Аннотация

Во льду и снежном покрове арктических ледников практически не встречается ряд компонентов, характерных для палиноспектров тундр и внутригрунтовых льдов. Это пыльца морошки и водных растений, споры хвощей и зеленых мхов, которые плохо приспособлены для ветрового переноса. Для палиноспектров ледников характерно доминирование пыльцы дальнезаносных растений, как древесных пород (сосны, ели, клена, ясеня, дуба, вяза), так и трав (полыни, амброзии). Это дает возможность уверенно идентифицировать подземные льды неглетчерного происхождения.

Ключевые слова: арктические ледники; пластовый лед; глетчерный лед; лед неглетчерного происхождения; внутригрунтовый лед; палинологический анализ; палиноспектр; пыльца; споры; локальные; дальнезаносные; переотложенные палиноморфы.

Введение

Пластовые ледяные залежи формируются на твердой поверхности Земли (в горах, на полярных островах) или на поверхности водоемов (морей, озер, рек). После этого они перекрываются осадками или же изначально имеют внутригрунтовое происхождение (инъекционное, инъекционно-сегрегационное, сегрегационное, инфильтрационно-сегрегационное).

Палинологический анализ пластовых льдов обеспечивает редкую возможность достаточно точного определения природы пластового льда, во всяком случае, он позволяет уверенно отличать пластовые арктические льды глетчерного происхождения, погребенные в многолетнемерзлых грунтах (погребенный «мертвый» лед в моренных отложениях или айсберговый лед), от всех других типов пластовых залежей льдов (внутригрунтовых, погребенных, припайных и др.). Главным фактором здесь является наличие принципиальных различий в структуре палиноспектров.

В глетчерных льдах палиноспектры представлены исключительно пыльцевыми зернами, принесенными ветром (часто из мест, расположенных за сотни и тысячи километров), и они практически никогда не содержат спор зеленых мхов и хвощей (им просто неоткуда взяться на ледниках, особенно на арктических куполах). А в пластовых льдах наличие спор и пыльцы трав и других локальных тундровых видов растительности - это обычное явление.

Палиноспектры пластовых ледяных залежей

Исследование спорово-пыльцевых комплексов в пластовых льдах северных регионов России проводится авторами с 1978 г. [2, 3, 5-7, 23]. Палинологические исследования в пластовых ледяных залежах позднеплейстоценового возраста были проведены в естественных обнажениях севера Западной Сибири - на Ямале (на Бованенковском газоконденсатном месторождении, в низовьях и верховьях реки Юрибей) и на Гыданском полуострове (близ поселка Гыда, в долине реки Гыда).

В низовьях Ямальского Юрибея вскрывается пластовый лед, который залегает в цоколе останца казанцевской поверхности, в 20-метровой толще темно-серых суглинков с включениями гравия [4]. Вмещающие лед отложения перекрыты маломощной 3-метровой пачкой мелких серых песков регрессивной фазы развития казанцевского морского бассейна. Пласты льда залегают на глубине 15-20 м от поверхности, их видимая протяженность составляет более 30 м. В центральной части вскрывается ледяное ядро из чистого прозрачного льда шириной 3,0 м в нижней части, 2,5 м - в верхней части и высотой около 3,0 м (рис. 1). По периферии ядра отмечены ледяные прослои, переслаивающиеся с суглинком.

На периферии центрального штока во льду отмечено высокое содержание (63%) пыльцы древесных пород при практически полном доминировании пыльцы Pinus sibirica (50%). С пиком содержания пыльцы древесных пород совпадают максимумы содержания пыльцы полыни, разнотравья и спор многоножковых папоротников. В центральном ядре доминирует пыльца Betula sect. Nanae (41%) и споры Sphagnum (рис. 2).

Состав палиноспектров для центрального штока существенно отличается от такового для вмещающих отложений, для сингенетической ледяной жилы в верхней части разреза и для прослоев суглинка во льду (при этом состав палиноспектров вмещающих отложений на глубине 10-14 м и прослоев суглинка в теле пластового льда практически идентичен). Это различие дает возможность предположить, что рассматриваемая пластовая залежь формировалась в результате неоднократных инъекций из разных водоносных горизонтов.

Ю.К. Васильчуком описаны [4] пластовые льды двух типов в суглинках обнажения пятой террасы (на глубине 21-22 м) в верховьях реки Юрибей. В центральной части обнажения было вскрыто ледяное и ледогрунтовое тело грушевидной формы (шириной до 3,0–3,5 м и высотой около 3 м), облекаемое слоями деформированных вмещающих пород. В боковой части слева, в согласном залегании с почти субвертикальными слоями вмещающих отложений, имелся пласт горизонтально-слоистого льда шириной до 2,5 м и высотой около 3 м (рис. 3).

Характерной деталью, установленной И.Д. Даниловым, Е.И. Поляковой и Г.Н. Недешевой, является существенно более бедный состав мелководной микрофауны фораминифер в суглинках по сравнению с песчаной толщей, что, вероятно, отражает процесс обмеления морского бассейна во время накопления песчаной пачки [9]. Палиноспектры для горизонтального плоского ледяного пласта практически не отличаются от таковых для вмещающих отложений. Для них характерно господство пыльцы деревьев (до 93%), в основном кедра, ели и березы (рис. 4, табл.1). При этом концентрация пыльцы и спор в ледяной залежи растет снизу вверх и продолжает расти и в перекрывающих пласт отложениях.

Скорее всего, слоистый ледяной пласт образовался в результате захоронения припайного льда в условиях быстрого субаквального накопления прибрежно-морских отложений. О том, что отложения накапливались быстро, свидетельствует однородный состав палиноспектров пачки суглинков, перекрывающих горизонтальный ледяной пласт. В составе спектров ледяной залежи доминирует пыльца кедра сибирского (27-31%), присутствует также большое количество пыльцы ели (14-17%) и березы (11-20%). Палиноспектры ледяного пласта отличаются присутствием пыльцы верескоцветных и отсутствием спор зеленых мхов. Впоследcтвии горизонтальное залегание захороненного пласта, по мнению Ю.К. Васильчука и В.Т. Трофимова, было нарушено за счет внедрения снизу из замкнутого промерзающего объема масс воды, сформировавших ледогрунтовое тело грушевидной формы [11, 24]. Таким образом, в рассматриваемом разрезе в верховьях Юрибея впервые был описан парагенез пластовых льдов погребенного и инъекционно-сегрегационного (инъекционного) генезиса.

В разрезе низкой террасы в устье реки Гыда были описаны многоярусные линзовидные пластовые залежи небольшой мощности. Под слоем мелкого светло-серого песка с вкраплениями торфа залегала слоистая супесчаная пачка с выраженными прослоями торфа мощностью около 6 м. Мощность прослоев супеси составляла 0,2-0,4 см, прослоев торфа - 0,3-0,5 см. Было отмечено 4 яруса линзовидных пластов льда мощностью 0,3-0,4 м и длиной 6–8 м. Пласты льда приурочены к оторфованным отложениям (рис. 5, табл. 2).

В составе палиноспектров самого нижнего пласта льда, который характеризовался очень низкими значениями δ¹⁸О (-30,1‰; -34,3‰), в основном преобладали споры зеленых мхов (22-27%), пыльца полярной ивы составляла 4-14%, пыльца разнотравья - 1-16%. Были отмечены и недоразвитые пыльцевые зерна, что для севера Западной Сибири является необычным (зато недоразвитые пыльцевые зерна разнотравья часто встречаются в позднеплейстоценовых отложениях и льдах на севере Якутии).

Заметим, что в упомянутых пластовых льдах не было обнаружено переотложенных доплейстоценовых палиноморф, хотя во вмещающих пласты отложениях они содержались в заметных количествах. Судя по характеру палиноспектров, можно предположить формирование пласта льда из над- и межмерзлотных вод в то время, когда летние температуры были исключительно низкими.

Отмечены были даже неопределяемые пыльцевые зерна, которые часто встречаются в позднеплейстоценовых синкриогенных толщах Якутии [3]. Если палиноспектры из ледяного пласта проинтерпретировать как палиноспектры синкриогенных отложений, то сумма положительных температур не превысит 100 градусо-дней. Аналогов на территории севера Западной Сибири для таких условий в настоящее время нет. Полученные радиоуглеродные датировки позволяют предположить, что данный пластовый лед сформировался в период экстремально низких летних температур (возможно, это соответствует похолоданию позднего дриаса).

Палиноспектры стратиграфически выше залегающих пластов льда также не содержали переотложенных форм. В них были отмечены споры хвощей, зеленых мхов, верескоцветных, которые в арктических ледниках не встречаются. Была встречена также пыльца, хорошо переносимая ветром и характерная для тундровых палиноспектров. Если их интерпретировать как палиноспектры синкриогенных отложений, то сумма летних температур при формировании среднего ледяного пласта составляла около 450 градусо-дней, а в верхнем - около 500 градусо-дней.

При проведении палинологического анализа ледяного пласта на территории Бованенковского месторождения на Ямале были обнаружены пыльца и споры в достаточном для анализа количестве. Палиноспектры для этих пластовых льдов характеризовались преобладанием региональных (Betula sect. Nanae, Alnaster sp., Salix, Cyperaceae и др.) и локальных (Ranunculaceae, Polygonaceae, Fabaceae) компонентов; дальнезаносная пыльца древесных пород была представлена единичными экземплярами пыльцевых зерен сосны. Концентрация пыльцы и спор колебалась от 1300 экз/л (в образце YuV05-Bov/49), что совсем не характерно для арктических палиноспектров глетчерного происхождения, до 5 экз/л (в образце YuV05-Bov/46). Преобладали локальные компоненты спектра (Cyperaceae, Polygonum sp., Polemoniaceae, Liliaceae, Sparganium sp. и Thalictrum sp.). Содержание переотложенных компонентов не превышало 8%. Были встречены споры Equisetum, а также пыльца и споры водных растений (которые практически по воздуху не переносятся). При этом наблюдалась дифференциация по размерности - в отдельных прослоях палиноспектр был представлен мелкой пыльцой Cyperaceae и Salix одинаковой размерности, что может свидетельствовать либо о сортировке пыльцевых зерен в воде, либо о фильтрации частиц определенной размерности.

Концентрация пыльцы и спор в ледяных прослоях не зависела от концентрации глинистых частиц. Наиболее высокая концентрация наблюдалась как в присутствии глинистых частиц (в образце YuV05-Bov/49), так и при их отсутствии (в образце YuV05-Bov/53). Следовательно, пыльца и споры проникали в лед не только с грунтовыми частицами. Содержание переотложенных палиноморф колебалось от 2 до 9%, что весьма характерно для современных озерных и лайдовых вод в рассматриваемом районе [2]. Концентрация переотложенных палиноморф в современных озерных и лайдовых отложениях в районе Бованенковского месторождения гораздо выше. Многочисленные остатки одноклеточных зеленых и диатомовых водорослей, обнаруженные наряду с пыльцой и спорами, указывают на существование пресного или распресненного водоема, который был источником воды, питавшей пласт. Вероятнее всего, это были придонные иловые воды крупного озера или распресненной губы, которые промерзали или на дне, или на небольшой глубине в сильно разуплотненных илах.

В нижних образцах из пластовых льдов Бованенково и в основании ледяных линз в разрезе у поселка Гыда авторами было выявлено, что пыльцевые зерна имеют приблизительно одну размерность (около 30 мкм и меньше). Возможно, это явилось следствием их сортировки при принудительной фильтрации пыльцы и спор через мембрану в виде мерзлого или промерзающего грунта, через который вместе с водой фильтровались частицы определенной размерности. Это служит дополнительным признаком участия инфильтрационных и сегрегационных процессов в формировании ледяных залежей у поселков Бованенково и Гыда.

Данные о составе палиноспектров ледяных залежей, как правило, нельзя использовать для реконструкции палеоландшафтов и палеоклимата времени их образования. Льды погребенных залежей формируются в зимой и существуют круглогодично на протяжении некоторого времени. Очевидно, их палинологическая характеристика должна отражать состав пыльцевого дождя как в летний, так и в зимний период. Если же залежеобразующий лед имеет инъекционное (и особенно сегрегационное) происхождение, то палиноспектры по составу должны быть ближе к таковым для тех осадков, из которых сформировалась линза льда.

Чтобы продемонстрировать состав палиноспектра для погребенного льда, приведем в качестве примера снежник на пляже Карского моря в зоне гипоарктических тундр. Несмотря на довольно высокое содержание дальнезаносной пыльцы хвойных (11%), там доминирует пыльца верескоцветных (25-30%), региональная пыльца злаков и осок (19-30%), а также разнотравья (9-15%). Среди спор в снежниках на пляже и на поверхности морских льдин доминируют споры зеленых мхов (10-27%). Содержание переотложенных компонентов невелико (1-3%). Очевидно, что палиноспектры с поверхности морских льдин и снежников гораздо ближе по составу к субфоссильным палиноспектрам с поверхности почв по сравнению с таковыми для арктических ледников.

Для всех палиноспектров ледяных пластов неглетчерной природы общим является присутствие спор зеленых мхов (они присутствуют даже в погребенных залежах припайных или донных льдов). Присутствует также пыльца энтомофильных растений, плохо приспособленная для переноса ветром (Liliaceae), и пыльца гидрофильных растений, которая имеет приспособления для переноса водой (Sparganium sp., Thalictrum sp.). Встречены были также споры Equisetum. Содержание переотложенных компонентов не превышало 8%.

Палиноспектры глетчерных льдов полярных куполов

Для уверенной индикации генезиса подземных льдов (а точнее, их глетчерного или неглетчерного происхождения) авторам представляется рациональным прежде всего рассмотреть палиноспектры арктических ледников как возможные аналоги льдов заведомо глетчерной природы. Важно также выделить те элементы палиноспектров льда и снега ледниковых арктических куполов, которые должны либо непременно встречаться в подземных льдах погребенного глетчерного типа, либо обязательно отсутствовать в подземных льдах неглетчерного происхождения.

Говоря о гипотетической глетчерной природе погребенных льдов западного сектора Российской Арктики, в качестве двух основных районов возможного происхождения ледников можно иметь в виду Полярный Урал или Карский шельф, а также ледниковые купола ближайших арктических островов Новой Земли, Северной Земли, Шпицбергена и Земли Франца-Иосифа. На равнинах севера европейской части России и Западной Сибири ледники зарождаться не могли, поскольку эти территории в позднем неоплейстоцене, как правило, находились ниже снеговой линии. Снижение среднегодовых температур для позднеплейстоценового криохрона (40-10 тыс. лет назад) оценивается не более чем в 6-8°С. Влажность была ниже современной. Поэтому высота снеговой линии не могла опуститься ниже абсолютных отметок 200 м. В настоящее время в полярных широтах даже в условиях высокой влажности и низких температур снеговая линия располагается в пределах низкогорий. Даже на Шпицбергене, где влажность весьма высока, высота снеговой линии находится на уровне 200-370 м на наветренных склонах и 250-800 м - на подветренных.

Следует иметь в виду недавнюю публикацию Я. Мангеруда с соавторами [21], где на основании более чем 10-летних исследований конечноморенных образований был сделан вывод о том, что оледенение Полярного Урала в последние 10-50 тыс. лет никогда не превышало современных размеров.

Следовательно, если говорить о вероятном источнике глетчерного или айсбергового льда, нужно прежде всего обратить внимание на ледниковые шапки Северной и Новой Земли. Расстояние до этих возможных источников невелико - от архипелага Новая Земля до побережья полуострова Ямал оно составляет всего около 600 км. Питание ледников арктических архипелагов снегом обеспечивается в основном циклонами, которые приходят с запада. Деградация ледников также связана с циклоническим влиянием, проникающим из приатлантического сектора Арктики.

Для Северной Америки источниками глетчерного льда также являются ледниковые купола арктических островов (Элсмир, Девон и др.) (рис. 6).

Структура палиноспектров арктических ледников определяется прежде всего особенностями циркуляции воздуха над ледниками. Состав пыльцы и спор в снежном покрове и ледяных куполах Канадской и Российской Арктики проанализирован в статьях Дж. Буржуа [13, 14]. Как правило, в составе палиноспектров льда ледников и снежного покрова выделяются группы дальнезаносных (экзотических) и региональных компонентов. Разделение палиноспектров на группы несколько условно, поскольку арктические ледники расположены на расстояниях более 1000 км от границы леса и, строго говоря, более 95% пыльцы и спор в них было перенесено на огромное расстояние (т.е. они являются дальнезаносными) [3]. Среди них выделяются: (1) группа дальнезаносной экзотической пыльцы термофильных древесных пород и (2) группа региональной пыльцы растений северной тайги и тундры.

Ледниковый купол Академии Наук (остров Комсомолец, 80° с.ш., 95° в.д.) расположен на высоте 810 м над уровнем моря. Палиноспектры для его снежного покрова сопоставимы с таковыми для поверхности снежного покрова купола Вавилова [1], однако в первом разнообразие пыльцы термофильных видов ниже и среди пыльцы местных трав не отмечено преобладания пыльцы розоцветных (рис. 7). Абсолютные доминанты (около 40 экз./л) - пыльца сосны, полыни (около 40 экз./л) и споры сфагновых мхов. В слое снега весны-лета 1991 г. содержание пыльцы сосны составляет 97%, при этом наблюдается максимальная концентрация 598 экз./л. Пик концентрации пыльцы сосны наблюдается здесь в весеннем снегу 1993 г. Данный пик также отмечен в других точках Российской Арктики и на снегу Северного Ледовитого океана [14].

Ледниковый купол Агассиса (80° 4΄ с.ш., 73° 1´ з.д.) расположен на острове Элсмир. Ближайшая граница леса раполагается в 2100 км. На куполе Агассиса образцы были отобраны с высоты 1730 и 1670 м над уровнем моря. Приблизительно 45% острова Элсмир покрыты ледяными шапками и ледниками. Ближайшее место, не покрытое льдом, находится в 35 км к северу. Предполагаемый ближайший источник региональной пыльцы находится в 75 км, в межгорных областях центрального и северного Элсмира и на острове Аксель Хейберг. Некоторые из полярных оазисов расположены на восточном побережье центрального Элсмира (рис. 8).

На куполе Агассиса Дж. Буржуа [14] удалось сопоставить данные по содержанию пыльцы и спор в снежном покрове, отобранном на разной высоте. На рис. 7 представлено процентное содержание и концентрация пыльцы и спор с уровня 1730 м. В зависимости от экспозиции склона и высоты состав палиноспектров даже на небольшом расстоянии может существенно различаться. Например, содержание пыльцы сосны в летнем слое 1990–1991 гг. меняется от 50% на высоте 1730 м до 80% на высоте 1670 м.

Ледниковый купол Девон (75° 3´ с.ш., 82° 4´ з.д.) расположен на острове Девон. Согласно данным С. Личти-Федерович [20], скорость поступления пыльцы на его поверхность составляет 7 пыльцевых зерен на 1 м² в год. На основании исследований сезонных прослоев снежного покрова на куполе Девон впервые было установлено [20], что концентрация дальнезаносной экзотической пыльцы увеличивается зимой, в то время как летний протаявший слой в снежнике на острове Девон практически не содержит экзотической пыльцы (рис. 9). Доминантами здесь являются пыльца Pinus, Betula, Salix, Poaceae и споры Sphagnum. Содержание пыльцы таких экзотических трав, как Ambrosia, Artemisia и Chenopodiaceae, в некоторых прослоях очень высоко. Одна из самых заметных особенностей спорово-пыльцевой диаграммы - это очень высокая концентрация пыльцы ольхи (255 экз./л) и березы (106 экз./л) в летних слоях 1993-1994 гг. Пыльца тундровых видов представлена весьма скупо и количественно, и качественно [13, 14].

Ледниковый купол Пенни (67° 2´ с.ш., 65° 5´ з.д.) расположен на острове Баффинова Земля. Граница леса находится на 1000 км южнее. Образцы были отобраны с высоты 1900 м над уровнем моря. Палинологически был охарактеризован промежуток времени с лета 1991 по весну 1995 г. с протаиванием с лета 1992 по конец лета 1993 г. (рис. 10). Нижние образцы содержали очень мало пыльцы. Доминировала пыльца Alnus и Betula. Основными компонентами палиноспектров также являлись Tubuliflorae, Pinus, и Sphagnum. Очень низким было содержание пыльцы Salix.

Концентрация пыльцы и спор сильно колебалась (от 4 до 424 экз./л). Особенно сильное увеличение концентрации происходило за счет пыльцы деревьев и кустарников в конце зимы - начале весны и в начале лета 1993-1994 гг. [14]. Доминировала пыльца ольхи и березы, однако содержание пыльцы сосны и ели также увеличивалось. В весенне-летних слоях 1990-1991 гг. отмечалась высокая (30 экз./л) концентрация спор сфагновых мхов.

Во льду Гренландского ледникового щита была определена пыльца Pinus, Alnus, Betula, Acer saccarum, Castanea, Juglandaceae, Quercus, Tsuga, Ulmus, Ambrosia, Artemisia, Cyperaceae, Poaceae, Plantago lanceolata, Saxifraga nivalis, Urticaceae, Cannabaceae и споры Sphagnum. Концентрация колебалась от 21 до 96 экз./л. Практически все таксоны были представлены равномерно. Были встречены углистые частицы в концентрации 71-96 экз./л [15].

Признаки неглетчерного происхождения подземных льдов

Авторы настоящей статьи, основываясь на сопоставлении палиноспектров пластовых льдов и льда и снежного покрова полярных ледников, выделили несколько индикаторов, которые можно использовать для оценки происхождения льда (табл. 3).

Наличие в палиноспектре льда экзотической пыльцы термофильных растений без признаков переотложения может свидетельствовать в пользу глетчерного происхождения ледяной залежи. Авторами было установлено, что содержание современной экзотической пыльцы для субфоссильных палиноспектров тундр составляет менее 1 пыльцевого зерна на 1000 подсчитанных зерен [2], в то время как в палиноспектрах арктических ледников эта цифра составляет 10-20 пыльцевых зерен на 100 подсчитанных.

Для палиноспектров всех ледников характерно доминирование дальнезаносной пыльцы сосны и в меньшей степени - пыльцы ели. Практически во всех ледниках (за редким исключением) пыльца хвойных является безусловной доминантой.

Пыльца верескоцветных растений встречается в палиноспектрах арктических ледников крайне редко, ее количество в среднем составляет примерно 2 пыльцевых зерна на 1000 подсчитанных зерен, максимальное ее содержание равно примерно 1-2%. А вот для тундровых палиноспектров - это обычный компонент, во многих случаях доминантный [2]. Поэтому заметное участие в палиноспектре пыльцы верескоцветных может указывать на неглетчерное происхождение льда.

Еще один индикатор - споры зеленых мхов. Они не встречены в ледниках арктических куполов и не обнаружены даже на Полярном Урале. Даже во льду и снежном покрове ледников Института географии АН СССР (ИГАН) и Олений на Полярном Урале отсутствуют споры зеленых мхов и пыльца лиственницы, несмотря на то что эти растения участвуют в фитоценозах, окружающих ледники [10]. В палиноспектрах из снежника в районе поселка Полярный в небольших количествах (1-3%) авторами настоящей статьи была отмечена пыльца Poaceae, Cyperaceae и споры Polypodiaceae, которые не были встречены в палиноспектрах льда небольшого карового ледника, расположенного поблизости. В палиноспектрах последнего было отмечено более заметное по сравнению со снежником содержание пыльцы Pinus sylvestris (26-36%), Pinus sibirica (9-16%), Betula sect. Nanae (8-11%), а также спор сфагновых мхов (18-26%); содержание пыльцы верескоцветных не превышало 1%. Споры зеленых мхов и хвощей не были обнаружены в палиноспектрах как снега, так и льда.

Важным индикатором является пыльца гидрофильных растений. Дж. Буржуа [14] было установлено, что пыльца гидрофитов Potamogeton, Sparganium и Typha встречается исключительно редко (по оценке авторов настоящей статьи, менее 1 пыльцевого зерна на 1000 подсчитанных зерен).

Наличие пыльцы гидрофильных растений, которая переносится преимущественно водой, можно считать признаком, указывающим на неглетчерное происхождение льда. К этому списку можно добавить еще и споры хвощей, которые не были встречены в составе палиноспектров ледников, а в палиноспектрах тундровой зоны они встречаются в среднем в количестве 1-4%. Низкое содержание пыльцы гидрофильных растений во льду и снежном покрове ледников связано с тем, что пыльца и споры таких растений практически не имеют приспособлений для переноса по воздуху, зато они вполне приспособлены для переноса через водную среду.

Пыльца морошки (обычный компонент тундровых палиноспектров) преимущественно распространяется в непосредственной близости от растений. В палиноспектрах ледников она практически не встречается, поэтому может служить дополнительным индикатором.

Во льду пластовых залежей авторы часто встречали остатки диатомовых и сине-зеленых водорослей. А при изучении палиноспектров ледников остатки водорослей не были описаны. Поэтому это обстоятельство предположительно также можно использовать для индикации.

Однако отметим, что на поверхности ледников существуют так называемые криоконитовые системы, которые занимают 2% площади всех ледников суши (криоконитами называют небольшие понижения на поверхности льда, заполненные талой водой) (рис. 11). Эту экологическую нишу используют вирусы, бактерии, одноклеточные водоросли (в основном сине-зеленые). Уровень фотосинтетической активности криоконитовых экосистем сопоставим с показателями теплых озер, богатых питательными веществами [12]. В таких образованиях могут встречаться и водоросли - сине-зеленые и диатомовые. Таким образом, этот признак может быть использован осторожно и только в качестве дополнительного.

В палиноспектрах полярных ледников отсутствуют переотложенные доплейстоценовые пыльца и споры, которые при этом были встречены почти во всех палиноспектрах изученных авторами настоящей статьи пластовых залежей (кроме пластовых льдов, вскрытых у поселка Гыда). Очевидно, что этот признак также может указывать на происхождение льда. Некоторым ограничением для его применения в качестве индикатора неглетчерной природы могут служить данные, полученные К. Найтом [17–19]. Согласно его исследованиям, в базальных слоях глетчерного льда могут формироваться микротрещины, по которым из подстилающих отложений в лед могут проникать тонкие частицы грунта и, вероятно, среди них могут встречаться пыльца и споры. Однако в этом случае очевидно, что лед будет сильно загрязненным и дислоцированным, а его палиноспектры будут производными палиноспектров подстилающих отложений.

В тундровых палиноспектрах (в т.ч. для снежников, речных и морских льдин) среди дальнезаносной пыльцы очень редко отмечается экзотическая пыльца термофильных древесных пород (не более 1 пыльцевого зерна на 1000 подсчитанных). В четвертичных отложениях Ямала экзотическую пыльцу гораздо чаще можно встретить в переотложенном состоянии.

Применение выявленных признаков-индикаторов

Среди зарубежных работ по палинологическому изучению пластовых льдов отметим исследования японских ученых, которые в течение нескольких лет изучали пластовую залежь в дельте реки Маккензи, в 4,5 км к юго-западу от города Тактояктак на северо-западе Канады [16]. Полученная ими палинологическая характеристика залежеобразующих льдов (рис. 12, табл. 4) весьма своеобразна.

Во льду пластовой залежи в дельте реки Маккензи в очень высокой концентрации содержатся дочетвертичные пыльца и споры. Они имеют характерный желто-коричневый оттенок и легко выделяются. Пыльца четвертичного возраста во льду представлена единичными зернами пыльцы сосны и ели, а также неопределенной трехбороздной пыльцой в небольшом количестве.

Cтруктура палиноспектров во льду существенно отличается от таковых для вмещающих отложений. Вмещающие отложения характеризуются четвертичными палиноспектрами с невысоким содержанием пыльцы хвойных (Betula sp. - 48%; Alnus sp. - 38%; Picea sp. - 4%; Pinus sp. - 1%; Carpinus sp. - 1%; Ericaceae - 16%). Переотложение отсутствует.

Наиболее высокая концентрация пыльцы и спор (главным образом переотложенных дочетвертичных форм) была отмечена в визуально выделяемых прослоях льда, содержащих примесь серой супеси.

К. Фуджино и С. Сато [16] сделали вывод, что четвертичная пыльца попала в лед не из вмещающих отложений, и предположили что исследованный пласт - это ледяная залежь инъекционного типа. Если рассматривать полученные японскими исследователями [16] данные с позиций выделенных в настоящей статье признаков, то можно с этим согласиться и отметить следующее. Пыльца термофильных древесных пород в первичном залегании ими не была обнаружена. Упоминания об обнаружении пыльцы гидрофилов, верескоцветных, морошки, а также спор зеленых мхов и хвощей, диатомовых и зеленых водорослей отсутствуют. Содержание переотложенных дочетвертичных форм составляет 95-99%. Таким образом, имеется лишь два, но очень явных признака, свидетельствующих о неглетчерном происхождении ледяной залежи: (1) наличие переотложенной дочетвертичной пыльцы и (2) отсутствие пыльцы термофилов. Отметим, что колебания изотопного состава, отмеченные в работе [16], сходны с колебаниями, полученными авторами настоящей публикации для ледяных пластов в разрезе третьей террасы в районе Бованенково.

Выводы

Суммируя, отметим, что во льду и снежном покрове арктических ледников практически не встречается ряд компонентов, характерных для палиноспектров тундр, и наоборот, встречается пыльца, которая редко отмечается в палиноспектрах тундр (см. табл. 3).

Признаками льдов неглетчерного происхождения являются:

• отсутствие пыльцы термофильных пород деревьев (клена, ясеня, дуба, вяза, липы, пихты) или единичное ее присутствие;

• наличие пыльцы морошки в количестве 1-5%;

• высокое содержание пыльцы верескоцветных (10-20%);

• наличие пыльцы гидрофильных растений (таких как рдест, ежеголовник);

• присутствие спор хвощей (1% и более);

• присутствие спор зеленых мхов;

• присутствие переотложенных дочетвертичных палиноморф;

• присутствие остатков зеленых и диатомовых водорослей.

Таким образом, применение палинологических данных эффективно при изучении генезиса и источников происхождения воды для пластовых ледяных тел.

Работа выполнена при частичном финансировании РФФИ (гранты 08-05-01068 и 07-05-01100) и Федерального агентства по науке и инновациям (госконтракт 02.740.11.0337).

Список литературы

1. Андреев А.А., Николаев В.И., Большиянов Д.Ю., Петров В.Н. Результаты палинологических исследований ледяного керна с ледникового купола Вавилова, Северная Земля // Материалы гляциологических исследований. 1997. Вып. 83. С. 112-120.

2. Васильчук А.К. Особенности формирования палиноспектров в криолитозоне России. М.: Изд-во Моск. ун-та, 2005. 245 с.

3. Васильчук А.К. Палинология и хронология полигонально-жильных комплексов в криолитозоне России. М.: Изд-во Моск. ун-та, 2007. 488 с.

4. Васильчук Ю.К. Пластовые льды в долине Ямальского Юрибея // Реф. сб. ПНИИИС «Инженерные изыскания в строительстве». Сер. I. Вып. 2. М.: ПНИИС, 1980. С. 17.

5. Васильчук Ю.К., Васильчук А.К. Палинология в решении проблем генезиса льдов и условий их формирования // Материалы Первой конференции геокриологов России. Том 3. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1996. С. 414-429.

6. Васильчук Ю.К., Васильчук А.К. Применение палинологического анализа при изучении динамики криогенных явлений и генезиса подземных льдов // Материалы VI научной конференции аспирантов и молодых ученых. Мерзлотоведение. Геологический ф-т МГУ. Деп. в ВИНИТИ № 3901-79. М., 1979. С. 118-144.

7. Васильчук Ю.К., Васильчук А.К., Буданцева Н.А., Чижова Ю.Н., Папеш В., Подборный Е.Е., Сулержицкий Л.Д. Изотопно-кислородная и дейтериевая индикация генезиса пластовых льдов и их ¹⁴С возраст. Бованенково, Центральный Ямал // Доклады Российской академии наук. 2009. Том 428. № 5. С. 675-681.

8. Васильчук Ю.К., Петров О.М., Васильчук А.К. Некоторые замечания о стратиграфическом значении залежи пластового льда в казанцевских отложениях центрального Гыдана // Бюллетень комиссии по изучению четвертичного периода. Вып. 55. М.: Наука, 1986. С. 111-117.

9. Данилов И.Д. Подземные льды. М.: Недра, 1990. 140 с.

10. Сурова Т.Г. Субрецентные спорово-пыльцевые спектры зон малого и большого снегонакопления на Полярном Урале // Материалы гляциологических исследований. 1982. Вып. 45. С. 130-136.

11. Трофимов В.Т., Баду Ю.Б., Васильчук Ю.К., Кудряшов В.Г., Фирсов Н.Г. и др. Экзогеодинамика Западно-Сибирской плиты (пространственно-временные закономерности). М.: Изд-во Моск. ун-та, 1986. 245 c.

12. Anesio A.M., Hodson A.J., Fritz A., Psenner R., Sattler B. High microbial activity on glaciers: importance to the global carbon cycle // Global Change Biology. 2009. Vol. 15. № 4. P. 955-960.

13. Bourgeois J.C. Seasonal and annual variation of pollen content in the snow of a Canadian High Arctic ice cap // Boreas. 1990. Vol. 19. № 4. P. 313-322.

14. Bourgeois J.C. Seasonal and interannual pollen variability in snow layers of arctic ice caps // Review of Palaeobotany and Palynology. 2000. Vol. 108. Iss. 1-2. P. 17-36.

15. Fredskild B., Wagner P. Pollen and fragments of plant tissue in the core samples from the Greenland ice cap // Boreas. 1974. Vol. 3. № 3. P. 105-108.

16. Fujino K., Sato S. Stratigraphic analyses of the massive ground ice body in Tuktoyaktuk, Mackenzie delta, N.W.T., Canada // Charaсteristics of the massive ground ice body in the Western Canadian Arctic related to paleoclimatology, 1984-1985. Ed. K. Fujino. Sapporo, Japan: Institute of Low Temperature Science of Hokkaido University publ., 1986. P. 9-36.

17. Knight P.G. The basal ice layer of glaciers and ice sheets // Quaternary Science Reviews. 1997. Vol. 16. Iss. 9. P. 975-993.

18. Knight P.G., Patterson C.J., Waller R.I., Jones A.P., Robinson Z.P. Preservation of basal-ice sediment texture in ice-sheet moraines // Quaternary Science Reviews. 2000. Vol. 19. Iss. 13. P. 1255-1258.

19. Knight, P.G., Knight D.A. Laboratory observations of ice formation and debris entrainment by freezing turbid supercooled water // Glacier science and environmental change. Ed. P.G. Knight. Oxford, UK: Blackwell publ., 2006. P. 456-459.

20. Lichti-Federovich S. Pollen analysis of ice core samples from the Devon Island ice cap // Geological Survey of Canada. 1975. Paper 75-1. Part A. P. 441-444.

21. Mangerud J., Gosse J., Matiouchkov A., Dolvik T. Glaciers in the Polar Urals, Russia, were not much larger during the Last Global Glacial Maximum than today // Quaternary Science Reviews. 2008. Vol. 27. Iss. 9-10. P. 1047-1057.

22. Vasil’chuk Yu.K., Vasil’chuk A.C., Budantseva N.A., Chizhova Ju.N., Papesch W., Podborny Ye.Ye., Sulerzhitsky L.D. Oxygen isotope and deuterium indication of the origin and ¹⁴C age of the massive ice, Bovanenkovo, Central Yamal Peninsula // Transactions of the Russian Academy of Sciences. 2009. Vol. 429. № 8. P. 1326-1332.

23. Vasil’chuk A.C., Vasil’chuk Yu.K. The application of pollen and spores to determine the origin and formation conditions of ground ice in Western Siberia // Proc. of the 7-th International conference «Permafrost». Eds. A.G. Lewkowicz, M.Allard. Yellowknife, Canada: University Laval, 1998. Collection Nordicana, № 57. P. 1071-1086.

24. Vasil’chuk Yu.K., Trofimov V.T. Oxygen isotope variations in ice - wedge and massive ice // Proc. of the 5th International conference «Permafrost». Vol. 1. Trondhein. Norway: Tapir Publishers, 1988. P. 489-492.

Ссылка на статью:

Васильчук А.К., Васильчук Ю.К. Палинологическая индикация неглетчерного происхождения пластовых льдов // Инженерная геология. 2010. № 1. С. 24-38.