Север Западной Сибири - это область практически сплошного распространения вечномерзлых толщ горных пород, температура которых достигает -10º С, а мощность 300-450 м и более [Геокриология СССР, 1989]. Характерная черта криогенного строения четвертичных отложений региона - наличие в них залежей подземных льдов линзовидной и пластовой форм, имеющих поперечник по вертикали до 30-50 м, а протяженность по латерали в несколько сотен метров, возможно, первые километры. Возраст мерзлых толщ и происхождение залежей подземных льдов в них служат предметом острой дискуссии. Конкурируют две основные альтернативные концепции. Согласно первой из них, содержащие залежи подземных льдов мерзлые толщи разновозрастны, а слагающие их осадки накапливались в морских бассейнах, возникавших на севере Западной Сибири в плейстоцене неоднократно в результате трансгрессий Полярного бассейна [Данилов, 1978]. Образование пластовых залежей льда в этом случае связывается с процессом промерзания донных морских осадков сверху после выхода территории из-под уровня водоема седиментации и с миграцией подземной влаги снизу вверх под действием температурных градиентов и криогенных напоров [Дубиков, 1982]. Высказаны также представления о возможности формирования пластовых залежей льда непосредственно в условиях морского дна, вследствие проявления в слагающих его осадках процесса подводного криогенеза [Попов, 1984; Данилов, 1989].

Согласно второй концепции, мерзлые толщи плейстоценовых отложений - это изначально мерзлые морены последнего, позднеплейстоценового покровного оледенения, возраст которого оценивается в диапазоне 14-18 тыс. лет, а пластовые залежи ледяного состава - захороненные в моренных толщах остатки реликтового глетчерного льда, распространяющегося на север Западной Сибири из пределов Карского моря [Каплянская, Тарноградский, 1977; Соломатин, 1986].

Данные по абсолютному возрасту мерзлых отложений и изотопному составу пластовых залежей подземных льдов в них в определенной степени способствуют решению названной проблемы. Изученные нами разрезы находятся в северо-западной части п-ова Ямал - район мыса Харасавэй, бассейн р. Надуйяха. Они занимают ключевое положение с точки зрения существующей дискуссии, поскольку находятся вблизи предполагаемого центра западносибирского покровного оледенения - Карский центр или даже внутри этого центра - Карско-Ямальский центр.

Полуостров Ямал, как и север Западной Сибири в целом, отличается ярусностью аккумулятивного рельефа [Трофимов и др., 1975; Данилов, 1978; Геокриология СССР, 1989; и др.], абсолютные высоты которого колеблются от 1-2 м на низких лайдах морских побережий до 85-95 м в центральной части района. Сам по себе факт наличия разновозрастных аккумулятивных геоморфологических уровней, имеющих характерное геологическое строение, свидетельствует о справедливости концепции преимущественно морского происхождения слагающих их отложений. Выделяются несколько аккумулятивно-геоморфологических уровней. Наиболее высокий и древний - уровень салехардской морской равнины, которая датируется обычно средним плейстоценом. Ниже, на преимущественных высотах 60-70 и 40-60 м, располагаются казанцевская и зырянская морские равнины, возраст которых - первая половина позднего плейстоцена. Перечисленные уровенные поверхности имеют пространственную выдержанность и широкое площадное распространение. Вдоль морских побережий в них вложены три морских террасовых уровня, невыдержанными полосами окаймляющих полуостров, на преимущественных абсолютных высотах 25-35; 12-18 и 6-8 м. Возраст третьего, наиболее высокого из них, оценивается как зырянско-каргинский [Трофимов и др., 1975], каргинский [Васильчук и др., 1984] или каргинско-сартанский [Данилов и др., 1990]; второго - как сартанский или каргинско-сартанский и, наконец, самого низкого - как голоценовый. Наиболее широко залежи подземных льдов пластового типа распространены в отложениях третьего и второго террасовых уровней.

Третий террасовый уровень имеет неоднородное литолого-фациальное строение. Можно обобщенно выделить три основные его разновидности. Первая - аллювиально-дельтовые пески с многочисленными прослоями аллохтонного торфа и растительного детрита, которые сочетаются в пространстве с дельтово-ваттовыми песчано-иловато-торфянистыми осадками. Для этой литофациальной разновидности характерны вертикальные ледяные жилы протяженностью до 25-30 м, возраст ее по ¹⁴С от 30 до 22 тыс. лет [Васильчук и др., 1984; Данилов и др., 1990]. Вторая - ленточно-слоистые алевриты пойменно-дельтового и лагунно-эстуарного типов, третья - прибрежно-морские отложения. Характерные разрезы именно последней литофациальной разновидности были исследованы криолитологическим и изотопными методами.

Изученные разрезы расположены на берегах оз. Тюрин-То в бассейне р. Надуйяха. Они вскрывают строение поверхности (20-25 м абс.), сложенной толщей мерзлых пород с пластовыми залежами подземных льдов (рис. 1). Видимая мощность толщи составляет 20 м, нижняя ее часть представлена опресненными морскими глинами темно-серого цвета, плотными, оскольчатыми, содержащими единичные включения гравия, гальки, мелкие валунчики, а также захороненные обломки древесины, мелкие тонкостенные раковины арктического вида морских моллюсков Portlandia arctica (Gray) и пяти видов фораминифер Haynesina orbicularis (Brady), Cribrononion obscurus Gudina; Protelphidium orbiculare (Brady); Elphidium subclavatum Gudina; Cribroelphidium goesi Stschedrina - определения Г.Н. Недешевой. Кровля глин очень неровная, поэтому видимая мощность их колеблется в широких пределах, и они то уходят под урез воды озера, то поднимаются над ним на высоту 10-15 м. Вверх по разрезу глины переходят в мелкозернистые пески с прослоями растительного детрита и аллохтонного торфа, костными остатками крупных млекопитающих (мамонт) и разнообразной слоистостью - горизонтальной, волнистой, косой (фации прибрежных дельтовых и аллювиально-озерных осадков). Минеральный состав песков олигомиктовый, слюдисто-полевошпатово-кварцевый, мощность 5-10 м.

Благодаря наличию органических остатков в глинах и песках оказалось возможным установить их возраст радиоуглеродным методом. В глинах материалом для анализа послужил сравнительно небольшой обломок древесины кустарникового типа, возраст которого по ¹⁴С 34 030±400 лет (МГУ-1011). В вышележащих песках анализировался аллохтонный торф и растительный детрит, образующие линзовидные прослои. Возраст этого органогенного материала оказался равен 29 180±2 380 лет (МГУ-1118). В названные толщи, слагающие основной разрез террасовой поверхности, вложены торфяно-глинистые осадки термокарстовых котловин - хасыреев, возраст которых 8 500±400 лет (МГУ-1119), т.е. раннеголоценовый. Таким образом, время формирования террасы с учетом данных как по прибрежно-морским, так и аллювиально-лайдово-дельтовым осадкам, укладывается в диапазон от 35 до 20 тыс. лет, т.е. соответствует времени каргинской трансгрессии на севере Западной Сибири, продолжавшейся примерно от 50-45 до 20 тыс. лет назад [Данилов, 1987].

Песчаные и глинистые разности отложений III террасы практически повсеместно содержат пластовые залежи подземных льдов, мощностью до 20-25 м, кровля которых залегает на глубинах от 3-5 до 10-15 м ниже дневной поверхности. Достаточно четко выделяются две морфологические разновидности льда. Глинам с морской фауной свойственны залежи, которые слагает лед стекловидный, прозрачный, плотный, содержащий небольшие комочки литифицированной глины. В самих глинах прослеживается сеть субгоризонтальных и субвертикальных прослойков (шлиров) такого же чистого прозрачного льда. Субвертикальные крутонаклонные ледяные прослойки соединяются со льдом залежей (рис. 2). Близ контакта толщина этих прослойков 1-2 см, а на удалении от него сокращается до 1-3 мм, при этом соответственно уменьшается также и общая льдистость отложений от 40-50 до 20%. Лед залежей состоит из крупных (средний размер 6 см) неправильных кристаллов с неупорядоченной ориентировкой оптических осей.

Верхней песчаной толще свойственны залежи, сложенные белым сахаровидным льдом, содержащим большое количество газовых пузырьков, которые составляют иногда до 30% его объема. Размеры кристаллов льда относительно небольшие, в среднем 3,5 см, но встречаются и более крупные до 10 см; ориентировка их оптических осей неупорядоченная.

Как прозрачные, так и сахаровидные льды являются ультрапресными с общей минерализацией в среднем 30 мг/л и с карбонатно-хлоридным типом засоления. В тонких прослоях-шлирах из морских глин минерализация выше и достигает 149 мг/л, тип засоления натрий-кальций-магниевый хлоридный.

Изотопный состав льдов пластовых залежей в глинах и песках оказался очень стабильным, все значения δ¹⁸О укладываются в интервал от -18,2 до -19,5‰. В то же время в прослойках-шлирах льда из глин ¹⁸О составило -4,7‰, что вкупе с данными по солености позволяет говорить о различных источниках влаги при образовании пластовых залежей и шлиров льда. Источником влаги в первом случае были «легкие» воды атмосферного происхождения, а во втором - «тяжелые» иловые воды донных морских глинистых осадков. При изучении изотопного состава льдов пластовых залежей определялось также содержание трития. Этот метод показал, что приповерхностные части пластовых залежей на глубину 2-3 м от их кровли обогащены тяжелым изотопом водорода. Согласно аналитическим данным, лед здесь примерно на 10-12% состоит из «молодой» влаги. Данный факт свидетельствует, что в настоящее время в приповерхностной части вечномерзлых пород толщиной в первые метры идет процесс обмена влагой между ними и слоем сезонного оттаивания.

Отложения II морской террасы обрамляют преимущественно западную и северо-восточную окраины полуострова. Они представлены главным образом толщей, имеющей двучленное строение: в верхней части состав ее в основном глинисто-суглинистый, а в нижней - песчаный. В изученных разрезах на северо-западе полуострова в районе пос. Харасавэй терраса имеет следующее характерное строение. Приповерхностную часть террасы слагают суглинки мощностью 0,5-1,5 м, переходящие ниже в четкое горизонтальное ленточноподобное переслаивание песка мелко- и тонкозернистого, пылеватого и суглинка общей мощностью 3,0-3,5 м. Для отложений характерны единичные экземпляры раковин фораминифер, представленных двумя видами: Haynesina asterotuberculatum (Voorthuysen) и Retroelphidium subclavatum Gudina определения Г.Н. Недешевой. Суглинистый и песчано-суглинистый состав отложений и единичные раковины фораминифер свидетельствуют скорее всего об их накоплении в условиях мелководной опресненной лагуны.

Нижняя половина видимого разреза террасы протяженностью 5-7 м сложена песками мелко- и тонкозернистыми, характеризующимися сложной пластически деформированной слоистостью с разнообразными «затеками», «смятиями», «языковидными натеками» и т.п. Песок в целом является высоко льдонасыщенным и представляет собой по существу ледо-грунт, в котором ледовая часть составляет в среднем 50-60 % объема.

На этом фоне выделяются языки, линзы и прослои более «чистого» льда, доля которого возрастает до 80-90% объема породы. Деформированный характер льдонасыщенных отложений служит основанием для отнесения их к изначально мерзлым моренам песчаного состава [Каплянская, 1982]. Вместе с тем тщательное изучение текстурных особенностей ледо-песчаной породы свидетельствует, что это особенности возникли частично в процессе ее накопления на стадии седиментогенеза на дне водного бассейна [Данилов, 1986], а частично связаны с промерзанием водонасыщенных полужидких пылеватых и, следовательно, тиксотропных мелко- и тонкозернистых песков. Природа их в последнем случае действительно вторичная, постседиментационная, но криогенная, а не гляциальная. По химическому составу лед, цементирующий песок, магниево-кальциевый хлоридно-карбонатный, общая минерализация его низкая и колеблется от 65 до 190 мг/л.

Согласно результатам изотопно-кислородного анализа, значения δ¹⁸О варьируют в достаточно широких пределах от -17,2 до -21,7‰, соответствуя в целом «легким» водам атмосферного происхождения, которые, по-видимому, циркулировали в толще песчаных осадков перед их промерзанием. По сравнению со льдами из отложений III террасы значения δ¹⁸О ниже, что позволяет в предположительной форме говорить о более низких среднегодовых температурах (преимущественно за счет зимних) во время формирования осадков II террасы и сопоставлять это время с сартанским криохроном. Количество трития во льдах II террасы низкое, составляет всего 1-8 тритиевые единицы, что свидетельствует об отсутствии обмена влагой с современным слоем сезонного оттаивания.

Таким образом, исследованные пластовые залежи подземных льдов приурочены к отложениям разновозрастных и различно построенных морских террас: III - каргинской и II - сартанской, а не залегают в одновозрастных ледниковых моренных накоплениях. Все исследованные залежевмещающие осадки являются послезырянскими. Следовательно, с точки зрения реликтово-глетчерного происхождения пластовых залежей подземных льдов речь может идти об их связи только с последним позднеплейстоценовым - сартанским оледенением севера Западной Сибири. Однако возраст отложений III террасы и, естественно, залежей льдов в них - досартанский. И, хотя II терраса соответствует по возрасту сартанскому криохрону, происхождение слагающих ее осадков прибрежно-морское. Таким образом образование пластовых залежей подземных льдов на п-ове Ямал связано с промерзанием бассейновых осадков и их криогенным преобразованием. Источником влаги, из которой возникли мелкие прослойки-шлиры в морских глинистых осадках, служат захороненные в них иловые соленые воды. Влага, из которой формировался лед крупных залежей, связана с пресными подземными водами свободного водообмена.

ЛИТЕРАТУРА

Васильчук Ю.К., Серова А.К., Трофимов В.Т. Новые данные об условиях накопления каргинских отложений на севере Западной Сибири // Бюл. Комис. по изучению четвертичного периода. М.: Наука, 1984. № 53. С. 28-35.

Геокриология СССР. Западная Сибирь / Под ред. Э.Д. Ершова. М.: Недра, 1989. 454 с.

Данилов И.Д. Плейстоцен морских субарктических равнин. М.: Изд-во МГУ, 1978. 198 с.

Данилов И.Д. Дислокации в мерзлых, содержащих пластовые льды плейстоценовых отложениях севера Западной Сибири // Формирование мерзлых пород и прогноз криогенных процессов. М.: Наука, 1986. С. 28-41.

Данилов И.Д. О гипотезе покровного оледенения арктического шельфа и прилегающих равнин севера Евразии // Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1987. № 2. С. 80-88.

Данилов И.Д. Криогенно-диагенетические образования в осадках полярных морей // Литология и полезные ископаемые. 1989. № 3. С. 132-136.

Данилов И.Д., Парунин О.Б., Полякова Е.И. Происхождение и возраст «ледового комплекса» на севере Западной Сибири // Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1990. № 1. С. 72-77.

Дубиков Г.И. Парагенез пластовых льдов и мерзлых пород Западной Сибири // Пластовые льды криолитозоны. Якутск: Ин-т мерзлотоведения СО АН СССР, 1982. С. 24-42.

Каплянская Ф.А. Пластовые залежи подземных льдов в ледниковых отложениях на западном побережье п-ова Ямал у пос. Харасавэй // Пластовые льды криолитозоны. Якутск: Ин-т мерзлотоведения СО АН СССР, 1982. С. 71-80.

Каплянская Ф.А., Тарноградский В.Д. К проблеме образования залежей реликтового глетчерного льда и сохранения изначально мерзлых морен // Изв. ВГО. 1977. Т. 109, № 4. С. 314-319.

Попов А.И. О дислокациях и криолитогенезе в плейстоцене северной Евразии // Вестн. МГУ. Сер. 5, География. 1984, № 3. С. 3-9.

Соломатин В.И. Петрогенез подземных льдов. Новосибирск: Наука, 1986. 216 с.

Трофимов В.Т., Баду Ю.Б., Кудряшов В.Г., Фирсов Н.Г. Полуостров Ямал: (Инженерно-геологический очерк). М.: Изд-во МГУ, 1975. 278 с.

Ссылка на статью:

Данилов И.Д., Парунин О.Б., Марьенко В.А., Чугунов А.Б. Возраст мерзлых отложений и изотопный состав залежей подземных льдов полуострова Ямал (север Западной Сибири) // Геохронология четвертичного периода. М.: Наука. 1992. С. 118-124.