Остров Сибирякова расположен в южной части шельфа Карского моря в акватории Енисейского залива. Природные условия острова суровы, т.к. он располагается  в арктическом климатическом поясе. Растительность о-ва Сибирякова относится к подзоне арктических тундр [Куваев и др., 1994]. Поверхность острова  представляет собой равнину с мягким увалистым рельефом, многочисленными долинами рек, термокарстовыми  озерами и сухими озерными котловинами. Она сложена рыхлыми многолетнемерзлыми голоцен-четвертичными отложениями с повторно-жильными льдами. Абсолютные  высоты в центральной части острова составляют 24- 33 м , большая часть острова занята пологими склонами. Морские берега аккумулятивные и термоабразионные не превышают высоты 10 м .

Согласно предшествующим исследованиям острова Карского моря - останцы озерно-аллювиальной равнины существовавшей в конце позднего плейстоцена и в настоящее время разрушенной морем. В ее пределах могут присутствовать выделенные на Гыданском п-ве уровни III-II-ой (40 и 20- 25 м ) и I-ой (8- 10 м ) морских и аллювиальных террас, лайды и поймы [Калякин и др., 2000]. Другие считают, что Карское моря в конце неоплейстоцена было покрыто ледниковым щитом [Астахов, 1976].

Строение, возраст отложений и льды о-ва Сибирякова не изучены. В обобщении по подземным льдам на островах Енисейского залива о-в Сибирякова не попал [Романенко и др., 2001]. В 2009 г . проведены исследования современных озер и береговых обнажений высотой 2,5- 5 м на юге о-ва Сибирякова. Вдоль берега с запада на восток составлен сводный разрез отложений с криогенными образованиями (рис. 1, А, Б) (снизу вверх):

Слой 1. Темно-серые супеси с прослоями суглинков, тонких песков, с нечеткой  волнистой и смятой слоистостью, с ярко-оранжевыми, сизовато-серыми пятнами, многолетнемерзлые. В расчистках  SB09, ОС-5-09 кровля супесей размыта, полого снижается к западу и осложнена внедрениями в вышележащие пески. В центре и на западе обнажения (ОС-1,2,3,4-09) супеси опускаются под уровень моря. Криогенные текстуры: массивные, базальные и горизонтальные, наклонные, концентрические линзовидные, согласованные с осадочной слоистостью (SB09-1,2,3,4); массивные, сетчатые и линзовидные разреженные книзу (ОС-1,2,3,4-09). Влажность пород 41-68 %. Видимая мощность 0-2,5- 3 м .

Слой 2. Желтовато-серые пески разной крупности слоистые с примесями мелких галек и гравия, с линзами растительных остатков, с ржавыми пятнами окислов железа, псевдоморфозами, многолетнемерзлые. Слой залегает с наклоном к западу, в этом направлении мелко-тонкозернистые пески сменяются средне-крупнозернистыми. Пески разорваны и изогнуты в синклинальные складки внедрениями нижележащих супесей. В расчистке ОС-5-09 возраст растительных остатков вблизи кровли песков на глубине 3,1 м от поверхности - 11435±170 лет СОАН-7946. В разрезах ОС-2,3-09 мерзлый растительный детрит на глубинах 2,7 м и 0,8 м имеют возраст соответственно 27285±350 СОАН-7944 и 27085±320 лет СОАН-7945 (см. рис 1, Б). Кровля песков неровная, размыта. Криогенные текстуры массивные, вблизи ледяных жил базальные и с вертикальными прожилками льда, секущими слоистость песков. Влажность 21-30%. Мощность песков 1,2-2  м.

Слой 3. Серые супеси, алевритовые пески  с растительными остатками, наклонно-слоистые с массивной и линзовидной криогенной текстурой (ОС-5-09, SB09), по простиранию постепенно замещаются слоистыми ожелезненными песками и песками с редкими гальками кварца, роговиков и прослоями супесей. Переход к вышележащему торфу постепенный. Мощность 0,3- 1,5 м .

Слой 4. Торф автохтонный слоистый из целых стеблей мхов и растительных остатков сцементирован льдом, по простиранию замещен прозрачным льдом. Возраст торфа 3480±45 лет СОАН-7947 (гл. 1,8 м ). Торф залегают в виде линзы протяженностью до 50 м , имеет волнистую нижнюю границу, размытую кровлю. Мощностью торфа 0-1,5- 1,8 м .

Слой 5. Пески пылеватые с прослоями торфа и супеси по простиранию замещается  автохтонным торфом с прослоями желтовато-серого песка, до глубины  0,4- 0,6 м талые, ниже мерзлые с массивной криогенной текстурой. Слой залегает в виде покровного горизонта. Мощность слоя 0,8- 2 м .

Каргинско-сартанские пески (сл. 2) и подстилающие их супеси (сл. 1) отнесены к протаивавшим и повторно промерзшим отложениям - таберальный комплекс. Их кровля  была неравномерно размыта. Слои 3-5 -  синкриогенные отложения и образования голоцена.

В изученном разрезе установлены следующие криогенные образования: два вида повторно-жильных льдов (ПЖЛ), современные ледяные жилки, линза озерного льда, пещерно-термокарстовые льды.

Желтоватые ПЖЛ нижнего яруса с примесями песка, супеси, с многочисленными вытянутыми пузырьками воздуха внедряются в деформированные, ожелезненные пески и супеси, в их верхние части вложены линзы льда. Жилы деформированы: оси близко расположенных жил наклонены навстречу друг к другу, внизу веерно расходятся. Их ширина в верхней части от 0,6-1,2  до 0,1- 0,2 м . Нижние концы жил дугообразно изогнуты и продолжаются ниже уровня моря. Сбоку к жилам примыкают единичные короткие пояски льда, их кровля оплавлена. В расчистках ОС-3,4-09 жил нет. Эти ПЖЛ-1 - эпигенетические, они залегают в таберальном комплексе.

Белые ПЖЛ верхнего яруса, вертикально-полосчатые за счет крупных пузырьков воздуха, включений органики, имеют клиновидную форму. Их ширина вверху 0,8- 1,4 м , по вертикали 1,5- 2 м . Расстояние между жилами 5- 7 м . Эти жилы  приурочены слою 5, пересекают торф слоя 4, залежь озерного льда, на разную глубину внедряются в таберальный комплекс и жилы нижнего яруса, не достигают уровня моря. В расчистках ОС-3,4-09 присутствуют псевдоморфозы по этим жилам. Они отнесены к эпигенетическим ПЖЛ-2.

Современные жилки прозрачного стекловидного льда шириной 0,1 м , по вертикали 0,3 м приурочены к торфу слоя 5, внедряются в подстилающие отложения с ПЖЛ-1.

Голоценовый лед озерного происхождения (ОС-5-09) прозрачный горизонтально-слоистый за счет скоплений вертикально ориентированных пузырьков воздуха и вертикальных стеблей мхов. Видимый размер линзы этого льда  1,3-1,5х10 м.  Его нижняя граница фестончатая, верхняя - резкая, ровная. Озерный лед пересечен ПЖЛ верхнего яруса, вдоль которых  слои торфа и нижняя граница льда изогнуты вверх на 0,2- 0,5 м .

Пещерно-термокарстовые льды [Розенбум и др., 1978] представлены линзами (0,3х1,2 м) прозрачного льда с песчаными прослойками внизу. Они вложены в оплавленные и размытые верхние части ПЖЛ нижнего (ОС-2-09) и верхнего яруса (SB09-2).

Изотопный состав криогенных образований. Изотопный состав подземных льдов меняется в зависимости от условий промерзания осадков и отражает обстановку их образования. При формировании подземных льдов происходит фиксация компонентов исходного раствора и частиц в нем. Изотопный состав в пределах одной жилы и в разных по размеру жилах практически неизменный. Избыток дейтерия (d excess): d = dD - 8d18О в ПЖЛ составляет в среднем 10,1, что указывает на участие снега и талой снеговой воды в формировании льда. Результаты анализов изотопного состава d18О и dD льда и снега близки по значениям и изменяются в диапазоне от -22,2 ‰ до -15,5 ‰ (d18О) и от -167,5 ‰ до -118,6 ‰ (dD) (см. рис. Г). Изотопный состав термокарстово-пещерного и озерного льдов более тяжелый: d18О -15,5‰ и dD -118,5‰; d excess менее 10 отражает условия фракционирования воды в водоеме.

Гидрохимическая характеристика криогенных образований и современных озер. Минерализация ПЖЛ, формирующихся, преимущественно в результате замерзания талой снеговой воды, изменяется от 29 мг/л до 92,1 мг/л. В тоже время в составе ПЖЛ преобладают ионы натрия и хлора, что показывает большую роль морских воздушных масс в формировании осадков. Минерализация термокарстово-пещерного и голоценового льда озерного происхождения в несколько раз выше 165,5–244,5 мг/л, преобладают  ионы гидрокарбоната, сульфата кальция и магния, что характерно для пресноводных водоемов. Отмечено повышенное содержание аммония, фосфора. Во льду озерного происхождения, по сравнению с ПЖЛ, количество железа превышено в 100 раз, относительно повышено содержание алюминия, кремния, титана, вольфрама, брома, никеля, йода, свинца и урана.

Во всех пробах величина рН льда отличается от  рН длительно хранившейся талой воды более высокими значениями. Расплав льда озерного происхождения при хранении приобрел слабокислую реакцию и высокие концентрации нитритного азота, что связано с высоким содержанием органики (ХПК - 75,5 мг/л). Содержание микрокомпонентов изменчиво. Количество железа в талой  воде из льда озера увеличивается в 25 раз по сравнению со льдом. Содержание кремния, серы, хрома, марганца, никеля, цинка, брома, стронция, бария, лантана в расплавах увеличивается, а молибдена, ванадия, урана уменьшается, по сравнению со льдом независимо от типа льда.

Вода трех современных озер о-ва Сибирякова характеризуется высоким содержанием кислорода. Минерализация низкая (34-96 мг/л), повышается с увеличением площади водоемов. Относительный состав воды озер близок:  преобладают гидрокарбонаты и хлориды, в равных долях присутствуют кальций, натрий, магний. Это указывает, что питание озер осуществляется за счет атмосферных осадков обогащенных компонентами морского аэрозоля. Кроме того, при протаивании  засоленных песков и супесей, ПЖЛ по канавам с водосбора в водоемы могли поступать значительные количества хлоридов, натрия и магния.

Относительный состав льда голоценового озера близок к составу современных озер и отличается от жильного льда (рис.1, В). Отношение содержания гидрокарбонат-иона к суммарному содержанию ионов в воде современных озер и голоценовго озера одинаково (1,8-2,2). Для ПЖЛ это отношение равно 6,3 и 24,5. Повышенная минерализация озерного льда может быть связана как с криогенным концентрированием солей при промерзании, так и с изначально повышенным содержанием солей в воде. Генезис современных и голоценового озера - термокарстовый, но современные озера не унаследовали состав воды голоценового озера.

Микробиологическая характеристика. Пробы льда были предварительно очищены в стерильных условиях и растоплены в холодильнике при температуре 4°С. Выполнен анализ микроорганизмов, растущих при низких температурах в течение двух месяцев. Численность психрофилов, выделенных из голоценового льда озера (ОС-5-09), составила 130 КОЕ/мл, среди них доминируют бациллы. В пробе ПЖЛ  верхнего яруса численность данной группы микроорганизмов в два раза меньше  – 70 КОЕ/мл. В пробе ПЖЛ нижнего яруса (ОС-2-09) численность микробного психрофильного сообщества на порядок выше предыдущих проб и составила 2830 КОЕ/мл. По результатам культивирования 13,8% - это пигментированные колонии, представленные кокковидными клетками. В пробах современных озер численность психрофилов выше, чем в расплаве льда голоценового озера и составила в среднем 439 КОЕ/мл, где бацилл 35%. В голоценовом озерном льду и воде современных озёр доминирует споровая микрофлора (бактерии рода Bacillus). Морфологическая особенность культур, выделенных из проб льда - меньшая  размерность клеток,  в среднем 1,0×0,7 мкм, а пробах воды современных озер культуры размером в среднем 2,7×0,9 мкм, что скорей всего это связано с адаптационными механизмами микроорганизмов.

Выводы. Строение и деформации отложений южного берега о-ва Сибирякова характерны для термокарстовых котловин, формировавшихся за счет протаивания каргинско-сартанских льдистых отложений с образованием таберального комплекса с инволюциями. Они перекрыты голоценовыми склоновыми, озерными, болотными отложениями. На о-ве Сибирякова установлены следующие криогенные образования: два яруса голоценовых повторно-жильных льдов, современные ледяные жилки, линза озерного льда, пещерно-термокарстовые льды.

Повторно-жильные, озерные и пещерно-термокарстовые льды различаются по изотопному составу. Изотопный состав свидетельствует, что климатические  условия формирования ПЖЛ о-ва Сибирякова, как и других арктических островов, мало отличались от современных [Васильчук, 2006].

Анализ изменения минерализации, содержаний ионов и микрокомпонентов в длительно хранившихся пробах талой воды и во льду показал, что в воду переходят защемленные во льду кристаллы солей [Рогов, 2009], происходит осреднение состава за счет большего объема льда и активизация биохимических процессов. Увеличение микробной активности, вероятно, вызывает изменения концентраций органических веществ, биогенных элементов, рН среды, приводит к смещению геохимического равновесия, к растворению и поглощению микрокомпонентов. Для повышения достоверности анализов расплав льда необходимо отфильтровать и хранить в холоде. Низкая минерализация и хлоридно-натриевый состав ПЖЛ, вероятно, связаны с влиянием морских аэрозолей. Высокая концентрация микробиоты в жилах нижнего яруса не характерна для современных водных обстановок Енисейского залива. Позднеголоценовые озерные льды и отложения не имели прямой связи с морем.

Образование полигонально-жильных льдов острова Сибирякова представляется нам следующим образом. В голоцене уровень моря поднимался и около 7 000 лет назад превышал современный на 3- 6 м . Суша, занятая сартанским ледовым комплексом, была частично разрушена и затоплена, а отложения сартанского ледового комплекса протаивали и проседали на месте. В дальнейшем на осушенных участках шло промерзание таберального комплекса с образованием эпигенетических полигонально-жильных льдов нижнего яруса. Во второй половине голоцена уровень моря понизился до современного, что привело к накоплению субаэральных покровных отложений и росту эпигенетических полигонально-жильных льдов верхнего яруса. По нашим данным, на юге о-ва Сибирякова полигональные льды отличаются от широко распространенных ПЖЛ в морских и лагунно-морских отложений первой морской террасы о-ва Белый и лайды п-ова Явай. На о-ве Белый время накопления песчаных отложений, вмещающих ПЖЛ, началось 9000-8000 лет назад и закончилось 4000 лет назад [Васильчук, Трофимов, 1984]. Полигонально-жильные льды на юге о-ва Сибирякова формировались в субаэральных обстановках, при этом льды и вмещающие их отложения частично или полностью протаивали во второй половине голоцена. На это указывают пещерно-термокарстовые льды в полигонально-жильных структурах, лед озерного происхождения, криотурбации и псевдоморфозы по ПЖЛ в покровных отложениях.

Работа выполнена в рамках программы Президиума РАН №20 «Фундаментальные проблемы океанологии», пр.7 «Криолитозона и Арктический шельф в условиях меняющегося климата; стабильность экосистем и газовые гидраты; пути захоронения органического вещества»

Литература

Астахов В.И. Геологические доказательства центра плейстоценового оледенения на Карском шельфе // Доклады Академии наук СССР, 1976. Том 231, № 5 - С. 1178-1181.

Васильчук Ю.К., Трофимов В.Т. О находках сильноминерализованных повторно-жильных льдов // Изв. АН СССР, серия геологическая, 1984, №8. - С. 129-134.

Васильчук Ю.К. Повторно-жильные льды: гетероцикличность, гетерохронность, гетерогенность. – М.: Изд-во Моск. ун-та. 2006. - 404 с.

Калякин В.Н., Романенко Ф.А., Молочаев А.В. и др. Гыданский заповедник // Заповедники России. Заповедники Сибири. II. - М., Логата, 2000. - С. 47-55.

Куваев В.Б., Кожевникова А.Д., Гудошников С.В. и др. Растительный   покров острова Сибирякова. М., «Наука», 1994. - 160 с.

Рогов В.В. Основы криогенеза. Новосиб.: ГЕО, 2009.- 203 с.

Романенко Ф.А., Михалев Д.В., Николаев В.И. Подземные льды на островах у берегов Таймыра. МГИ, 91, 2001, - С. 129-137.

Розенбаум Г.Э., Архангелов А.А., Коняхин М.А. Термокарстово-пещерные льды Яно-Колымской низменности // Проблемы криолитологии, вып. VIII, 1978. - С. 77-92.