Термокарстово-пещерные, карстово-пещерные и техногенные льды.

Техногенные льды или подземные погребенные льды, связанные с хозяйственной деятельностью человека, получают все большее распространение в криолитозоне. В районах, освоенных горнодобывающей промышленностью, природные и искусственные льды погребаются толщами техногенных отложений — отвалов, шлама и т. д. Интенсивность процессов захоронения поверхностных льдов техногенным,и отложениями во много раз (на один-два порядка) выше, чем природных, поскольку скорость накопления этих отложений лимитируется лишь техническими возможностями и перманентно возрастает.

Пещерные льды выполняют достаточно крупные пустоты в мерзлых горных породах и мономинеральных залежах подземных льдов. Эти пустоты заполняются льдом образовавшимся из водяных паров, затекающей сюда воды, набивающегося ветром снега. Происхождение пустот, как и льдов, различно. Это могут быть карстовые и термокарстовые пещеры, менее крупные полости, а также искусственные выработки — стволы, штреки шахт, туннели и др.

В связи с неоднородностью генезиса льдов и различий в способах образования самих пустот, строгого подразделения пещерных льдов на виды не существует. Обычно их подразделяют по происхождению выполняемых ими полостей на термокарстово-пещерные и карстово-пещерные льды какнаиболее распространенные в природе. Термокарстово-пещерные льды распространены главным образом в толщах высокольдистых мерзлых пород, особенно когда они сочетаются с крупными вертикальными ледяными жилами. Доля их в общей массе подземного льда того или иного участка невелика и не превышает 1—5%'. Льды, выполняющие термокарстовые полости и каналы, залегают в виде линз и горизонтальных слоев толщиной до 3 м и протяжением до 15 м, иногда они заполняют субвертикальные термокарстовые колодцы. Образование термокарстово-пещерных льдов происходит не только во время массового протаивания других видов подземных льдов, но и одновременно с их формированием, т. е. сингенетическим способом, например в условиях речных пойм после спада паводковых вод. Существуют как современные, так и древние термокарстово-пещерные льды. Они образуются, когда в открывающиеся на дневную поверхность полости, колодцы затекает жидкий грунт, вода, набивается снег. Снег не только скапливается в придонных котлах термокарстовых колодцев, но иногда проникает далеко в окружающие котел ниши и каналы. Со временем он пропитывается замерзшей в нем водой и превращается в инфильтрационный лед, характеризующийся белесоватым цветом из-за обилия ксеногенных воздушных включений и сохранением следов косой или горизонтальной осадочной слоистости, параллельной поверхности снежного надува. В вертикальном и горизонтальном направлениях наблюдаются переходы белесого инфильтрационного льда в голубой, прозрачный (конжеляционный), образующийся путем замерзания воды в термокарстовых полостях. В соседстве с ними находятся полости, выполненные щетками кристаллов аблимационного льда. Характерной особенностью льдообразования в термокарстовых полостях считается резкое преобладание водного типа над другими. Объем воды, попавший в полость, обычно замерзает единовременно, минеральные примеси успевают осесть книзу и лед в верхней части залежи бывает исключительно чистым, внутри него прослеживается осевой шов. Если термокарстовая полость заполняется в течение нескольких лет, возникает горизонтально-слоистая залежь, в которой водный лед чередуется со снежно-водным или мерзлыми прослоями грунта либо осыпавшегося со стенок либо затекшего в полость в виде плывуна.

Карстово-пещерные льды распространены преимущественно вне криолитозоны в районах с холодными зимами благодаря специфическим условиям циркуляции воздуха, а иногда вследствие адиабатического расширения восходящих потоков углекислого газа. Выполнение этих условий приводит к значительному местному охлаждению и возникновению «пещерной мерзлоты», обусловливающей возможность льдообразования. Типичным примером «ледяных пещер» является Кунгурская пещера на Урале. К настоящему времени открыто много «ледяных пещер» на Урале, в Крыму, на Кавказе, в горах Южной Сибири.

По генезису карстово-пещерные льды представлены типичными натечными, аблимационными и инфильтрационными льдами. Натечные льды образуют «кору обледенения» — покровы на дне стенок и даже потолках пещер, а также опускающиеся сверху ледяные сталактиты и растущие снизу ледяные сталагмиты, иногда сливающиеся между собой в единые ледяные столбы или сталагнаты. Они характерны лишь для пещер с суровым температурным режимом. Аблимационные льды образуют на стенках и потолках пещер перистые агрегаты кристаллов глубинной изморози, крупные скелетные, иногда сплошные монокристаллы и друзы. В залежах аблимационный лед пористый, белый, неслоистый. Инфильтрационные льды возникают при замерзании пропитанных водой агрегатов аблимационных кристаллов глубинной изморози и в ряде случаев снега, занесенного в пещеры ветром. На дне пещер наряду с натечными образуются льды промерзших до дна озер и потоков, сливающиеся в единый ледяной покров. В Добшуасекой пещере в Венгрии его толщина достигает нескольких метров, а объем 120 тыс.-м³.

Все рассмотренные выше виды карстово-пещерных льдов характерны также для искусственных подземных горных выработок.

21. Ледяные жилы (генезис, строение и свойства)

Жильные льды

Льды данного типа образуют в горных породах скопления в виде вертикально ориентированных клиньев и жил различной, чаще всего языковидной с пережимами, формы. Их называют также полигонально-жильными или повторно-жильными льдами. Полигональными — потому что они образуют в плане четкую полигональную решетку; повторно-жильными — потому, что они образованы в значительной степени за счет многократно повторяющегося льдообразования в вертикальных морозобойных трещинах, периодически возникающих в одном и том же месте, — контракционная гипотеза. Вне связи с повторным трещинообразованием формируются ледяные жилы в скальных породах, лед в них называют трещинным. Максимального своего развития ледяные жилы достигают в рыхлых тонко-дисперсных отложениях и торфах, именно они характеризуются в настоящем разделе как своеобразная разновидность подземного льда — горной породы. Жильный лед:в зависимости от количества примесей он обладает различной степенью непрозрачности, цвет либо белесый, либо серый или бурый, содержит как минеральные, так и органические примеси, количество которых может достигать 3—5% общей массы и 1,0—1,7% общего объема льда. Лед, как правило, пузырьчатый, объем заполненных газом полостей составляет 4—6% общего объема, они имеют сферическую или удлиненную (цилиндрическую, грушевидную и др.) форму. Большинство разновидностей жильных льдов очень слабо минерализовано, общее содержание солей составляет 0,01—0,1 г/л_у т, е.. близка минерализации ультрапреоных поверхностных вод. Криолитозоны и атмосферных осадкор. В некоторых прибрежных районах приморских низменностей Северо-Востока Сибири отмечаются случаи повышенной солености жильного льда, в основном за счет преобладающей морской соли — хлористого натрия. Плотность жильного льда зависит от количества содержащиеся в нем газовых включений и минеральных примесей, она колеблется в основном от 0,85 до 0,90 г/см³, иногда несколько более. Пористость составляет 2—4, в единичных случаях до 8%.

Структура жильного льда аллотриоморфно-зернистая, пластинчатая и гипидиоморфно-зернистая. Ориентировка главных оптичёских осей чаще всего хаотическая, а в случае упорядоченности параллельна тепловому потоку, который имеет субгоризонтальное направление. Поэтому вода, заполняющая вертикальную морозобойную трещину, замерзает с двух сторон, от ее стенок к центру.

Преобладающие размеры кристаллов льда около 1 см, максимальные 1,5—2,0 см. Размеры кристаллов, кроме ширины морозобойных трещин зависят от температуры охлаждения стенок и уменьшаются с ее понижением. Установлена также зависимость размеров кристаллов от возраста жильного льда. Со временем величина кристаллов увеличивается в связи с процессами «метаморфизма льда».

Ледяные жилы,, как уже сказано, подразделяются на эпигенетические и сингенетические.

Эпигенетические ледяные жилы образуются в тех осадочных горных породах, которые промерзают после их накопления и последующего преобразования сверху. Особенно характерны они для оторфованных озерно-болотных, лагунных, отложений и торфяников, залегающих в условиях плоских заболоченных равнин и днищ спущенных озерных котловин — аласов, хосыреев. Преобладающие размеры жил 3—5 м по вертикали, максимальные до 6—7 и 1,5—2 м шириной в верхней части (максимальные до 3—4 м). Вертикальная протяженность эпигенетических ледяных жил контролируется глубиной проникновения в мерзлый грунт морозобойных трещин, которая достигает 5—7, редко 10 м, а теоретически возможна до 12—15 м, т. е. до подошвы слоя годовых колебаний температур. Механизм образования эпигенетических ледяных жил за счет многократно возникающих морозобойных трещин и элементарных вертикальных ледяных жилок в них общепризнан. Следствием и показателем этого механизма является четкая клиновидная форма жил и ясная вертикальная полосчатость льда. Необходимым условием возникновения ледяных жил является проникновение морозобойных трещин ниже максимальной глубины слоя сезонного оттаивания. В поперечном сечении типичная эпигенетическая ледяная жила имеет форму перевернутого треугольника, основание которого меньше боковых сторон. В нижней части жилы у вершины отмечаются апофизы, «хвосты» жилы. Контакты льда жил с вмещающими породами обычно четкие, даже резкие, нередко ожелезненные, вдоль контактов иногда прослеживается кайма чистого прозрачного льда толщиной 1—2 см. Слои вмещающих пород близ контакта с жилами, особенно их верхними, расширенными частями, нередко загибаются вверх. Характерными особенностями строения льда эпигенетических жил являются: белесый цвет, молочный, иногда буроватый; текстура четкая субвертикально-полосчатая, каждая полоса начинается от более или менее горизонтальной верхней поверхности (головы) жилы. Чередуются полосы относительно чистого льда В центре ледяных жил количество газовых включений максимальное и достигает 4—5%, близ боковых контактов уменьшается до 1—3% объема.

Сингенетические ледяные жилы, растущие в процессе формирования отложений, синхронно осадконакоплению, достигают огромных размеров: до 50—60 м по вертикали (длина) и 8—10 м по горизонтали (ширина). Предполагают наличие ледяных жил вертикальной протяженностью до 70-80 м. Форма жил обычно сложная с расширениями и сужениями (талиями), нередки многоярусные сингенетические ледяные жилы. При максимальном разрастании ледяных жил они становятся преобладающей составной частью мерзлой горной породы в целом, грунт располагается в виде сужающихся кверху вертикальных «земляных жил» или колонн между решеткой льдов. По площади своего распространения льды в этих случаях занимают 60—70% территории, что характерно для самого северного — арктического типа едомы (побережье морей Лаптевых, Восточно-Сибирского, Новосибирские о-ва). В целом южная граница распространения сингенетических ледяных жил проходит намного севернее, чем жил эпигенетических.

Строение льда сингенетических жил обладает набором характерных признаков, позволяющих с высокой степенью достоверности отличать их от эпигенетических. Во льду практически постоянна большая примесь грунтовых частиц и растительных остатков, особенно в нижних и средних частях жил. Типична крупная пузырчатость льда: газовые включения имеют форму сферических пузырьков, образующих цепочки, вытянутые по вертикали. Вместе с тем слабо выражена и не всегда визуально различима вертикальная полосчатость, которая в эпигенетических жилах подчеркивается скоплениями грунтовых частиц и растительных остатков. Структура льда сингенетических жил аналогична структуре эпигенетических, но ледяные кристаллы, как правило, в два-три раза крупнее.

Основными признаками сингенетических ледяных являются: во-первых это большая вертикальная протяженность, значительно превышающая максимально возможное морозобойное трещинообразование даже в самых благоприятных условиях. Во-вторых, извилистые боковые контакты и выходы на них верхних окончаний элементарных ледяных жилок, «припаивание» к боковым контактам жил крупных шлиров («поясков») сегрегационного льда вмещающей льдистой породы.