по
Меню журнала
> Архив номеров > Рубрики > О журнале > Авторы > О журнале > Требования к статьям > Порядок рецензирования статей > Ретракция статей > Этические принципы > Правовая информация > Редакционный совет > Редакция
Журналы индексируются
Реквизиты журнала
В погоне за двумя зайцами поймай обоих сразу!
34 журнала издательства NOTA BENE входят одновременно и в ERIH PLUS, и в перечень изданий ВАК
При необходимости автору может быть предоставлена услуга срочной или сверхсрочной публикации!
ГЛАВНАЯ > Вернуться к содержанию
Изотопные вариации во льду торфяных и ледо-минеральных бугров пучения - пальза и литальза
Васильчук Юрий Кириллович

доктор геолого-минералогических наук

профессор, Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова (МГУ)

119991, Россия, г. Москва, ул. Ленинские Горы, 1, оф. 2009

Vasil'chuk Yurij Kirillovich

Doctor of Geology and Mineralogy

Professor, the department of Geochemistry of Landscapes and Soil Geography, Lomonosov Moscow State University

119991, Russia, Moscow, ul. Leninskie Gory, 1, of. 2009

vasilch_geo@mail.ru
Другие публикации этого автора
 

 

Аннотация.

Объектом исследования являются бугры пучения, формирование которых связано с сегрегационном льдообразованием и миграцией влаги к фронту промерзания. Рассмотрены две их разновидности: пальза - т.е. миграционно-сегрегационные бугры пучения в торфяниках, и литальза – ледо-минеральные (а иногда и минерально-ледяные) бугры пучения в минеральных дисперсных отложениях. Приведен обзор изотопного состава сезонных и многолетних бугров пучения. Выявлены три основных источника воды для образовании ледяного ядра пальза и литальза. Основной метод исследования - анализ данных изотопно-кислородного и изотопно-водородного состава ледяного ядра пальза и литальза Новизна исследования заключается в то, что установлено: а) изотопный состав текстурообразующего льда пальза и литальза, как правило, довольно однороден: вариации по кислороду редко превышают 2-3‰; б) имеется определенное соответствие между изотопным составом льда пальза и литальза и изотопным составом воды окружающего болота со сдвижкой 2-3‰ в сторону облегчения, что является результатом фракционирования при промерзании болотных вод; в) вариации изотопного состава во льду сезонных бугров пучения часто превышает 5‰, что является следствием фракционирования при промерзании в закрытом объеме; г) сравнение изотопного состава в сегрегационных льдах ядер миграционных бугров пучения (пальза), атмосферных, поверхностных и болотных водах выявили близкий изотопно-кислородный и изотопно-водородный состав этих вод.

Ключевые слова: многолетнемерзлые породы, пальза, литальза, изотопы кислорода, изотопы водорода, изотопное фракционирование, сегрегационное льдообразование, лед сезонных бугров, север Канады, Сибирь

DOI:

10.7256/2453-8922.2018.1.25910

Дата направления в редакцию:

02-04-2018


Дата рецензирования:

02-04-2018


Дата публикации:

07-04-2018


Работа выполнена при финансовой поддержке РНФ (грант № 14-27-00083-П) и бюджетного финансирования Московского университета имени М.В. Ломоносова с использованием масс-спектрометрического оборудования, приобретенного на средства Программы развития МГУ.

Abstract.

Frozen mounds are the object of the study, the formation of which is associated with segregation of ice and moisture migration to the freezing front. Two varieties are considered as follows: typical palsa in the peat bogs, and lithalsa – ice-mineral (and sometimes mineral-ice) mounds in mineral dispersed sediments. A review of the isotopic composition of seasonal and perennial frozen mounds is presented. Three main sources of water for lithalsa and palsa are distinguished. The main research method is the analysis of oxygen and hydrogen isotopic composition of the ice cores of the lithalsa and palsa. The new results of the study are as follows: a) the isotope composition of the segregated ice of the palsa and lithalsa cores is usually quite homogeneous: variations in oxygen rarely exceed 2-3‰; b) there is a definite correspondence between the isotopic composition of the ice of the palsa and lithalsa and the isotopic composition of the water of surrounding bog is lighter by 2-3‰; this is a result of fractionation during the freezing of the bog waters; c) comparison of the isotopic composition in the segregated ice of the palsa and lithalsa, atmospheric, surface and boggy waters revealed a close isotope-oxygen and isotope-hydrogen composition of them.

Keywords:

segregation ice formation, isotope fractionation, hydrogen isotopes, oxygen isotopes, lithalsa, palsa, permafrost, blister ice, north of Canada, Siberia

Введение

Одним из самых распространенных процессов, связанных с промерзанием влажных отложений является, помимо собственно самого процесса промерзания, пучение. Пучение связано с фазовым переходом воды в лед и соответственно увеличением объема на 9% и с миграцией влаги к фронту промерзания, что обеспечивает дополнительное пучения. Среди дополнительных факторов обеспечивающих пучение - образование полостей и крупных пор в промерзающих породах.

Процесс промерзания горных пород – сложный физический и физико-химический процесс. В дисперсных горных породах, широко распространенных в Арктике, наряду с переходом воды в лед без заметного ее перемещения с образованием льда-цемента наблюдается миграция влаги и ее последующее замерзание с образованием шлирового (сегрегационного) льда.

Промерзание с образованием льда-цемента наблюдается или в песчаных грунтах, когда в процессе его развития влага отжимается книзу от фронта промерзания, или при замерзании в условиях низких температур замкнутых объемов маловлажных тонкодисперсных грунтов, в которых существуют условия для «свободного» увеличения объема воды при переходе ее в лед. Образование льда-цемента происходит непосредственно в порах грунта. Замерзание без сколько-нибудь заметного перемещения влаги может развиваться также тогда, когда промерзание грунтов даже с большой влажностью идет очень быстро и шлиры не успевают сформироваться.

Шлировый лед формируется при сегрегационном льдообразовании, часто сопровождающемся миграцией влаги к фронту промерзания. Он активно образуется в настоящее время, поскольку промерзание охватывает наиболее распространенные в Арктике торфяные отложения, пылеватые супеси, суглинки и глины разного генезиса.

Согласно Е. А. Втюриной и Б. И. Втюрину [1], мощность шлиров сегрегационного льда и интервалы между ними варьируют в широком диапазоне: от 0,1 до 50 см и от 0,1 до 100 см и более соответственно. Эти параметры зависят от многих факторов.

1. Толщина шлиров сегрегационного льда возрастает с уменьшением скорости промерзания в том случае, если в данный момент скорость промерзания выше оптимальной и обусловливает возможную интенсивность кристаллизации слабосвязанной воды, превосходящую интенсивность её миграции к фронту кристаллизации.

2. Наиболее благоприятна для формирования толстых шлиров сегрегационного льда оптимальная скорость промерзания или интенсивность охлаждения пород, при которой интенсивность кристаллизации слабосвязанной воды находится в равновесии с максимально возможной интенсивностью её миграции к фронту промерзания. Каждой горной породе в зависимости от состава, влажности, сложения свойственна своя оптимальная скорость промерзания.

3. Если скорость промерзания ниже оптимальной для данной породы или данного горизонта, увеличение её вплоть до оптимальной приводит к возрастанию толщины шлиров сегрегационного льда при одном и том же периоде промерзания и к усилению морозного пучения грунтов.

4. При интенсивности охлаждения пород, равной или ниже оптимальной, толщина шлиров сегрегационного льда определяется продолжительностью периода промерзания и количеством воды, участвующей в сегрегационном льдообразовании.

5. Дифференциация температуры кристаллизации воды в тонкодисперсных отложениях служит дополнительной причиной сокращения возможной в данных условиях толщины шлиров сегрегационного льда [1].

Особая роль сегрегационного льдообразования состоит в том, что именно с ним обычно связана пучинистость промерзающих дисперсных отложений и образование очень ярких морфологических криогенных форм рельефа – бугров пучения. Среди бугров пучения, формирование которых связано с сегрегационном льдообразованием и миграцией влаги к фронту промерзания, выделяются два существенно различающихся типа пальза – т.е. миграционно-сегрегационные бугры пучения в торфяниках, и литальза – ледо-минеральные (а иногда и минерально-ледяные) бугры пучения в минеральных дисперсных отложениях. Бугры пучения могут быть связаны с многолетним и с сезонным промерзанием.

Изотопный состав льда в сезонных буграх пучения

Сезонные инъекционные, инъекционно-сегрегационные и сегрегационные бугры пучения довольно широко распространены в области островного, прерывистого и сплошного распространения многолетнемерзлых пород. Их образование может происходить каждую зиму на участках разгрузки подземных вод или при замерзании вод сезонно-талого слоя [2-4]. Процесс формирования инъекционного бугра часто бывает двухступенчатым. На первой стадии поверхность активно выпучивается вследствие того, что гидростатическое давление вод в деятельном слое превышает давление вышележащего слоя пород. В течение второй стадии рост происходит гораздо медленнее, по мере того как вода в ядре бугра постепенно вымерзает.

Исследования изотопного состава сезонных бугров пучения выполнены на севере Канады [5-7], в Монголии [8] и в России – на востоке Чукотки [9, 10]. На Аляске они встречены в долине р.Карибу, где они формируются на одной территории с многолетними инъекционными буграми пучения (булгунняхами). Подобное совместное распространение сезонных и многолетних инъекционных бугров пучения отмечено и в Канаде, в районе р.Беар, а также на Шпицбергене в довольно суровых мерзлотных условиях при среднегодовой температуре многолетнемерзлых пород –5,2°C и их мощности от 3 до 100 м [11, 12].

Описаны случаи формирования сезонных бугров пучения в искусственно создаваемых массивах промерзающих грунтов, например, вблизи Трансаляскинского нефтепровода, вдоль насыпи дорожного полотна шоссе Демпстер, Северо-Западные территории, Канада, вдоль участка трассы на Аляске, в результате неправильной эксплуатации артезианской скважины в районе г.Фербенкса [5].

Определение содержания стабильных изотопов при исследовании сезонных бугров пучения–это полезный инструмент для восстановления последовательности их развития, особенно заключительной стадии роста, на которой происходит активное фракционирование изотопов. В этом заключается преимущество изотопных методов исследования, позволяющих восстановить последовательность формирования ледяных включений в ядрах бугров и в целом стадийность образования этих форм рельефа. Основными определяемыми изотопами являются 18О и 2Н (дейтерий). Также нередко определяется содержание трития 3Н. Тритий – изотоп водорода с коротким периодом полураспада 12,43 года, обычно используется для выявления присутствия современной воды или обменных процессов в водоносных горизонтах. Это единственный радиоактивный изотоп, который реально позволяет датировать лёд возрастом в десятки и сотни лет.

Тритий образуется в результате воздействия космогенных вторичных нейтронов на ядра азота или расщепления космических лучей. Производство его в верхних слоях атмосферы обусловливает его обычное содержание в осадках порядка 4-15 ТЕ (тритиевых единиц). С 1952 г. тритий, произведенный в результате наземных испытаний водородных бомб, перекрывает природный уровень на 2-3 порядка. Тритиевый анализ может отражать участие современных вод (т.е. вод моложе 1950-х гг.) в процессах льдообразования или их проникновение в многолетнемёрзлые породы по трещинам и порам.

Исследования изотопного состава сезонных бугров пучения на севере Канады проводили Р. ван Эвердинген [5] в Медвежьих Скалах, расположенных в крайней юго-восточной части хребта Нормана (64°55′22″ с.ш., 125°39′22″ з.д.) и Ф.А.Майкл [7] в районе Норз Форк Пасс, Северо-Западные территории (64°35′39″ с.ш., 138°18′34″ з.д.). Характерной особенностью районов их исследований является прерывистое распространение многолетнемерзлых пород и разгрузка источников подземных вод. Сезонные бугры пучения и наледи, которые нередко перекрывают их, формируются каждую зиму. В районе Норз Форк Пасс в течение периода с 1980 по 1982 гг. было встречено более 65 сезонных бугров пучения.

Сезонные бугры, исследованные Р. ван Эвердингеном в Медвежьих Скалах, имели овальную форму и размеры от 20 м по короткой оси до 65 м по длинной оси, высота их варьировала от 2,5 до 5 м [5]. Формирование бугров начинается в конце декабря, причем на ранних стадиях скорость их роста может достигать 0,55 м/день, что намного превышает скорость обычного морозного пучения. Разрушение бугров происходит в конце апреля–начале мая и сопровождается просадками поверхности, иногда довольно стремительными: до 1,35 м в течение нескольких дней. Некоторые небольшие фрагменты сезонных бугров сохранялись до середины сентября.

Внутреннее строение типичного сезонного бугра пучения в Медвежьих Скалах следующее (сверху-вниз): слой мёрзлого грунта, например торфа, мощностью от 20 до 85 см, нижние 10-15 см которого в некоторых случаях содержат линзы сегрегационного льда, подстилается слоем чистого льда мощностью от 25 до 85 см. Под слоем льда часто встречаются пустоты, максимальная высота которых составляет 1,1 м. На внутренней поверхности пустот видны отметки горизонтального уровня воды, указывающие на то, что в процессе формирования бугров пучения пустоты, скорее всего, наполнялись водой. Р. ван Эвердингеном было показано, что нет никакой очевидной корреляции между среднезимними температурами, высотой снежного покрова и количеством, положением или размерами образующихся сезонных бугров пучения. Развитие бугров прекращается с окончанием периода со среднесуточными температурами ниже 0°C. Также установлено, что они могут формироваться в грунтах с широкими вариациями гранулометрического состава [5].

Было проанализировано содержание природных изотопов дейтерия (2Н), тяжёлого кислорода (18О) и трития (3H) во льду бугров пучения, подземных водах и атмосферных осадках (табл. 1; рис. 1, a, б). Эти исследования продемонстрировали, что с помощью изотопного анализа можно определить, образовались ли слои льда путем промерзания в открытой системе (постоянно поступающей с транзитными водами), в закрытой системе или в условиях периодически просачивающейся воды, а также идентифицировать источник воды, питающей лед [5, 7].

Было установлено, что источником подземных вод являются атмосферные осадки, о чем свидетельствует их близкий изотопный состав. Относительная насыщенность осадков стабильными изотопами кислорода и водорода изменяется по временам года. Летние осадки обычно обогащены тяжелыми изотопами (18O и 2H).

Таблица 1

Вариации δ18О, δ2Н и 3Н в подземных водах и атмосферных осадках в районе Медвежьих Скал, Канада. По R. van Everdingen [5]

№ источника подземных вод, тип атмосферных осадков

Дата отбора

δ18О, ‰ SMOW

δ2H, ‰ SMOW

3H, тритиевые единицы (ТЕ)

Подземные воды

1

9-9-75

–22,9

–177,1

207 ± 58

2

9-9-75

–22,9

–176,1

209 ± 79

13-9-78

–23,1

–175,0

117 ± 8

3

9-9-75

–22,8

–175,3

195 ± 33

13-9-78

–23,1

–176,0

117 ± 8

4

13-9-78

–23,6

–178,0

116 ± 8

5

11-6-75

–23,6

–179,2

218 ± 44

9-9-75

–23,2

–178,4

217 ± 53

13-9-78

–23,4

–181,0

123 ± 8

6

9-9-75

–22,4

–176,3

220 ± 70

13-9-78

–22,9

–178,8

143 ± 8

Осадки в Норман Уэллс

Дождь

22-9-77

–24,5

–186,5

-

Снег

23-9-77

–20,3

–155,6

99 ± 10

Снег

23-9-77

–20,2

–157,7

100 ± 10

Снег

1-10-78

–20,0

–156,4

-

Снег

7-10-78

–24,2

–190,4

69 ± 8

Снег

7-10-78

–22,8

–180,5

41 ± 12

Снег

10-10-78

–31,5

–244,5

27 ± 12

Снег

10-10-78

–31,9

–250,0

19 ± 8

В подземных водных системах сезонные изотопные различия сглажены - их изотопный состав близок к среднегодовому составу осадков. Так, в дождевых осадках по метеостанции Норман Уэлс значения δ18О варьируют в диапазоне от –20 до –24,5‰, в снеге–от –31,5 до –31,9‰; в подземных водах–от –22,4 до –23,6‰ (см. рис. 1, а, б).

Вариации изотопного состава в образцах из различных источников подземных вод, отобранных в одно и то же время, составляют для δ18О от 0,7 до 0,8‰ и для δ2H от 3,1 до 6,0‰ (см. рис. 1, а), а в образцах из одного источника, отобранных в разное время–до 0,5‰ для δ18О и до 2,6‰ для δ2H [5]. Ф.Майкл [7] показал, что значения δ18О и δ2H в воде из источников и снежного покрова хорошо согласуются с глобальной линией метеорных вод, описанной Х.Крейгом (рис. 2, Б).

Сравнение значений 3H в атмосферных осадках по метеостанциям в Норман Уэллс (для периода 1977-1978 гг.), Форт Смит (для периода 1961-1969 гг.) и г.Оттавы (для периода 1968-1975 гг.) показали тенденцию снижения содержания трития с начала 1960-х гг. (с пиком около 1963 г., обусловленным испытаниями ядерного оружия) до конца 1970-х гг. (рис. 1, в).

Значения 3H в образцах подземных вод, отобранных в районе Медвежьих Скал в 1975 г., указывают на то, что источником этих вод являлись атмосферные осадки, выпадавшие в период с 1961 по 1972 гг. Снижение концентрации 3H в подземных водах до среднего значения 123 ТЕ в сентябре 1978 г. говорит о том, что источником этих вод являлись осадки, выпавшие около 1969 или 1970 гг. (см. табл. 1). Таким образом, данные по 2H, 3H и 18O указывают, что в Медвежьих Скалах разгружаются воды, источником которых являются атмосферные осадки, выпадавшие приблизительно 5-6 годами ранее [5].

Концентрации трития в подземных водах (110-161 TE) в районе Норз Форк Пасс значительно выше соответствующих значений в образцах локальных атмосферных осадков (не более 50 ТЕ), что указывает на то, что вода из источников представляет собой осадки, выпавшие здесь 10-15 годами ранее (рис. 2). Длительность пребывания вод под землей свидетельствует о протяженности гидрогеологической системы.

Известно {13, 14}, что если скорость промерзания воды превышает 2 мм/ч, или если остаточная вода не была интенсивно перемешана в процессе промерзания, то равновесные условия не достигаются, и происходит заметное изотопное фракционирование. При скорости промерзания 5 мм/ч, изотопное фракционирование составляет только около 50% от равновесных значений.

Рис. 1. Изотопные вариации в различных природных водах. По R. van Everdingen [5]: а–соотношение δ2H и δ18О в источниках подземных вод в Медвежьих Скалах, б–соотношение δ2H и δ18О в атмосферных осадках в Норман Уэллс (линия, представляющая осадки для Форт Смит построена для периода 1961-1967 гг. по данным изотопной базы данных Агентства по атомной энергии, в – концентрация трития в источниках подземных вод в Медвежьих Скалах и в атмосферных осадках (данные по Форт Смит и г.Оттава взяты из изотопной базы данных Агентства по атомной энергии).

При формировании сезонных бугров пучения в Медвежьих Скалах, когда лед образуется под горизонтом мёрзлого грунта, скорость образования льда, по данным Р. ван Эвердингена [14], была менее 2 мм/ч, при этом маловероятно, что оставшаяся вода интенсивно перемешивалась.

Поэтому ожидалось, что если лед этих сезонных бугров сформировался в условиях открытой системы, то изотопные сдвиги во льду в сторону более положительных значений будут менее 3‰ для δ18О и менее 21‰ для δ2H по сравнению с водой источника. При формировании же бугра в условиях открытой системы с непрерывной подпиткой из нижних горизонтов водой с постоянным изотопным составом, значения δ18О и δ2H, вероятно, должны быть относительно постоянны по всей мощности ледяного тела. Аналогичная или близкая картина должна наблюдаться и при очень быстром замерзании с незначительным фракционированием в закрытой системе.

Во льду сезонного бугра пучения, формирующегося в равновесных условиях закрытой системы, идет длительный процесс медленного промерзания с постоянно сокращающимся объемом незамерзшей воды или суспензии. При этом вначале должны формироваться изотопически более тяжелые льды, а на конечной стадии промерзания - самые легкие льды (существенно более легкие, чем исходная вода). Процесс замерзания в такой закрытой системе может быть описан уравнением дистилляции Релея. Средний изотопный состав большей части льда, образовавшегося в закрытой системе, тем не менее, равен изотопному составу воды источника.

Собственно говоря, при формировании сегрегационной или инъекционно-сегрегационной линзы льда в условиях закрытой системы изотопное обеднение остающейся воды (и льда, из неё формирующегося) на самой финальной стадии промерзания может быть легче исходной воды и на 10‰ и даже на 20‰ [9].

Рис. 2. А. Изотопно-геохимические диаграммы по льду сезонного инъекционно-сегрегационного бугра пучения в районе Норз-Форк Пасс, Юкон, север Канады, в 300 км юго-западнее г.Инувик: кислородная (а), дейтериевая (б) и тритиевая (в) Б. Регрессионные прямые соотношения изотопного атмосферного стандарта Крейга и местных вод из подземных источников и снежного покрова (по F.Michel, 1986): 1 – торф; 2 – лед; 3 – торф с грунтом; 4 – подошва сезонно-талого слоя.

Именно такую ситуацию Ю.К.Васильчук и А.К.Васильчук наблюдали в 1983 г. во льду сегрегационной залежи, формировавшейся в условиях закрытой системы в толще первой террасы в устье р.Гыда, где изотопная контрастность в линзах льда, последовательно формировавшихся из единого резервуара внутримерзлотных вод без дополнительного подтока воды достигла 18‰: в линзах образовавшихся вначале δ18О = –16,2‰, а в линзе образовавшейся из последней порции воды δ18О достигла –34,3‰ [9].

Образцы льда в верхней части льда сезонного бугра пучения №1 в Медвежьих Скалах (рис. 3, а) характеризовались менее отрицательными значениями, чем подземные воды, что указывает на положительное фракционирование δ2H и δ18О в течение первого периода промерзания вод; облегчение изотопного состава в нижней части льда отражает этап завершения длительного промерзания в сокращающемся резервуаре, который быстро обедняется более тяжелыми изотопами.

Наиболее отрицательные значения, полученные для основания ледяного ядра (значения δ18О равны –26,2‰, величина δ2H = –196,2‰, см. рис. 3, а), указывают на то, что значения δ18О и δ2H в воде на заключительной стадии существования остаточного бассейна, возможно, достигли очень низких значений как –29‰ и –215‰, соответственно.

Поскольку между мерзлым грунтом и слоем льда в этом бугре не было обнаружено полости, типичной для других бугров пучения, Р.ван Эвердинген [5] высказал предположение, что лед здесь полностью заполнял пространство между сезонно-мерзлым грунтом и многолетнемерзлыми породами в течение формирования данного бугра.

Это предположение подтверждается изотопными данными (см. рис. 3, а), которые указывают, что образцы с наиболее отрицательными изотопными значениями соответствуют последней порции воды из остаточного бассейна перед ее промерзанием.

Большая часть льда образовалась путем промерзания сверху-вниз в условиях отрицательной температуры воздуха; существенно меньшая часть льда образовалась при восходящем промерзании снизу.

Рис. 3. Распределение значений δ2H и δ18О по глубине во льду сезонных бугров пучения, исследованных в Медвежьих Скалах, Канада. По R.van Everdingen [5]: а – лед из бугра пучения №1, б – лед из бугра пучения №2

Подобная изотопная модель была получена и для второго сезонного бугра пучения (см. рис. 3, б). Средневзвешенные значения δ18О и δ2H для образцов из первого бугра (–23,3‰ и –170,3‰) и из второго (–22,8‰ и –177,1‰) подобны средним значениям для воды источников (–23,1‰ и –177,4‰), подтверждая тот факт, что слои льда сформировались из воды источников. Изотопные данные, таким образом, указывают на то, что лед сезонных бугров пучения образовался из подземных вод в условиях закрытой системы [5].

Осредненные значения δ18О, δ2H и 3Н для образцов льда бугров пучения в районе Норз Форк Пасс равны соответственно –22,5‰, –171‰ и 149 ТЕ и близки к значениям, полученным для локальных подземных вод, т.е. состав подземных вод сходен с составом вод, изливающихся из источников и формирующих лед бугров пучения (см. рис. 2, А).

Вода, присутствующая в перекрывающем лед торфяном слое, имеет более отрицательные значения δ18О и δ2H, которые немного более отрицательны, чем в самом верхнем слое льда, а последние менее отрицательны, чем значения воды источника. Все это–результат неравновесных изотопных эффектов при промерзании. В целом, кривые распределения δ18О и δ2H указывают на продолжительное замерзание постепенно сокращающегося объёма воды, который активно обеднялся тяжелыми изотопами, что свидетельствует о непрекращающемся фракционировании в процессе замерзания.

Кривые распределения значений δ18О и δ2H по льду сезонного бугра пучения, построенные Ф.А.Майклом [7], не демонстрируют каких-либо признаков потери воды в процессе замерзания, т.е. льдистое ядро образовалось в течение единого цикла промерзания почти в идеальных условиях закрытой системы.

При этом изотопное фракционирование происходило в неравновесных условиях. Об этом свидетельствует дейтериевая кривая со значением a=1,0130, т.е. значительно меньшим, чем константа равновесного фракционирования 2Н при этих температурных условиях (1,0206). Хотя значения δ18О приближаются к кривой равновесия (a = 1,0028), что должно свидетельствовать о том, что фракционирование изотопов кислорода в закрытой системе происходило в условиях равновесия или близких к ним. Различное фракционирование молекул воды с изотопами 18О и 2Н в процессе промерзания, скорее всего, является следствием неравновесности процесса промерзания и льдообразования [7].

Под ледяным ядром находится слой льдонасыщенного торфа, где значения δ18О и δ2H близки к соответствующим значениям изотопных концентраций как для воды источников, так и для льда бугра пучения. Очевидно, здесь замерзали последние порции воды. Весь находящийся сверху лед содержит крупные, вертикальные столбообразные кристаллы льда, указывающие на горизонтальное положение фронта промерзания. Очевидно, ледяное ядро формировалось путем промерзания сверху-вниз, в результате одного единого цикла длительного промерзания без потери воды. В то же время льдонасыщенный торф с промежуточным изотопным составом, очевидно, промерзал в результате продвижения фронта промерзания вверх от поверхности многолетнемёрзлых пород.

График на рис. 2, Б, построенный по значениям δ18О и δ2H сезонного бугра пучения, сформировавшегося из локальных подземных вод, пересекает глобальную линию метеорных вод. Верхние слои льда располагаются на графике справа, нижние - слева, причём расстояние между точками постепенно увеличивается, особенно в нижней половине графика. Это, скорее всего, также указывает на существование одного цикла промерзания в закрытой системе без утечки воды [7].

Однако не всегда формирование бугров пучения происходит в течение одного цикла. Так, результаты проведенных Р. ван Эвердингеном полевых наблюдений и автоматической покадровой фотосъемки сезонных бугров пучения в Медвежьих Скалах указывают, что некоторые из них могут разрываться, высыхать и повторно формироваться в течение единого цикла их развития [5]. Подобные события отражаются на изотопных кривых льда резкими переходами к менее отрицательным, чем для подземных вод, значениям изотопного состава, сопровождающимися прогрессивным обеднением изотопами с глубиной (см. рис. 3, а).

На основании изучения изотопного состава воды и льда Р. ван Эвердинген [5] предположил схему развития сезонных бугров пучения. На первом этапе в начале зимы промерзание быстро охватывает водонасыщенный деятельный слой, снижая проницаемость пород и запас тепла и ограничивая перемещение воды; замерзание воды источников приводит также к образованию наледей на поверхности. Дальнейшее промерзание грунта и формирование наледей может привести к промерзанию участков разгрузки источников и к увеличению гидравлического потенциала, что способствует выпучиванию сезонно-мёрзлого грунта и перекрывающей его наледи. Реальное поднятие произойдет в точке или в нескольких точках, где будет наиболее благоприятное сочетание относительно низкого сопротивления мерзлых грунтов деформации и относительно быстрого поступления воды.

Такие участки расположены, прежде всего, на каналах разгрузки источников. Возможно, что распределение сезонных бугров пучения в Медвежьих Скалах отражает существование системы небольших таликов, из которых вверх поступает небольшое количество воды.

Вода, внедрившаяся в бугор пучения, замерзает постепенно сверху-вниз, формируя чистый лед. Поскольку скорость пучения может быть очень велика и достигает 0,55 м/день (это беспрецедентная скорость пучения была установлена Р. ван Эвердингеном посредством непрерывной фотосъемки сезонных бугров пучения в долине р.Медвежий - [5, стр. 254], нередко происходит разрыв перекрывающего мёрзлого грунта. В зависимости от местоположения трещины, частично или вся вода может излиться или высохнуть, что приводит к частичному проседанию ослабленного мёрзлого грунта. Постепенное поступление воды может привести к залечиванию трещин разрыва и повторному формированию бугра пучения.

Сравнение изотопных данных, полученных по льду бугров пучения Медвежьих Скал и района Норз Форк Пасс, показывает близкие значения δ18О и δ2H и примерно одинаковый диапазон вариаций изотопного состава [5, 7]. Так, во льду бугров пучения в Медвежьих Скалах значения δ18О варьировали от –22‰ до –27,5‰, во льду бугров пучения в районе Норз Форк Пасс – от –21‰ до –26,5‰; значения δ2H – от –130‰ до –180‰ и от –160‰ до –200‰, соответственно. Таким образом, вариации значений δ18О составили около 5,5‰, а δ2H – 40-50‰. Такое распределение отражает как близкий среднегодовой изотопный состав подземных вод (и соответственно атмосферных осадков), так и условия закрытой системы, в которых они формировались.

Для сравнения можно привести изотопные данные, которые получили А.К.Васильчук и Ю.К.Васильчук по льду сезонных бугров пучения, исследованных в августе 1991 г. на Чукотке, на п-ове Дауркина, в районе оз.Коолень (66°05΄ с.ш., 170°30΄ з.д.) в 40-45 км западнее Уэлена и примерно на 80 км южнее, на р.Чульхевеем близ пос. Лаврентия (65°36΄ с.ш., 170°30΄ з.д.), формирующихся в условиях сурового морского климата. Строение этих бугров в общих чертах аналогично строению бугров, исследованных в Канаде. Высота их составляет 1-1,5 м, ледяное ядро залегает на глубине 0,4 м, его мощность – около 1 м (рис. 4).

По льду бугра в районе оз.Коолень получены следующие значения δ18О: на глубине 0,4 м - –13,4‰, на глубине 0,8 м - –15,3‰, По льду бугра в районе р.Чульхевеем значения δ18О составили в среднем –13‰ на глубине 0,4 м, –15,2‰ на глубине 0,8 м, –10‰ на глубине 1 м и около –11‰ на глубине 1,6 м (табл. 2, рис. 5).

Рис. 4. Строение сезонных инъекционных бугров пучения на пойме р.Чульхевеем, близ пос.Лаврентия (а) и на пойме оз.Коолень (б) на п-ове Дауркина на востоке Чукотки, примерно в 50 км западнее пос. Уэлен (по данным Ю.К.Васильчука [9]): 1 – торф; 2 – супесь; 3 – инъекционный лед; 4 – значения δ18О во льду

Таблица 2

Изотопно-кислородный состав льда сезонных бугров пучения на Чукотке, в районе оз.Коолень и в районе р.Чульхевеем близ пос. Лаврентия (по [9])

№ образца

Глубина отбора, м

δ18О, ‰ SMOW

оз.Коолень

343-YuV/38

0,4

–13,4

343- YuV /39

0,4

–13,4

343- YuV /40

0,8

–15,3

р.Чульхевеем

342- YuV /23

0,4

–13,5

342- YuV /24

0,4

–12,7

342- YuV /25

0,4

–12,3

342- YuV /22

0,7

–15,2

342- YuV /21

0,8

–15,5

342- YuV /17

0,8

–15,0

342- YuV /19

0,9

–9,7

342- YuV /15

1,0

–10,3

342- YuV /16

1,0

–9,5

342- YuV /18

1,1

–10,7

342- YuV /28

1,6

–11,8

Рис. 5. Распределение значений δ18О по глубине во льду сезонных инъекционных бугров пучения, исследованных на Чукотке (по данным Ю.К.Васильчука [9]): а – в районе оз.Коолень, б – в районе р.Чульхевеем

Как видно, значения δ18О в верхней части ледяного ядра обоих бугров пучения, расположенных в разных районах Чукотки, оказались очень близкими (см. рис. 5). Сравнение изотопно-кислородного состава бугров пучения Канады и Чукотки показывает существенное различие значений δ18О: во льду бугров пучения в Канаде они составляют в среднем около –24‰, а на Чукотке – примерно –12‰ (рис. 6).

Это отражает различный изотопный состав атмосферных осадков и подземных вод, питающих рассмотренные бугры пучения на Чукотке и в Канаде.

Резкий сдвиг изотопной кривой, отмеченный во льду бугров пучения Чукотки, возможно, свидетельствует о перерыве в льдообразовании и возможно возобновившемся формировании льда в течение одного цикла промерзания. Подобная схема развития была предложена Р.ван. Эвердингеном [5] для одного из бугров пучения в Медвежьих Скалах (см. рис. 3, а).

Таким образом, исследование изотопного состава сезонных бугров пучения позволяет установить источник их питания, а также определить механизм и последовательность их развития.

Изотопные данные, полученные Р.ван Эвердингеном и Ф.Майклом [5, 7] показали, что источником формирования ледяных ядер исследованных ими сезонных бугров пучения являются локальные подземные воды, разгружающиеся в виде поверхностей фильтрации и групп источников. Системы потоков подземных льдов пополняются локальными атмосферными осадками, при этом необходимо от 5 до 15 лет, чтобы они достигли области разгрузки.

Рис. 6. Сопоставление изотопных кривых по льду сезонных бугров пучения, исследованных в разных районах криолитозоны: северная Канада: а, б–район Медвежьих Скал (по R.van Everdingen [5]), в–район Норз Форк Пасс (по F.Michel [7]); Чукотка: г –р.Чульхевеем (по Ю.К.Васильчуку [9])

Сопоставление изотопных кривых по льду бугров пучения показывает прогрессивное уменьшение содержания тяжелых изотопов с глубиной, что свидетельствует о сокращении объема оставшейся незамерзшей воды в процессе ее промерзания в условиях почти идеальной закрытой системы. Постоянное, без заметных скачков, уменьшение содержания тяжелых изотопов при промерзании свидетельствует о том, что процесс фракционирования не прерывался в течение всего цикла промерзания (рис. 6, б, в), т.е. бугры пучения могут формироваться в течение одного цикла промерзания, при этом перемещение фронта промерзания, имеющего горизонтальное или слабовыпуклое положение, происходит сверху-вниз.

Резкие сдвиги на изотопных кривых в сторону более положительных значений (рис. 6, а, г) свидетельствует о перерыве и повторном формировании бугров пучения в течение зимы.

Изотопный состав льда в буграх пучения сегрегационного (миграционного) типа в торфяниках (пальза)

Исследования изотопного состава выпуклых торфяных бугров пучения (пальза) и торфяных площадей пучения проводились в Канаде Л.Девером с соавторами [15], С.Харрисом с соавторами [16, 17} 1992). Данные по изотопно-кислородному составу пальза в Большеземельской тундре были также получены автором с коллегами [18, 19].

Л.Девер с соавторами исследовали пальза на восточном побережье Гудзонова Залива (рис. 7), на низменности в междуречье рр. ла Гранд и ла Гранд де ла Балейн (54°30' с.ш., 70°12' з.д.).

Рис. 7. Район исследований пальза на низменности в междуречье рр. ла Гранд и ла Гранд де ла Балейн (названия рек взяты из русскоязычного издания карты Канады, эти реки также могут писаться р. Гранд и р. Гранд де ла Балейн) побережье Гудзонова залива, Новый Квебек, Канада (по L.Dever et al. [15]): 1,2–маршруты исследований, ЛГ и ГБ – участки исследований на рр. ла Гранд и ла Гранд де ла Балейн, соответственно

Высота пальза варьировала от 1,4 до 3,7 м (рис. 8), они имели, как правило, овальную форму, длина по длинной оси варьировала от 15 до 30 м.

Рис. 8. Морфология пальза (А – в разрезе, Б – в плане), исследованных на междуречье рр. ла Гранд и Гранд де ла Балейн, Новый Квебек, Канада (по L.Dever et al. [15])

Радиоуглеродное датирование торфа показало, что торфяники начали развиваться здесь около 3650 лет назад. Как показали исследования Л.Девера с соавторами, изотопные данные по льду из торфа, слагающего пальза, демонстрируют значительные вариации. Например, по одной из скважин (F2) разброс значений δ18О составил около 6‰ –от –10,2 до –15,8‰ (рис. 9), а δ2H – около 70 ‰ - от –47,6 до –118,2‰ (табл. 3).

При этом не было отмечено никакой корреляции изменчивости изотопного состава с глубиной, что предполагает отсутствие гомогенизации в воде перед ее промерзанием и образованием льда.

Близкие значения изотопного состава были получены по сегрегационному льду из многолетнемерзлых отложений в окрестностях пальза, где значения δ18О варьировали в диапазоне от –14 до –15‰ (табл. 4).

Рис. 9. Характер распределения значений δ18О текстурообразующего льда в скважинах F2, F3 и F4, пробуренных на вершинах пальза, расположенных на междуречье рр. ла Гранд и ла Гранд де ла Балейн в Новом Квебеке, Канада (по [15])

Таблица 3

Значения δ18О, δ2H и дейтериевого эксцесса (dexc) текстурообразующего льда в скважине F2, пробуренной на вершине пальза на междуречье рр. ла Гранд и ла Гранд де ла Балейн в Новом Квебеке, Канада (по L.Dever et al. [15])

№ образца

Глубина, м

δ18О, ‰ к SMOW

δ2H, ‰ к SMOW

dexc, ‰

188

1,27

–11,85

–88,7

+6,1

192

1,50

–10,41

–67,3

+16,0

194

1,66

–11,13

–68,0

+21,0

196

1,83

–13,35

–52,5

+54,3

197

1,91

–14,37

–99,2

+15,8

201

2,23

–15,11

–89,4

+31,5

202

2,31

–15,03

–93,6

+26,6

203

2,39

–15,06

–93,9

+26,6

207

2,71

–14,97

–99,7

+20,0

208

2,80

–15,54

–115,8

+8,5

210

2,96

–15,35

–47,6

+76,7

211

3,04

–15,41

–55,4

+67,9

212

3,12

–15,11

–104,1

+16,8

213

3,19

–13,66

–91,3

+18,9

214

3,27

–13,53

–94,5

+13,7

219

3,67

–15,08

–109,5

+11,1

222

3,91

–14,26

–90,5

+23,6

232

3,99

–14,71

–110,7

+7,0

233

4,77

–14,83

–98,6

+20,0

236

5,00

–14,21

–101,7

+12,0

237

5,08

–14,98

–118,2

+1,6

240

5,31

–15,22

–104,3

+17,5

243

5,53

–14,25

–98,2

+15,8

266

6,92

–13,05

–109,2

–4,8

279

7,76

–13,07

–95,1

+9,5

Таблица 4

Значения δ18О в текстурообразующем льду и почвенной воде из грунтов в окрестностях пальза, междуречье рр. ла Гранд и ла Гранд де ла Балейн в Новом Квебеке, Канада (по L.Dever et al. [15])

Объект

Глубина, м

δ18О, ‰ к SMOW

Текстурообразующий лед

0,10-5,20

–13,74 ± 1,34

1,25-7,90

–14,17 ± 1,33

1,10-6,30

–14,64 ± 0,61

1,15-5,95

–14,50 ± 0,64

Текстурообразующий лед

0,50-4,40

–15,34 ± 1,99

0,40-5,30

–14,45 ± 0,73

0,95-4,70

–14,87 ± 0,90

1,40-4,70

–14,38 ± 0,62

Почвенная вода

0,7

–24,99

Изотопный состав поверхностных вод в районе распространения исследуемых пальза характеризуется более легким изотопным составом по сравнению с текстурообразующим льдом из пальза и окружающих их минеральных грунтов.

Так, в воде ручьев значения δ18О варьировали от –16 до –20‰, δ2H – от –126 до –141‰, в снеге значения δ18О варьировали от –18 до –25‰, δ2H от –132 до –176‰ (табл. 5, рис. 10), в почвенной воде значение δ18О составило около –25‰ [15].

Таким образом, по δ18О поверхностные воды изотопически легче текстурообразующего льда в среднем на 3-4‰, снег и почвенные воды–в среднем на 7-8‰, по δ2H – на 40 и 60‰, соответственно.

Таблица 5

Значения δ18О, δ2H и dexc в поверхностных водах и снеге в районе распространения пальза на междуречье рр. ла Гранд и ла Гранд де ла Балейн в Новом Квебеке, Канада (по L.Dever et al. [15])

Объекты исследований, точки отбора образцов

δ18О, ‰ к SMOW

δ2H, ‰ к SMOW

dexc, ‰

Вода р. Гранд де ла Балейн

Река

–16,57 ± 0,34

–128,5 ± 1,4

+4,1

Вода ручьев на поверхности

Ручьи

–16,61

–126,6

+7,3

–18,05

–135,1

+9,3

–20,48

–141,7

+22,1

–18,62 ± 1,44

-

-

Профиль в снежном покрове

GP6

–25,47

–176,2

+27,6

GP5

–24,84

–165,8

+32,9

GP4

–22,23

–132,0

+45,8

GP3

–23,35

–132,0

+54,8

GP1

–18,49

–134,1

+13,8

Снег

Глубина 0-0,3 м

–20,12 ± 2,13

-

-

Глубина 0-0,57 м

–22,61 ± 2,60

-

-

Определения содержания дейтерия в некоторых образцах льда, снега, воды ручья и/или в поверхностных водах торфяника и в воде р. ла Гранд де ла Балейн показали систематическое обогащение дейтерием (эксцесс дейтерия) по отношению к глобальному соотношению в атмосферных осадках, где δ2H = 8δ18О + 10 [Craig, 20], что позволяет определить "дейтериевый эксцесс" как dexc = δ2H–8δ18O. Значения дейтериевого эксцесса текстурного льда пальза достигает +20,+26‰, а экстремальные значения достигают +67…+76‰, также систематически высоки значения dexc и в снежном покрове–до +45…+54‰ (см. табл. 3, 5). Горизонты наибольших значений дейтериевого эксцесса во льду пальза (по скв. F2) расположены на глубинах 1,83, 2,23 и 2,96-3,04 м (см. табл. 3). Л.Девер с соавторами предположили, что это отражает процессы рекристализации, сублимации снежного покрова и испарения. Дождевые воды, по их мнению, практически не участвовали в питании льдистого ядра пальза [15].

Как альтернативу они предположили, что происходит частичное смешение сублимированного снега и дождевых вод, более обогащенных тяжелыми изотопами. Следовательно, текстурные льды, участвующие в формировании льдистого ядра пальза, согласно Л.Деверу с соавторами [15], являются частично результатом механизма сублимация–смешение–испарение–просачивание.

Рис. 10. Соотношение значений δ18О и δ2H в снеге, воде реки, поверхностных ручьев и в текстурообразующем льду пальза на междуречье рр. ла Гранд и ла Гранд де ла Балейн в Новом Квебеке, Канада (по L.Dever et al. [15])

Таким образом, Л.Девер с соавторами [15] пришли к выводу о том, что атмосферные осадки (в виде дождевых и талых снеговых вод), являющиеся источниками питания пальза, в процессе перемешивания, миграции через грунт и промерзания подвергаются процессам испарения и сублимации, в течение которых происходит изотопное фракционирование, ведущее к изменению их изотопного состава.

Нам же представляется, что Л.Девер с коллегами [15] недоучёл роль именно криогенного фракционирования при сегрегационном льдообразовании, эффект от которого выражается в утяжелении изотопного состава льда на 3-6‰.

На возможность незначительного просачивания поверхностных вод даже в мёрзлый грунт по микропорам и трещинам указывают тритиевые данные. Так, содержание трития во льду достигало значений 250-300 тритиевых единиц, пики содержания трития отмечены на глубинах 2, 3-5 м. Такие высокие концентрации трития отмечались в атмосферных осадках, выпадавших на территории Канады в конце 1960-х–начале 1970-х гг. (см. рис. 1). Современные фоновые значения трития в районе исследований составляют 15 ТЕ.

Если следовать предположению о проницаемости мерзлых пород для атмосферных осадков, которое высказали Л.Девер с соавторами [15], то сегрегационный лед в пальза на глубине 2 м и в интервале глубин 3-5 м формировался в годы выпадения осадков с высокой концентрацией трития, т.е. в конце 1960-х–начале 1970-х гг. Однако, можно также предположить, что в формировании льдистого ядра пальза принимали участие местные грунтовые воды, формировавшиеся из осадков, выпадавших в период высоких концентраций трития в атмосфере. В этом случае можно говорить лишь о том, что слои сегрегационного льда в мерзлом ядре пальза, в которых отмечены высокие значения трития, образовались не ранее конца 1960-х гг.

Мы склонны полагать (Ю.В.), что исследованные бугры очень молодого возраста – не старше 15-20 лет и в их сложении действительно участвовали современные воды. При этом мы не исключаем того, что собственно вода по микротрещинам и не поступала, но зато по ним могла поступать влага в парообразной форме насыщенная тритием, как это происходит и в некоторых повторно-жильных льдах.

Таким образом, изотопный состав сегрегационного льда, формирующегося из вод атмосферного происхождения, имеющих различный изотопный состав, существенно отличается от исходного состава отдельно взятых компонентов. Характерным отличием является его более тяжелый изотопно-кислородный и дейтериевый состав по сравнению с атмосферными осадками [15].

Площадь пучения, исследованная С.Харрисом с соавторами [16, 17], расположена примерно в 50 км к северу от пос.Тучитуа (61° с.ш., 129° з.д.) на шоссе Роберта Кэмпбелла в юго-восточном Юконе [16, 17]. Высота участка над уровнем моря составляет 1220 м. Среднегодовая температура воздуха по данным ближайшей метеостанции в Росс Ривер за период наблюдений 1950-1980 гг. составила –5,7°С, среднегодовое количество осадков за этот же период не превышало 270 мм.

Это район спорадического распространения многолетнемерзлых пород, для которого торфяные площади пучения являются типичными мерзлотными формами. Они приурочены, как правило, к краевым частям болот, где отмечается наибольшая мощность торфа, достигающая 5 м. Накопление торфа согласно 14С-датированию началось около 1200 лет назад, причем на первом этапе накопление торфа было значительно более активным, чем на заключительной фазе [21], что является признаком того, что процесс пучения здесь первичен. О том, что это типичный пальза говорят и остатки древесины в верхней части разреза торфа на буграх.

На одной из типичных площадей было пробурено несколько скважин (рис. 11) и отобраны образцы льда из мёрзлого ядра и сезонно-талого слоя. Также были отобраны образцы воды из окружающих болотных отложений.

Рис. 11.Строение торфяной площади пучения вблизи пос.Тучитуа, юго-восточный Юкон, Канада (по S.Harris et al. [16]): 1 – вода; 2 – льдистое торфяное ядро; 3 – минеральный грунт

Как показали исследования С.Харриса с соавторами [16], значения δ18О в образцах льда из ядра торфяного плато варьировали от –18 до –23‰, δ2H – от –145 до –184‰. По льду из сезонно-талого слоя торфяного плато–площади пучения получены очень близкие диапазоны значений δ18О и δ2H: они изменяются от –18 до –22‰ и –145 до –173‰, соответственно. Близкий диапазон этих двух рядов данных указывает на то, что температурные условия формирования льда в этих двух горизонтах были одинаковыми.

Линии регрессии, построенные по изотопно-кислородным и дейтериевым значениям по льду сезонно-талого слоя и мёрзлого ядра торфяного плато, подобны (рис. 12), за исключением того, что лед сезонно-талого слоя имеет несколько более выраженные признаки эффекта испарения.

Изотопно-кислородный и дейтериевый состав вод из болотных отложений отличался от состава льда менее отрицательными величинами δ18О (хотя и пересекающимися значениями в диапазоне от –18 до –19‰): величина δ18О варьирует от –15 до –19‰, значения δ2H от –130 до –160‰. Таким образом, болотные воды изотопически тяжелее льда из торфяной площади пучения в среднем на 2-3‰ по δ18О и на 20‰ по δ2H.

Линия регрессии болотных вод имеет отличный наклон линии от наклона других двух линий регрессии (см. рис. 12), свидетельствующий о значительном испарении болотных вод.

Диапазон вариаций изотопного состава для каждой группы образцов (льда и болотных вод) составил 4-5‰ для δ18О и 30-40‰ для δ2H. Это может быть отражением более холодных условий формирования некоторых слоев льда в ядре торфяной площади пучения, но скорее всего это отражение сезонных вариаций изотопного состава атмосферных осадков. Линия регрессии болотной воды пересекается с линией регрессии сегрегационного льда примерно в районе значений δ18О = –21,04‰ и δ2H –166,9‰ [16].

Рис. 12. Соотношение δ18О и δ2H в образцах текстурообразующего льда из торфяной площади пучения и воды из окружающих ее болотных отложений вблизи пос.Тучитуа, юго-восточный Юкон, Канада (по S.Harris et al. [16]).

Эти значения отражают приблизительный состав локальных атмосферных осадков. К тому же нет изотопных свидетельств изменений климата с начала формирования сегрегационного льда в ядре бура.

Также можно отметить, что, несмотря на выявленные различия в изотопном составе, средний изотопный состав льда сезонно-талого слоя, мёрзлого ядра торфяной площади пучения и вод из болотных отложений достаточно близкий. Это указывает на полное перемешивание вод, стекающих вниз по склонам бугра. Сравнивая линии регрессии, построенные по образцам льда площади пучения и воды из болотных отложений (см. рис. 12), с линией глобальных метеорных вод Крейга и линиями регрессии по осадкам из других районов Канады (район Уайтхорс и р.Слимс вблизи оз.Клуан) С.Харрис отметил постепенное снижение угла наклона линий, при этом наибольший угол наклона имеет линия глобальных метеорных вод, наименьший–линия болотных вод (рис. 13).

Рис. 13. Сравнение трех линий регрессии по образцам льда и болотных вод (см. рис. 12) с линией глобальных метеорных вод Х.Крейга (Craig, 1961), линией по осадкам, отобранным в Уайтхорс (Международное агентство по атомной энергии, 1969, 1970, 1971) и линией по осадкам, выпадавшим на восточном побережье р.Слимс в районе оз.Клуан (по S.Harris et al. [16]).

Основываясь на результатах изотопных исследований льда торфяной площади пучения и вод окружающего болота С.Харрис соавторами [16] пришел к выводу, что поскольку соотношения δ18О и δ2H для льда из мёрзлого ядра площади почти идентичны соотношениям δ18О и δ2H для льда перекрывающего его сезонно-талого слоя в конце весны, но при этом отличаются от соотношений δ18О и δ2H для воды из болотных отложений, то лед в пределах площади пучения должен формироваться скорее за счет осадков, стекающих с окружающих склонов, чем за счет болотных вод, мигрирующих к фронту промерзания.

Такой вывод тогда показался настолько необычным, что вызвал дискуссию между С.Харрисом и канадским геокриологом К.Бёрном, который поставил под сомнение корректность выводов относительно источника формирования льда площади пучения. Так, К.Бёрн отметил [22], что заключения С.Харриса с соавторами [16] отличаются от “общепринятых представлений” об источниках формирования льда; также он критикует вывод о “заметном отличии” линий регрессии, построенных С.Харрисом с соавторами для льда и болотных вод и отрицает вероятность непосредственного участия атмосферных осадков в формировании льдистого ядра торфяной площади. Интересно, что 25 годами позднее К.Бёрн с коллегами исследовал литальза в районе Невольничьих озер и согласился с тем, что атмосферные осадки играют очень важную роль в питании ледяного ядра бугров {23}.

В своей ответной статье С.Харрис, Н.Уотерс и Х.Крауз {17} обратили внимание на отличия торфяных площадей пучения от других бугров пучения миграционного типа, такие как их небольшая высота (как правило не более 1 м), их плоские вершины и иногда очень значительная площадь, что может быть результатом другого механизма формирования и, возможно, различных источников воды {17}. Также они привели данные других исследователей, которые пытались объяснить механизм формирования площадей пучения: изменение объема замерзающей грунтовой влаги в болотном торфе, наряду с эффектами плавучести {24}(что впервые было замечено М.И.Сумгиным {25}), образование в результате объединения небольших изолированных мерзлых торфяных бугров {26, 27} и деградацией обширных многолетнемерзлых торфяников {28}.

Идея об участии атмосферных осадков в формировании мёрзлого ядра торфяных плато возникла после публикации С.Золтаи {24}, который отметил, что поровое пространство в мерзлом торфе торфяных площадей пучения часто не полностью заполнено льдом. При этом район исследований (пос. Тичитуа) характеризуется большим количеством атмосферных осадков.

Одним из способов идентифицировать источник воды является сопоставление соотношения изотопов кислорода и водорода в льдистом мёрзлом ядре и в воде окружающего болота. Болотная вода формируется из атмосферных осадков и ее изотопный состав изменяется в процессе испарения.

На основании сопоставления линий регрессии δ18О и δ2H в сегрегационных льдах из льдистого ядра, атмосферных осадков и болотных вод, С.Харрис с соавторами [16] построили уравнение регрессии и оценили долю атмосферной и болотной воды в образовании сегрегационного льда в ядре площади пучения. Их вывод оказался весьма неожиданным: сегрегационный лед содержит смесь более чем из 10 частей атмосферной воды и 1 части болотной воды.

На другом участке С.Харрис и Д.Найрос [29] оценили участие атмосферных осадков и болотных вод в мерзлом ядре как 13:1. Думается, что и тот и другой вывод явно ошибочны, и связано это, как нам представляется, с недооценкой роли криогенного фракционирования при формировании миграционных бугров пучения.

По крайней мере три важнейших процесса: атмосферные осадки, миграция влаги через болотную суспензию и через талый грунт к замерзающему ядру бугра и сегрегация уже при промерзании самой суспензии, конечно, в значительной мере влияют и на вариации содержания изотопов кислорода и водорода, и в еще большей степени на соотношение δ18О к δ2H, т.к. вполне естественно, различия на порядок в относительном количестве тяжелых изотопов кислорода и водорода к легким их фракциям и различия в весовом соотношении (а, следовательно, и в дифференциации химической активности) 18О к 16О и 2Н к 1Н при промерзании в значительной мере изменят соотношение δ18О к δ2H, даже при относительно равновесном промерзании.

Мы сравнили значения δ18О в сегрегационных льдах ядер миграционных бугров пучения (пальза), поверхностных и болотных водах и выявили близкий изотопный состав этих вод. Об этом свидетельствуют и данные, полученные нами [18, 19] в процессе исследования пальза в Большеземельской тундре. Так, по сегрегационному льду из пальза в районе пос.Елецкая было получено значение δ18О = –12,9‰, по воде из соседнего озера –10,8‰.

В образцах льда, отобранного Ю.Н.Чижовой и Н.А.Буданцевой [30] в 2017 г. в районе пос. Елецкая из мерзлого торфа на вершине бугра пучения высотой 3 м, значения δ18О варьировали от –15.89 до –14.02 ‰ (среднее значение –15.2‰), значения δ2H – от –102.3 до –111.8‰ (среднее значение составило – 107.6‰), величина дейтериевого эксцесса изменяется от 7,6 до 18.6 ‰ (табл. 6).

Таблица 6

Изотопный состав льда ледяного ядра бугра пучения высотой 3 м у пос. Елецкий и поверхностных вод в районе бугра. Из Н.А.Буданцевой, Ю.Н.Чижовой и др. [30]

Глубина, см

δ18О, ‰

δ2H, ‰

dexc, ‰

89

–15.41

–107.8

15.5

92

–15.56

–110.9

13.6

95

–15.89

–110.7

16.4

98

–15.41

–103.7

19.6

103

–15.73

–107.2

18.6

106

–15.61

–109

15.9

109

–15.71

–111.4

14.3

111

–15.13

–111.6

9.4

116

–15.46

–108.8

14.9

121

–15.46

–110

13.7

123

–14.92

–111.8

7.6

129

–15.05

–110

10.4

133

–15.33

–109

13.7

135

–15.59

–108.3

16.5

138

–15.24

–106.2

15.8

148

–14.31

–99.5

15

151

–14.7

–104.4

13.2

152

–14.65

–103.7

13.5

155

–14.8

–105.8

12.6

157

–14.02

–102.3

9.8

Поверхностные воды

Озерная вода в 400 м от бугра

–9,28

–75,28

–1

Р. Елец

–13,7

–97,64

12

Вода мочажины возле бугра

–10,47

–76,68

7,1

Для сегрегационного ледяного ядра бугра пучения получено соотношение δ2H = 4.73 δ18О – 35.68. Наклон линии регрессии около 5, как правило, свидетельствует о процессах испарения воды, что и было нами обнаружено для образцов поверхностных вод вблизи бугра (рис. 14).

Рис. 14. Соотношение δ18О–δ2H для сегрегационного льда ядра бугра пучения и поверхностных вод вблизи бугра. Из Н.А.Буданцевой, Ю.Н.Чижовой и др. [30]

Лед из верхней части бугра пучения высотой 3 м, исследованного в 2017 г. характеризуется заметно более низкими значениями δ18О (на 1.5-5‰ ниже), чем поверхностные воды и осадки в летне-осенний сезон, но при этом более высокими, чем зимние осадки: так, зимний снег, отобранный автором в конце декабря 2003 г. районе пос. Полярный, расположенного примерно в 50 км восточнее пос.Елецкий, характеризовался значениями δ18О от –18.7 до –27.2‰, значениями δ2H – от –135.1 до –198.6‰.

Распределение значений δ18О льда по глубине имеет выраженную тенденцию к утяжелению значений с глубиной (рис. 15). Можно предположить, что лед на глубинах 140-160 см был сформирован, когда бугор только начал свое поднятие над окружающими понижениями, и участие вод окружающего болота в формировании льдистого ядра было еще велико. Затем по мере роста бугра вверх, все большую роль стали играть атмосферные осадки в качестве источника влаги для формирования льда. На глубинах 89-98 см лед по нашему мнению формировался преимущественно из атмосферных осадков, выпадающих на поверхность уже высокого бугра и просачивающихся сквозь толщу торфа к кровле многолетнемерзлых пород. Косвенно об этом могут свидетельствовать высокие величины dexc (см. табл. 6), которые будучи унаследованы из атмосферных вод, более характерны для зимнего периода в северном полушарии [31].

Рис. 15. Распределение значений δ18О в сегрегационном льду ядра бугра пучения по глубине. Из Н.А.Буданцевой, Ю.Н.Чижовой и др. [30]

Также высокие значения dexc в свежем снеге были установлены Ю.Н.Чижовой и Ю.К.Васильчуком в едином снегопаде в предгорьях Полярного Урала в зимний сезон 2004 г. [32], а также в толще зимнего снега, опробованного в районе пос. Полярный (величины dexc варьировали от 14,3 до 19,6).

Изотопный состав литальза

Литальза (т.е. пальза без торфяного покрова) формируются на заболоченных озерных и морских суглинках, коллювиальных и аллювиальных отложениях и характерны для районов, где летом слишком низка для обильного роста мхов, поэтому литальза лишены торфяного покрова.

Частный случай литальза – это типичные пальза, торфяной слой на которых был маломощным и впоследствии был удален эрозией и дефляцией. Нередко литальза и пальза сочетаются в пределах единого массива. С такой ситуацией мы столкнулись в районе Хановея под Воркутой, где типичные пальза с относительно маломощным торфяным слоем на поверхности на расстоянии 2-3 км соседствовали с буграми пучения, сложенных с поверхности суглинком [19, 33].

Детальное исследование минеральных бугров пучения (литальза) с применением изотопных методов было проведено Ф.Кальмелем с участием Г.Делисля и М.Алларда [34-37] в Нунавике, Северный Квебек, Канада, на побережье Гудзонова залива (56°36' с.ш., 76°12' з.д.). Район исследований расположен в области прерывистого распространения многолетнемерзлых пород. Исследуемый участок располагался в заболоченной долине, сложенной с поверхности голоценовыми морскими суглинками, характерной особенностью которой являлось сочетание на одной территории пальза и литальза. Среднегодовая температура воздуха по данным метеостанции в Шелдрейке, в 6 км от исследуемого участка за период 1990-2003 гг. варьировала от –2,7 до –7,5°С, составляя в среднем –5,1°С.

Был выбран типичный литальза диаметром 50 м, высотой около 3 м. Стратиграфия бугра была однородной: 1-10 м - тяжелый суглинок, мёрзлый с глубины 1,5 м, льдонасыщенный, с чередующимися слоями льда и грунта, 10-11 м – песок с мелким гравием, 11-12 м – коренные породы (гнейсы).

Были выполнены определения δ18О, δ2H и трития в подземном льду и поверхностных водах для установления происхождения источника воды, формирующей лед, и особенностей процессов сегрегации. В интервале глубин 1,6-6,6 м образцы были отобраны из керна скважины через каждые 20 см, в интервале глубин от 4,61 до 4,86 м образцы отбирались через каждый сантиметр. Также были отобраны образцы воды из двух термокарстовых водоемов, окружающих литальза (высокое озеро и низкое озеро). Образцы для тритиевого анализа отбирались из разреза литальза с глубин 2, 3, 4, 5 и 6 м.

Результаты определений δ18О, δ2H и трития показали, что соотношения δ18О и δ2Н в воде и подземном льду имели взаимозависимость, типичную для линии метеорных вод (рис. 16), за исключением одного значения δ2Н (около –50‰) на глубине 6 м. Значения δ18О варьировали от –14,33 ‰ до –16,19 ‰ со средним значением –15,20 ‰, а значения δ2Н – от –100,64 ‰ до –123,25 ‰ со средним значением –111,70 ‰.

Полученные данные позволили Ф.Калмелю с соавторами [31-34], вслед за С.Харрисом, предположить, что вода, питающая растущие линзы сегрегационного льда, имеет атмосферное происхождение (см. рис. 16, в). По этой версии фильтрующаяся вода из атмосферных осадков (дождя и талого снега) является источником формирования подземных вод, которые насыщают грунт и окружают массив многолетнемерзлых пород.

Изотопные исследования поверхностных вод (высокое озеро, низкое озеро) и вод сезонно-талого слоя показали диапазон значений от –14,89 ‰ до –15,62 ‰ для δ18О и от –96,5 ‰ до –116,4 ‰ для δ2Н. Среднее значение для δ18О составило –15,22 ‰ (табл. 7).

Таблица 7

Значения δ18О, δ2Н и 3Н во льду литальза, воде сезонно-талого слоя и поверхностных водах в Нунавике, Северный Квебек, Канада. По F.Calmels [36]

Объект

Глубина, м/номер образца

δ18О, ‰

δ2Н, ‰

3Н, ТЕ

Сегрегационный лед литальза

2,0

–15,97

–115,21

2,5±0,6*

3,0

–15,09

–112,33

2,2±0,5

4,0

–14,59

–106,62

1,3±0,5

5,0

–15,02

–112,28

1,9±0,5

6,0

–14,98

–55,08

<0,8±0,5

6,6

–14,65

–109,74

Сезонно-талый слой

1

–14,89

–106,2

2

–14,89

–96,5

Высокое озеро

1

–15,62

–114,3

2

–15,32

–116,4

Низкое озеро

1

–15,35

–111,8

2

–15,18

–105,0

* - повторное измерение 1,7±0,5

Рис. 16. Изотопные диаграммы по льду литальза в Нунавике, Северный Квебек, Канада. По F.Calmels [36]: а – вариации δ18О, б – вариации δ2Н, в – соотношение δ2Н/δ18О

Содержание трития варьировало между 1,3 ± 0,5 ТЕ и 2,2 ± 0,5 ТЕ. Значение на глубине 6 м оказалось ниже 0,8 ТЕ. В качестве контроля дважды проводились определения на глубине 200 см; оба результата оказались в рамках общего диапазона вариабельности (2,5 и 1,7 ТЕ).

Во всех природных средах значения ниже 0,8 ТЕ указывают на возраст вод, образовавшихся или обновившихся до 1952 г.

Значение на глубине 6 м (<0,8 ТЕ) четко указывает, что лед на этой глубине образовался до 1952 г. В верхней части профиля содержание трития указывает на влияние современных вод, хотя если рассуждать логически, этот лед образовался до льда, располагающегося ниже глубины 6 м и следовательно, он более древний, так как промерзание в бугре идёт по эпигенетическому типу сверху-вниз.

Это подразумевает, что современная вода могла проникнуть (как нам представляется, скорее в виде пара по трещинам) через верхний слой многолетнемерзлых пород, когда подземные воды уже промерзли. Вариации соотношений δ18О и δ2Н с глубиной могут быть связаны с сегрегационными процессами в подземных водах, питаемых атмосферными осадками в длительно существующих стабильных климатических условиях в исследуемом районе. Фактор фракционирования 18О, связанный с фазовыми переходами от жидкой к твердой фазе, составляет 3,1‰ при 0°С.

Таким образом, в принятой открытой системе значения δ18О первоначальной воды вероятно варьировали от –17,4 до –19,3‰, что указывает, согласно зависимости δ18О и температуры осадков, на среднегодовую температуру воздуха между –5,5 и –8,2°С. Ф.Калмель полагает, что исследуемый минеральный бугор формировался в ХХ веке в более холодных условиях, т.е. при среднегодовой температуре воздуха в целом ниже на 0,5-3°С [36].

Если осреднить изотопные измерения с интервалом 20 см, то в распределении значений δ18О и δ2Н (см. рис. 16, а, б) сверху-вниз очевиден изотопный тренд от более лёгких к более тяжёлым значениям δ18О и δ2Н. Это довольно неожиданно, но возможное объяснение этому Ф.Калмелю [36] видится в том, что наиболее древний текструообразующий лед находится вблизи поверхности и образовался в течение наиболее холодного периода, в то время как придонный лед формировался в постепенно улучшающихся климатических условиях.

По данным С.А.Харриса [38], исследовавшего литальза на южном берегу оз.Фокс, юго-западная часть территории Юкон в Канаде, где они рассмотрели генетическую последовательность от низких травяных бугров до бугров, покрытых кустарниками и крупных зрелых бугров (высотой 3 м и более) с произрастающими на них высокими деревьями, средняя продолжительность роста литальза составляет здесь как минимум 380 лет. Исследования растительного и лишайникового покрова показали, что наиболее подходящие условия для роста и сохранения бугров в стабильном состоянии существовали примерно от 1600 до 1987 гг. нашей эры [38].

Если рассмотреть изотопную запись более детально, например через 1 см, то вариации значений δ18О составляют 1,39‰, δ2Н –9,82‰. Эти вариации могут быть связаны с двумя факторами: а) естественными изменениями изотопного состава источника воды и б) фракционированием в полузакрытой системе в процессе сегрегации льда. Во втором случае, когда происходило формирование линз льда, вода мигрировала из окружающего пространства, главным образом снизу, при этом происходило фракционирование в результате смены фазового состояния, что вело к прогрессивному обеднению тяжелыми изотопами воды. Однако, по мере поступления новых запасов воды к фронту промерзания путем капиллярного всасывания, изотопное обеднение стало аномально большим. Рост каждого образовавшегося шлира льда прекращается тогда, когда грунт локально иссушается, до новых поступлений воды снизу к фронту промерзания [39].

Ввиду отсутствия открытых трещин в грунтах фракционирование современных вод в верхних горизонтах многолетнемерзлых пород, вероятно, могло быть связано с инверсиями сезонных температурных градиентов в течение ряда лет. Ф.Калмель даже предположил, что поскольку летом в приповерхностных слоях многолетнемерзлых пород (до глубины 4 м) температура грунта составляет около 0°С и содержание незамерзшей воды варьирует от 10 до 15%, проницаемость грунта достаточно хорошая и ежегодная инверсия температурных градиентов может создавать градиент подсасывания влаги, который обуславливает медленное перемещение воды снизу-вверх.

В противоположность Л.Деверу с соавторами [15], исследовавшим пальза на междуречье рр. ла Гранд и ла Гранд де ла Балейн, Ф.Калмель [36] получил очень низкие значения трития в сегрегационном льду литальза – от 0,8 ТЕ в нижней части разреза до 2 ТЕ – в верхней (см. табл. 7), что указывает на то, что с начала 1960-х гг. поверхностные воды не участвовали в формирования льдистого ядра литальза или же их участие было очень ограниченным, в виде незначительной примеси к более древним водам, имеющим низкие концентрации трития.

Таким образом, проведенное комплексное исследование литальза с применением изотопных методов показало, что: 1) многолетнемёрзлые породы формировались в литальза в определенных климатических условиях, которые, по-видимому, в среднем более прохладные, чем современные; 2) значения концентрации трития во льду литальза показывают, что скорее всего его формирование завершилось до 1960-х гг. XX в.; 3) источник воды, питающий линзы льда, – это подземные воды, имеющие атмосферное питание. Полученные значения δ18О и δ2Н позволяют предположить, что постоянный приток воды в течение процессов сегрегации обычно не ведет к заметному фракционированию в процессе промерзания. Возможно, проницаемость грунта увеличилась в последние десятилетия, что, скорее всего, связано с современным потеплением климата в данном регионе, которое привело к формированию небольших сквозных таликов. Повышение температур грунта способствовало повышению содержания незамерзшей воды в многолетнемерзлых породах и возможной ее миграции; 4) данные по температурам грунта указывают на современное повышение температур всего исследуемого литальза. Северо-восточная часть мёрзлого ядра нагревается, вероятно при участии подземных вод, которые текут согласно уклону поверхности и наклону основных пород. Бугор деградировал и многолетнемерзлое ядро в этой части больше не формируется. Недавно началась просадка поверхности, которая стала очевидной в 2003 г. с образованием нового термокарстового озера, окруженного кольцевым валом, соответствующим периферийной зоне, которая либо не содержит лед, либо льдистость здесь очень незначительная при большой мощности сезонно-талого слоя.

Опыт изучения литальза на территории российской криолитозоны пока единичен, ранее их встречаемость принято было связывать с разрушением некогда перекрывавших бугры торфяных покровов. Первым опытом таких исследований на современном этапе можно считать изучение японскими геокриологами Г. Ивахана и К. Фукуи, в содружестве с алтайскими геологами Н. Михайловым и О. Останиным тебелеров в котловине оз. Акколь [40]. Минеральные с поверхности бугры с сильнольдистым ядром в горных долинах Алтая называются «тебелеры» (от тюрк. - «холм, макушка, вершина»). В центральной части Чуйской впадины на буграх пучения голоценового возраста расположен посёлок Тебелер. Тебелеры известны во многих высокогорных котловинах Южной Сибири. Особенно хорошо тебелеры изучены в днищах спущенных котловинных ледниково-подпрудных озёр в Чуйской и Курайской впадинах. В Курайской котловине в урочище Джангысколь находится большое поле булгунняхов-тебелеров, ядра которых сильнольдистые или содержат мощные прослои чистого льда.

В детально изученном литальза в котловине оз. Акколь [40] радиальные толстые шлиры льда направлены от ядра к периферии бугра. Этот бугор в высоту достигает 6 м, а в длину – 50 м. Его мерзлое ядро представлено озерными суглинками с сетчатыми криогенными текстурами. Самые мощные ледяные линзы, обнаруженные в одном из центральных фрагментов ядра бугра, достигают 16 см (в среднем 4,8 см). Содержание льда здесь максимальное для разреза литальза (66%). В остальных фрагментах ледяного ядра литальза в котловине оз. Акколь мощность шлиров льда в среднем составляет 1,1-2,4 см, мощность грунтовых прослоев варьирует от 1 до 2 см.

Разброс значений δ18О в шлирах льда составил около 1,4 ‰: от –15,8 до –17,2 ‰, а в массивном льду из грунтовых прослоев от –17,0 до –17,7‰ (рис. 17), что указывает на изотопное фракционирование при сегрегационном льдовыделении.

Рис. 17. Изотопно-кислородная диаграмма по ледо-минеральному ядру литальза в горной котловине оз. Акколь на Алтае. По Г.Ивахана и др. [40]

Оценивая возраст ледоминерального бугра (литальза) в долине оз. Акколь, Г. Ивахана с соавторами [40] рассчитали, что основная часть отложений в ядре могла накопиться за 1230 лет после освобождения долины от ледника Софийского, существовавшего здесь между 7650 и 5700 лет назад.

Интересно, что литальза высотой 6-10 м позднеголоценового возраста с толстыми шлирами льда, активно развивающиеся в последние 60 лет, встречены [41, 42] в котловине соленого озера Цо Кар, в Ладакхе, в горах Малого Тибета, в Индии (33°18′ с.ш., 78° в.д.) на высоте 4527 м над уровнем моря.

Ранее подобные формы были обнаружены на мелководьях озёр в горах Южной Америки. Крупные массивные острова сильнольдистых многолетнемёрзлых отложений с линзами пресноводного льда поднимаются над поверхностью мелких солёных озер в Андах на юго-западе Боливии и на северо-востоке Чили [43, 44]. Ледогрунтовые бугры-острова (типа литальза) в пределах мелких солёных озер в Андах на юго-западе Боливии и на северо-востоке Чили (между 21 и 24° ю.ш.) достигают в длину 1,5 км и возвышаются на 6-7 м над поверхностью солёных озёр (минерализация воды 60-292 г/л, глубина в среднем менее 30 см). Бугры располагаются на абсолютных высотах 4,1-4,7 км. Среднегодовое количество осадков здесь варьирует от 50 до 200 мм/год, среднегодовая температура воздуха – от 0°С до 3-6°С. Крупные массивные острова сильнольдистых многолетнемёрзлых отложений с линзами пресноводного льда, возможно, сформировались, вследствие замерзания пресной озёрной воды в толще озёрных отложений [43, 44]. Глубина озёр ранее была больше, о чём свидетельствуют древние уровни береговой линии на высоте 10 м над современным уровнем водоёмов.

Поверхность ледяных островов покрыта рыхлыми белыми отложениями, представленными главным образом арагонитом или кальцитом. Многолетнемёрзлые отложения этих островов сильнольдистые, объёмная льдистость варьирует от 10 до 87%. Линзы и шлиры льда достигают мощности 1 м. Изотопный состав льда (значения δ18О в шлирах около около –11 ‰ - табл. 8) соответствует среднему изотопному составу атмосферных осадков в регионе и более отрицателен, чем изотопный состав современной воды озер (δ18О от 0 до +13,5 ‰) [44].

Таблица 8

Значения δ18О в шлирах льда ледогрунтовых бугров-островов (типа литальза) в пределах мелких солёных озер в Андах на юго-западе Боливии и на северо-востоке Чили и в атмосферных осадках региона По [44]

Адрес и состав образца

δ18О, ‰

Свежий снег (на склоне вулкана Юрикуес (Чили), 3800 м над ур. моря, 18 июня 1982 г. (22°52' ю.ш., 67°50' з.д.)

–13,22

Старый снег (на горном склоне над лагуной Колорадо), 5200 м над ур. моря, июль 1982 г.

–14,76

Лагуна Гуаяки (Guayaques), 17 января 1983 г. северная прибрежная часть, родник

–7,75

Толстый шлир на берегу лагуны Гуаяки (Guayaques)

–11,05

Озерная вода, лагуна Гуаяки (Guayaques)

–0,44

Лагуна Пурипика Гранде, 17 января 1983 г., лёд толстых шлиров из ледоминерального бугра

–10,63

Лагуна Пурипика Гранде, озерная вода, северо-западнее ледоминерального бугра

+13,49

Лагуна Пурипика Гранде, озерная вода, северная оконечность озера

+8,63

Озеро Салар де Пастос Грандес (Salar de Pastos Grandes), лёд толстых шлиров из ледоминерального бугра

–11,52

Озеро Салар де Пастос Грандес, вода из озера рядом с ледоминеральным бугром

+6,06

Ю.К.Васильчуком с соавторами [45-47] изучены литальза в долине р. Сенца, Восточный Саян, в Западной Бурятии. Это первое детальное исследование многолетнемёрзлых пород в данном регионе, оно основано на анализе криогенного строения и распределения стабильных изотопов кислорода и водорода во льду ледогрунтовых ядер бугров инъекционно-сегрегационного типа (рис. 18).

Рис. 18. Вариации стабильных изотопов кислорода и водорода (а – δ18О и б – δ2H) в ледоминеральном ядре литальза (мощностью до 6 м), обнажение большого бугра (высотой 7 м) с ледогрунтовым ядром в долине р. Сенца, точка Se 14-1. По Ю.К.Васильчук и др. [45, 46]

Для определения вариаций стабильных изотопов водорода и кислорода в ледогрунтовых ядрах обоих бугров был произведён поинтервальный отбор образцов из обнажений через 5 см (в 2011 г.) и через 10-20 см (в 2014 г.) и также отобраны образцы из скважины (через 10-20 см). В ледогрунтовой залежи, опробованной в обнажении большого бугра в долине р. Сенца значения δ2Н варьируют от –136,9 до –153,6‰, значения δ18О - от –18,44 до –20,15 ‰, а dexc изменяется от 15,44 до 4,12‰ [45].

Изотопически наиболее тяжелым является лед нижней ледяной линзы, расположенной на глубине 2,8-3,35 м. Здесь значения δ18О во всех образцах выше –19‰, а δ2Н выше –146‰. Скорее всего, эта ледяная линза сформировалась на начальной стадии образования бугра, когда из водонасыщенных дисперсных грунтов выделилась довольно мощная линза сегрегационного льда. Сюда была отжата вода на первой стадии диагенеза водонасыщенных суглинков. В дальнейшем промерзание продолжилось вверх, и вода от линзы и изотопически существенно более легкие шлиры льда, а также лед верхней ледяной линзы образовались на заключительных стадиях промерзания бугра.

В ледогрунтовой залежи, опробованной в скважине, пробуренной на большом бугре в долине р. Сенца, диапазон изотопных вариаций несколько уже. В вертикальном изотопном профиле большого бугра значения δ2Н варьируют от –157,9 до –142,7 ‰, значения δ18О - от –20,27 до –18,61 ‰, а dexc изменяется от 11,78 до 2,58 ‰ (см. рис. 18). В скважине изотопически высокое значение –18,6 ‰, зафиксировано только на глубине 2,8 м. Это, возможно, указывает на то, что скважиной вскрыто ледогрунтовое ядро ближе к его периферийной части, где закономерно залегает изотопически более легкий лед.

В ледогрунтовой залежи, опробованной в обнажении небольшого бугра в долине р. Сенца, значения δ2Н варьируют по образцам 2014 г.: от –150,6 до –148,2‰, значения δ18О – от –20,20 до –19,67 ‰, а dexc изменяется от 11,36 до 7,08‰. По образцам, отобранным из ледогрунтовой залежи в 2011 г., значения δ2Н варьируют от –159,8 до –141,9 ‰, значения δ18О – от –21 до –19,38 ‰ (рис. 19), а dexc изменяется от 15,78 до 4,1 ‰ [45]. В вертикальном изотопном профиле небольшого бугра отчетливо фиксируется изотопный минимум в нижней части ледогрунтового ядра, где преобладает крупносетчатая толстошлировая криотекстура и встречаются небольшие линзы чистого льда [47].

Рис. 19. Вариации стабильных изотопов кислорода и водорода (а – δ18О и б – δ2H) в ледоминеральном ядре литальза мощностью до 3 м, небольшого бугра (высотой 4 м) с ледогрунтовым ядром в долине р. Сенца: 1 – детальный отбор образцов 2011 г; 2 – контрольный отбор образцов 2014 г. По Ю.К.Васильчук и др. [45, 46]

В соотношении δ2Н и δ18О отмечено достаточно хорошее совпадение локальных изотопных кривых, полученных по обнажению и по скважине на большом бугре (рис. 20, а, б), с уравнением глобальной линии метеорных вод (GMWL) Х. Крейга с коэффициентом 6,2-6,8 (напомним, соотношение δ2Н и δ18О в уравнении GMWL равно 8).

В соотношении δ2Н и δ18О небольшого бугра зафиксировано существенное отличие от линии Х. Крейга. Здесь отношение δ2Н - δ18О снижается до 4,6 (рис. 20, в, г).

Это указывает на разную степень изотопной истощенности водонасыщенных дисперсных грунтов во время формирования ледогрунтового ядра большого и небольшого бугров. В тех частях ледяных ядер, где зафиксированы несущественные вариации изотопного состава, формирование ледяных шлиров или небольших ледяных линз, вероятно, происходило в условиях открытой системы с подтоком воды извне, там же, где вариации изотопного состава заметны, формирование ледяных шлиров происходило в условиях закрытой (или полузакрытой) системы без подтока воды извне.

Для сопоставления состава льда литальза в 2014 г. был выполнен отбор и изотопный анализ наледного льда на р. Ока (притоком которой является р.Сенца): значения δ2Н составляют от –92,5 до –108,0‰, значения δ2Н от –14,35 до –14,75‰, а dexc от 10 до 22,3‰. В воде р. Ока значения δ2Н изменяются от –124,1 до –129,3‰, значения δ18О – от –16,80 до –17,33‰, а dexc – от 9,34 до 10,3‰. Эти данные демонстрируют иное распределение изотопов и другой механизм формирования наледного льда, по сравнению со льдом литальза.

Ю.К.Васильчук и др. [45-47] пришли к следующим выводам: а). Зарождение и первоначальный рост ледоминеральных бугров может происходить на стадии обмеления озерного водоема; б). Питание литальза водой происходит в основном при промерзании водонасыщенных дисперсных грунтов. Также существуют литальза с частично атмосферным и озёрным типами питания;

Рис. 20. Соотношение δ2H–δ18О в ледоминеральном ядре литальза: а – б – большой бугор (высотой 7 м) отбор из обнажения (а) и скважины (б); в – г – небольшой бугор (высотой 4 м) отбор 2011 г (в) и 2014 г (г). 1 – линия локальных метеорных (атмосферных) вод; 2 – линия глобальных метеорных (атмосферных) вод. По Vasil'chuk et al. [47]

в). Скорость роста литальза, как правило, достаточно высока и составляет нередко десятки сантиметров в год. Литальза возрастом 50-100 лет достигают высоты более 5 м; г) Изотопные значения в ядре льда литальза обычно варьируют в пределах 3-4‰ по значениям δ18О и до 20‰ по величинам δ2Н. Более высокие изотопные значения обычно маркируют горизонт инициализации промерзания; д) Вертикальное и латеральное распределение стабильных изотопов кислорода и водорода свидетельствует в пользу каскадности формирования ледоминеральных залежей: на первом этапе образуется ледоминеральное ядро большого бугра, на втором – небольшого бугра; е). Немного более изотопически тяжелый лед большого бугра (значения δ18О варьируют от –18,4 до –20,3 ‰) по сравнению со льдом небольшого бугра (значения δ18О варьируют от –19,7 до –21 ‰) может указывать на постепенное отжатие изотопически более легких вод по мере промерзания водонасыщенных дисперсных грунтов от центральных к периферийным частям бугристого массива; ж). Судя по незначительным вариациям значений δ18О и δ2Н, можно предположить, что в течение промерзания и формирования ледоминеральных бугров происходил интенсивный приток воды, поэтому, несмотря на постоянное изъятие изотопически более тяжелой воды на формирование сегрегационного льда, не произошло заметного изотопного фракционирования в процессе промерзания и шлирового льдообразования от центральных к периферийным частям массива.

з). Местоположение горизонта первичного промерзания с более высокими изотопными значениями зависит от геокриологической ситуации, он может находиться как в верхней, так и в средней частях ледоминерального ядра.

Высокая пространственная плотность литальза отмечается в Квебеке на восточном побережье Гудзонова залива [48]. Особенно крупным районом распространения бугров типа литальза является долина р. Большая Невольничья и окрестности оз. Бол. Невольничье (Great Slave Lake) в на Северо-Западной территории Канады. Более 1800 литальза были обнаружены к северу от Большого Невольничьего озера. Это регион, вероятно с самой высокой концентрацией литальза (Wolfe et al., 2014). Здесь литальза в основном приурочены к возвышенностям выше 205 м над уровнем моря и чаще встречаются на территориях. Закартировано около 1800 бугров высотой до 8 м и диаметром в несколько сотен метров. Здесь литальза в основном приурочены к возвышенностям выше 205 м над уровнем моря и обычно встречаются на участках прерывистого существования многолетнемерзлых пород и распространения глин и илов, также важно отметить здесь наличие обильных подземных вод. Изотопный состав литальза в окрестностях оз. Бол. Невольничье изучен Б. Вульфе, К.Бёрном и Э.Гяндерсом [23].

Участок детального исследования литальза (62°32' с.ш., 114°58' з.д.) находится примерно в 30 км к западу от Йеллоунайфа, к югу от шоссе № 3. Площадка, находится на 10 м выше нынешнего уровня Большого Невольничьего озера (156 м над уровнем моря). Изученный бугор имеет длину 700 м, ширину до 135 м и высоту около 4 м [23]. Наиболее отрицательное значение δ18O было получено тонкого слоя приповерхностного торфа в BH01 (–22,7 ‰ на глубине 0,45 м), тогда как величины δ18O в нижележащих отложениях составляли от –18,8 до –15,1 ‰ (рис. 24).

Рис. 21. Профили значений δ18O в скважинах пробуренных в литальза, расположенном в 30 км к западу от Йеллоунайфа, к югу от шоссе № 3. Площадка, находится на 10 м выше нынешнего уровня Большого Невольничьего озера 1 – изотопные значения во льду; 2 – вода локального озерца. Скважины: a – BH01, б – BH02, в – BH03, г – BH04, д – BH05; д – соотношение δ18O и δ2H во льду литальза. По A.J.R. Gaanderse, S.A. Wolfe, C.R. Burn [23]

Значения δ18O, как правило, были менее отрицательными в верхнем глинистом иле и иловатом песке и немного более отрицательны в нижней более глинистой части разреза, но различия были не статистически не существенными. Разница значений δ18O около 1-3 ‰ также наблюдались в нижележащем глинистом горизонте во всех скважинах.

Э.Гяндерс, С.Вульфе и К.Бёрн пришли выводу, что осадки, в основании литальза, являются преимущественно аллювиальными и озерными. Криостратиграфия и криогенные текстуры внутри ядра литальза указывают на то, что поднятие рельефа примерно на 4 м по сравнению с окружающей поверхностью вызвано пучением вследствие формирования ледяных линз мощностью от 5 до 20 см на глубинах менее 4 м. Распределение значений δ18O и δ2H в ледяном ядре литальза указывают, по их мнению, на то, что источником питания ядра и формирования подземных вод являются прежде всего современные поверхностные воды. Небольшие изотопные вариации, отмечаемые с глубиной предполагают поступление поверхностной воды к фронту промерзания [23].

Заключение

Сопоставление распределения тяжелых изотопов в трёх перечисленных различных типов бугров позволило Ю.К.Васильчуку предположить, что при образовании ледяного ядра пальза и литальза возможно три основных источника воды (рис. 25).

Рис. 22. Принципиальная схема последовательного двухстадийного (стадия I и стадия II) формирования ледяного ядра с различным распределением тяжёлых изотопов кислорода во льду шлиров в пальза, формирующихся в озёрно-болотной котловине (а) на высоком элементе рельефа и на заливаемой рекой пойме (б): 1 – торф; 2 – вода реки; 3 – шлиры льда; 4 – значения δ18О

Первый – атмосферные осадки дождь, талый снег; Второй - активно испаряющиеся болотные воды, третий – обычно встречающийся на буграх, формирующихся на поймах – речные или озёрные воды заливающие бугры во время половодья.

Следует учесть, что за время формирования бугра, например за сто лет, на поверхность болота выпадает от 20 до 50 м атмосферных осадков. При отсутствии стока выпавшие атмосферные осадки активно испаряются и остающаяся вода становится заметно изотопически тяжелее, чем средняя атмосферная влага.

При формировании бугра из активно испаряющихся болотных вод в вертикальном распределении δ18О и δ2Н обычно фиксируется последовательное изотопное обеднение, и тогда вниз по разрезу δ18О и δ2Н будут становиться существенно положительнее (см. рис. 22, а), а при формировании бугра из речных или озёрных вод, заливающих бугры во время половодья, могут сформироваться сегрегационные шлиры льда с равномерным распределением δ18О и δ2Н по разрезу (см. рис. 22, б), и даже, может наблюдаться изотопное обеднение вниз по разрезу, если пойменный массив, например, залили холодные талые весенние воды или был значительный позднеосенний паводок.

Выводы

  • Источников питающих ледоминеральное ядро пальза и литальза три: первый – атмосферные осадки дождь, талый снег, второй – активно испаряющиеся болотные воды, третий – обычно встречающийся на буграх, формирующихся на поймах – речные или озёрные воды заливающие бугры во время половодья.
  • Изотопный состав текстурообразующего льда пальза и литальза, как правило, довольно однороден: вариации δ18О редко превышают 2-3‰.
  • Имеется определенное соответствие между изотопным составом льда пальза и литальза и изотопным составом воды окружающего болота со сдвижкой 2-3‰ в сторону облегчения, что является результатом фракционирования при промерзании болотных вод.
  • Вариации изотопного состава во льду сезонных бугров пучения часто превышает 5‰, что является следствием фракционирования при промерзании в закрытом объеме.
  • Сравнение значений δ18О в сегрегационных льдах ядер миграционных бугров пучения (пальза), атмосферных, поверхностных и болотных водах выявили близкий изотопно-кислородный и изотопно-водородный состав этих вод.

Библиография
1.
Втюрина Е. А., Втюрин Б. И. Льдообразование в горных породах. М.: Наука, 1970. 279 c.
2.
Pollard W.Н., French Н.М. Seasonal frost mound occurrence, North Fork Pass, Ogilvie Mountains, northern Yukon, Canada // Permafrost - Proceedings of the Fourth lnternational Conference, vol. 1. 1983. P. 1000–1004.
3.
Pollard W.Н., French Н.М. The groundwater hydraulics of seasonal frost mounds, North Fork Pass, Yukon Territory // Canadian Journal of Earth Sciences. 1984. Vol. 21. P.1073–1081.
4.
Pollard W.Н., French Н.М. The internal structure and ice crystallography of seasonal frost mounds // Journal of Glaciology. 1985. Vol. 31. P. 157–162.
5.
van Everdingen, R.О. Frost blisters of the Bear Rock Spring area near Fort Norman, N.W.Т. // Arctic. 1982. Vol. 35. Р. 243–265.
6.
Mackay J.R. Oxygen isotope variations in permafrost, Tuktoyaktuk Peninsula area, Northwest Territories // Geological Survey of Canada. Current Research. Part B. Paper 83–1B. 1983. P. 67–74.
7.
Michel F.A. Isotope geochemistry of frost-blister ice, North Fork Pass, Yukon, Canada // Canadian Journal of Earth Sciences. 1986. Vol. 23. N 4. P. 543–549.
8.
Froehlich W., Slupik J. Frost mounds as indicators of water transmission zones in the active layer of permafrost during the winter season (Khangai Mts., Mongolia) // Permafrost. Third International Conference. Proceedings. National Research Council of Canada, vol. 1. 1978. P. 189–193.
9.
Васильчук Ю.К. Изотопно-кислородный состав подземных льдов (опыт палеогеокриологических реконструкций). Изд. Отдела теоретических проблем РАН. Геол. Ф-т МГУ, ПНИИИС. 1992. В 2-х томах. Том 1. 420 с. Т.2. 264 с.
10.
Васильчук Ю.К., Чижова Ю.Н., Маслаков А.А., Буданцева Н.А., Васильчук А.К. Вариации изотопов кислорода и водорода в современной пластовой ледяной залежи в устье р. Аккани, Восточная Чукотка // Лёд и снег. 2018. Том 58. №1. С. 78–93.
11.
Yoshikawa K. The groundwater hydraulics open system pingos // Permafrost - Seventh International Conference, Proceedings. Yellowknife, 23–27 June 1998, Eds. A.G.Lewkowicz and M.Allard. Universite Laval, Collection Nordicana. 1998. N 57. P. 1177–1184.
12.
Yoshikawa K., White D., Hinzman L., Goering D., Petrone K., Bolton W., Ishikawa N. Water in permafrost; case study of aufeis and pingo hydrology in discontinuous permafrost // Proceedings, Eighth International Conference on Permafrost, Zurich, 21– 25 July 2003. Eds.: by M.Philips, S.M.Springman, L.U.Arenson. Vol. 2. Zurich, Zwitzerland. A.A.Balkema Publishers. Swets & Zeitlinger B.V. Lisse. The Netherlands. P. 1259–1264.
13.
Suzuki T., Kimura T. D/H and 18O/16O fractionation in ice-water systems // Mass Spectros. (Tokyo). 1973. Vol. 21. P. 229–233.
14.
van Everdingen R.О. Frost mounds at Bear Rock. near Fort Norman, Northwest Territories 1975–1976 // Canadian Journal of Earth Sciences. 1978. Vol. 15. P. 263–276.
15.
Dever L., Hillaire-Marcel C., Fontes J.C.H. Composition isotopique, geochimie et genese de la glace en lentilles (palsen) dans les tourbieres du Nouveau-Quebec (Canada) // Journal of Hydrology. 1984. Vol.71. P. 107–130.
16.
Harris S. A., Schmidt I.H., Krouse H.R. Hydrogen and oxygen isotopes and the origin of the ice in peat plateaus // Permafrost and Periglacial Processes. 1992. Vol. 3. N1. P. 19–27.
17.
Harris S.A., Waters N.M., Krouse H.R. Hydrogen and oxygen isotopes and the origin of the ice in peat plateaus: reply // Permafrost and Periglacial Processes. 1993. Vol. 4. N3. P. 269–275.
18.
Vasil′chuk Yu.K., Vasil′chuk A.C., Budantseva N.A., Volkova Ye.M., Sulerzhitsky L.D., Chizhova Ju.N., Jungner H. Radiocarbon age and Holocene dynamics of palsa in the Usa River valley // Doklady Earth Sciences. 2002. Vol. 384. N 4. P. 442–447.
19.
Vasil′chuk Yu.K., Vasil′chuk A.C., Sulerzhitsky L.D., Budantseva N.A., Volkova Ye.M., Chizhova Ju.N. Radiocarbon chronology of palsa in the Bol’shaya Zemlya tundra // Doklady Earth Sciences. 2003. Vol. 393. N 8. P. 1141–1145.
20.
Craig H. Isotope variations in meteoric waters // Science. 1961. Vol. 133. P. 1702–1703.
21.
Harris S.A., Schmidt I.H. Permafrost Aggradation and Peat Accumulation since 1200 years B.P. in Peat Plateaus in Tuchitua, Yukon Territory (Canada). Journal of Paleolimnology. 1994. Vol. 12. P. 3–17.
22.
Burn C.R. Hydrogen and oxygen isotopes and the origin of the ice in peat plateaus: Discussion // Permafrost and Periglacial Processes. 1993. Vol. 4, Iss. 3. P. 265–267.
23.
Gaanderse A.J.R., Wolfe S.A., Burn C.R. Composition and origin of a lithalsa related to lake-level recession and Holocene terrestrial emergence, Northwest Territories, Canada // Earth Surf. Process. Landforms. 2018. DOI: 10.1002/esp.4302
24.
Zoltai S.C. Palsas and peat plateaus in central Manitoba and Saskatchewan // Canadian Journal of Forest Research. 1972. Vol. 2. N 3. P. 291–302.
25.
Сумгин М.И. К вопросу о вечной мерзлоте в торфяных буграх на Кольском полуострове // Труды комиссии по изучению вечной мерзлоты АН СССР. Л.: Изд-во АН СССР, 1934. Т. 3. С. 107–115.
26.
Zoltai S.C., Tarnocai C. Perennialy frozen peatlands in the western Arctic and Subarctic of Canada // Canadian Journal of Erath Sciences. 1975. N 12. P.28–43.
27.
Chatwin S.C. Holocene temperatures in the upper Mackenzie valley determined by oxygen isotope analysis of peat cellulose // Permafrost - Fourth International Conference, Proceedings. Fairbanks, Alaska. National Academy Press, Washington. 1983. P.127–130.
28.
Пьявченко Н.И. Бугристые торфяники. М., Изд-во АН СССР. 1955. 280 с.
29.
Harris S.A., Nyrose D. Palsa formation in floating peat and related vegetation cover as illustrated by a fen bog in the MacMillan Pass, Yukon Territory, Canada // Geografiska Annaler, Series A, Physical Geography. 1992. N 74A(4). P. 349–362.
30.
Буданцева Н.А., Чижова Ю.Н., Блудушкина Л.Б., Васильчук Ю.К. Стабильные изотопы кислорода, водорода и углерода и возраст пальза близ поселка Елецкий, северо-восток Большеземельской тундры // Арктика и Антарктика. 2017. №4. С. 38-56. DOI: 10.7256/2453-8922.2017.4.25087
31.
Froehlich K., Gibson J.J., Aggarwal P.K. Deuterium excess in precipitation and its climatological significance // Study of environmental change using isotope techniques, Vienna, Intern. Atomic Energy Agency, 2002, р. 54–65.
32.
Васильчук Ю.К., Чижова Ю. Н., Папеш В. Тренд изотопного состава отдельного зимнего снегопада на северо-востоке Европы // Криосфера Земли, 2005, том 9, № 3. С. 81–87.
33.
Буданцева Н.А., Горшков Е.И., Исаев В.С., Семенков И.Н., Усов А.Н., Чижова Ю.Н., Васильчук Ю.К. Инженерно-геологические и геохимические особенности бугристых ландшафтов в районе учебно-научного полигона "Хановей" // Инженерная геология, 2015. № 3. C. 34–50. (Budantseva N.A., Gorshkov E.I., Isaev V.S., Semenkov I.N., Usov A.N., Chizhova Ju.N., Vasil'chuk Yu.K. 2015. Engineering geological and geochemistry features of the palsa and lithalsa landscape in the area of educational and scientific polygon Khanovey. Engineering Geology. N3. P. 34–50).
34.
Delisle G., Allard M., Fortier R., Calmels F., Larrivée É. Umiujaq, northern Québec: innovative techniques to monitor the decay of a lithalsa in response to climate change // Permafrost and Periglacial Processes. 2003. Vol. 14. Iss. 4. P. 375–385
35.
Calmels F., Allard M. Ice segregation and gas distribution in permafrost using tomodensitometric analysis // Permafrost and Periglacial Processes. 2004. Vol. 15. Iss. 4. P. 367–378.
36.
Calmels F. Genése et structure du pergélisol. Étude de formes périglaciaires de soulévement au gel au Nunavik (Québec nordique), Canada / Thése de doctorat en cotutelle présentée á la Faculté des études supérieures de l’Université Laval, Québec dans le cadre du programme de doctorat en sciences geographiques pour l’obtention du grade de Philosophiac Doctor (Ph.D). 2005. 169 p.
37.
Calmels F.C., Delisle G., Allard M. Internal structure and the thermal and hydrological regime of a typical lithalsa: significance for permafrost growth and decay // Canadian Journal of Earth Sciences. 2008b. Vol. 45. N1. Р. 31–43.
38.
Harris S.A. Palsa-like mounds developed in a mineral substrate, Fox Lake, Yukon Territory // Permafrost–Six International Conference. Beijing, China, 5–9 July 1993. Proceedings, Vol. 1. Brown, J., et al. (eds.). Guangzhou, China. South China University of Technology Press. P. 238–243.
39.
Calmels F.C., Allard M., Delisle G. Development and decay of a lithalsa in Northern Québec: a geomorphological history // Geomorphology. 2008. Vol. 97. Iss. 3-4. P. 287–299. doi: 10.1016/j.geomorph.2007.08.013.
40.
Iwahana G., Fukui K., Mikhailov N., Ostanin O., Fujii Y. Internal structure of a lithalsa in the Akkol Valley, Russian Altai Mountains // Permafrost and Periglacial Processes, 2012. Vol. 23. Iss. 2. P. 107–118.
41.
Wünnemann B., Reinhardt C., Kotlia B.S., Riedel F. Observations on the relationship between lake formation, permafrost activity and lithalsa development during the last 20,000 years in the Tso Kar basin, Ladakh, India // Permafrost and Periglacial Processes. 2008. Vol. 19. P. 341–358.
42.
Wünnemann B., Demske D., Tarasov P.E., Kotlia B.S., Bloemendal J., Diekmann B., Hartmann K., Reinhardt C., Riedel F., Arya N. Hydrological evolution during the last 15 kyr in the Tso Kar lake basin (Ladakh, India), derived from geomorphological, sedimentological and palynological records // Quaternary Science Reviews. 2010. Vol. 29. Iss. 9-10. P. 1138–1155.
43.
Hurlbert S.H., Chang C.C.Y. Ancient Ice Islands in Salt Lakes of the Central Andes // Science, 1984, vol. 224, No. 4646. P. 299 –302.
44.
Hurlbert S.H., Chang C.C.Y. The distribution, structure, and composition of freshwater ice deposits in Bolivian salt lakes // Hydrobiologia. 1988. Vol. 158. No. 1. P. 271–299.
45.
Васильчук Ю.К., Алексеев С.В., Аржанников С.Г., Алексеева Л.П., Буданцева Н.А., Чижова Ю.Н., Аржанникова А.В., Васильчук А.К., Козырева Е.А., Рыбченко А.А., Светлаков А.А. Изотопный состав ледогрунтового ядра минеральных бугров пучения в долине реки Сенца, Восточный Саян // Криосфера Земли. 2015. №2. С. 52–66.
46.
Vasil'chuk Yu.K., Alekseev S.V., Arzhannikov S.G., Alekseeva L.P., Budantseva N.A., Chizhova Ju.N., Arzhannikova A.V., Vasilchuk A.C., Kozyreva E.A., Rybchenko A.A., Svetlakov A.A. Oxygen and Hydrogen Isotope Compositions of Lithalsa Frozen Core: A Case Study from the Sentsa Valley, East Sayan // Earth’s Cryosphere. 2015. 2(19). P. 46–58.
47.
Vasil'chuk Yu.K., Alekseev S.V., Arzhannikov S.G., Alekseeva L.P., Budantseva N.A., Chizhova Ju.N., Arzhannikova A.V., Vasilchuk A.C. Lithalsa in the Sentsa River Valley, Eastern Sayan Mountains, Southern Russia // Permafrost and Periglacial Processes. 2016. Vol. 27. Iss. 3. P. 285–296. doi: 10.1002/ppp.1876
48.
Lagarec D. Cryogenic mounds as indicators of permafrost condition, northern Quebec // Proceedings of the Fourth Canadian Permafrost Conference. Ed. H.M.French. National Research Council of Canada: Ottawa. 1982. P. 43–48.
References (transliterated)
1.
Vtyurina E. A., Vtyurin B. I. L'doobrazovanie v gornykh porodakh. M.: Nauka, 1970. 279 c.
2.
Pollard W.N., French N.M. Seasonal frost mound occurrence, North Fork Pass, Ogilvie Mountains, northern Yukon, Canada // Permafrost - Proceedings of the Fourth lnternational Conference, vol. 1. 1983. P. 1000–1004.
3.
Pollard W.N., French N.M. The groundwater hydraulics of seasonal frost mounds, North Fork Pass, Yukon Territory // Canadian Journal of Earth Sciences. 1984. Vol. 21. P.1073–1081.
4.
Pollard W.N., French N.M. The internal structure and ice crystallography of seasonal frost mounds // Journal of Glaciology. 1985. Vol. 31. P. 157–162.
5.
van Everdingen, R.O. Frost blisters of the Bear Rock Spring area near Fort Norman, N.W.T. // Arctic. 1982. Vol. 35. R. 243–265.
6.
Mackay J.R. Oxygen isotope variations in permafrost, Tuktoyaktuk Peninsula area, Northwest Territories // Geological Survey of Canada. Current Research. Part B. Paper 83–1B. 1983. P. 67–74.
7.
Michel F.A. Isotope geochemistry of frost-blister ice, North Fork Pass, Yukon, Canada // Canadian Journal of Earth Sciences. 1986. Vol. 23. N 4. P. 543–549.
8.
Froehlich W., Slupik J. Frost mounds as indicators of water transmission zones in the active layer of permafrost during the winter season (Khangai Mts., Mongolia) // Permafrost. Third International Conference. Proceedings. National Research Council of Canada, vol. 1. 1978. P. 189–193.
9.
Vasil'chuk Yu.K. Izotopno-kislorodnyi sostav podzemnykh l'dov (opyt paleogeokriologicheskikh rekonstruktsii). Izd. Otdela teoreticheskikh problem RAN. Geol. F-t MGU, PNIIIS. 1992. V 2-kh tomakh. Tom 1. 420 s. T.2. 264 s.
10.
Vasil'chuk Yu.K., Chizhova Yu.N., Maslakov A.A., Budantseva N.A., Vasil'chuk A.K. Variatsii izotopov kisloroda i vodoroda v sovremennoi plastovoi ledyanoi zalezhi v ust'e r. Akkani, Vostochnaya Chukotka // Led i sneg. 2018. Tom 58. №1. S. 78–93.
11.
Yoshikawa K. The groundwater hydraulics open system pingos // Permafrost - Seventh International Conference, Proceedings. Yellowknife, 23–27 June 1998, Eds. A.G.Lewkowicz and M.Allard. Universite Laval, Collection Nordicana. 1998. N 57. P. 1177–1184.
12.
Yoshikawa K., White D., Hinzman L., Goering D., Petrone K., Bolton W., Ishikawa N. Water in permafrost; case study of aufeis and pingo hydrology in discontinuous permafrost // Proceedings, Eighth International Conference on Permafrost, Zurich, 21– 25 July 2003. Eds.: by M.Philips, S.M.Springman, L.U.Arenson. Vol. 2. Zurich, Zwitzerland. A.A.Balkema Publishers. Swets & Zeitlinger B.V. Lisse. The Netherlands. P. 1259–1264.
13.
Suzuki T., Kimura T. D/H and 18O/16O fractionation in ice-water systems // Mass Spectros. (Tokyo). 1973. Vol. 21. P. 229–233.
14.
van Everdingen R.O. Frost mounds at Bear Rock. near Fort Norman, Northwest Territories 1975–1976 // Canadian Journal of Earth Sciences. 1978. Vol. 15. P. 263–276.
15.
Dever L., Hillaire-Marcel C., Fontes J.C.H. Composition isotopique, geochimie et genese de la glace en lentilles (palsen) dans les tourbieres du Nouveau-Quebec (Canada) // Journal of Hydrology. 1984. Vol.71. P. 107–130.
16.
Harris S. A., Schmidt I.H., Krouse H.R. Hydrogen and oxygen isotopes and the origin of the ice in peat plateaus // Permafrost and Periglacial Processes. 1992. Vol. 3. N1. P. 19–27.
17.
Harris S.A., Waters N.M., Krouse H.R. Hydrogen and oxygen isotopes and the origin of the ice in peat plateaus: reply // Permafrost and Periglacial Processes. 1993. Vol. 4. N3. P. 269–275.
18.
Vasil′chuk Yu.K., Vasil′chuk A.C., Budantseva N.A., Volkova Ye.M., Sulerzhitsky L.D., Chizhova Ju.N., Jungner H. Radiocarbon age and Holocene dynamics of palsa in the Usa River valley // Doklady Earth Sciences. 2002. Vol. 384. N 4. P. 442–447.
19.
Vasil′chuk Yu.K., Vasil′chuk A.C., Sulerzhitsky L.D., Budantseva N.A., Volkova Ye.M., Chizhova Ju.N. Radiocarbon chronology of palsa in the Bol’shaya Zemlya tundra // Doklady Earth Sciences. 2003. Vol. 393. N 8. P. 1141–1145.
20.
Craig H. Isotope variations in meteoric waters // Science. 1961. Vol. 133. P. 1702–1703.
21.
Harris S.A., Schmidt I.H. Permafrost Aggradation and Peat Accumulation since 1200 years B.P. in Peat Plateaus in Tuchitua, Yukon Territory (Canada). Journal of Paleolimnology. 1994. Vol. 12. P. 3–17.
22.
Burn C.R. Hydrogen and oxygen isotopes and the origin of the ice in peat plateaus: Discussion // Permafrost and Periglacial Processes. 1993. Vol. 4, Iss. 3. P. 265–267.
23.
Gaanderse A.J.R., Wolfe S.A., Burn C.R. Composition and origin of a lithalsa related to lake-level recession and Holocene terrestrial emergence, Northwest Territories, Canada // Earth Surf. Process. Landforms. 2018. DOI: 10.1002/esp.4302
24.
Zoltai S.C. Palsas and peat plateaus in central Manitoba and Saskatchewan // Canadian Journal of Forest Research. 1972. Vol. 2. N 3. P. 291–302.
25.
Sumgin M.I. K voprosu o vechnoi merzlote v torfyanykh bugrakh na Kol'skom poluostrove // Trudy komissii po izucheniyu vechnoi merzloty AN SSSR. L.: Izd-vo AN SSSR, 1934. T. 3. S. 107–115.
26.
Zoltai S.C., Tarnocai C. Perennialy frozen peatlands in the western Arctic and Subarctic of Canada // Canadian Journal of Erath Sciences. 1975. N 12. P.28–43.
27.
Chatwin S.C. Holocene temperatures in the upper Mackenzie valley determined by oxygen isotope analysis of peat cellulose // Permafrost - Fourth International Conference, Proceedings. Fairbanks, Alaska. National Academy Press, Washington. 1983. P.127–130.
28.
P'yavchenko N.I. Bugristye torfyaniki. M., Izd-vo AN SSSR. 1955. 280 s.
29.
Harris S.A., Nyrose D. Palsa formation in floating peat and related vegetation cover as illustrated by a fen bog in the MacMillan Pass, Yukon Territory, Canada // Geografiska Annaler, Series A, Physical Geography. 1992. N 74A(4). P. 349–362.
30.
Budantseva N.A., Chizhova Yu.N., Bludushkina L.B., Vasil'chuk Yu.K. Stabil'nye izotopy kisloroda, vodoroda i ugleroda i vozrast pal'za bliz poselka Eletskii, severo-vostok Bol'shezemel'skoi tundry // Arktika i Antarktika. 2017. №4. S. 38-56. DOI: 10.7256/2453-8922.2017.4.25087
31.
Froehlich K., Gibson J.J., Aggarwal P.K. Deuterium excess in precipitation and its climatological significance // Study of environmental change using isotope techniques, Vienna, Intern. Atomic Energy Agency, 2002, r. 54–65.
32.
Vasil'chuk Yu.K., Chizhova Yu. N., Papesh V. Trend izotopnogo sostava otdel'nogo zimnego snegopada na severo-vostoke Evropy // Kriosfera Zemli, 2005, tom 9, № 3. S. 81–87.
33.
Budantseva N.A., Gorshkov E.I., Isaev V.S., Semenkov I.N., Usov A.N., Chizhova Yu.N., Vasil'chuk Yu.K. Inzhenerno-geologicheskie i geokhimicheskie osobennosti bugristykh landshaftov v raione uchebno-nauchnogo poligona "Khanovei" // Inzhenernaya geologiya, 2015. № 3. C. 34–50. (Budantseva N.A., Gorshkov E.I., Isaev V.S., Semenkov I.N., Usov A.N., Chizhova Ju.N., Vasil'chuk Yu.K. 2015. Engineering geological and geochemistry features of the palsa and lithalsa landscape in the area of educational and scientific polygon Khanovey. Engineering Geology. N3. P. 34–50).
34.
Delisle G., Allard M., Fortier R., Calmels F., Larrivée É. Umiujaq, northern Québec: innovative techniques to monitor the decay of a lithalsa in response to climate change // Permafrost and Periglacial Processes. 2003. Vol. 14. Iss. 4. P. 375–385
35.
Calmels F., Allard M. Ice segregation and gas distribution in permafrost using tomodensitometric analysis // Permafrost and Periglacial Processes. 2004. Vol. 15. Iss. 4. P. 367–378.
36.
Calmels F. Genése et structure du pergélisol. Étude de formes périglaciaires de soulévement au gel au Nunavik (Québec nordique), Canada / Thése de doctorat en cotutelle présentée á la Faculté des études supérieures de l’Université Laval, Québec dans le cadre du programme de doctorat en sciences geographiques pour l’obtention du grade de Philosophiac Doctor (Ph.D). 2005. 169 p.
37.
Calmels F.C., Delisle G., Allard M. Internal structure and the thermal and hydrological regime of a typical lithalsa: significance for permafrost growth and decay // Canadian Journal of Earth Sciences. 2008b. Vol. 45. N1. R. 31–43.
38.
Harris S.A. Palsa-like mounds developed in a mineral substrate, Fox Lake, Yukon Territory // Permafrost–Six International Conference. Beijing, China, 5–9 July 1993. Proceedings, Vol. 1. Brown, J., et al. (eds.). Guangzhou, China. South China University of Technology Press. P. 238–243.
39.
Calmels F.C., Allard M., Delisle G. Development and decay of a lithalsa in Northern Québec: a geomorphological history // Geomorphology. 2008. Vol. 97. Iss. 3-4. P. 287–299. doi: 10.1016/j.geomorph.2007.08.013.
40.
Iwahana G., Fukui K., Mikhailov N., Ostanin O., Fujii Y. Internal structure of a lithalsa in the Akkol Valley, Russian Altai Mountains // Permafrost and Periglacial Processes, 2012. Vol. 23. Iss. 2. P. 107–118.
41.
Wünnemann B., Reinhardt C., Kotlia B.S., Riedel F. Observations on the relationship between lake formation, permafrost activity and lithalsa development during the last 20,000 years in the Tso Kar basin, Ladakh, India // Permafrost and Periglacial Processes. 2008. Vol. 19. P. 341–358.
42.
Wünnemann B., Demske D., Tarasov P.E., Kotlia B.S., Bloemendal J., Diekmann B., Hartmann K., Reinhardt C., Riedel F., Arya N. Hydrological evolution during the last 15 kyr in the Tso Kar lake basin (Ladakh, India), derived from geomorphological, sedimentological and palynological records // Quaternary Science Reviews. 2010. Vol. 29. Iss. 9-10. P. 1138–1155.
43.
Hurlbert S.H., Chang C.C.Y. Ancient Ice Islands in Salt Lakes of the Central Andes // Science, 1984, vol. 224, No. 4646. P. 299 –302.
44.
Hurlbert S.H., Chang C.C.Y. The distribution, structure, and composition of freshwater ice deposits in Bolivian salt lakes // Hydrobiologia. 1988. Vol. 158. No. 1. P. 271–299.
45.
Vasil'chuk Yu.K., Alekseev S.V., Arzhannikov S.G., Alekseeva L.P., Budantseva N.A., Chizhova Yu.N., Arzhannikova A.V., Vasil'chuk A.K., Kozyreva E.A., Rybchenko A.A., Svetlakov A.A. Izotopnyi sostav ledogruntovogo yadra mineral'nykh bugrov pucheniya v doline reki Sentsa, Vostochnyi Sayan // Kriosfera Zemli. 2015. №2. S. 52–66.
46.
Vasil'chuk Yu.K., Alekseev S.V., Arzhannikov S.G., Alekseeva L.P., Budantseva N.A., Chizhova Ju.N., Arzhannikova A.V., Vasilchuk A.C., Kozyreva E.A., Rybchenko A.A., Svetlakov A.A. Oxygen and Hydrogen Isotope Compositions of Lithalsa Frozen Core: A Case Study from the Sentsa Valley, East Sayan // Earth’s Cryosphere. 2015. 2(19). P. 46–58.
47.
Vasil'chuk Yu.K., Alekseev S.V., Arzhannikov S.G., Alekseeva L.P., Budantseva N.A., Chizhova Ju.N., Arzhannikova A.V., Vasilchuk A.C. Lithalsa in the Sentsa River Valley, Eastern Sayan Mountains, Southern Russia // Permafrost and Periglacial Processes. 2016. Vol. 27. Iss. 3. P. 285–296. doi: 10.1002/ppp.1876
48.
Lagarec D. Cryogenic mounds as indicators of permafrost condition, northern Quebec // Proceedings of the Fourth Canadian Permafrost Conference. Ed. H.M.French. National Research Council of Canada: Ottawa. 1982. P. 43–48.
Ссылка на эту статью

Просто выделите и скопируйте ссылку на эту статью в буфер обмена. Вы можете также попробовать найти похожие статьи


Другие сайты издательства:
Официальный сайт издательства NotaBene / Aurora Group s.r.o.
Сайт исторического журнала "History Illustrated"