формы соли-флюкционной аккумуляции, обычно временные, быстро разру­шаемые, но иногда и сохраняющиеся в отложениях термокар­стовых озер (IV.5). На склонах крутизной до 8—10° в тундро­вой зоне Западной Сибири, в Арктической Канаде и ряде дру-

108

гих регионов в 80-х годах отмечены массовые смещения пород СТС, охватывающие весьма обширные пространства. По фрон­ту их ширина составляет от первых десятков до 100—150 м, протяженность вниз по склону — несколько десятков метров. Установлено наличие и более древних смещений подобного ро­да, закрепленных растительностью, но имеющих отчетливые верхние стенки отрыва, поверхности движения и аккумулятив­ные валы у подножий склонов. Причины таких массовых сме­щений усматриваются в увеличении глубин сезонного оттаива­ния до поверхности высокольдистого горизонта и увеличении влажности СТС в результате дождей. Несомненна периодич­ность активизации быстрой солифлюкции. Возможно, что она связана не только с климатическими причинами (жарким ле­том, длительными или обильными дождями), но и с периодиче­ским накоплением ниже СТС высокольдистого горизонта, ког­да даже при небольшом увеличении мощности СТС по сравне­нию с предшествующими годами в его основании создается идеальная плоскость скольжения, выше которой отложения находятся в состоянии, близком к текучему.