Isotope-geochemical composition of massive ice beddings on the interfluve of the rivers Mordyakha and Seyakha (Mutnaya), Central Yamal Peninsula

Введение

Цель нашей работы – исследовать пластовые ледяные залежи в долине в верховьях

р.Мордыяха и на террасе в верховьях р.Сеяха (Мутная) в центральной части Ямала, выполнить исследования содержания стабильных изотопов кислорода и водорода во льду, состав главных анионов и катионов, а также изучить спорово-пыльцевые остатки во льду. На основе этих данных выявить условия формирования льда и показать, что пластовые льды, вероятнее всего, здесь гетерогенны и их источником были озёрные воды.

Район исследований и отбор образцов

Первое из изученных обнажений пластового льда располагается в центре Ямала, в верховьях р.Мордыяха (68°11ʹ8ʺ с.ш., 68°51ʹ39ʺ в.д.), на абсолютных отметках 66-70 м. Второе обнажение располагается в 5 км к северо-западу от поселка Бованенково, на абсолютной отметке 87 м (70°23,4 с.ш., 68°19,4 в.д.).

Рис. 1. Pасположение изученных пластовых льдов на полуострове 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 пластовых залежей: Бов – Бованенковской, в долине р.Сеяха (Мутная), Мор – Мордыяхинской, в верховьях р.Мордыяха

Залежь в верховьях р.Мордыяха мощностью более 4 м с нормальной горизонтальной слоистостью по латерали переходит в вертикально слоистый лёд (рис. 2) и рассекается 4-5-метровыми сингенетическими повторно-жильными льдами (рис. 3).

Рис. 2. Косовертикальнослоистый пластовый лед в верховьях р.Мордыяха. Красные квадраты – точки отбора образцов льда. Фото Ю.Васильчука

Рис. 3. Пластовый лед, рассекаемый сингенетическим повторно-жильным льдом в верховьях р.Мордыяха. Красные квадраты – точки отбора образцов льда. Фото Н.Буданцевой

Слои льда вскрываются в левой части обнажения под углом 65-75°. В центральной части обнажения лед относительно чистый, 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-вертикальнослоистым 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-вертикальнослоистый лед. Подобные находки парагенетических сочетаний в едином разрезе повторно-жильных и пластовых льдов в криолитозоне единичны ^[1].

На территории Бованенковского НГКМ исследовано обнажение пластовых льдов в северной части озера Ханикосито (точка Л (1-64) на рис. 4), в обнажении террасы р.Сеяха (Мутная) изучены повторно-жильные льды (точка Ж (1-23) на рис. 4).

Рис. 4. Расположение мест отбора проб льда и воды на территории Бованенковского НГКМ

Обнажение пластового льда вскрывается в бортах термоцирка по его периметру (рис. 5, 6). Вершина термоцирка располагается в 130 м от берега озера. Видимая часть обнажения имеет ширину около 30 м, высоту 6 м.

В разрезе в вершине вскрываются:

0-12 см – оторфованный бурый легкий суглинок с включениями сфагновых мхов.

12-20 см – серовато-бурый средний суглинок с выраженной угловато-крупитчатой структурой.

20-85 см ­– оглеенный сизоватый средний суглинок

85-200 см – серый и бурый ледогрунт (подробное описание – табл. 1.)

200-600 см – пластовый лёд (подробное описание образцов – табл. 3).

Произведен горизонтальный отбор образцов на глубине 3 м через каждые 5-10 см, и вертикальный отбор до глубины 6 м (рис. 5).

Рис. 5. Обнажение пластового льда в северной части оз. Ханикосито, Бованенковское НГКМ (точка Л (1-64) и схема отбора образцов. Фото Е.Гаранкиной

Рис. 6. Пластовый лед в северной части оз. Ханикосито, Бованенковское НГКМ: а - общий вид, б – фрагмент пласта, где производился отбор образцов льда. Фото Дж.Васильчук

Таблица 1

Описания отложений верхней части толщи, вмещающей позднеплейстоценовые пластовые льды в районе Бованенковского НГКМ

В верхней части борта термоцирка на берегу р.Сеяха (Мутная) в трещине между двумя полигонами, под слоем сфагнового мха и горизонтом торфяно-глеезема исследованы повторно-жильные льды (рис. 7). В разрезе вскрыты:

0-37 см ­– сфагновый бурый торф.

37-44 см ­– сизоватая супесь с буроватым оттенком и охристыми пятнами.

44-54 см ­– сизая супесь с охристыми пятнами.

54­-91 см ­– мерзлый легкий суглинок.

91-200 см ­– верхняя часть повторно-жильного льда вертикально-слоистого.

На глубине 100-110 см произведен отбор образцов повторно-жильного льда вдоль горизонтального профиля.

Рис. 7. Повторно-жильный лед в обнажении террасы р.Сеяха (Мутная), точка Ж (1-23). Фото Е.Гаранкиной

Методы опробования и аналитических определений

Образцы льда отбирались путём предварительной зачистки стенки обнажения и скалывания льда топором. Образцы льда упаковывались в двойной целлофановый пакет, растапливались при комнатной температуре, а затем разливались во флаконы. Для изотопных и геохимических определений из обнажения пластового льда в долине р.Сеяха (Мутная), на берегу озера Ханикосито было отобрано 64 образца позднеплейстоценового пластового льда и ледогрунта, 23 образца голоценового повторно-жильного льда на террасе р.Сеяха (Мутная).

Из обнажения в верховьях р.Мордыяха было отобрано 11 образцов позднеплейстоценового пластового льда и ледогрунта на глубинах 6-7,5 м по вертикали и горизонтали и льдистый пылеватый песок подо льдом (гл. 9-10 м), 2 образца позднеплейстоценового сингенетического повторно-жильного льда (см. рис. 3, 4).

Для сопоставления изотопного состава отобран лед из ледяной жилы, вскрытой в пределах голоценового торфяника (6 образцов).

Концентрации катионов и анионов во льду измерялись в химико-аналитическом центре географического факультета МГУ имени М.В. Ломоносова на ионном хроматографе «Стайер». Предел точности для хлорид-ионов 0,02 мкг/мл, пределы обнаружения других анионов и катионов менее 0,01 мг/л.

Изотопный состав льда определялся в лаборатории геохимии стабильных изотопов кафедры геохимии ландшафтов и географии почв географического ф-та МГУ имени М.В.Ломоносова на масс-спектрометре Delta-V со стандартной опцией газ-бенч. При измерении δ¹⁸О анализируемые образцы уравновешивались с СО₂ в течение 24 часов, при измерении δ²Н уравновешивание в присутствии платинового катализатора производилось в течение 40 минут. Изотопный состав выражается в δ (‰) относительно среднеокеанической воды V-SMOW (Vienna Standard Mean Ocean Water). Для измерений использовались международные стандарты V-SMOW, SLAP, собственный лабораторный стандарт МГУ – снег ледника Гарабаши (δ¹⁸О = –15.60‰, δ²Н = –110.0‰). Погрешность определений составила ±0.6‰ для δ²Н и ±0.1‰ для δ¹⁸O.

Результаты изотопных и геохимических определений

По пластовому льду в верховьях р.Мордыяха получен сравнительно малый диапазон значений δ¹⁸O (варьирующих от –21 до –23,2‰) и δ²Н (варьирующих от –162,7 до –172,9‰). Льдистый песок подо льдом характеризовался более высокими значениями изотопного состава: значение δ¹⁸O в нем составило –20‰, δ²Н –156,8‰. Близкие значения изотопного состава получены по льду позднеплейстоценовой ледяной жилы, рассекающей пласт льда в краевой части обнажения: значения δ¹⁸O в верхней части жилы составили –22,6 и –23,4‰), значения δ²Н –172,2 до –179,5‰ (табл. 2). Изотопный состав сингенетических ледяных жил из голоценового торфяника, вскрытого в карьере, заметно отличается в сторону более высоких значений: по одной из жил получен диапазон вариаций δ¹⁸O от –16,2 до –17,3‰, δ²Н – от –119,4 до –126,4‰ (табл. 3).

Таблица 2

Значения δ¹⁸O, δ²Н и d_exc в позднеплейстоценовых пластовых и повторно-жильных льдах в верховьях р.Мордыяха, 537 км ж/д дороги Обская Бованенково

Таблица 3

Значения δ¹⁸O, δ²Н и d_exc в голоценовой ледяной жиле из супеси под торфяником, Центральный Ямал

По пластовому льду в долине р.Сеяха (Мутная) на берегу оз.Ханикосито получены более высокие значения δ¹⁸O, варьирующие от –17,9 до –20,5‰ и δ²Н, варьирующие от –137,5 до –150,2‰. Еще более высокие значения изотопного состава получены по перекрывающему пластовый лед ледогрунту: δ¹⁸O от –12,6 до –14‰ и δ²Н от –97,5 до –105,1‰. (табл. 4). По повторно-жильному льду, вскрытому в обнажении торфяника на террасе р.Сеяха (Мутная), получены значения δ¹⁸O от –14,1 до –18,1‰ и δ²Н от –137,5 до –150,2‰ (табл. 5).

Таблица 4

Значения δ¹⁸O, δ²Н и d_exc в позднеплейстоценовом пластовом льду, вскрытом в северной части оз. Ханикосито, Бованенковское НГКМ

Таблица 5

Значения δ¹⁸O, δ²Н и d_exc в голоценовом повторно-жильном льду, вскрытом обнажении террасы р.Сеяха (Мутная), Бованенковское НГКМ

Определение химического состава пластового льда в районе Бованенковского НГКМ показало, что в составе ионов преобладают Na⁺, Ca²⁺ и HCO₃^-. Концентрация натрия варьирует от 1,6 до 9,4 мг/л, в некоторых образцах достигая значений 12,7-16,8 мг/л, кальция – от 6,9 до 11,2 мг/л, концентрация гидрокарбонатов варьирует от 13,4 до 25,5 мг/л. Общая минерализация льда изменяется от 9,7 до 70,4 мг/л, составляя в среднем 33 мг/л. Лед, содержащий включения суглинка, как правило, характеризуется наиболее высокими значениями преобладающих ионов и минерализации, в образце льда с крупными включениями суглинка содержание Na⁺, Ca²⁺ и HCO₃^- составило 39, 34,5 и 62 мг/л, соответственно, а минерализация достигла 168 мг/л. Соотношение Cl/SO₄ в большинстве образцов льда составило 2-4, в трех образцах достигало значений до 100. Значения соотношение Cl/SO₄ выше 20-40 нами отмечено в солоноватоводных подрусловых таликах рек бассейна Обской губы и в соленых водах крипэгов Центрального Ямала ^[2].

Таблица 6

Концентрация основных ионов и минерализация позднеплейстоценового пластового льда, вскрытого в северной части оз. Ханикосито, Бованенковское НГКМ

Лед голоценовый ледяной жилы в торфянике ^[3] характеризовался в целом низкой минерализацией (в большинстве образцов она не превышала 15-22 мг/л), и преимущественно хлоридно-натриевым составом: концентрация Na⁺ варьировала, как правило, в диапазоне 1,4-3,7 мг/л, Cl^- – в диапазоне 2,2-6,3 мг/л, концентрация остальных основных ионов в основном не превышала 2 мг/л. Однако в некоторых образцах льда отмечена намного более высокая минерализация – от 70 до 196 мг/л и высокая концентрация всех ионов, при преобладании натрия и хлора (табл. 7). Соотношение Cl/SO₄ в большинстве образцов льда составило 3-7, что нормально для жил, формирующихся из талого снега ^[2].

Таблица 7

Концентрация основных ионов и минерализация голоценового повторно-жильного льда, вскрытого в обнажении террасы р.Сеяха (Мутная), Бованенковское НГКМ

Обсуждение результатов

Незначительные вариации изотопных значений в пластовом льду в верховьях р.Мордыяха (не более 3 ‰ по δ¹⁸O и около 10 ‰ δ²Н), указывают на сегрегационный характер льдообразования в условиях открытой системы. Об этом же свидетельствует и сходство с изотопной диаграммой пластового льда на р. Еркутаяха ^[4]. Близкие значения получены по пластовому льду в районе Бованенковского НГКМ. Вариации изотопных значений также невелики - не более 3 ‰ по δ¹⁸O и не более 13 ‰ δ²Н).

Значения δ¹⁸O и δ²Н пластового льда в районе Бованенковского НГКМ находятся вблизи линии метеорных вод на парной диаграмме (рис. 8, а), что говорит об атмосферной природе влаги и льдообразовании в условиях открытой системы (свободного подтока воды). Изотопные эффекты, сопровождающие льдообразование в закрытой системе, не выражены.

Современные среднегодовые значения δ¹⁸O и δ²Н атмосферных осадков района исследований составляют –17,5 и –136,2‰ соответственно (данные GNIP по Салехарду с 1996 по 2000 гг.). Полученные величины δ¹⁸O и δ²Н по пластовому льду очень близки этим значениям. Обращают на себя внимание образцы с 1 по 10 (см. табл. 4) – они характеризуются относительно более высокими значениями δ¹⁸O, δ²Н и низкими величинами dexc. Это образцы ледогрунта верхнего слоя, т.е. перекрывающих пластовые льды отложений. Судя по изотопному составу это сегрегационные текстурные льды, сформированные летними атмосферными осадками (значительная доля летних осадков), скорее всего это слои СТС, перешедшие в многолетнемерзлое состояние, о чем также свидетельствуют отрицательные величины дейтериевого эксцесса. Современные осадки теплого периода (с мая по сентябрь включительно) имеют средние значения δ¹⁸O и δ²Н –12,5 и –96‰ соответственно, изотопные значения образцов 1-10 ненамного отличаются от этих величин. Поскольку формирование пластового льда происходило в условиях открытой системы, то, скорее всего, это внутригрунтовый сегрегационный лед, сегрегация льда сформировала слои прозрачного пузырчатого льда и слои с глинистым материалом. Об этом механизме свидетельствует также: сравнительно ровные верхние контакты, лед средне- и крупнозернистый с хорошо выраженной вертикальной кристаллографической ориентировкой, твердые примеси преимущественно в виде небольших прослоев грунта, в которых частицы разобщены между собой, распределение пузырьков газа по простиранию пласта может быть как равномерным, так и неравномерным, слоистым, что отражает неравномерность кристаллизации во времени ^[5].

Рис. 8. Соотношение δ¹⁸O–δ²Н для образцов пластового и повторно-жильного льда в районе Бованенковского НГКМ (а) и в долине р.Мордыяха (б)

Повторно-жильный лед в районе Бованенковского НГКМ (см. табл. 5) характеризуется средними значениями δ¹⁸O=–17,3, δ²Н=-128,1‰, за исключением образца ж24 – это образец контактной зоны с вмещающими отложениями, в котором заметно участие текстурного льда. Все значения δ¹⁸O, δ²Н жильного льда располагаются вблизи ГЛМВ, подтверждая конжеляционный механизм образования льда. Изученный жильный лед немного изотопно тяжелее, чем среднегодовые атмосферные осадки (см. рис. 8, а), что, скорее всего, отражает лишь то, что лед формировался из атмосферной влаги, поступавшей с нижней части снежного покрова – это или осенний снег, или осенний снег, преобразованный метаморфизмом и промоченный талой водой, поступающей от поверхности снежного покрова с началом таяния. Если учесть, что, как правило, снежный покров начинает таять с поверхности ^{[6, 7]}, на которой оказывается весенний снег, то полученные значения δ¹⁸O и δ²Н по жильному льду Бованенково вполне соответствуют современным осадкам региона.

Значения δ¹⁸O и δ²Н в пластовых и жильных льдах в долине р.Мордыяха заметно отличаются друг от друга. Голоценовые ПЖЛ характеризуются практически теми же величинами δ¹⁸O и δ²Н, что и жильные льды Бованенково, а пластовые льды близки по значениям к позднеплейстоценовым ПЖЛ (см. рис. 8, б). Все значения по льду в долине р.Мордыяха находятся вблизи ГЛМВ (см. рис. 8, б). Наиболее высокие значения δ¹⁸O и δ²Н по пластовому льду отмечены на глуб. 10 м в подстилающем пылеватом вертикально-слоистом песке – это контактная зона, возможно в ней требуется более тщательный отбор образцов. Соотношение δ¹⁸O-δ²Н для образцов пластового льда скорее указывает на внутригрунтовое сегрегационное образование этой мощной пластовой залежи в условиях открытой системы.

Соотношение δ²Н-d_exc в ледяных телах применяется для выявления процессов промерзания и льдообразования. В пластовом льду в верховьях р.Мордыяха соотношение δ²Н-d_exc имеет наклон –0,37 при низком значении линейной аппроксимации (рис. 9).

Рис. 9. Соотношение δ²Н-d_exc в пластовом льду в верховьях р.Мордыяха

Соотношение δ²Н-d_exc в пластовом льду и перекрывающем ледогрунте прочти идентично, наклон составляет –0,35 и –0,39, соответственно, при низком значении линейной аппроксимации (рис. 10).

Рис. 10. Соотношение δ²Н-d_exc в пластовом льду в районе Бованенковского НГКМ

Полученные значения близки к установленным Д.Ласеллем теоретическим значениям для льда, сформировавшегося в условиях равновесного промерзания, для которых наклон линии соотношения δ²Н-d_exc составляет -0,25 ^[8].

Ранее Ф.Майклом ^[9] в районе Бованенковского НГКМ изучены различные типы льда, в которых проанализирован состав стабильных изотопов. Пластовый лед мощностью более 2,5 м (исследованный на участке Y8) подстилается песком и перекрывается оползневыми отложениями. По льду получено однородное распределение значений δ¹⁸O от –18 до –19‰ (рис. 11, б), которое подобно современному среднему среднегодовому значению в атмосферных осадках. По четырем другим участкам пластового льда получены данные δ¹⁸O от –15 до –24 ‰. Однородное распределение значений δ¹⁸O по глубине в пластовом льду указывает на его сегрегационное происхождение. Эти данные позволили Ф.Майклу сделать вывод, что исследуемый район не подвергался оледенению в позднем плейстоцене. На это также указывают широко распространенные здесь сингенетические ледяные жилы и мамонтовые остатки ^[9].

Рис. 11. Распределение по глубине значений δ¹⁸O (1) и δ²Н (2) в скв. 34-P (а – по Ю.К.Васильчуку ^[10]) и значений δ18O (б – по Michel ^[9]) в позднеплейстоценовых пластовых льдах Бованенковского ГКМ.

Ю.К.Васильчуком ранее также получены однородные вертикальные изотопные профили по пластовым льдам в районе Бованенковского НГКМ, при этом значения δ¹⁸O и δ²Н в относительно глубоко расположенном ледяном пласте (глубже 28 м) близки к значениям в пластовом льду в точке Л в северной части оз. Ханикосито. В одной залежи, вскрытой скважиной на глубинах 28-32 м, значения δ¹⁸O варьировали от –16,95 до –18,89‰, а значения δ²Н от –131,7 до –146‰ (рис. 11, а). Изотопно-кислородная и дейтериевая кривые имеют одинаковую конфигурацию, что, скорее всего, указывает на равновесные условия фракционирования при формировании пластового льда. По двум другим пластам мощностью 0,8 и 2 м также получены однородные изотопные профили, где вариации δ¹⁸O не превысили 1 ‰, вариации δ²Н составили менее 4 ‰ ^[10].

В пластовом льду в верховьях р.Мордыяха изучены пыльца и споры (табл. 8). Палиноспектры изо льда неоднородны. Концентрация колеблется от 108 до 368 экз./л. На то, что пыльца и споры не были занесены в образцы при отборе проб, указывают следующие признаки: 1) полученные палиноспектры существенно различаются в пределах данной залежи; 2) пыльца и споры имеют разную степень сохранности; 3) отбор образцов для палинологического исследования производился с максимальной изоляцией отобранного льда.

Таблица 8

Процентное содержание пыльцы и спор в пластовых льдах в верховьях р.Мордыяха, 537 км ж/д дороги Обская Бованенково, август 2011 г.

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 (табл. 9). Именно эти компоненты показательны для тундровых палиноспектров ^[11]. 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. Существенно отличается палиноспектр образца 11-YuV-2/4: здесь отсутствует не только пыльца древесных пород, но также и кустарников. Абсолютно доминируют пыльца осок и споры хвощей, встречена пыльца василисника, злаков, лилиецветных, бобовых. Высокое содержание пыльцы и спор влаголюбивых растений, в частности хвощей и осок, василисника указывает на возможный источник происхождения воды, образовавшей лед. Такого рода особенности отмечены на Ямале для отложений небольших озер ^[11] и пойменных отложений рек. Отметим также наличие раковин диатомей, и зеленых водорослей рода Pediastrum. Для примера приведем результаты изучения проб речных вод, отобранных на мелководье в припойменной части в июле в разных подзонах тундры.

Таблица 9

Концентрация пыльцы и спор в реках Севера Западной Сибири в июле (экз./л)

Долины рек в основном располагаются в одной тундровой подзоне. Полученные данные демонстрируют, что концентрация пыльцы и спор выше в воде реки Щучья, протекающей по территории кустарниковых тундр. Доминирует пыльца древесных пород, что связано не только с близким расположением границы с лесотундрой, но также и с существованием придолинных лесов, проникающих в зону кустарниковых тундр. Характеристика воды рек протекающих по территории типичных тундр (кустарничковых и мохово-лишайниковых) характеризуется заметно более низкой концентрацией, и преобладанием пыльцы трав. Поскольку отбор проб производился в момент цветения тундровых трав, полученные палиноспектры отражают лишь один из периодов эмиссии пыльцы.

Таким образом, палиноспектры, выделенные из ледяной залежи в долине р. Мордыяха, свидетельствуют о внутригрунтовом происхождении льда. На это указывает признаки типично тундровых палиноспектров: содержание пыльцы карликовой березки (8-28%), ольховника 6-11%, злаков (11-50%), осок (до 42%), верескоцветных (29-39%), и спор зеленых мхов (1-38%), наличие спор хвощей (до 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 ^[11]. 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 наряду с доплейстоценовыми палиноморфами.

Факторы и механизмы образования пластовых ледяных тел

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 ^[12-14].

В районах слабого поверхностного стока, к которым относятся сильно заозереннные 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.

В эпоху позднеплейстоценового криохрона сложилась ситуация, благоприятная для захоронения пресных озёрных 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 озёр внезапно спускалась, можно представить себе образование наледей из-за формирования замкнутых таликов на границе покровного озёрного льда и мерзлых засолённых отложений. Излияние этих наледей могло приводить к формированию вертикально слоистого инъекционного льда. 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 засолённых, скорее всего озёрных отложениях. Что касается горизонтально слоистого льда, то он может быть как конжеляционным, так и сегрегационным.

Скорее всего, пластовые льды в мерзлых отложениях Бованенковского НГКМ и в верховьях р.Мордыяха относятся к внутригрунтовым ледяным залежам, образовавшимся в процессе сегрегационного, сегрегационно-инфильтрационного или сегрегационно-конжеляционного льдообразования ^[15-17] при промерзании водонасыщенных рыхлых отложений, к которым, относятся подозерные талики, около 20-25 тыс. лет назад. Распределение изотопных значений показывает, что пластовые льды формировались из влаги атмосферного происхождения, льдообразование происходило в условиях открытой системы (свободного подтока воды) и равновесного промерзания. Низкая минерализация и ионный состав пластового льда Бованенковского НГКМ отражает его формирование в засоленных морских отложениях из пресных вод внутригрунтовых вод, скорее всего, вод подозерного талика.

Выводы

Основными выводами проведенного исследования являются:

а. Изученные пластовые залежи относятся к залежам внутригрунтового типа.

б. Одним из главных источников воды, из которой сформировался пластовый лед были озерные воды и вода подозерных таликов.

в. В процессе формирования льда происходило заметное изотопное фракционирование, которое привело к формированию пластов с изотопным составом несколько более тяжелым чем исходные озерные воды.