Цель нашей работы - исследовать новую пластовую ледяную залежь в долине р. Мордыяха в центральной части Ямала, определить содержание стабильных изотопов кислорода и водорода во льду, а также изучить спорово-пыльцевые остатки во льду. На основе этих данных выявить условия формирования льда и показать, что пластовые льды здесь гетерогенны и их источником были озерные воды. Эта залежь во многом подобна тем, что были изучены нами в различных районах Ямала - в долине р. Еркутаяха [Васильчук и др., 2011], на месторождении «Бованенково» [Васильчук и др., 2009] и в низовьях Ямальского Юрибея [Васильчук, 2005; 2011; Васильчук и Васильчук, 2010].

Изученное в августе 2011 г. новое обнажение пластового льда располагается в центре Ямала, в верховьях р. Мордыяха (68º11′18′′ с.ш., 68°51′39′′ в.д.), на абсолютных отметках 66-70 м.

Залежь мощностью более 4 м с нормальной горизонтальной слоистостью по латерали переходит в вертикально слоистый лед (рис. 1а) и рассекается 4-5-метровыми сингенетическими повторно-жильными льдами (рис. 1б).

Слои льда вскрываются в левой части обнажения под углом 65-75º. В центральной части обнажения лед относительно чистый и слоистость просматривается за счет прослоев льда разного цвета. Ширина этих прослоев от 1-3 до 10-15 см. Влево этот лед постепенно переходит в ледогрунт также косо-вертикально ориентированный. Грунтовые прослои представлены серой супесью. Ближе к периферии залежи, влево, количество грунта возрастает и примерно в 10 м от центральной ледяной части пластовая залежь заканчивается и вмещающими отложениями здесь является серый песок. Вправо от центральной части с косо-вертикально слоистым льдом, в верхней части расположена несколько более поздняя вкладка, представленная горизонтально-слоистым льдом. Ширина этой вкладки около 10-12 м, высота 2.5-3 м. Слева и справа от горизонтальной ледяной вкладки располагаются ледяные жилы, сложенные желтовато-серым льдом. Хвосты этих жил входят в расположенный ниже косо-вертикально слоистый лед. Подобные находки парагенетических сочетаний в едином разрезе повторно-жильных и пластовых льдов в криолитозоне единичны [Втюрин, 1963; Данилов, 1975; Васильчук, 1992; Gell, 1974; Fritz et al., 2012].

Для изотопных определений из обнажения пластового льда в верховьях р. Мордыяха нами было отобрано 11 образцов позднеплейстоценового пластового льда и ледогрунта, два образца позднеплейстоценового сингенетического повторно-жильного льда (табл. 1) и шесть образцов голоценового повторно-жильного льда (табл. 2).

Изотопный состав льда определяли в лаборатории геохимии стабильных изотопов кафедры геохимии ландшафтов и географии почв географического факультета МГУ им. М.В. Ломоносова на масс-спектрометре Delta-V со стандартной опцией газ-бенч. При измерении δ¹⁸О анализируемые образцы уравновешивались с СО₂ в течение 24 ч, при измерении δD уравновешивание в присутствии платинового катализатора производили в течение 40 мин. Для калибровки измерений использовался международный стандарт МАГАТЭ среднеокеанической воды SMOW.

Сравнительно малый диапазон и характер распределения значений δ¹⁸O (от -20 до -23.2‰) и δD (от -156.8 до -172.9‰) вполне отвечают внутригрунтовому происхождению пластов, исследованных в верховьях р. Мордыяха (рис. 2). Изотопный состав льдов и косо-вертикально ориентированного ледогрунта, расположенного в левой части обнажения, демонстрирует весьма незначительные изотопные вариации: изменение δ¹⁸O во льду составляет около 1‰ - от -22.4 до -23.3‰, что указывает на сегрегационный характер льдообразования в условиях открытой системы. Об этом же свидетельствует и сходство с изотопной диаграммой пластового льда на р. Еркутаяха [Васильчук и др., 2011].

Пыльца и споры были изучены непосредственно во льду (табл. 3).

На то, что пыльца и споры не были занесены в образцы при отборе проб, указывают следующие признаки: полученные палиноспектры существенно различаются в пределах данной залежи; пыльца и споры имеют разную степень сохранности; отбор образцов для палинологического исследования производился с максимальной изоляцией отобранного льда. Исследование пыльцы и спор в обнажении пластовых льдов в верховьях р. Мордыяха показало, что палиноспектры содержат типично тундровые элементы, такие как споры зеленых мхов, хвощей, пыльцу верескоцветных, морошки, ивы (рис. 3). Именно эти компоненты показательны для тундровых палиноспектров [Васильчук и Васильчук, 2010; Васильчук, 2007].

В одном образце (11-YuV-2/5) отмечена в заметных количествах дальнезаносная пыльца сосны и березы. В этом же образце самое высокое содержание переотложенных дочетвертичных палиноморф, из чего можно предположить с уверенностью, что эта пыльца тоже переотложена. Этот палиноспектр также содержит тундровые элементы - споры зеленых мхов, пыльцу лилиецветных и морошки.

Выделяется палинологическая характеристика образца 11-YuV-2/4. В нем отсутствует не только пыльца древесных пород, но и кустарников. Абсолютно доминируют пыльца осок и споры хвощей, встречена пыльца василисника, злаков, лилиецветных, бобовых.

Палиноспектр характеризуется высоким содержанием пыльцы и спор влаголюбивых растений, в частности хвощей и осок. Такого рода особенности отмечены для отложений небольших озер [Васильчук, 2007].

Палиноспектры, выделенные из данной залежи, свидетельствуют о внутригрунтовом происхождении льда. На это указывает типично тундровый характер палиноспектров: содержание пыльцы карликовой березки 8-28%, ольховника 6-11%, злаков (11-50%), осок (42%), верескоцветных (29-39%) и спор зеленых мхов (1-38%), наличие спор хвощей (26%), пыльцы водных растений, таких как Thalictrum (7%), а также заметное содержание доплейстоценовых палиноморф (3-24%). Выделенные таксоны либо практически не встречаются во льду и снежном покрове ледников, как, например, переотложенные дочетвертичные формы, либо встречаются крайне редко и единично, как, например, пыльца верескоцветных, споры зеленых мхов и хвощей [Васильчук и Васильчук, 2010; Васильчук, 2007].

Зафиксировано присутствие дальнезаносной пыльцы сосны и древовидной березы, совпадающее с высоким содержанием переотложенных дочетвертичных форм, что свидетельствует о том, что пыльца сосны и березы попала в лед из вмещающих отложений.

По нашим представлениям образование мощных массивов пластовых льдов в криолитозоне связано с двумя основными факторами - атмосферными осадками и приповерхностным залеганием многолетнемерзлых пород. Простой расчет количества атмосферных осадков показывает, что при обычном для северных территорий количестве осадков 500 мм/год за 10-40 тыс. лет выпадает столб воды от 5 до 20 км. Сохранение даже 1% этой воды может привести к образованию слоя льда мощностью от 50 до 200 м.

Вторым важным фактором активного льдообразования в позднем плейстоцене является заметное снижение зимних температур воздуха в пределах современной криолитозоны на 6-8°С [Васильчук, 1992].

В районах слабого поверхностного стока, к которым относятся сильно заозеренные территории полуострова Ямал, дельты Маккензи и Юкона, увеличение длительности зимнего сезона, снижение зимних температур и сниженный поверхностный сток естественно вели к увеличению заозеренности, а следовательно, к заметному возрастанию насыщенности влагой верхних горизонтов многолетнемерзлых пород. Это выражалось в повсеместном образовании на этих территориях пластовых ледяных залежей инфильтрационного и сегрегационного типов.

Для установления природы этих пластовых ледяных залежей мы руководствовались следующими предпосылками.

1. Пластовые ледяные залежи приурочены к областям активной морской аккумуляции в позднем плейстоцене - Ямалу и Гыданскому п-ову, Новосибирским о-вам, Чукотке, дельте р. Маккензи, побережью Юкона, о-вам Хершел, Бэнкс, Баффинова Земля и др.

2. Мощный шельфовый ледник, подобный современному шельфовому леднику Вард Хант (мощностью 40-50 м) вокруг о-ва Элсмир, мог существовать и в районе Ямала, Гыданского п-ова, Новосибирских о-вов, Чукотки. Блокирующий шельфовый ледник способствовал формированию на побережье меромиктических озер - озер, в которых вода постоянно стратифицирована и не циркулирует в полном объеме в течение года. В этих озерах обычно в нижних 2/3 залегает гиперсоленая изотопически тяжелая морская вода [Page et al., 1984] и накапливаются сильно засоленные озерные осадки.

3. Отсутствие современных аналогов пластовых залежей связано с тем, что формирование пластовых залежей происходило при тенденции общей ландшафтной ситуации от мористости к похолоданию и увеличению ледовитости, тогда как голоценовая и современная тенденция - это уменьшение ледовитости и увеличение мористости.

4. Пластовые ледяные залежи являются редкими находками, их встречаемость даже в районах их относительно частой встречаемости, таких как дельта р. Маккензи или Центральный Ямал, не превышает 2%. Так, из примерно 20 тыс. скважин на месторождении «Бованенково» пластовые льды встречены только в 260 [Васильчук и др., 2009], а в долинах Ямальского и Гыданского Юрибея на 200-300 км встречено лишь по два выхода пластовых льдов [Васильчук, 2011]. Поэтому и механизмы их формирования скорее уникальны, чем рутинны.

5. В одной геотермической зоне могут встречаться пластовые льды разного изотопного состава. Это разнообразие обусловлено вариациями соотношения атмосферных, озерных и морских вод - главных компонентов пластовых залежей.

Одним из возможных аналогов пластовых льдов являются обнаруженные на границе Боливии и Чили (между 21° и 24° ю.ш.), в Андах на абсолютных высотах 4.1-4.7 км крупные острова сильнольдистых многолетнемерзлых отложений с линзами пресноводного льда, которые возвышаются на 6-7 м над поверхностью мелких (глубиной в среднем менее 30 см), соленых (соленостью 60-292 г/л) озер [Hurlbert & Chang, 1984].

Близким по морфологии и условиям формирования к пластовым ледяным залежам озерного генезиса является многолетний арктический озерный лед.

Мощный лед толщиной 5.45 м был исследован на замерзшем до дна небольшом озере на возвышенности Рандфилд в центральной части острова Элсмир на высоте около 830 м, это озеро не тает до дна даже в самое теплое лето. Определения возраста льда с помощью ¹⁴С AMS-датирования по образцам зеленых водорослей Mougeotia sр. Из озерного льда с глубины около 4 м дало возраст 5730±70 лет назад (К-530), т.е. по крайней мере около 6 тыс. лет ледяной покров этого озера не тает [Blake, 1989].

В эпоху позднеплейстоценового криохрона сложилась ситуация, благоприятная для захоронения пресных озерных льдов, залегающих на соленых озерных отложениях. В краевых частях озер могли формироваться сингенетические повторно-жильные льды, образуя парагенез пластовых и жильных льдов. В тех случаях, когда вода из соленых озер внезапно спускалась, можно представить себе образование наледей из-за формирования замкнутых таликов на границе покровного озерного льда и мерзлых засоленных отложений.

Излияние этих наледей могло приводить к формированию вертикально-слоистого инъекционного льда [Васильчук, 2012]. Таким нам представляется один из возможных сценариев формирования Мордыяхинского парагенетического комплекса, состоящего из горизонтально-слоистого и вертикально-слоистого ультрапресного пластового льда и рассекающих лед сингенетических повторно-жильных льдов. При этом весь комплекс залегает на сильно засоленных, скорее всего озерных отложениях. Что касается горизонтально-слоистого льда, то он может быть как конжеляционным, так и сегрегационным.

Работа выполнена при частичной поддержке РФФИ (гранты 10-05-00986 и 11-05-01141) и федеральной целевой программы «Научные и научно-педагогические кадры инновационной России» 2011-2013 годы (лот 2012-1.1-12-000-1008-018).

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Васильчук Ю.К., Буданцева Н.А., Васильчук А.К. Вариации δ¹⁸О, δD и содержание пыльцы и спор в автохтонной гетерогенной пластовой ледяной залежи на реке Еркутаяха на Южном Ямале // Доклады РАН. 2011. Т. 438. № 3. С. 400-405.

2. 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) // Докл. РАН. 2009. Т. 428. № 5. С. 675-681.

3. Васильчук А.К., Васильчук Ю.К. Локальные палиноспектры - новый критерий неледникового генезиса пластовых льдов // Докл. РАН. 2010. Т. 433. № 3. С. 397-402.

4. Васильчук Ю.К. Гомогенные и гетерогенные пластовые ледяные залежи в многолетнемерзлых породах // Криосфера Земли. 2011. Т. 15. №1. С. 40-51.

5. Васильчук А.К. Особенности формирования палиноспектров в криолитозоне России. М.: Изд-во МГУ, 2005. 245 с.

6. Втюрин Б.И. Многолетнемерзлые горные породы различных районов СССР. М.: Изд-во АН СССР, 1963. С. 123-143.

7. Данилов И.Д. Природные условия Западной Сибири. М.: Изд-во МГУ, 1975. В. 5. С. 205-215.

8. Васильчук Ю.К. Изотопно-кислородный состав подземных льдов (опыт палеогеокриологических реконструкций). М.: Изд-во ОТП РАН; Геол. Ф-т МГУ; ПНИИИС, 1992. Т. 1. 420 с.; Т. 2. 264 с.

9. Gell A. // Geol. Surv. Canada. Reprt Activities. 1974. Pap. 74 - 1. Pt B. P. 245-246.

10. Fritz M., Wetterich S., Schirrmeister L., et al. // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 2012. V. 319-320. P. 28-45.

11. Васильчук А.К. Палинология и хронология полигонально-жильных комплексов в криолитозоне России. М.: Изд-во МГУ, 2007. 488 с.

12. Páge P., Ouellet M., Hillaire-Marcel C., Dickman M. // J. Limnol. and Oceanogr. 1984. V. 29. Iss. 3. P. 564-573.

13. Hurlbert S.H., Chang C.C.Y. // Science. 1984. V. 224. № 4646. P. 299-302.

14. Blake Jr. W. // J. Paleolimnology. 1989. V. 2. Iss. 1. P. 41-54.

15. Васильчук Ю.К. Изотопные методы в географии. М.: Изд-во МГУ, 2012. Т. I. Ч. 2. 472 с.

Ссылка на статью:

Васильчук Ю.К., Васильчук А.К., Буданцева Н.А. Изотопный и спорово-пыльцевой состав пластовой ледяной залежи на реке Мордыяха, Центральный Ямал // Доклады РАН. 2012. Т. 446. № 2. С. 204-208.