Geochemical composition of Holocene ice wedge casts of the Southern and Central Yamal Peninsula

Введение

Анализ данных о химическом составе льда показывает, что вероятность встречи на севере Западной Сибири опресненных и слабозасоленных (это классификационные, а не качественные названия) повторно-жильных льдов с величиной общей минерализации более 200 мг/л не превышает 10%.

При этом в 28% изученных проб содержание иона хлора превышает 20 мг/л, а в 80% оно более 100 мг/л. Эти два показателя – высокая минерализация и большое содержание хлоридов, пожалуй, наиболее убедительные индикаторы палеофациальных условий ^{[1, 2]}.

Несмотря на редкую встречаемость слабозасоленных разностей повторно-жильных льдов, пренебрегать ими не следует, так как именно эти жилы являются прямыми индикаторами морского или лагунно-морского режима осадконакопления (в условиях верхней литорали и пляжа) во время их формирования.

Районы исследований и методы измерений

Детально исследованы голоценовые повторно-жильные льды (ПЖЛ) в пяти районах п-ова Ямал: а) в долине р.Щучья; б) в долине р.Еркутаяха; в) близ пос. Мыс Каменный; г) в низовьях р.Ляккатосё; г) близ пос. Сеяха (рис. 1).

Рис. 1. Схема расположения голоценовых полигональных массивов с повторно-жильными льдами на юге и в центральной части полуострова Ямал. Мерзлотные зоны: 1 – 2 – зона сплошного распространения многолетнемёрзлых пород: 1 – среднегодовая температура пород ниже –5°С, 2 – температура от –3 до –5°С, 3 – зона массивно-островного и островного с поверхности распространения многолетнемёрзлых пород, среднегодовая температура пород от 0 до –3 °С); 4 – границы мерзлотных зон; 5 – расположение геохимически охарактеризованных повторно-жильных льдов: 1 – в долине р.Щучья, 2 – в долине р.Еркутаяха, 3 – у пос. Мыс Каменный, 4 – в низовьях р.Ляккатосё, 5 – близ пос. Сеяха

Голоценовая сингенетическая толща высокой поймы с повторно-жильными льдами исследована на левом берегу р.Еркутаяха. Высота поверхности высокой поймы над меженным уровнем реки достигает 2,5-3 м. На поверхности поймы встречаются более сухие и более увлажненные участки с полигональным рельефом. На глубине 0,4 м вскрывается жила льда шириной в верхней части 0,8 м. Лед жилы чистый, без примесей, отчетливо видны элементарные жилки шириной до 0,4-0,5 см. Сверху к ледяной жиле примыкает грунтовая оторфованная жила ^[3].

Детально изучен разрез мощного (5-5,5 м) торфяника в долине р.Щучья на Южном Ямале. Самым выразительным геокриологическим элементом разреза является обнажение крупных (высотой более 5 м) сингенетических повторно-жильных льдов, рассекающих всю толщу торфа и проникающих в подстилающие торф озерные супеси и глины ^[4].

В устье р.Сеяха (Зеленая) на восточном побережье центрального Ямала на побережье Обской губы обнаружены сингенетические повторно-жильные льды, интенсивно формировавшиеся в период голоценового "оптимума" и мощный торфяник (4,5-5 м) который накопился чрезвычайно быстро – менее чем за 0,8 тысяч лет. Сингенетические повторно-жильные льды в парагенезе с торфяными жилами (менее вероятно, что это псевдоморфозы) в первом из описываемых фрагментов, залегают практически параллельно с торфяными. Головы тех и других располагаются на одной глубине – около 0,5-0,7 м, Ледяные жилы здесь достигают по высоте 2-2,5 м, ширина головы жил более 1,6 м. Торфяные жилы достигают 2 м по вертикали, они сложены мерзлым опесчаненным торфом слаборазложившимся с веточками с сохранившейся корой, листьями дриад, камнеломок и карликовой березки ^[4]. В шурфах и скважинах исследованы ледяные жилы на лайде в районе пос. Мыс Каменный и в пойменных отложениях в низовьях р.Ляккатосё.

Для исследования генезиса вод, участвовавших в формировании голоценовых повторно-жильных и текстурных льдов, было выполнено определение содержания микроэлементов и тяжелых металлов. Определение микроэлементов и тяжелых металлов проводилось на атомно-абсорбционном спектрофотометре (AAS-3) в Почвенном институте им. В.В. Докучаева. Там же выполнены определения минерализации и химического состава воднорастворимых солей в сегрегационных и повторно-жильных льдах. Радиоуглеродное датирование вмещающих отложений для определения возраста жил выполнено в Геологическом институте РАН.

Результаты и обсуждение

Долина р.Еркутаяха. Голоценовая сингенетическая толща высокой поймы с повторно-жильными льдами исследована на левом берегу р.Еркутаяха. Высота поверхности высокой поймы над меженным уровнем реки достигает 2,5–3 м. На поверхности поймы встречаются более сухие и более увлажненные участки с полигональным рельефом. В пределах более сухих участков полигоны выражено отчетливее. Здесь отмечаются зияющие морозобойные трещины шириной до 5 см. В одном из характерных фрагментов берегового обнажения сверху-вниз вскрывается (рис. 2):

Рис. 2. Повторно-жильные льды в верхней части разреза поймы в долине р.Еркутаяха: 1 – лед жилы; 2 – песок; 3 – торф (а), веточки (б), корешки (в); 4 – радиоуглеродные датировки; 5 – отбор образцов повторно-жильного льда на геохимический анализ

0-0,2 м – торф коричневый, со стебельками и корнями растений, на глубине 12 и 17 см отмечаются слои темно-коричневого торфа мощностью 2-3 см.

0,2-0,7 м – песок серый с массивной криотекстурой.

0,7-1,5 м – песок сильно оторфованный, слоистый, с массивной и слоистой тонкошлировой криотекcтурой.

На глубине 0,4 м вскрывается жила льда шириной в верхней части 0,8 м.

Лед жилы чистый, без примесей, отчетливо видны элементарные жилки шириной до 0,4-0,5 см. Сверху к ледяной жиле примыкает грунтовая оторфованная жила. Радиоуглеродным датированием установлен молодой возраст жилы, и вмещающих ее отложений. Возраст торфа из грунтовой жилы с глубины 0,3 м (375-YuV/5) составил 1000 ± 170 лет (ГИН-10632), а скопления корешков на глубине 1,0 м (375-YuV/13) датированы в 1820 ± 80 лет (ГИН-10986).

Среди микроэлементов в повторно-жильных льдах в долине р.Еркутаяха преобладает железо, значимые концентрации отмечаются для марганца и в некоторых образцах – для меди (табл. 1, рис. 3).

Таблица 1

Микроэлементы и тяжелые металлы в голоценовых повторно-жильных льдах, в среднем течении р.Еркутаяха

Рис. 3. Концентрация микроэлементов и тяжелых металлов в повторно-жильном льду в долине р.Еркутаяха, Южный Ямал

В образцах из центральной части жилы концентрация железа оказалась наиболее высокой и составила 1149-3672 мкг/л. В образцах из краевой части жилы, содержание железа составило 163-560 мкг/л. Концентрация марганца изменялась от 8,5 до 290 мкг/л, максимальные значения отмечаются в центральной и краевой частях – 276-290 мкг/л и 259 мкг/л, соответственно. Содержание меди в среднем варьировало от 16 до 37 мкг/л, в средней части жилы отмечено значение концентрации меди 310 мкг/л (см. рис. 3).

Долина р.Щучья. В обнажении торфяника мощностью 5,5 м на глубине 3 м вскрыты ледяные жилы (рис. 4): жила № 1 шириной около 0,5 м в верхней части, мощностью более 1,5 м, лед жилы белый, прозрачный, отчетливо видны элементарные жилки; жила № 2 шириной 0,5 м в верхней части, 0,25 м – в нижней, мощностью 1,5 м. Хвосты жил проникают подстилающие торф озерную серую супесь, горизонтально-слоистую (слои от 1 мм до 20 см) местами ожелезненную, слабо оторфованную со слоистой криотекстурой.

Рис. 4. Полигонально-жильный массив в мощном торфянике в долине р.Щучья на Южном Ямале: 1 – повторно-жильный лед; 2 – торф (а), стволы, корни и ветки деревьев (б); 3 – супесь; 4 – точки отбора образцов: а – на радиоуглеродный сцинтилляционный анализ, б – на геохимический анализ; 5 – на радиоуглеродный ускорительный масс-спектрометрический анализ из повторно-жильного льда

Из разреза торфяника был выполнен детальный отбор образцов для радиоуглеродных определений, в Радиоуглеродной лаборатории Хельсинского университета. Показано, что возраст торфяника в краевой части оказался тем же, что и в центральной части: подошва торфяника и начало накопления древесного горизонта датированы 7,4-7,1 тыс. лет, а кровля торфяника 6,1 тыс. лет. Самым примечательным является то, что синхронно накоплению древесного горизонта формировались мощные сингенетические ледяные жилы. На это указывает и радиоуглеродная AMS-датировка стебелька мха, взятого из осевой части ледяной жилы – 7150 ± 75 лет (Hela – 262), демонстрирующая, что формирование льда началось сразу же после начала накопления торфа.

Минерализация повторно-жильных льдов в торфянике в долине р.Щучья очень низкая, варьирует от 18 до 77 мг/л. В составе ионов преобладают гидрокарбонаты (6-50 мг/л) и кальций (2-11 мг/л), содержание остальных ионов очень низкое, не превышает 10 мг/л (см. табл. 2). В жиле №1 прослеживается тенденция повышения минерализации с глубиной (рис. 5). Сегрегационные льды из вмещающих отложений несколько более минерализованы, минерализация возрастает снизу-вверх от 20 до 143-210 мг/л, состав также гидрокарбонато-кальциевый (см. табл. 2, рис. 6).

Таблица 2

Минерализация (М), химический состав водно-растворимых солей в подземных льдах в торфянике в долине р.Щучья

Рис. 5. Вариации значений минерализации и содержания основных ионов в повторно-жильных льдах из торфяникав долине р.Щучья

Для оценки источников возможного привноса аэрозолей на исследуемую территорию и характера торфонакопления приведен анализ концентрации железа, марганца, цинка, меди, стронция и кобальта (табл. 3). В повторно-жильных льдах преобладают железо и цинк: концентрация железа варьирует от 60 до 1980 мкг/л, цинка – от 10 до 490 мкг/л, максимумы приурочены к средней части жил.

Рис. 6. Вариации значений минерализации и содержания основных ионов в сегрегационном льду из торфяникав долине р.Щучья

Таблица 3

Cостав и содержание микроэлементов и тяжелых металлов в подземных льдах в торфянике в долине р.Щучья

В текстурообразующих льдах преобладают железо и марганец, их содержание заметно выше, чем в повторно-жильных льдах. Содержание железа составляет от 60 до 2180 мг/л, марганца – от 10 до 340 мг/л. Железо достигает максимальных концентраций в средней части разреза, марганец – в средней и нижней части, что вероятно, связано с особенностями накопления и сингенетического промерзания осадков болотной фации. Для некоторых горизонтов отмечены высокие значения концентрации цинка – от 120 до 1110 мкг/л.

Устье р.Сеяха (Зеленая). Сингенетические повторно-жильные льды в парагенезе с торфяными жилами залегают практически параллельно с торфяными (рис. 8).

Головы тех и других располагаются на одной глубине, около 0,5-0,7 м, Ледяные жилы здесь достигают по высоте 2-2,5 м, они представлены розовато-коричневатым льдом, ширина головы жил более 1,6 м, на боковых контактах жил отмечается белый сахаристый лед (примерно 0,1 м в ширину). Торфяные жилы достигают 2 м по вертикали, они сложены мерзлым опесчаненным слабо-разложившимся торфом. Вмещающие жилы отложения представлены желтоватым мелким оторфованным песком с включениями веточек и гнездами оторфования. Непосредственно над головой жил залегает серовато-коричневый оторфованный тонкослоистый песок.

Во льду жил отмечается низкая минерализация – 24-27 мг/л (табл. 4), в ионном составе преобладают гидрокарбонаты (6-10 мг/л), хлор (7-8 мг/л) и кальций (2-4 мг/л).

Таблица 4

Минерализация (М) и состав воднорастворимых солей повторно-жильных и сегрегационных текстурообразующих льдов Сеяхинских голоценовых отложений

Для текстурообразующих льдов в торфянике отмечено последовательное изменение минерализации с глубиной. В придонных частях торфяной залежи минерализация ледяных шлиров составляет 576–430 мг/л в средней части – 189 мг/л, а в приповерхностных ее частях – 76-18 мг/л (рис. 9).

Рис. 9. Вариации значений минерализации и содержания основных ионов в сегрегационном льду из торфяника в устье р.Сеяха

При этом столь же закономерно уменьшается снизу-вверх содержание бикарбонатов от 467-340 до 24-2 мг/л. Обращает на себя внимание стабильное невысокое содержание сульфатов, заметное присутствие ионов кальция и магния, причем содержание первых также очень плавно и закономерно уменьшается с глубиной (см. табл. 4).

Весьма примечательно и изменение рН с глубиной: в придонных частях торфяника сегрегационные льды характеризуются явно выраженным щелочным типом, в средней части близки к нейтральным, а в верхней они кислого типа.

Пос. Мыс Каменный. В районе пос. Мыс Каменный были исследованы голоценовые повторно-жильные льды на лайде. Абсолютная высота поверхности лайды 2,5 м. На поверхности отмечен полигональный рельеф на стадии зарождения и развития. Размер полигонов варьирует от 7х10 м до 20х20 м. В шурфе, заложенном поперек межполигональной канавки, вскрываются сверху-вниз (рис.10, а):

Рис. 10. Повторно-жильные льды в отложениях лайды в районе пос. Мыс Каменный, Южный Ямал (а – точка 172-YuV, б – точка 176- YuV, в – точка 177-YuV): 1 – повторно-жильный лед; 2 – песок; 3 – суглинок; 4 – горизонтальный шлир льда; 5 – точки отбора образцов льда на геохимический анализ

0-0,2 м – сезонно-талый слой – торф коричневый, верховой, мощность торфяного слоя варьирует от 5 до 20 см;

0,2-0,3 м – песок мелкозернистый, оторфованный, косослоистый, с массивной криотекстурой;

0,3-0,37 м – торф черный, низинный, опесчаненный, мерзлый, криотекстура неяснослоистая, тонкошлировая. В толще прослеживается элементарная ледяная жилка шириной 2 см;

0,37-0,56 м – торф серо-коричневый, верховой, мерзлый, криотекстура неполносетчатая, тонкошлировая;

0,56-0,63 м – песок тонкозернистый, светло-серый.

На границе торфа и песка залегает ледяная жила шириной в верхней части до 0,35 м, сложенная более чем 100 элементарными жилками. Мощность вскрытого фрагмента жилы около 0,5 м до дна шурфа. На боковых контактах жилы с вмещающим песком отмечены прослои льда мощностью 1-2 см. Над головой жилы расположен горизонтальный шлир льда, примыкающий к осевой части жилы. Лед жилы содержит ксенолиты оторфованного песка, размерами 4-5х2-3 см.

В 70 м северо-западнее скважиной в точке пересечения полигональных трещин, вскрыто (рис. 10, б):

0-0,25 м – сезонно-талый слой – торф коричневый, верховой, опесчаненный;

0,25-0,4 м – переслаивание песка серого тонкозернистого, мощность слоев 5-10 см, и торфа рыже-коричневого опесчаненного, мощность прослоев 10-15 см. Криотекстура массивная, льдистость не более 5%.

В интервале глубин 0,4-4,2 м скважиной вскрыт повторно-жильный лед:

0,4-3,0 м – лед слоистый, матовый, с большим количеством пузырьков воздуха и ксенолитами песка;

3,0-3,4 м – лед матовый, элементарные жилки выражены слабо;

3,4-4,2 м – лед матовый, неслоистый, с отдельными зернами льда;

4,2-5,05 м – торф коричнево-черный, криотекстура базальная. Торф подстилается песком светло-серым, неслоистым.

В 4 м севернее предыдущей точки в шурфе, заложенном поперек межполигональной канавки, вскрыто (рис. 10, в):

0,0-0,15 м – сезонно-талый слой – моховой слой;

0,15-0,5 м – переслаивание заиленного суглинка, торфа темно-коричневого и светло-серого песка, слои образуют грунтовую жилу под канавкой.

На глубине 0,5 м вскрыта ледяная жила, шириной в верхней части 1,8 м. На контакте головы жилы с вышележащими породами отмечен мощный прослой льда столбчатой структуры. В интервале 1,0-1,25 м отмечена горизонтальная и слабонаклонная слоистость льда. Скважиной лед вскрыт до глубины 2 м.

Минерализация льда жил низкая, не превышает 76 мг/л, составляя в среднем 35-50 мг/л (табл. 5, рис. 11). В ледяной жиле в т. 172 высокая более высокая минерализация обусловлена высоким содержанием гидрокарбонатов – 97,6 мг/л, также здесь отмечена наиболее высокая концентрация железа – 26 мг/л. Во льду других жил также преобладают гидрокарбонаты (см. рис. 11), в меньшей концентрации – от 9,8 до 61 мг/л, кальций (1,8-5,6 мг/л) и сумма натрия и калия (0,7-5,8 мг/л). В двух жилах на глубинах 1-2 м отмечены повышенные значения суммы натрия и калия (11,3 и 22,3 мг/л).

Таблица 5

Содержание и состав воднорастворимых солей в повторно-жильных льдах на лайде близ пос. Мыс Каменный

Рис. 11. Вариации значений минерализации и содержания основных ионов в повторно-жильных льдах на лайде близ пос. Мыс Каменный

Низовья р.Ляккатосё. Правый берег р.Лаккатосё, абсолютная высота поверхности поймы 4-5 м. Поверхность плоская, с полигонально-валиковым рельефом, полигоны часто оконтурены открытыми морозобойными трещинами. Берег реки обрывистый, в береговом обнажении после сильного паводка в результате прилива и нагона в устье реки со стороны Обской губы вскрыты повторно-жильные льды. Высота паводка достигала 2,5 м, что привело к затоплению части высокой поймы. Ширина вскрытых в береговом обнажении жил достигает 1,2-1,5 м. В осевой части одной из жил много минеральных примесей, до 40%, формирующих вертикальную слоистость, которая исчезает от центра к краям жилы.

Скважиной, заложенной в 1,5 м от берега, вскрыто (рис. 12, а):

0-0,22 м – сезонно-талый слой – торф и мох;

0,22-0,3 м – супесь серая с рыжими пятнами. Криотекстура массивная, льдистость 5%;

0,3-0,6 м – супесь серая оторфованная, криотекстура тонко- и среднешлировая, льдистость 80%;

0,6-7,1 м – переслаивание горизонтов песка с разной криотекстурой и льдистостью от 5 до 10%.;

На глубине 0,6 м залегает ледяная жила, сложенная в верхней части серым мутным льдом, основная часть жилы представлена белым мутным льдом с прослоями прозрачного, содержание минеральных примесей во льду уменьшается сверху-вниз.

Скважиной (Точка 188-ЮВ) на поверхности поймы вскрыта ледяная жила на глубине 0,7 м (рис. 12, б). Над головой жилы залегает горизонтальный шлир льда мощностью 3 см, простирающийся вдоль всей береговой зоны. Перекрывающие жилу отложения сильнольдистые, криотекстура от микролинзовидно-слоистой до неполносетчатой, встречаются включения и примазки торфа. Над осевой частью жилы по трещине располагается росток шириной в верхней части 7 см.

Рис. 12. Повторно-жильные льды в пойменных отложениях р.Лаккатосё, Центральный Ямал (а – точка 186-YuV, б – точка 188-YuV): 1 – повторно-жильный лед; 2 – песок; 3 – супесь; 4 – горизонтальный шлир льда; 5 – точки отбора образцов льда на геохимический анализ

Минерализация льда жил отличается: в первой жиле минерализация в целом низкая, от 48 до 88 мг/л, за исключением верхней части жилы, в которой минерализация составляет 182 мг/л. Для второй жилы минерализация льда, за исключением верхнего слоя льда, варьирует в диапазоне 150-200 мг/л (табл. 6, рис. 13). В составе ионов во льду обоих жил преобладают гидрокарбонаты (от 12,2 до 85,4 мг/л), хлориды (от 10,6 до 37,2 мг/л) и сумма натрия и калия (от 2,8 до 53,4 мг/л). Показательно, что наиболее низким значениям содержания суммы Na+ K соответствуют наиболее низкие значения рН – 4,5-4,7, наиболее высоким значениям суммы Na+ K – наиболее высокие значениям рН – 7,1-7,5 (см. табл. 6).

Таблица 6

Содержание и состав воднорастворимых солей в повторно-жильных льдах в низовьях р.Ляккатосё

Рис. 13. Вариации значений минерализации и содержания основных ионов в повторно-жильных льдах на пойме р.Лаккатосё

Полученные результаты по геохимическому составу голоценовых повторно-жильных льдов и текстурным льдам из вмещающих их отложений показывают различия в жилах, формировавшихся на поймах и лайде и в пределах торфяников. В ПЖЛ на пойме р.Еркутаяха преобладает железо, значимые концентрации отмечаются для марганца и в некоторых образцах – для меди. Максимальные концентрации Fe и Mn отмечены в центральной части жилы. Минерализация льда жил на пойме р. Лаккатосё варьирует в диапазоне от 48 до 200 мг/л, в составе ионов гидрокарбонаты, хлориды и сумма натрия и калия. Значения минерализации, позволяющие отнести эти жилы к категории пресных, и преобладание хлора и натрия в составе катионов, возможно, связано с участием в формировании жил речных вод в периоды нагонов. Жилы на лайде в районе пос.Мыс Каменный имеют невысокую минерализацию (не более 76 мг/л), в составе ионов преобладают гидрокарбонаты, кальций и сумма натрия и калия.

Повторно-жильные льды в торфяниках по минерализации относятся к ультрапресным – их минерализация не превышает 80 мг/л, и, как правило, составляет 20-30 мг/л. В составе ионов преобладают гидрокарбонаты и кальций, для ПЖЛ Сеяхинского торфяника отмечено более высокое содержание хлоридов, что, возможно, говорит о непосредственном влиянии атмосферных осадков, химический состав которых формировался над акваторией слабозасоленной Обской губы. В повторно-жильных льдах торфяника на р.Щучья преобладают Fe (до 2000 мкг/л) и Zn (до 500 мкг/л), их максимальные концентрации приурочены к средней части жил, что возможно, говорит о периодическом участии в формировании жил болотных вод.

Сегрегационные текстурообразующие льды из торфяников характеризуются более высокими значениями минерализации и концентраций микроэлементов по сравнению с сингенетичными им ПЖЛ. В торфянике на р.Щучья минерализация текстурообразующих льдов достигает 210 мг/л, отмечено повышение значений снизу-вверх. Среди микроэлементов преобладает Fe и Mn, для некоторых горизонтов отмечены высокие значения концентрации цинка. Судя по более заметному присутствию микроэлементов в текстурообразующих льдах можно заключить, что, вероятно, торфонакопление происходило по евтрофному типу питания, с участием болотных вод в формировании текстурных сегрегационных льдов и при преимущественном атмосферном питании повторно-жильных льдов. В текстурообразующих льдах Сеяхинского торфяника также отмечена существенно более высокая минерализация, по сравнению с ПЖЛ (более 500 мг/ в придонной части). В верхних частях торфяника, также как и в современных жилках и в текстурообразующих льдах вмещающих голоценовые жилы отложений минерализация и химический состав практически идентичны и указывают на атмосферное питание всех этих типов льдов. Изменение минерализации текстурообразующих льдов в толще торфяника – ее постепенное снижение снизу-вверх (от 576 до 18 мг/л) указывает на то, что причиной образования озерно-болотной котловины, скорее всего, было вытаивание больших масс сильноминерализованного сегрегационного льда, содержащегося в верхней части разреза лагунно-морской террасы ^[4].

Активное развитие термокарстовых озер в результате протаивания льдонасыщенных многолетнемерзлых пород, и последующее формирование торфяников характерно арктических территорий в голоцене ^[5]. На севере Западной Сибири, в пределах полуостровов Ямал и Гыданский мощные полигональные торфяники формировались как на поймах и лайдах, так и в озерно-болотных вкладках на более высоких элементах рельефа. Показано, что скорость их накопления может превышать несколько миллиметров в год, в результате 4–5-метровый торфяник, содержащий текстурные и повторно-жильные льды, накапливается за 700–1000 лет. В основании таких торфяников часто прослеживается древесный горизонт, датируемый бореальным периодом голоцена, что подтверждает появление древесной растительности в зоне современных типичных тундр в оптимум голоцена ^[6].

Геохимический состав льда в многолетнемерзлых породах и подземных льдах во многом определяется составом отложений, а радиальное и латеральное распределение минерализации и концентраций ионов в отложениях связано с мощностью сезонно-талого слоя (СТС) и климатическими условиями летнего периода.

Так, исследование ионного состава льдистых отложений верхнего 1,5-3 м горизонта, проведенное в стенках оползней и скважинах на севере Канады, показали, что преобладающими ионами в слое СТС и во льду нижележащих ММП являются SO42-, Ca2+ and Mg2+, при этом их концентрация наиболее низкая в пределах СТС и возрастает в 2-10 раз в мерзлых отложениях в пределах 20-30 см зоны ниже горизонта палео-протаивания. Значения общего содержания сухого остатка (TDS) также резко возрастают ниже выделенной границы - от < 72 мг/л в слое СТС до 4173,4 мг/л ниже границы палеопротаивания. Более высокое содержание водно-растворимых ионов может быть объяснено тем, что химическое выветривание в этом слое сильно ограничено по сравнению с отложениями слоя СТС, которые ежегодно подвергаются сезонному выщелачиванию осадками и подземными водами, в то время как отложения ниже границы палео-протаивания оставались в многолетнемерзлом состоянии в течение всего голоцена. Преобладание в составе ионов сульфатов, кальция и магния, объясняется, прежде всего, вымыванием этих ионов из моренных отложений и сланцев в данном районе. Повышенное содержание ионов в пределах слоя СТС на некоторых других ключевых участках может быть связано с более высоким содержанием органического углерода в пределах СТС. Повышенное содержание Na в слое СТС связано с привносом осадками морских аэрозолей с акватории моря Боффорта ^[7]. Исследования состава и концентрации ионов в пределах СТС и верхнего горизонта многолетнемерзлых пород на о.Мелвил, Нунавут, Канадская Арктика, показали, что концентрация типичных водно-растворимых ионов возрастает сверху-вниз в пределах СТС при этом концентрация ионов SO42-, Ca2+ и Mg2+ резко возрастает в пределах переходного слоя от СТС к мерзлым породам. С глубиной отмечено постепенное снижение концентраций до глубины 160 см, где вновь отмечено резкое повышение концентрации SO42-, Ca2+, Mg2+, а также Cl- ^[8].

Показано, что в пределах аласов в Якутии отмечено повышенное содержание Na+, Ca2+ и Mg2+, SO42- и HCO3-, особенно в пределах верхнего 1-м слоя, что объяснено восходящим перемещением ионов с водой. Более высокое содержание ионов отмечено для участков с более глубоким протаиванием. Так, в районе Якутска, основным компонентом осадков является SO42- (до 42%) и HCO3- (43-37%), а также Na+, Ca2+ и Mg2+, что близко соответствует ионному составу СТС. Современное засоление аласных ландшафтов Якутии обусловлено весенним поступлением талой воды и активным летним испарением ^[9].

Анализ поровых вод из торфяников в Западной Сибири вдоль трансекта длиной 640 км, охватывающего районы островного и сплошного развития многолетнемерзлых пород, позволил установить, что с юга на север в поровых водах возрастает содержание Mg, Ca, Al, Ti, V, Ni, Sr и некоторых других элементов, что связано с усиленным выветриванием силикатов. Концентрации ионов SO42-, B, V, Cs, Th в поровых водах торфяных бугров выше, чем в понижениях и термокарстовых воронках, что, возможно, связано, с повышенных содержанием этих элементов в самом торфе, а также длительностью нахождения воды в поровом пространстве торфа ^[10].

Химический состав вод тундровых озер также во многом определяется составом коры выветривания. Исследование химического состава тундровых озер на Шпицбергене в течение ряда лет показало, что преобладание в воде ионов HCO3−, SO42−, and Ca2+ связано с широким распространением в пределах коры выветривания гипсов и ангидритов, при этом отмечено, что определенный вклад в формирование химического состава вносят морские аэрозоли (8,1%), атмосферные осадки привносят сульфаты (до 69-81%) и хлориды (14-36%) антропогенного происхождения (от ближайшего города) ^[11].

В Западной Сибири основными источниками поступления микроэлементов в реки являются растительный опад, почвенные горизонты, мохово-лишайниковый покров (Mn, Zn, Cu, Co, Ni, Ba, R), атмосферные аэрозоли (Cd, Pb); торфяной покров и подстилающие их минеральные отложения (Fe, Al, V и Cr); подземные воды, которые привносят в реки микроэлементы зимой с подземным стоком и через талики (для Li, B, Ca, Mg, Sr, Mo, As, Sb, W и U). Существенное снижение (более чем в 10 раз) в концентрации Sr, Mo и U с юга на север связано со снижением концентрации этих элементов в торфе и подстилающих минеральных отложениях, а также снижением подземного стока в реки ^[12].

Говоря о геохимическом составе голоценовых повторно-жильных льдов и сегрегационных льдах из вмещающих их отложений можно отметить, что жилы формировались преимущественно из талого снега и характеризуются ультрапресным и пресным составом, даже на лайде Обской губы. Сегрегационный лед, как правило, имеет более высокую минерализацию и содержание микроэлементов, указывая на значительное поступление их из торфа и минеральных отложений, а также концентрацию элементов из атмосферных осадков. Глубокое протаивание и размыв отложений СТС и перешедшего в талое состояние верхнего горизонта ММП и подземных льдов в периоды с более теплыми и дождливыми летними сезонами, приводит к значительному повышению минерализации и содержания ионов в водах рек и ручьев, при этом это воздействие длится в течение нескольких лет, т.к. в сезонно-талое состояние переходят более глубокие слои многолетнемерзлых пород, насыщенные ионами, которые, в свою очередь переходят в подвижное состояние ^[8].

Выводы

1. Голоценовые повторно-жильные льды характеризуются ультрапресным и пресным составом, минерализация варьирует от 20 до 200 мг/л, в составе ионов преобладают гидрокарбонаты и кальций.

2. Повышенное содержание хлоридов в ПЖЛ на высоких элементах рельефа указывает на захват снегом морских аэрозолей, для ПЖЛ на пойме – на непосредственное участие в формировании льда жил речных вод в период нагонов с акватории Обской губы.

3. Повышенное содержание в некоторых фрагментах жил железа, сопоставимое с его содержанием в сегрегационных льдах в торфянике, возможно, указывает на периодическое участие в формировании льда жил болотных вод.

4. Сегрегационный лед, как правило, имеет более высокую минерализацию и содержание микроэлементов, указывая на значительное поступление их из торфа и минеральных отложений, а также концентрацию элементов из атмосферных осадков.

Благодарности

Авторы благодарны д.г.н. А.К.Васильчук за помощь в полевых исследованиях и обсуждение результатов.