Some clear evidences of the intrasedimental origin of massive ice in northern Eurasia

Введение

Пластовые льды разных генетических типов широко распространены на территории современной криолитозоны России, особенно разнообразны они в пределах севера Западной Сибири, на Таймыре, на Чукотке, на островах Арктики. Мощность их достигает 45-50 м, простирание по латерали иногда составляет 1-2 км. Исключением является, пожалуй, Якутия, где очень широко распространены современные, голоценовые и позднеплейстоценовые сингенетические повторно-жильные льды и практически на встречаются пластовые льды. На территории Северной Америки они наиболее широко встречаются в дельте р.Маккензи, на северо-западе Канады и на островах Канадского Арктического архипелага. Генезис пластовых залежей трудно поддается расшифровке, так как во-первых в природе редко встречаются разрезы с одним только типом пластовых льдов, чаще встречаются их сочетания, так как трудно представить, например, процесс образования инъекционной ледяной залежи без участия процессов сегрегации, а захоронение аллохтонного льда и вовсе невозможно без сегрегационного льдовыделения при промерзании вмещающих пласт пород, во-вторых из-за эквифинальности таких двух разных процессов как внутригрунтовое промерзание и формирование ледникового льда, когда формирующиеся различными путями мощные ледяные залежи приобретают один и тоже финальный облик - такой как например мощное многометровое сильнодислоцированное ледяное тело в толще перемятых мерзлых отложений. К такому результату приводят и деформации при эпигенетическом внутригрунтовом конжеляционном и сегрегационном льдовыделении, осложненном инъекционными процессами и сингенетическое погребение растекающегося движущегося ледникового льда (или, например айсбергового или припайного льда). Вообще можно говорить о четырёх основных вероятных вариантах образования погребенных пластовых залежей льда: 1) захоронение глетчерных льдов в изначально мёрзлых моренах; 2) захоронение речных и озёрных плавучих льдов в озёрных и аллювиальных отложениях; 3) захоронение морских (лагунно-морских) поверхностных и донных льдов в прибрежно-морских (лагунно-морских) отложениях; 4) захоронение глетчерных льдов в морских отложениях в условиях мелководья.

Говоря о захоронении глетчерных льдов, вероятно справедливо считать, что оно может происходить в тех районах и в то время, когда ледники и ледниковые купола и щиты широко развиты в пределах региона.

Три новых аспекта, указывающих на внутригрунтовый генезис пластовых льдов

Рассмотрим три важных аспекта, являющихся свидетельствами внутригрунтового генезиса пластовых льдов на севере Евразии, которые на первый взгляд очевидны, но как-то выпали из поля зрения палеогеокриологов:

1. В пределах Евразийской Арктики ни на арктических островах с ледниковыми куполами - Северной Земле, Новой Земле, Шпицбергене, Земле Франца Иосифа, ни в горных районах Путорана, Верхоянья и др. не обнаружено ни одного существующего в настоящее время позднеплейстоценового ледника или его части, располагающейся под голоценовым ледником. Предполагать массовое исчезновение позднеплейстоценовых ледников нет оснований, так как на обширном протяжении северного побережья и на островах Северного Ледовитого океана позднеплейстоценовые повторно-жильные льды не только не деградировали, а залегают непосредственно под современным сезонно-талым слоем, причем не только в самых северных районах Евразийской Арктики - на арктических островах (рис. 1), но и в пределах субарктической зоны (рис. 2). При этом подчеркнем, что в Североамериканской Арктике и на островах Канадского Арктического архипелага позднеплейстоценовые ледники распространены достаточно широко - это, прежде всего ледниковые купола Гренландии, островов Элсмир, Девон, Агассиса и др. Поэтому в многолетнемерзлых толщах севера Северной Америки сохранение захороненного позднеплейстоценового ледникового льда логически оправдано, тогда как в Евразийской Арктике его просто могло не быть изначально.

Рис. 1. Залегание позднеплейстоценовых повторно-жильных льдов непосредственно под современным сезонно-талым слоем на о. Котельном. Фото Н.В.Беловой, 2012 г.

Рис. 2. Залегание позднеплейстоценовых повторно-жильных льдов непосредственно под современным сезонно-талым слоем в районе пос. Сеяха, центральный Ямал. Фото Ю.К.Васильчука: а – 1996 г, б – 2016 г.

2. Изотопный состав подавляющего большинства обнаруженных на севере Евразии пластовых льдов имеет вполне "голоценовые" значения (дальше для простоты понимания будем говорить преимущественно о значениях δ¹⁸О, так как вариации величин δ²H в тех случаях когда они измерялись как правило имеют симбатный, т.е. однонаправленный - совпадающий по фазе характер изменения).

Например значения δ¹⁸О в пластовых льдах Ямала примерно составляют: на западном побережье Байдарацкой губы близ устья р.Оюяха от –15 до –21,5‰ ^[1], в долине р. Еркутаяха на юго-западе Ямала - от –19,2 до –22,9 ‰ ^[3], у пос. Харасавэй - от –18,6 до –26,3 ‰ ^[1], в пределах Бованенковской площади - от –11,2 до –25,2 ‰ ^[3] и т.п., причем наиболее низкие значения сформировались при промерзании в закрытых условиях при промерзании последних порций воды.

На изотопных профилях полярных шапок Российской Арктики можно встретить и очень контрастное распределение (где разница значений δ¹⁸О даже в придонных льдах составляет более 5-6‰ – см. рис. 3, б, в, а там лёд уже уплотнился и сезонные различия, столь существенные в верхних частях кернов, исчезли), и совсем однородное распределение с разницей значений δ¹⁸О часто не более 2-4‰ (см. рис. 3, а):

Рис. 3. Распределение значений δ¹⁸О в ледниковых куполах Российской Арктики, по ^[20]

а). На Шпицбергене в скважинах вскрывших лед возрастом около 400 лет ^[19], лед датированный около 400 лет характеризуется величинами δ¹⁸О: на куполе Ломоносов (Ломоносовфонна) от –15 до –17‰ - осредненные за отрезки по 5 лет (и от –12 до –20,5‰ экстремальные) и на куполе Вестфонна от –15 до –19,5‰ - осредненные за 5 лет (и от –13 до –21‰ экстремальные) ^[19]; б). В керне льда купола Ветренный на острове Греэм–Белл, Земля Франца–Иосифа значения δ¹⁸О варьируют от –23 до –12‰ ^[9]; в). Величины δ¹⁸О по образцам льда из 8-меровой стенки трещины на языке ледника Серп и Молот, расположенного на 220 км южнее Северного ледникового купола Новой Земли варьируют от–17,8 до –15,5‰ ^[10]; г). В 460-метровом керне ледникового купола Вавилова на Северной Земле значения δ¹⁸О варьируют от –26 до –16‰ ^[25], При исследованиях современного снега на куполе Вавилова получено среднее значение δ¹⁸О около –10‰. При этом экстремально низкие величины δ¹⁸О для отдельных снегопадов достигали – 25,8‰; д). В ледниковом льду купола Академии наук от –23,5 до –18,5‰ ^[25]. Лед в нижней части керна скважины на куполе Вавилова предположительно относили к позднеплейстоценовому, но при этом даже сами авторы этого предположения склонялись к тому, что вполне вероятно, что в конце плейстоцена ледников на севере Российской Арктики не существовало ^{[25, p. 406]}, и всё же, относительно высокие изотопные значения (величина δ¹⁸О = –26) не подтверждают позднеплейстоценовый возраст придонного льда купола Вавилова. К схожему выводу о невозможности сохранения позднеплейстоценового льда на Северной Земле пришел на основании изучения гляциологических особенностей ледников и Л.С. Говоруха ^{[5, с.224]}.

Подчеркнем, что практически во всех случаях средние величины δ¹⁸О в ледниках арктических островов Евразии редко отличаются от современных изотопных значений в приповерхностной части ледников более, чем на 2-3‰ (см. рис. 3), тогда как на ледниковых куполах Гренландии и Канадского Арктического архипелага эти различия обычно составляют не менее 8-10‰: в скв. GRIP в Гренландии – 8‰: –35 – современный и –43‰ – позднеплейстоценовый ^[17], на куполе о.Девон – 10‰: –26 – современный и –36‰ – позднеплейстоценовый ^[22], в кернах ледника Агассиса – 10‰: –27 – современный и –37‰ – позднеплейстоценовый ^[18].

3. Особая роль в интерпретации генезиса мощных пластовых льдов принадлежит голоценовым пластовым ледяным залежам, так как соотношение многолетнемерзлых пород и поверхностных ледников в голоцене было в основном таким же как и в настоящее время. Нет никаких основания полагать, что в голоцене ледники распространялись на территории современных низменностей и равнин Западной Сибири, Таймыра, Чукотки и др. районов Северной Евразии. Да и в литературе таких предположений не встречается. Между тем в отложениях первой морской и лагунно-морской террас, пойм и лайд на севере Западной Сибири и Чукотки нами неоднократно фиксировались довольно мощные пластовые залежи ^[26].

Можно выделить внутригрунтовые голоценовые пластовые льды в донных морских и лагунных отложениях: а). Пласт солёного льда на мелководье Мечигменского залива (Восточная Чукотка) обнаружен Ю.К.Васильчуком при анализе материалов бурения ^[3]. При глубине залива более 10 м, донные отложения оказались многолетнемёрзлыми, и на небольшой глубине от дна разбурен пластовый лед мощностью около 1,5 м; б). Пластовые льды в отложениях пляжа в устье р.Хатанга исследовал В.М.Пономарёв ^[14]. В скважине, пробуренной на пляже, заливаемом во время приливов, он обнаружил высокоминерализованные воды до глубины 10 м (эти криопэги характеризуются минерализацией до 97 г/л), подстилаемые суглинком с прослойками льда с сажистыми включениями и торфом, содержащими метан под давлением 1,8 атм. в устье скважины. Ниже залегал плотный лед, мощностью 13,5 м, в верхней части – загрязненный песком, Температура льда варьировала от –4,5 до –5,5°С, температура солёной воды составила –5,5°С. По мнению В.М.Пономарёва ^[14] при заливании водой могло происходить частичное оплавление линзы льда (вверху лёд загрязнен песком), но, по мере увеличения мощности песчано-глинистых отложений, залегающих над ним, происходившее при погружении побережья растворение льда прекратилось; в). Пластовый лед в донных отложениях Байдарацкой губы изучен В.И.Спесивцевым в 12 км от Ямальского берега. Здесь на глубине губы 13 м была пробурена скважина 240, глубиной 80 м. На глубине 17 м от отметки дна вскрыты мерзлые породы. До 19 м они сложены темно-серым однородным суглинком с объемной льдистостью до 70%. В интервале 19-29 м был вскрыт голоценовый пресный, но все же заметно минерализованный пластовый лед, его минерализация составляет 0,62 г/л. В интервале 26-29 м во льду отмечается увеличение минеральных включений в виде дресвяно-щебнистых агрегатов суглинистого состава. С глубины 32 м ледяные включения по разрезу не отмечены ^[8]; г). На пляже в районе пос.Харасавэй скважиной вскрыто переслаивание голоценовых пластовых и линзовидных льдов с супесью на глубине около 5,5 м, мощность переслаивающейся толщи около 6 м. Льды залегают ниже уровня моря, их температура ниже, чем у вмещающих пород ^[6].

Неоднократно встречены внутригрунтовые голоценовые пластовые льды в отложениях речных и озёрных пойм, морских и лагунных лайд и первых террас Севера Евразии: а). Голоценовые автохтонные сегрегационные пластовые залежи, в толще песчаной косы Русский заворот разбурены М.А.Великоцким ^[4] на береговом баре Печорского моря, приподнятом на 1-3 м над уровнем моря. Здесь выявлены залежи пластовых льдов мощностью более 1,2 м, залегающие в песках мощностью 3,2 м. Сразу под пластовыми льдами начинается зона криопэгов (мощностью до 7 м) в песках и валунных суглинках. Кровля пластовых льдов залегает на глубине 0,6-1,1 м от поверхности. Подошва пластовых льдов соответствует уровню моря ^[4]; б). Пласт льда в разрезе первой террасы близ пос. Харасавэй имеет почти 4-метровую мощность ^[7]. Учитывая радиоуглеродные датировки в разрезе первой террасы близ пос.Харасавэй – около 9 тыс. лет ^[3] можно считать этот лёд голоценовым. Значения δ¹⁸О в пластовой залежи составили –10,6‰, а значения δ²H –112 ‰. Этот лёд изотопически тяжелее, чем лед ледяных жил, формировавшихся близ Харасавэя в голоцене (δ¹⁸О здесь варьируют от –15,9 до –14,1‰ ^[3]), поэтому его образование в голоцене более вероятно. Пластовые льды из третьей террасы близ пос. Харасавэй изотопически легче (величины δ¹⁸О от –13,4 до –18,4, а δ²H до –141‰ ^[7]), заметим, что значения минерализации во льдах первой и третьей террасы весьма схожи и изменяются в диапазоне 10-90 мг/л. По результатам исследований Н.Г.Беловой ^[1] значения δ¹⁸O в пластовом льду в толще третьей террасы изменяются от –18,6 до –26,3‰ (составляя в среднем –21,9‰), а значения δ²H изменяются от –143,1 до –197,5 ‰. Воды, которые пошли на формирование голоценового пластового льда в отложениях первой террасы близ Харасавэя, согласно его изотопному составу, летние или смешанные (и зимние, и летние), поэтому нет оснований полагать, что это, например, погребённая льдина. Это также подтверждает голоценовый возраст пластовой залежи в разрезе первой террасы близ Харасавэя ^[3]; в). Штоки льда голоценового возраста близ пос. Марре-Сале.В верхней части отложениях разреза Марре-Сале, в северной и центральной частях разреза (точка 1/31-08-12) вскрыт парагенез сингенетических повторно-жильных льдов, и штоков и лакколитов внутригрунтовых льдов пластового типа ^[11]. Вмещающие отложения датированы серией из 4 радиоуглеродных датировок от 9690 ± 120 до 6475 ± 100 лет. Это указывает на то, что и ледяные жилы и штоки льда, скорее всего формировались при промерзании осадков озёрных котловин в первой половине голоцена; г). Пластовые льды в пойменной толще р. Юрибей (Ямал), примерно в 40 км выше устья отмечены В.В. Оленченко и А.Н.Шеиным ^[13] по данным георадиолокации и электротомографии. В месте слияния рек Юрибей и Яртасё пластовые льды, залегают на глубине около 4-6 м и имеют мощность предположительно около 15 м. На разрезах сопротивлений они выделяются слоем аномально высокого удельного электрического сопротивления (более 50 000 Ом·м); д). Парагенез голоценовых ледяных пластов внутригрунтового генезиса и погребенных припайных льдов описан в толще сингенетических голоценовых отложений в устье р.Сабеттаяха на побережье Обской Губы^[26]. Более чем в 800 скважинах, пробуренных на побережье Обской губы, встречены пластовые льды. Основная масса ледяных залежей размещается в голоценовых породах лагунно-морского генезиса. В верхних 10-20 метрах разреза здесь повсеместно встречены пластовые ледяные залежи весьма редкие для голоценовых толщ. Пластовый лед залегает на разных глубинах, образуя иногда даже 2-4 ярусный ледовый комплекс. Кровля залежей льда залегает с глубины 0,6 м до 21,1 м от поверхности земли. Подошва залежей льда встречена на глубинах от 1,6 м до 21,4 м. Мощность льда, вскрытая скважинами, колеблется от 0,2 до 5,7 м при среднем значении 1,5 м. Иногда в одной скважине встречаются два, три и даже 4 прослоя льда ^[26]. Лед в пластовых льдах обычно пресный, по составу близок к озёрной и атмосферной воде. Они формировались в условиях лагунно-морского криолитогенеза, когда по мере утраты связи с морем возникали замкнутые лагуны, и происходило промерзание песчано-глинистых отложений, выходящих из-под воды аккумулятивных кос, островов, баров. Микровключения органики из коричневого неслоистого льда из скв. №12 с глубины 6,8 м датированы автором в радиоуглеродной лаборатории Оксфордского университета. Образование льда датировано первой половиной голоцена - 5932 ± 39 лет назад (OxA-X-2650-57). Коричневый неслоистый лед характеризуется относительно низкими значениями δ²H от –147,62 до –155,57 ‰, и величинами δ¹⁸O от –19,11 до –20,55 ‰. Белый горизонтально-слоистый лед из скв. 17 с глубины 8,5 заметно изотопически более тяжелый: величины δ²H изменяются от –107,1 до –119,8 ‰, а значения δ¹⁸O - от –15,73 до –16,06 ‰ ^[26].

Можно полагать, что в пределах первой террасы и лайды Обской губы, близ устья р.Сабетты пластовые залежи преимущественно относятся к внутригрунтовым ледяным образованиям, сформировавшимся сингенетически в процессе сегрегационного или инфильтрационно-сегрегационного льдообразования при промерзании водонасыщенных разуплотнённых толщ. Менее вероятна, но полностью не исключена, погребенная природа некоторых пластовых залежей в результате катастрофического захоронения припайных льдин или стамух. Коричневый цвет этого льда может быть следствием загрязнения озёрным илом, на это же указывает и прослой незасоленных черных илов в толще коричневого неслоистого льда в устье р.Сабетты в скв. 12 ^[26]. Автору представляется, что ледяные пласты в голоценовых отложениях близ устья р.Сабетты гетерогенны – большая часть их внутригрунтовые, но есть и погребенные припайные льды.

Внутригрунтовые голоценовые пластовые льды в отложениях островов Канадского Арктического архипелага. Укажем, что голоценовые пластовые льды встречены на п-ове Фосхайм, о.Элсмир (около 80° с.ш.). Таяние ледников на п-ве Фосхайм, произошло около 9,5 тыс. лет назад. Залежи пластового льда мощностью до 8-10 м и ПЖЛ высотой до 7 м ^[24] были вскрыты в верхней части крутого обрыва на западном берегу ручья Хот Уэзер, в 2,5 километрах к северу от слияния с р.Слайдр (79°58´ с.ш., 84°28´ з.д.). Здесь обнажается невыветрелый плохо сцементированный белый кварцевый песчаник и пласты угля, часто переслаивающиеся с аргиллитом и глинистым сланцем. Коренные породы перекрыты слоем неуплотненных голоценовых морских суглинков и аллювиальных супесей различной мощности. Мощная залежь голоценового сегрегационного пластового льда исследована в обнажении на р.Слайдр на побережье фьорда Юрика (Эврика) Саунд ^[23]. Мощность пласта достигает 8-9 м. Контакт с перекрывающими морскими суглинисто-глинистыми осадками – постепенный. Подстилающими пластовый лед отложениями является песчаник. Во льду проанализирован изотопно-кислородный состав. Значения δ¹⁸О изменяются от –28,9 до –34,8‰ в сетчатом льду из перекрывающих суглинков, от –33,0 до –36,8‰ – в пластовом льду и составляют –36,0‰в ледяном вертикальном шлире из песчаника. Значения δ¹⁸О шлирового сегрегационного льда из вмещающих отложений близки к значениям для пластового льда. Обращает на себя внимание изменчивость характера изотопной диаграммы по вертикали, вероятно, связанная с криогенным фракционированием при внутригрунтовом льдообразовании. Пластовые льды, исследованные на р.Слайдр, отнесены В.Поллардом и Т.Беллом ^[23] к сегрегационным льдам, так как лед согласно перекрывается вышележащими морскими осадками и имеет внутреннюю слоистость, параллельную верхнему контакту льда с вмещающими отложениями. Для сегрегационного льдообразования в данном районе благоприятными условиями явилось наличие слабо водопроницаемых перекрывающих отложений (суглинков) и высокая водопроницаемость подстилающих отложений (гравия), обеспечивающих поступление достаточного для формирования льда количества воды. Трещины в коренных породах, по мнению С.Робинсона и В.Полларда ^[24], могли быть каналами поступления воды из грунтовых вод, находящихся в трещиноватых коренных породах под артезианским давлением. Из более глубоких горизонтов в мерзлые коренные породы, происходила инъекция воды под высоким давлением, что было вызвано промерзанием и наличием водоупора. Возраст и сегрегационных, и инъекционных пластовых льдов на побережье фьорда Юрика (Эврика) Саунд, моложе 7-8 тыс. лет ^{[23, 24]}.

Пласты льда вскрытые бурением на большой глубине

Пластовые льды вскрытые глубоким бурением как правило могут быть только внутригрунтового генезиса.

Пласты льда вскрытые глубоким бурением на западе Урала и на Пай-Хое в бассейне р.Ярейю, на гряде Силова-Мусюр и в бассейне р.Силовая описаны Н.Г.Оберманом ^[12]. Здесь пластовые ледяные залежи вскрыты преимущественно в позднее- и среднеплейстоценовых морских и ледово-морских толщах, эпигенетически промерзших, они залегают в песках и суглинках на контакте друг с другом и с коренными породами на глубинах от 5 до 115 м. Пластовые льды представляют собой монолитные тела, мощностью как правило 10-15 м, чаще сложенные невыдержанными по простиранию, в основном наклонными от 0 до 90° к горизонту, чередующимися слоями бесцветного и грязно-серого льда мощностью 1-100 мм. Пластовые льды имеют очень высокую минерализацию (110-4717 мг/л) и, обычно, гидрокарбонатно-натриевый фоновый состав. Смена у подошвы пласта вскрытого в бассейне р.Силовая гидрокарбонатного расплава хлоридным при почти неизменной минерализации указывает по мнению Н.Г.Обермана ^[12] на промерзание водоносного горизонта в условиях открытой системы с оттоком воды.

Пласт льда вскрыты глубоким бурением на Бованенковской площади в центре Ямала в скважине 34-Р залегает на глубине от 28 до 32 м. Автором получен весьма однородный изотопный профиль по этому пластовому льду, значения δ¹⁸О варьируют от –16,95 до –18,29‰, а δ²H от –131,7 до –146‰ ^[2].

Пласт льда в северо-восточном Китае, в бассейне Хуола был изучен Б.Ваном ^[27] в юрских конгломератах, перекрытых 40-метровой толщей мелко- и грубозернистого песчаника. Здесь в пробуренной в 1985 г скважине ZKO вскрыт двухслойный пластовый лед: верхний слой мощностью 1,8 м в интервале от 40 до 41,8 м, нижний слой мощностью 16,45 м в интервале от 49,16 м до 65,3 м. Эти два пласта льда разделены углистыми аргиллитами мощностью 7,35 м, а в скважине H6 – пласт льда имеет мощность более 20 м. Лед загрязнен пылеватыми частицами, его минерализация составляет 0,5 г/л. Основание льда совпадает с подошвой многолетнемерзлых пород, при этом лед подстилается немерзлым аргиллитом. Б.Ваном высказано предположение, что лед образовался в результате инъекции воды ^[27]. Ю.К.Васильчуку представляется ^[3], что это скорее сегрегационный лед, поскольку немерзлый трещиноватый аргиллит, вряд ли мог обеспечить водонепроницаемость, требующуюся для инъекции столь большого объема воды.

Пласты льда на п-ове Пойнт, и в районе Инволютед Хилл на северо-западе Канады, по данным бурения, показали, что пластовый лед в скважинах РР88-1, 16z и 21z залегает на глубине 8-10 м, имеет мощность нередко более 10-15 м, он подстилается песком, контакт с пластовым льдом резкий и неправильный и характеризуется брекчированной зоной мощностью 35 см ^[21]. Распределение значений δ¹⁸О и δ²H по скважине РР88-1 показывает отчетливый сдвиг на контакте диамиктона и пластового льда на глубине 9 м. Диамиктон характеризуется более высокими значениями δ¹⁸О в диапазоне от –25 до –17‰, в пластовом льду изотопная изменчивость меньше - величины δ¹⁸О варьируют – от –32 до –29,9 ‰ ^[21].

Дж.Росс Маккай и С.Р.Дэллимор пришли к выводу, что распределение значений δ¹⁸О и δ²H говорит в пользу внутригрунтового происхождения пластового льда ^[21]. Скорее всего, пески на п-ове Пойнт и в районе Инволютед Хилл были немерзлыми до глубины 35 м подо льдом, когда происходило его формирование, что определило однородность изотопных профилей. По полученным изотопным данным были построены линии соотношения δ¹⁸О-δ²H. Для диамиктона наклон линии соотношения δ¹⁸О-δ²H равен 8,06, по пластовому льду наклон равен 6,4, по подстилающему песку наклон равен 5,7. Известно, что наклон линии соотношения δ¹⁸О-δ²H более 7,2 предполагает формирование льда из атмосферной влаги (например, ледникового льда), а наклон менее 6 говорит о внутригрунтовом происхождении льда из подземной воды при промерзании в закрытой системе. Следовательно, наклон 6,4 для пластового льда, отмеченный по скважине РР88-1 предполагает промерзание в полузакрытой системе ^[21].

Выводы

1. Генезис пластовых залежей трудно поддается расшифровке из-за эквифинальности таких двух разных процессов как внутригрунтовое промерзание и формирование ледникового льда, когда сформировавщиеся различными путями мощные ледяные залежи приобретают один и тоже финальный облик.

2). В пределах Евразийской Арктики ни на арктических островах с ледниковыми куполами – Северной Земле, Новой Земле, Шпицбергене, Земле Франца Иосифа, ни в горных районах Путорана, Верхоянья и др. не обнаружено ни одного существующего в настоящее время позднеплейстоценового ледника или его части, располагающейся под голоценовым ледником.

3). Изотопный состав подавляющего большинства обнаруженных на севере Евразии пластовых льдов имеет вполне "голоценовые" значения, тогда как на севере Канады и Аляски, нередко можно встретить пластовые льды с очень легким "позднеплейстоценовым" изотопным составом.

4). Голоценовые пластовые ледяные залежи морфологически схожие с позднеплейстоценовыми встречены в отложениях первой морской и лагунно-морской террас, пойм и лайд на севере Западной Сибири и Чукотки, где нет никаких оснований предполагать распространение ледников на равнины в голоцене.