Рус Eng За 365 дней одобрено статей: 2162,   статей на доработке: 279 отклонено статей: 937 
Библиотека
Статьи и журналы | Тарифы | Оплата | Ваш профиль

Вернуться к содержанию

Циклокриостратиграфия едомных толщ. Часть 2.
Васильчук Юрий Кириллович

доктор геолого-минералогических наук

профессор, Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова (МГУ)

119991, Россия, г. Москва, ул. Ленинские Горы, 1, оф. 2009

Vasil'chuk Yurij Kirillovich

Doctor of Geology and Mineralogy

Professor, the department of Geochemistry of Landscapes and Soil Geography, Lomonosov Moscow State University

119991, Russia, g. Moscow, ul. Leninskie Gory, 1, of. 2009

vasilch_geo@mail.ru
Аннотация. Показано, что целью циклокриостратиграфии является определение, характеристика и интерпретация периодических или квазипериодических вариаций в криостратиграфии многолетнемерзлых толщ (преимущественно синкриогенных) и их использование для построения и уточнения особенностей формирования многолетнемерзлых толщ. Сформулировано понятие криоциклит – это комплекс многолетнемерзлых толщ (слоев) и их ассоциаций с подземными льдами, характеризующийся в вертикальном разрезе (в скважине, обнажении, шурфе и т. д.) направленностью и непрерывностью изменения криотекстурных (и вещественных) свойств подземных льдов и вмещающих их пород, отражающимися в характере границ между ними. Основными методами исследования являются радиоуглеродный, изотопный, геохимический. Показано, что нередко в едомных толщах отдельные циклиты точно повторяют друг друга, т.е. проявляется ритмичность. Выполнены циклокриостратиграфические исследования особенности строения и развития сингенетических повторно-жильных льдов в циклически построенных едомных толщах евразийской Арктики: Западной Сибири, Якутии, Чукотки, Новосибирских островов, Аляски и севера Канады. Выделены микро-, мезо- и макроциклы в едомных толщах, отличающиеся вертикальным масштабом и длительностью. Микроциклы возникают в результате изменения глубины активного слоя и накопления тонкого осадка в течение нескольких лет. Их вертикальный масштаб варьирует от сантиметров до десятков сантиметров, а их время формирования колеблется от одного до сотен лет. Мезоциклы являются результатом изменения уровня воды в озерах, реках, морях, если образование ледяных жил происходит на заливаемых низких берегах или на мелководье. Вертикальная масштаб мезоциклов составляет несколько метров, а их период обычно колеблется от нескольких сотен до нескольких тысяч лет. Макроциклы относятся к существенному изменению режима седиментации или редко - и в основном на южной границе формирования ледяных жил - с радикальными климатическими изменениями. Вертикальный масштаб макроциклов измеряется десятками метров, и их продолжительность обычно измеряется многими десятками, а иногда сотнями тысяч лет.
Ключевые слова: поздний плейстоцен, радиоуглерод, изотоп, едома, хроностратиграфия, криостратиграфия, геокриоциклы, макроциклы, мезоциклы, микроциклы
УДК: 551.345
DOI: 10.7256/2453-8922.2017.2.22328
Дата направления в редакцию: 22-05-2017

Дата рецензирования: 22-05-2017

Дата публикации: 24-06-2017

Исследование выполнено при поддержке гранта Российского научного фонда (проект № 14-27-00083, анализ результатов) и бюджетного финансирования Московского университета имени М.В. Ломоносова с использованием масс-спектрометрического оборудования, приобретенного на средства Программы развития МГУ.

Abstract. The author shows that the purpose of cyclocryostratigraphy is to determine, characterize and interpret periodic or quasiperiodic variations in the cryostratigraphy of permafrost sections (mainly syncriogenic ones) and their use for refining the features of the formation of permafrost. The author formulates the concept of cryocyclitis as a complex of permafrost layers and their associations with ice wedges, characterized by the direction and continuity of the change in the cryostructures properties of the ground ice and its surrounding sediments, reflected in the location of the boundaries between them, which can be seen in a vertical section (in a borehole, outcrop, bore pit, etc.). The main research methods are the radiocarbon, stable isotope and geochemical ones. The study shows that often in the yedoma strata individual cyclites duplicate each other, thus demonstrating a continuous process. The author performs the cyclocryostratigraphic research of the structural features and development of the Late Pleistocene syngenetic ice wedge in the cyclical yedoma of the Asian Arctic: Western Siberia, Yakutia, Chukotka, Novosibirsk Islands, Alaska and northern Canada.Three cycles can be distinguished in the development of syngenetic ice wedges. Microcycles result from the changes in active-layer depth and the accumulation of a thin sedimentlayer over several years. Their vertical scale varies from centimetres to tens of centimetres, and their formation time ranges from one to hundreds of years. Mesocycles result from a change in the lake water level if ice-wedge formation took place on the banks or beneath shallow water. The vertical scale of mesocycles is a few metres, and their timescale usually varies from several hundred to a few thousand years. Macrocycles relate to a major change in the sedimentationregime or rarely – and mostly at the southern border of ice-wedge formation – with major climatic oscillations. The vertical scale of macrocycles numbers tens of metres, and their duration varies usually from many tens to sometimes hundreds of thousands of years.

Keywords: geo-cryo-cycles, Cryostratigraphy, Chronostratigraphy, yedoma, isotopes, radiocarbon, Late Pleistocene, macro-cycles, meso-cycles, micro-cycles

Введение

Целью циклокриостратиграфии является определение, характеристика и интерпретация периодических или квазипериодических вариаций в криостратиграфии многолетнемерзлых толщ (преимущественно синкриогенных) и их использование для построения и уточнения особенностей формирования многолетнемерзлых толщ.

Криоциклит - это комплекс многолетнемерзлых толщ (слоев) и их ассоциаций с подземными льдами, характеризующийся в вертикальном разрезе (в скважине, обнажении, шурфе и т. д.) направленностью и непрерывностью изменения криотекстурных (и вещественных) свойств подземных льдов и вмещающих их пород, отражающимися в характере границ между ними, и двуединым строением.

Автором выполнены циклокриостратиграфические исследования особенности строения и развития сингенетических повторно-жильных льдов в циклически построенных едомных толщах евразийской Арктики: Западной Сибири, севера и центральных районов Якутии, Магаданской области, Чукотки, арктических островов, проанализированы данные о строении едомных толщ Новосибирских островов, Аляски и севера Канады.

Основными методами циклокриостратиграфических исследований применявшимися автором были криолитологический, радиоуглеродный, изотопный, геохимический.

Показано, что нередко в едомных толщах отдельные циклиты точно повторяют друг друга, т.е. проявляется ритмичность. Выделены микро-, мезо- и макроциклы в едомных толщах, отличающиеся вертикальным масштабом и длительностью. Длительность микроциклов исчисляется от первых лет до сотен лет. Вертикальный масштаб микроциклов сантиметры – десятки сантиметров. Длительность мезоциклов обычно исчисляется от многих сотен лет до первых тысяч. Длительность макроциклов обычно исчисляется многими десятками и иногда сотнями тысяч лет. Вертикальный масштаб макроциклов – десятки метров.

Криоциклиты, должны составлять внутреннюю иерархическую "лестницу" – от элементарных до наиболее сложных. Последние, в свою очередь, будут элементами тел уже другого, более высокого уровня структуры. Многолетнемерзлый слой является элементом криоциклитов, а их элементарной "ячейкой" будет элементарный криоциклит.

Под элементарным криоциклитом – микрокриоциклитом понимается простое по своей структуре сочетание многолетнемерзлых слоев и вмещаемых ими повторно-жильных льдов одного типа.

Элементарные криоциклиты, повторяясь в разрезе, могут составить следующий субуровень криогенных тел - мезокриоциклиты, и т. д. Но, нередко мезокриоциклиты, и даже макрокриоциклиты могут являться элементарным криоциклитом. Число субуровней, т.е. "ступеней" на иерархической классификационной структуры криоциклитов невелико, сейчас можно уверенно говорить не более, чем о трех-четырех субуровнях.

Сингенетические повторно-жильные льды в районах распространения многолетнемерзлых пород являются одним из наиболее важных показателей глобального изменения климата и в свою очередь одним из наиболее уязвимых элементов верхней части литосферы, так как их головы обычно расположены непосредственно под слоем сезонного протаивания. Последнее обстоятельство вызывает немалый интерес и вместе с тем заставляет по новому взглянуть на историю развития северных районов криолитозоны. Действительно, головы безусловно сингенетических повторно-жильных льдов, как голоценовых (рис. 1, а), так и плейстоценовых (рис. 1, б) как правило залегают на глубине не более 1 м.

И если встречаемость неглубокого залегания жил в низкотемпературной криолитозоне в общем-то воспринимается нормально, то находка ледяной жилы датированной по вмещающей тефре возрастом более 740 тыс. лет, непосредственно под слоем сезонного протаивания в районе Доусона (рис. 2) вызвало острую дискуссию в литературе [1, 2]. Дело в том, что эта территория Клондайка находится в зоне прерывистого распространения многолетнемерзлых пород. Ледяные жилы здесь представляют собой вертикально слоистые клинья. Вулканический пепел называющийся тефра голд ран (Gold Run) был найден в деятельном слое. Пепел простирался на 50 м по латерали и он перекрывает два ледяных клина. Скорее всего нижележащие жилы моложе слоя вулканического пепла. Пепел был датирован 740 000 ± 60 000 лет двумя разными методами (isothermal plateau and the diameter-corrected fission track) [1]. Таким образом, эти реликтовые ледяные жилы перекрытые пеплом представляют собой самые древние льды Северной Америки и являются свидетельством того, что ММП существовали в зоне прерывистого распространения многолетнемерзлых пород как минимум со среднего плейстоцена.

Эта публикация, вызвала активную дискуссию. Так, С.А.Зимов [2] указал, что многолетнемёрзлые породы на южном пределе своего распространения очень чувствительны к изменению климата: если средняя годовая температура воздуха изменяется на несколько градусов, то температура многолетнемёрзлых пород достаточно быстро изменится на то же количество градусов. Таким образом, потепление воздуха всего на 2°C могло привести к деградации многолетнемёрзлых пород на Юконе. Из этого следует, что климат на этой территории никогда не был существенно теплее, чем сейчас. Для нас же сейчас важно, что многолетнемёрзлые породы даже при весьма мягких геокриологических условиях могут просуществовать десятки и даже сотни тысяч лет. Примерно в таких же сравнительно мягких геокриологических условиях встречаются позднеплейстоценовые жилы в Центральной Якутии, отмечены голы ледяных жил, залегающие непосредственно под слоем сезонного протаивания в окрестностях села Сырдах в относительно высокотемпературных мерзлых породах (рис. 3).

а

Ris 1a_Vorkut_IW.jpg

б

Ice-pecunious permafrost at the coast of the Laptev Sea_Hans-Wolfgang Hubberten

Рис. 1. Залегание голов ледяных жил непосредственно под слоем сезонного протаивания: а - голоценовой жилы в торфянике Юньягинский, близ г.Воркуты, позднеплейстоценовых жил на острове Мостах (б). Фото Н.А.Буданцевой и Ю.Н.Чижовой, Х.Хуббертена

Ris 2 central Yukon Territory 1

Рис. 2. Залегание головы ледяной жилы возрастом около 740 тыс. лет, непосредственно под слоем сезонного протаивания в районе Доусона в относительно высокотемпературных мерзлых породах. Фото Ч.Чой

Окрестности села Сырдах в Республике Саха (Якутия) 2

Рис. 3. Залегание голов ледяных жил непосредственно под слоем сезонного протаивания в окрестностях села Сырдах в Республике Саха (Центральная Якутия) в относительно высокотемпературных мерзлых породах. Фото с сайта http://pikabu.ru/story/vechnaya_merzlota_3147836

Циклокриостратиграфия едомных толщ

В соответствии с принципом субординации едомные толщи, должны составлять внутреннюю иерархическую "лестницу"– от элементарных до наиболее сложных.

Автором выделено три типа цикличности: микро-, мезо и макроцикличность [3] и создана создана модель мезо- и макроциклического формирования сингенетических повторно-жильных льдов [4, 5, 6]:

Ris22_27

Рис. 4. Модель мезо- и макроциклического формирования сингенетических повторно-жильных льдов (по Ю.К.Васильчуку [4]). I и III – субаэральные фазы развития, II – субаквальная (супрааквальная фаза развития). В течение субаэрального развития массива формируются преимущественно оторфованные слои, и рост жил происходит преимущественно в ширину. В течение субаквального развития массива формируются преимущественно слои минеральных отложений (песков, супесей, глин) и рост жил прекращается или замедляется, в последнем случае происходит наращивание жил вверх. 1 – торф; 2 – супесь с песком; 3 - супесь; 4 – 6: жильный лед ранней (4), средней (5) и поздней (6) фаз развития; 7 – вода (озеро, река, губа и т.д.); 8 – принципиальный отбор образцов из жил первой субаэральной фазы; 9 – принципиальный отбор образцов из жил второй субаэральной фазы Под последним мы понимаем все же небольшую мощность воды на поверхности полигонального массива, она редко превышает 1–1,5 м (в противном случае залегающие ниже жилы даже в суровых условиях позднего плейстоцена могли бы протаять)

Микроцикличность связана с сезонной периодичностью изменения глубины деятельного слоя и накопления тонкого слоя наилка, Длительность микроциклов исчисляется от первых лет до сотен лет. Вертикальный масштаб микроциклов сантиметры – десятки сантиметров.

Мезоцикличность связана с пульсирующим изменением уровня водоема, по берегам которого, или на отмелях которого идет формирование жил. Длительность мезоциклов обычно исчисляется от многих сотен до первых тысяч лет. Вертикальный масштаб мезоциклов первые метры.

Макроцикличность связана с коренной перестройкой режима седиментации или реже (в основном на юге ареала повторно-жильных льдов) с крупными климатическими осцилляциями. Длительность макроциклов обычно исчисляется многими десятками- и иногда сотнями тысяч лет. Вертикальный масштаб макроциклов десятки метров.

Согласно модели мезо- и макроциклического формирования сингенетических повторно-жильных льдов [4, 5, 6] выделены субаэральные фазы развития и субаквальные фазы развития ледяных клиньев. В течение субаэрального развития массива формируются преимущественно оторфованные слои, и рост жил происходит преимущественно в ширину (рис. 4). В течение субаквального развития массива формируются преимущественно слои минеральных отложений (песков, супесей, глин) и рост жил прекращается или замедляется, в последнем случае происходит наращивание жил вверх.

Также автором разработана модель формирования полигонально-жильных систем различного строения, связанного с различиями в скорости осадконакопления и темпов чередования ритмов осадконакопления (рис. 5): I-III – медленное осадконакопление при различной частоте смены ритмов осадконакопления: I) частой; II) средней; III) редкой; IV–VI – быстрое осадконакопление при различной частоте смены ритмов осадконакопления: IV) частой; V) средней; VI) редкой.

Ris_2

Рис. 5. Модель формирования полигонально-жильных систем различного строения, связанного с различиями в скорости осадконакопления и темпов чередования ритмов осадконакопления (по Ю.К.Васильчуку [4]): I-III – медленное осадконакопление при различной частоте смены ритмов осадконакопления: I) частой; II) средней; III) редкой; IV–VI – быстрое осадконакопление при различной частоте смены ритмов осадконакопления: IV) частой; V) средней; VI) редкой. 1 – вмещающие жилу грунты (схематично): а – субаэральные, б – субаквальные (супрааквальные); 2 – жильный лед; 3 – часть жильного льда, прирастающего в течение более длительного субаэрального периода: а – при средней, б – при частой смене ритмов осадконакопления

Формирование сингенетических повторно-жильных льдов в песчаных и супесчано-суглинистых грунтах имеет существенные различия. В силу того, что песчаные грунты, как правило накапливаются быстрее, то и жильные льды в них растут по вертикали быстрее. Это приводит к тому, что в песчаных грунтах, чаще формируется хорошо выраженная ярусность – циклитность строения повторно-жильных структур по вертикали.

Циклитность повторно-жильных льдов, залегающих в позднеплейстоценовых песках

Циклитный полигонально-жильный комплекс в разрезе озерной толщи Ледового обрыва. Ю.К. и А.К. Васильчук [7] описано циклическое залегание повторно-жильных льдов в песчаной озерной толще, фациально замещающей едомные отложения Ледового обрыва, расположенного на левом берегу р. Майн в 13 км ниже устья р. Алган. В песчаной озерной толще были изучены три яруса ледяных жил, каждая из которых была высотой 3-4 м (рис. 6).

Vas_Ris 4 Mayn озер испр_1

Рис. 6. Циклитное залегание поздненеоплейстоценовых повторно-жильных льдов в нижней части песчаной озерной толщи Ледового обрыва, фациально замещающей едомную (вблизи контакта с классическим едомным останцом, располагающегося на рисунке справа внизу) и изотопно-кислородный состав жил: 1 – торф; 2 – песок; 3 – супесь; 4 – лед сингенетических жил; 5 – гравий и галечник; 6 – значения δ18O в ледяных жилах, ‰.

Жилы каждого из трех ярусов залегают в мелких песках и перекрываются торфом и супесью. Важной особенностью является и существенная дифференциация значений δ18O в жилках разных ярусов. В жиле на высоте 5 м над уровнем реки значение δ18O составило от –23.8‰, в жиле на высоте 8.5 м над урезом реки оно составило –28.0 ‰, а в жиле на высоте 9–10 м над урезом значение δ18O составило от –26.7 ‰ (см. рис. 6), что свидетельствует о возможном питании нижней из этих жил речной или озерной водой, имеющей более тяжелый изотопный состав, чем снег.

На возможность участия речных или озерных вод в формировании жил указывает и присутствие мелкого гравия во льду нижнего фрагмента ледяной жилы из едомного массива, контактирующего с озерными песками. Здесь также на высоте 1.5 м значение δ18O несколько выше (–25.6 ‰), чем в других фрагментах жил из основного едомного массива (см. рис. 6).

Озерными желтыми песками как бы «пропилено» несколько горизонтальных даек в едоме и в теле более древних едомных жил, т.е. пески накапливались немного позднее: нижний фрагмент озерных песков датируется 39–34 тыс. лет назад. Наиболее молодые даты соответствуют завершению накопления озерных песков и относятся к периоду 14–15 тыс. лет назад.

О датировании завершения периода накопления озерных песков следует сказать особо, поскольку на высоте 30–35 м от уреза и соответственно на глубине около 5–7 м от кровли в толще песков по веточкам А.Н. Котовым получена радиоуглеродная дата 14000 ± 200 лет (МАГ-1026). Здесь же по залегающему в толще бивню мамонта авторы получили дату 15100 ± 70 лет (ГИН-5370). Подчеркнем, что датирование разреза здесь весьма уверенное, поскольку определения получены по самому разному материалу, к тому же датированный бивень имел очень свежий облик, а такой материал дает весьма надежные 14С даты.

В песчаной озерной толщи Ледового обрыва встречена полигонально-жильная система V типа формировавшаяся в условиях быстрого осадконакопления при средней частоте смены ритмов осадконакопления (см. рис. 5).

Гетероциклитный полигонально-жильный комплекс в разрезе Усть-Алганского обрыва. Разрез Усть-Алганский расположен на левом берегу р. Майн в 6 км ниже устья р. Алган, т.е. на 7 км выше Ледового обрыва. Высота Усть-Алганского обрыва составляла около 60 м. Усть-Алганская толща по составу близка озерным осадкам Ледового обрыва. Это в основном мелкий песок, желтовато-серый и серый, горизонтально-слоистый. В интервале глубин 20-23 м (на высоте 37-40 м от уреза реки), 49-53 м (на высоте 7-11 м над урезом реки) и 55,3-55,7 м (на высоте 4,7-4.3 м над урезом реки) авторами отмечены частые прослои аллохтонного торфа мощностью от 0,5 до 2 см. В двух нижних оторфованных слоях содержится большое количество веток кустарников, изредка стволов деревьев. В разрезе Ю.К. и А.К.Васильчук [7] отмечены 7 ярусов узких повторно-жильных льдов (рис. 7), ширина их редко превышает 1 м, высота составляет 7-8 м, расстояние между жилами от 3 до 4 м.

Vas_Ris 6 Mayn_Ust Alg испр

Рис. 7. Циклитное строение опорного криолитологического разреза поздненеоплейстоценового ледового комплекса в долине р.Майн, в обнажении Усть-Алганский обрыв и – значения δ18O, ‰ в повторно-жильных и текстурных льдах: 1 – торф; 2 – песок; 3 –жильный лед; 4 – древесные остатки; 5 – значения δ18O в ледяных жилах, ‰; 6 – отбор образцов для изотопных определений; 7 – отбор образцов для радиоуглеродных определений и 14С датировки

По-видимому, в начальный период формирования Усть-Алганской толщи в ее образовании активно участвовали русловые процессы, что и приводило к накоплению мощных линз и прослоев аллохтонного материала. Об аллохтонном происхождении говорят и инверсии радиоуглеродных дат. На высоте 5 м над урезом по хорошо сохранившимся веткам и древесине авторами получена дата 32700 ± 1800 лет (ГИН-5367), а на высоте 7 м – более древняя 42400 ± 2100 лет (ГИН-5366). Ранее, в основании разреза по веткам получена дата 43 тыс. лет назад, а выше – более 57 тыс. лет назад [8]. Хронологическая инверсия вызвана привносом органики из более древних толщ, размывавшихся выше по течению реки. Более молодую датировку можно принять за нижнюю границу накопления толщи и тогда, с учётом большой мощности толщи, надо признать, что на отдельных этапах седиментация здесь происходила очень быстро.

Такой взгляд подтверждается и данными изотопно-кислородных определений из повторно-жильных льдов, которые так же, как и в озерных толщах Ледового обрыва, залегают ярусно. В жилах нижнего яруса на высоте 4–6 м над уровнем реки значения δ18O составили от –24.9 до –23.4‰, а в жилах второго снизу яруса на высоте 8–10 м над урезом реки они варьируют от –27.8 до –27.1‰ (см. рис. 7), что очевидно, свидетельствует о преимущественном питании жил второго снизу яруса талой снеговой водой, тогда как в жилах нижнего яруса заметно присутствие речной или озерной (старичной) воды. Правда, более положительные значения δ18O в жилах можно объяснить и влиянием более мягких зим 32–30 тыс. лет назад.

В песчаной озерной толще Усть-Алганского обрыва встречены полигонально-жильные системы I и IV типов формировавшаяся в условиях быстрого или медленного осадконакопления при частой смене ритмов осадконакопления (см. рис. 5).

Гетероциклитный полигонально-жильный комплекс в разрезе Туостахской впадины. Т.Н.Каплиной с соавторами [9] описаны мощные повторно-жильные льды в песчаной толще Туостахской впадины. Туостахская впадина располагается в пределах Яно-Адычанского эрозионно-денудационного плоскогорья, в области редкостойных лиственничных лесов в нижнем течении р. Адыча (правый приток Яны). Абсолютные отметки днища впадины повышаются с севера на юг от 300 до 800 м. Современные русла р. Адыча и ее притоков располагаются на отметках 145–135 м. Хорошо выраженный элемент долин во впадине – терраса высотой около 70 м над реками, сложенная преимущественно песками. Разрез ее вскрывается р. Адыча по правому берегу в обнажениях Хотон-Хая (в 1 км выше с. Бетенкёс) и Улахан-Сулар (в 7,5 км ниже с. Бетенкёс).

Фаунистические материалы в изобилии найденные в разрезе Улахан-Сулар позволили Т.Н.Каплиной заключить, что в разрезе 70-метровой террасы присутствуют отложения весьма широкого возрастного диапазона – от позднего плиоцена до позднего плейстоцена. Разрез Улахан-Сулар изучался Т.Н.Каплиной по нескольким расчисткам (рис. 8); их сопоставление дало возможность выделить в нем семь различных по литологии и криогенному строению осадков пачек.

Рис Каплина_1983_Туостахская впадина_пески_52_1983_bull_quatern_comission

Рис. 8. Повторно-жильные льды в песчаных отложениях разреза Улахан-Сулар. Из Т.Н.Каплиной и др. [9]: 1 – щебень с песчаным заполнителем; 2 – пески мелкие; 3 – пески пылеватые; 4 – переслаивание супесей, суглинков и песков; 5 – супесь; 6 – суглинок; 7 – прослойки торфа; 8 – древесные макроостатки; 9 – раковины моллюсков; 10 – ледяные жилы; 11 – псевдоморфозы по ледяным жилам; 12 – изначальные грунтовые жилы; 13 – спорово-пыльцевое опробование; 14 – образцы флоры и их номера; 15 – древесина, датированная по 14С; 16 – место находки Dicrostonyx cf. simplicior Fejfar; 17 – границы пачек; номера пачек даны в кружках. I-III – расчистки

Пачка 1. В верхней по течению реки части разреза Улахан-Сулар на пляже р. Адыча выходит пачка (мощность пачки более 2 м) щебня, красно-бурого цвета с песчаным и супесчаным заполнителем. Лежащие выше осадки ложатся на щебни с размывом.

Пачка 2. Выше красно-бурых щебней залегает довольно сложно построенная пачка, состоящая из темно-серых мелких и средних песков, в которые включены плитообразные линзы темно-серых супесей. Пески, по видимому русловые – они насыщены макроостатками древесины и костными остатками. Супесчаные слои имеют внутри тонкую горизонтальную слоистость за счет прослоек автохтонного, преимущественно мохового торфа, мощность их от 0,25 до 0,6 м. Супеси скорее всего являются осадками, отшнурованных от реки, ложбин низкой поймы, по которым в паводки осуществлялся сток. Как полагает Т.Н. Каплина по кровле пачки 2 проходит граница раннего и среднего плейстоцена.

Пачка 3. На супесях и песках с размывом лежат пески средней крупности и крупные ярко-рыжего и серого цвета. Иногда они содержат дресву и щебень. Слоистость песков часто косая, местами косоволнистая, Слои песков содержат большое количество макроостатков древесины, среди которых преобладают стволы и ветви кустарников; некоторые из них окатаны, но некоторые имеют хорошую сохранность. Эта пачка, представляет собой русловой аллювий древней реки и рассматривается Т.Н. Каплиной как базальный горизонт лежащей выше аллювиальной толщи.

Пачка 4. На пачке 3 обычно с резким контактом залегает линза серых песков, которые вверх по разрезу постепенно обогащаются прослойками заиленных пылеватых песков и торфа. По подошве линзы песков располагаются пни хвойных деревьев, захороненные в прижизненном положении. Сохранность древесины очень хорошая, обломки и пни имеют свежий вид. В нижней части линзы отмечается обилие мелкой древесины, в том числе ветвей кустарников. Вверх по разрезу древесина исчезает. Линза серых песков имеет протяженность вдоль реки 70 м. Разрез линзы завершается погребенной лежащими выше осадками торфянистой почвой. В этой пачке встречена система повторно-жильных льдов. Расстояние между ледяными жилами составляет 10–12 м, ширина их поверху не превышает 0,5 м. Лед жил сильно загрязнен грунтом, элементарные ледяные жилки имеют ширину 1 мм. Осадки пачки 4 согласно Т.Н.Каплиной, накопились в пойменной (возможно, старичной) ложбине. Погребенная почва свидетельствует о некотором перерыве в осадконакоплении, однако этот перерыв вряд ли был длительным. Во всяком случае для роста описанных выше ледяных жил, по заключению Т.Н.Каплиной, было достаточно промежутка времени в несколько сотен лет [9].

Пачка 5. Эта пачка слагает основную часть разреза Улахан-Сулар (см. рис. 8). Пачка сложена преимущественно серыми и желто-серыми мелкими песками и кажется монотонной, однако в выделяются слои, различающиеся по литологическим особенностям. Преобладают мелкие серо-желтые пески, переслаивающиеся местами с песками средней крупности. В песках описана мелкая линзовидная и косоволнистая слоистость. Такие пески содержат обычно только тонкие корешки трав. В пачке встречены серии крутопадающих косых слоев. Такая серия имеется в расчистке I на высотах от 60 до 64 м, а в расчистке II такая пачка вскрыта на высотах от 35,4 до 37,0 м (см. рис. 8). В обнажении Хотон-Хая серия косых слоев была отмечена на высотах от 32 до 40 м над урезом реки. В описываемых сериях растительные остатки отсутствуют. Эти осадки Т.Н.Каплина считает пристрежневым аллювием древней реки. Значительную часть разреза составляет горизонтальное переслаивание желтых мелких песков и оторфованных песков (типа погребенных почв); иногда внутри таких песков встречаются тонкие прослойки серого суглинка, по-видимому, это осадки низкой поймы с зачаточными почвенными горизонтами. К тому же элементу долины, принадлежат серые мелкие пески, переслаивающиеся с темно-серыми заиленными песками, мощностью от 0,5 до 2,8 м, обогащенными корешками трав и обрывками мхов. На высотах от 23,5 до 26 м над рекой залегает слой неяснослоистых, сильно заиленных песков, также содержащих исключительно корешки трав. Этот слой интересен присутствием в нем еще одной системы ледяных жил, которые имеют небольшие размеры – ширину 0,1–0,15 м и вертикальную протяженность около 1,5 м. Жилы фиксируют момент локального и кратковременного роста повторно-жильных льдов на низкой пойме (прирусловой отмели). В расчистке II в кровле пачки 5 Т.Н.Каплиной отмечены псевдоморфозы по достаточно крупным ледяным жилам – размером до 4 м по вертикали и до 2 м в ширину. Псевдоморфозы выполнены песком с кусками торфа, вероятно попавшими в них в результате деятельности потока, так как во вмещающих и непосредственно перекрывающих псевдоморфозы осадках торф отсутствует. Псевдоморфозы фиксируют перерыв в осадконакоплении. Вопрос о том, является ли этот перерыв существенным стратиграфическим перерывом неясно. Во всяком случае в других расчистках на том же уровне разрез сложен монотонными песками, и видимые следы перерыва отсутствуют (см. рис. 8). Выше по течению (см. рис. 8, расч. III) разрез песчаной толщи несколько отличается от разреза расчистки II. Здесь Т.Н.Каплиной обнаружено два яруса клиновидных грунтовых тел. Оба яруса располагаются в однотипных осадках – ритмично переслаивающихся мелких серо-желтых песках и плотных темно-серых заиленных пылеватых песках. Осадки содержат корешки трав. Ширина клиновидных грунтовых тел поверху составляет 0,5–2 м, по вертикали они протягиваются на 4–5 м. Расстояния между ними составляют 4–8 м. В выполнении четко прослеживаются элементарные грунтовые жилки, из которых более «молодые» секут возникшие ранее. Эта особенность, по мнению Т.Н.Каплиной, свидетельствует о том, что клиновидные тела возникли в результате повторяющегося зимнего морозного растрескивания грунтов и заполнения морозобойных трещин грунтом, т. е. являются изначально грунтовыми жилами. Значительная вертикальная протяженность грунтовых жил, по-видимому, свидетельствует о их унаследованном (сингенетическом) развитии в ходе накопления осадков. Как известно, такие структуры могут возникать как в слое сезонного протаивания в области многолетнемерзлых пород, так и в слое сезонного промерзания в условиях суровых малоснежных зим [9].

Пачка 6 представляет собой линзу, имеющую протяженность вдоль реки около 100 м. В ней переслаиваются мелкие серые пески, заиленные темно-серые пески и автохтонный торф. В основании пачки присутствует масса макроостатков древесины; на высоте около 50 м залегает слой древесного торфа. Из этого слоя по древесине получена радиоуглеродная дата более 43 000 лет назад (МГУ-570). В верхней части пачки древесные остатки исчезают. По-видимому, эта линза представляет собой осадки небольшой пойменной ложбины, испытавшей быстрое заполнение с захоронением произраставшей здесь растительности. Пачка 6 включает систему ледяных жил шириной по верху 0,5–0,7 м, вертикальной протяженностью до 6 м. Жилы имеют черты сингенеза (выход годичных жилок на боковые контакты, небольшие «плечики»).

Пачка 7 завершает разрез. Ее слагают мелко- и среднезернистые пески, переслаивающиеся с заиленными песками. Характерна волнистая или косоволнистая слоистость и отдельные корешки трав. Пески, вероятно, относятся к осадкам русла и прирусловой отмели. Описанные выше особенности песчаной толщи Туостахской впадины, по мнению Т.Н.Каплиной, позволяют считать ее констративной аллювиальной толщей с набором фаций от руслового пристрежневого аллювия (крупные косые серии) до периодически заливаемых пойменных (возможно, старичных) ложбин (переслаивание песков с торфом, погребенная древесина). Для песчаной аллювиальной толщи, включающей пачки 3–7, Т.Н.Каплиной предложено название улахан-суларской свиты. Наличие в разрезе улахан-суларской свиты трех циклов (ярусов) ледяных жил свидетельствует о том, что свита начиная с высоты 12 м накапливалась при существовании многолетнемерзлых пород. Среднегодовые температуры мерзлых толщ были, по заключению Т.Н.Каплиной [9] не выше –3,5°С, поскольку ледяные жилы росли в песках прирусловых отмелей и часто заливаемых ложбин. Мало того, на протяжении накопления свиты существование мерзлых пород было непрерывным, и даже под руслом реки, отложившей песчаную толщу, сквозных таликов не возникало. Это обстоятельство также свидетельствует о суровом геотемпературном режиме эпохи накопления улахан-суларской свиты.

В песчаной толще разреза Улахан-Сулар встречена полигонально-жильная система IV типа формировавшаяся в условиях быстрого осадконакопления при частой смене ритмов осадконакопления (см. рис. 5).

Гетероциклитный полигонально-жильный комплекс в разрезе Сыпного яра. Ярусные повторно-жильные льды в песчаных толщах Сыпного яра, мощностью около 50 м, на Индигирке – были детально изучены вначале Ю.Н.Михалюком, затем Ю.А.Лаврушиным [10], а позднее еще более детально Т.Н.Каплиной и А.В. Шером [11]. Здесь на большом протяжении вскрывается преимущественно песчаная толща аллювиальных осадков Ю.А. Лаврушин описал песчаную толщу Сыпного яра как самостоятельную свиту, назвал ее шангинской и отнес предположительно к раннему – началу среднего плейстоцена, он выделил песчаную толщу Сыпного яра как самостоятельный тип констративного аллювия Субарктики, характеризующийся ярусным расположением систем ледяных жил [10].

Сыпной яр расположен на правом берегу р. Индигирки, в крутой излучине, в 25-40 км выше по течению от устья р. Шангиной и вскрывает мощную толщу осадков, выполняющих тектоническую депрессию Шангинского дола. Абсолютные отметки поверхности здесь постепенно снижаются с юга на север, в сторону р. Шангиной от 80 до 50 м. Протяженность яра вдоль реки составляет около 15 км. Уступы основной поверхности, выходящей к берегу, имеют высоту над рекой 48-52 м. Кроме того, в обнажении вскрываются разрезы трех террас высотой соответственно 42-45, 35 и 25 м над рекой (рис. 9).

Каплина_Шер_1977_Сыпной Яр_рис 2

Рис. 9. Многоярусные повторно-жильные льды в песчаных отложениях разреза Сыпной Яр. Из Т.Н.Каплиной и А.В.Шера [11]:

1 – пески с горизонтальным напластованием; 2 – пески с крупным косым напластованием; 3 – супеси и суглинки; 4 – переслаивание песков, супесей и суглинков; 5 – ленточные суглинки; 6 – торф; 7 – переслаивание торфа и песка; 8 – жилы: а – ледяные, б - ледогрунтовые; 9 – псевдоморфозы по ледяным жилам; 10 – криотекстуры: а – массивные, б – поясковые; 11 – осыпи; 12 – точки находок фауны позвоночных; 13– моллюски

Основная толща Сыпного яра состоит из многочисленных напластований крупных линэовидных тел, длина которых по простиранию составляет от 200 до 400 м, а мощность колеблется от 8 до 12 м. Эти линзы сложены в основном мелкими песками, однако в них часто присутствуют прослои заиленных пылеватых песков и супесей. Слоистость внутри линз изменяется от плохо выраженной, скрытой, до весьма отчетливой. Общее направление слоистости часто связано с линзовидным залеганием осадков – в средних частях линз отмечаются протяженные горизонтально-слоистые пачки, а в краевых частях те же слои залегают крутонаклонно. Одна линза на другую обычно наслаивается со срезанием (рис. 10). Наслоение линзовидно залегающих пачек, частая смена литологических разностей отражает динамическую обстановку накопления аллювия, отличающуюся сменами фациальных условий. Это характерно для всей основной толще Сыпного яра и позволяет считать ее единой, сложно построенной толщей аллювия констративного типа [11]. В основной толще Сыпного яра выделяются следующие литолого-фациальные разности:

1. Переслаивание песков с торфом и супесями (суглинками). Преобладают от заиленных и мелких песков до песков средней крупности. Слои торфа включают остатки древесных и кустарниковых растений, иногда - захороненные в вертикальном положении пни. Костных остатков в этих отложениях не найдено. Подробное описание этой пачки приведено Ю.А, Лаврушиным, выделившим ее в качестве нижнешангинской подсвиты. Ю.А.Лаврушин [10] отметил высокую льдистость песков и привел данные Ю.Н. Михалюка о наличии в этой пачке двух ярусов ледяных жил, подтвержденные наблюдениями Т.Н.Каплиной (см. рис. 7). Кроме того, под нижним слоем торфа располагается ярус четко выраженных псевдоморфоз по повторно-жильным льдам, имеющих в верхней части структуры облекания. Ширина структур по верху 1,5-2 м, вертикальная (видимая) протяженность около 2 м. Наличие двух ярусов ледяных жил, по крайней мере, одного яруса псевдоморфоз в нижней пачке осадков с древесными остатками позволяет уверенно говорить о том, что процессы формирования полигонально-жильных льдов протекали не только после завершения, но и в ходе ее накопления. Более того, несмотря на то что ледяные жилы погребались под песками и, следовательно, испытывали хотя бы временное затопление, они не вытаивали [11].

Каплина_Шер_1977_Сыпной Яр_рис 3

Рис. 10. Циклитные повторно-жильные льды в песчаных отложениях разреза Сыпной Яр. Зарисовка В.В. Павлыша, из Т.Н.Каплиной и А.В.Шера [11]: 1 – пески мелкие светло-серые; 2 – пески мелкие и оглеенные темно-серые; 3 – торф и гумусированные супеси; 4 – ледяные жилы; 5 – псевдоморфозы по ледяным жилам

2. Пески мелкие с участием средних (местами даже гравия), косонаслоенные (с наклоном слойков до 30°), лишенные растительных остатков. Именно такие пески были отнесены Ю.А. Лаврушиным [10] к среднешангинским дельтовым осадкам. Т.Н.Каплина и А.В.Шер [11] считают их осадками пристержневой фации аллювия. Криогенные текстуры песков исключительно массивные, влажность 18-22%, никаких полигонально-жильных образований в таких песках обнаружено не было.

3. Пески мелкие, с мелкой косой или косоволнистой слоистостью. За редкими исключениями, эти пески не содержат растительных остатков. Костные остатки обычно залегают по напластованию, и имеют очень хорошую сохранность, как, например, лопатка бизона с ажурной костной тканью, сохранившейся на месте лопаточного хряща. Вероятнее всего, эти пески являются осадками нижних частей прирусловых отмелей. Криотекстуры только массивные, характерные значения влажности 23-25%. В таких песках часто встречаются системы тонких грунтовых жил.

4. Пески мелкие в мелком полого-волнистом переслаивании с заиленными песками, создающем на выветрелых стенках характерную ребристость. Отмечается обилие захороненных корешков трав, сгущения которых приурочены к прослоям заиления, иногда мелкие остатки мхов. С такими песками связаны находки А.В.Шером целых скелетов мелких позвоночных: скелеты копытных леммингов, молодой особи зайца, часть скелета небольшой птицы. В песках этого типа найдены такие исключительно хрупкие остатки, как скорлупа яйца кулика, сохранившая не только крапчатый рисунок, но и форму яйца. Этот тип песков можно рассматривать как осадки периодически заиливающейся, вероятно, верхней части прирусловой отмели. Криотекстуры массивные, характерная влажность 25-30%.

5. Супеси (суглинки) и заиленные пески, сменяющие друг друга по вертикали. Эти породы образуют слои или линзы мощностью от 0,5 до 12 м. Наиболее мощные слои были встречены в разрезе цирка СПЦ-III. Единого горизонта, как и все остальные фациальные разности, в толще они не образуют, а располагаются в разных разрезах на разных уровнях. В цирке СПЦ-II зафиксировано три таких слоя. С этими прослоями связаны находки частей скелетов млекопитающих, иногда залегающих даже в анатомическом порядке, как, например, часть стопы мамонта (четыре кости) или задняя конечность бизона (шесть костей). Характерными для супесей (легких суглинков) являются криотекстуры "пояскового" типа - ритмичное чередование в разрезе более и менее льдистых слоев. Наиболее обычны толстые (0,5-3 см) ледяные шлиры, разделенные слоями толщиной 5-10 см, в которых криотекстура микролинзовидная или сетчатая, реже массивная. В отдельных пачках "пояски" образованы не собственно ледяными шлирами., а сгущениями микролинзочек льда. Суммарная влажность супесей (легких суглинков) с "поисковыми" криотекстурами составляет от 80 до 120%. Ледяные жилы в супесчано-суглинистых пачках имеют различные размеры, причем отмечается связь как вертикальных, так и горизонтальных размеров с мощностью пачек. Наиболее мощные ледяные жилы были обнаружены в разрезе СШ-П на высоте 14-18 м над рекой (см. рис. 9), где ширина жил по верху составляла 2,5 м. Размеры полигонов в среднем составляют 7-9 м, но следует отметить, что часто встречаются сгущения сетки до 3-4 м, правда, в этих случаях сами жилы имеют меньшие размеры [11]. При резкой смене снизу вверх по разрезу (при налегании) русловых песков на супеси (легкие суглинки) верхняя поверхность ледяных жил имеет обычно ровный горизонтальный срез. При постепенных переходах (через постепенное изменение состава с супесей на пески) часто у ледяных жил сохраняются небольшие ростки, иногда в разрезах можно видеть несколько вложенных ярусов ледяных жил, что свидетельствует о динамичности, изменчивости условий их роста, вероятно, о достаточно быстром накоплении наслаивающихся друг на друга пачек аллювия [11]. Все исследованные ледяные жилы имели высокую степень загрязненности грунтом - много вертикальных полосок, состоящих из тонкого песка или пыли. Большинство ледяных жил, залегающих в заиленных пылеватых песках, начиная с высоты (от нижнего конца) 0,7-1 м, имеют на боковых контактах характерные признаки сингенеза – ступенчатость и припаивание ледяных "поясков" к плечикам жил, а также выходы элементарных ледяных жилок на боковые контакты. Наряду с ледяными встречены некрупные ледогрунтовые жилы - шириной до 0,3 м, вертикальной протяженностью до 1,5 м. Такие жилы встречены в заиленных пылеватых песках, но часто приурочены и к мелким пескам, т.е. они росли в нижней части прирусловой отмели [Каплина, Шер, 1977].

Особого внимания заслуживает мощная линза сильнольдистых осадков с крупными ледяными жилами, которую выделил Ю. Н. Михалюк и зафиксировал также Ю. А. Лаврушин [10], изобразив ее на рисунке Сыпного яра в качестве вкладки мощностью до 12 м и признав ее возрастным аналогом воронцовской свиты. В верхней части основного разреза Сыпного Яра Т.Н.Каплиной была обнаружена линза, по-видимому, супесчаного состава, отличающаяся очень сильной льдистостью пород. Неравномерное ("поясковое") распределение последней по вертикали отражается в ребристости стенки, где она выходит. В линзе имеются ледяные жилы с неровными зубчатыми краями, явно сингенетические [11].

Согласно Т.Н.Каплиной и А.В.Шеру [11] в эпоху накопления толщи Сыпного яра морозобойное растрескивание происходило практически повсеместно, в песках и супесях (легких суглинках), начиная с низкого уровня прирусловой отмели (пески с мелкой косой слоистостью), где формировались грунтовые, а иногда и ледогрунтовые жилки, и кончая поймой. Толща осадков Сыпного яра скорее всего имеет позднеплейстоценовый возраст. В течение всей эпохи накопления осадков, вскрывающихся в Сыпном яру в заиленных песках и супесях, в диапазоне фаций от верхней части прирусловой отмели до высокой поймы формировались полигональные системы ледяных жил. Повторение этих фаций в разрезах обусловливает ярусное расположение систем ледяных жил, а различное вертикальное расположение горизонтов с жилами в разных частях разреза яра свидетельствует о непрерывности процесса льдообразования. О постоянной суровости геокриологических условий свидетельствует и сохранение ледяных жил при погребении их русловым аллювием. Ярусное расположение жил обусловлено не климатическими изменениями, а сменами фаций по разрезу [10, 11].

В песчаной толще Сыпного Яра встречена полигонально-жильная система IV типа формировавшаяся в условиях быстрого осадконакопления при частой смене ритмов осадконакопления, а в тонкодисперсных отложениях здесь встречена полигонально-жильная система III типа формировавшаяся в условиях медленного осадконакопления при редкой смене ритмов осадконакопления (см. рис. 5).

То, что даже в современных условиях – более мягких, чем позднеплейстоценовые в русловой песчаной фации могут расти повторно-жильные льды на Индигирке показано Ю.А.Лаврушиным [10]. В разрезе высокой поймы Индигирки, в 10-12 км ниже сел. Похвального толща руслового аллювия представлена пачкой правильно горизонтально чередующихся тонких прослоев песка и растительного детрита (рис. 11).

Пески очень мелкие, серовато-коричневые, полимиктовые, залегают прослоями толщиной до 2-5 см. Прослои растительного детрита имеют ту же мощность. Общая видимая мощность отложений достигает 3,0 м. Скорее всего это пачка руслового аллювия, накапливавшегося в условиях затонов. Пески пронизаны мощными повторно-жильными льдами, уходящими под урез реки.

В разрезе террасы на р. Мессояхе И.Д.Данилов [12] наблюдал несколько псевдоморфоз, на продолжении которых располагались ледяные жилы. Одна из них – небольшого размера имеет важное значение с точки зрения понимания условий образования псевдоморфоз (рис. 12).

Лавруш_рис 19

Рис. 11. Мощные повторно-жильные льды в песчаных отложениях высокой поймы на левом берегу Индигирки, в 12 км ниже пос. Похвального. Из Ю.А.Лаврушина [10]:

1 – очень мелкий песок; 2 – торф; 3 – почва; 4 – ледяная жила; 5 – вертикально стоящие корешки растений. А –отложения прирусловой отмели: а – субфация верхней части отмели, б – субфация затона

Рис

Рис. 12. Ледяная жила и псевдоморфоза над ней, погребенные в толще русловых аллювиальных песков (левый берег р. Мессояха в нижнем течении). Из И.Д.Данилова [12]

Ледяная жила и псевдоморфоза над ней залегают в нижней части террасы в мелких песках, для которых характерна косая сильно срезанная, наклонная, косоволнистая и линзовидная слоистость. Длина ледяной жилы 1,8 м, ширина в верхней части 0,1 м. Жила состоит из серии четких вертикальных элементарных жилок, которые прослеживаются также сбоку, несколько в стороне от основной жилы. В нижней части слои песков загибаются вдоль контакта с ледяной жилой вниз. Над ледяной жилой находится псевдоморфоза, сложенная темно-серым, пылеватым, мелким песком прослоя, который располагается непосредственно над ней. Материал этого прослоя втягивается в просадку. Вертикальная протяженность последней составляет всего 0,3 м. Сверху она срезана серией крупнокосослоистых песков средней крупности и мелких.

Погребенное положение ледяной жилы и связанной с ней псевдоморфозы, которые захоронены в генетически единой и одновозрастной толще аллювиальных отложений, по заключению И.Д.Данилова [12] говорит о формировании как самих ледяных жил, так и псевдоморфоз по ним в ходе осадконакопления, а не после его окончания. По составу и строению рассматриваемые аллювиальные отложения должны быть отнесены к русловым или низкопойменным фациям аллювия.

Срезание псевдоморфозы и вмещающих волнисто- и линзовидно-слоистых песков более крупнозернистыми косослоистыми песками И.Д.Данилов [12] связывает с миграцией русла реки или размывом ранее отложившихся осадков во время наиболее сильных паводков в условиях поймы. При этом размывались верхние части ледяных жил, в то время как нижние частично или полностью вытаивали, что приводило к образованию псевдоморфоз по ним. Степень вытаивания определялась главным образом скоростью осадконакопления. Поскольку наиболее вероятно, что размыв и последующая аккумуляция происходили во время весеннего половодья при низких температурах воды, эффект термического воздействия был ограничен. В дальнейшем жилы переходили в погребенное состояние в донных условиях или выше меженного уровня воды на пойме, песчаных отмелях, островах.

Рядом с основной ледяной жилой И.Д.Даниловым встречены тонкие элементарные ледяные жилки, вытаивание которых может привести к формированию в стороне от основной псевдоморфозы мелких клиновидных смещений и трещин – грунтовые «жилы отгибания».

Расположение наиболее крупных псевдоморфоз в верхней части разреза террасы И.Д.Данилов связывает с тем, что по мере накопления осадков и перехода русловых отмелей и островов на режим низкой, а затем высокой поймы, размыв ранее отложенных осадков и содержащихся в них ледяных жил происходил все более редко и слабо. Вследствие этого ледяные жилы сохранили истинные или близкие им размеры, которым и соответствуют размеры псевдоморфоз. Образование псевдоморфоз связано с избирательным термокарстом на пойме, в особенности в периоды половодий, когда ярко проявляются различия в геотермическом режиме пойменных осадков.

Криогенное строение отложений террасы, согласно выводам И.Д.Данилова [12] свидетельствует о синхронном осадконакоплении и промерзании. Об этом говорит высокая льдистость отложений (до 60-80%), в особенности свойственная нижним и средним частям разреза, крупные пластовые залежи льда, согласно облекаемые слоистостью вмещающих пород, погребенные жилы льда и т.д. Образование псевдоморфоз, таким образом, не связано с оттаиванием пород в целом, хотя некоторые из них секут почти всю видимую в обнажениях часть разреза аллювиальных отложений. Протаивали лишь в результате избирательного термокарста некоторые ледяные жилы и близлежащие участки пород, льдистость которых благодаря этому в настоящее время невелика (5-10%).

Процесс образования псевдоморфоз по ледяным жилам в толще русловых аллювиальных песков долины Мессояхи, по заключению И.Д.Данилова [12] носил не повсеместный, а избирательный характер, что убедительно подтверждается существованием поныне наряду с псевдоморфозами аналогичных им по размерам и условиям залегания ледяных жил.

Полигонально-жильные комплексы в песчаных отложениях в дельте Лены в районе хребта Чекановский

Обширная равнина располагается к северу от хребта Чекановский. Вблизи хребта абсолютная высота водораздела достигает до 100 м и снижается до 20 м к северу. Эта полого-наклонная равнина разделена на многочисленные отдельные фрагменты протоками низовий Лены - Булукурской, Оленекской, Арынской и другими, а также мелкими реками и ручьями, берущими начало на хребте Чекановский.

Гетероциклитный полигонально-жильный комплекс в разрезе Буорхая, на о.Курунгнах, расположен в центральной части дельты р.Лены на восточной стороне о.Курунгнах между 72°20'00'' с.ш., 126°17'16'' в.д. и 72°21'02'' с.ш., 126°19'16'' в.д. Отложения ледового комплекса перекрывают 15-20 м песчаный горизонт. Этот горизонт состоит из переслаивания тонких слоев песков средней крупности и мелких и суглинистых песков без органики. В песках залегают несколько узких ледяных жил. Криотекстура песков преимущественно массивная [13].

Крупные ледяные жилы ледового комплекса проникают в нижний песчаный горизонт (рис. 13).

В другой части разреза, в 2 км восточнее 3-метровый горизонт, представленный переслаиванием песка и торфа (мощность прослоев от 1 до 5 см) перекрыт горизонтом тонкослоистых песков мощностью 10-12 м, которые содержат ветки кустарников с корой и вертикально расположенные автохтонные корни. Слоистость свидетельствует о накоплении отложений в условиях мелкого речного залива. Согласно полученным IRSL-датировкам, песчаный горизонт накопился между 88 ± 14 и 65 ± 8 тыс. лет.

В песчаной толще разреза Курунгнах встречена полигонально-жильная система V типа формировавшаяся в условиях быстрого осадконакопления при средней частоте смены ритмов осадконакопления (см. рис. 5).

Гетероциклитный полигонально-жильный комплекс в разрезе Сасыр, на о. Джангылах. Объединенный разрез двух перекрывающих друг друга фрагментов был изучен Л.Ширмайстером с коллегами [13] на левом берегу Арынской протоки (72°38'40'' с.ш., 125°30'58'' в.д.). Отложения ледового комплекса перекрывают песчаный горизонт, который разделен на три части – три мезоцикла (рис. 14, А).

Нижний горизонт песка (высота от 0 до 3,4 м над урезом реки) состоит из мелкого песка и песка средней крупности. Горизонтальный прослой серого песка состоит главным образом из кварца и слюд. Криотекстура данного горизонта бесструктурная или массивная. Эти отложения содержат небольшие по мощности (от 1,5 до 5 см) насыщенные органикой прослои и 15-см прослой льдонасыщенного гранулированного зеленовато-серого суглинка.

Криотекстура этого прослоя слоистая (шлиры до 2 см) и линзовидно-сетчатая. В этом горизонте переслаиваются прослои серой супеси мощностью 1-3 см и прослои слегка разложившегося торфа (Hypnum). Здесь также содержатся прослои песка и торфа мощностью 10-20 см. Криотекстура массивная. Изохронно скорректированный 230Th/U возраст образца DJI-50L, на высоте 5,66-5,96 м отобранный в этом горизонте составляет 113 ± 14 тыс. лет [13].

Ris_9 Курунгнах

Рис. 13. Разрез макро- и мезоциклитных многолетнемерзлых преимущественно песчаных отложений с повторно-жильными льдами на острове Курунгнах в центральной части дельты р. Лены, Оленёкская протока (по L.Schirrmeister et al. [13]). 1 – песок с торфом; 2 – песок средней крупности без растительных остатков; 3 – песок средней крупности с растительными остатками; 4 – торф; 5 – ледяные жилы; 6 – криотурбированные почвы; 7 – древесные остатки; 8 – сезонно-талый слой; 9 – 14С-возраст, лет

Ris 14 Sch04_f6..jpg

Рис. 14. Разрез макро- и мезоциклитных песчаных многолетнемерзлых отложений Сасыр на о. Джангылях (А) и Мыс-Хая (Б) на о. Харданг, Арынская протока(по L.Schirrmeister et al. [13]): 1 – мелкий песок; 2 – мелкий песок с растительными остатками; 3 – оторфованный мелкий песок; 4 – переслаивание торфа и мелкого песка; 5 – слоистый оторфованный мелкий песок; 6 – песок средней крупности; 7 – лед с прослоями песка; 8 – мелкий и крупный песок и гравий; 9 – суглинистый мелкий песок; 10 – песок средней крупности с небольшим количеством растительных остатков; с торфом; 11 – слоистость; 12 – торф; 13 – повторно-жильный лед; 14 – ледяной пласт

Переслаивание песка и торфа в интервале 6,4 и 10,3 м над урезом реки представлено прослоями от 1 до 7 см и ледяными жилами шириной от 15 до 25 см. Эти жилы, сложенные молочным льдом, содержат пузырьки газа и мелкий песок. Прослои торфа и песка отгибаются вверх на контакте с ледяными жилами. Верхняя часть горизонта мощностью от 10,3 до 11,3 м состоит из горизонтально-волнистого пылеватого песка с растительными макроостатками датированными по 14С >51,4 тыс. лет. Эта верхняя часть представляет постепенный переход от переслаивания песков и торфа и перекрывающим горизонтом мелких песков и песков средней крупности (в интервале от 11,3 до 18,5 м). Встречены несколько прослоев песков крупных и гравелистых. Криотекстура массивная.

Небольшие жилы из прозрачного льда (35 см шириной) с пузырьками газа залегают в этом горизонте на высотах 12–17,5 м над урезом реки. Кроме того, в интервале 17,6–18,2 м над урезом реки встречен горизонтальный прослой льда, насыщенный пузырьками воздуха и содержащий прослои мелкого песка и песка средней крупности. Переслаивание мелких- и крупных песков и гравия образует самую верхнюю часть песчаного горизонта. Прослеживается четкий горизонтальный контакт с горизонтом ледового комплекса с ярко выраженным различием по цвету и литологическому составу. Ледовый комплекс (на высотах 18,5-26,5 м над урезом реки) сложен льдонасыщенными, горизонтально волнисто-слоистыми пылеватыми песками с многочисленными включениями торфа и торфяных линз. Здесь залегают крупные ледяные жилы. Радиоуглеродные датировки показывают, что нижняя часть старше 52,7 тыс. лет [13].

Гетероциклитный полигонально-жильный комплекс в обнажении Мыс-Хая, на о. Харданг (рис. 14, Б) расположен в северо-восточной части о. Харданг Сисе, на левом берегу Арынской протоки (72°53'15'' с.ш., 125°11'40'' в.д.). В разрезе вскрыты главным образом песчаные отложения, перекрытые отложениями ледового комплекса. Нижняя часть песчаного горизонта (11,0-14,8 м над урезом реки) состоит из желтого горизонтально-волнистого слоистого мелко- среднезернистого песка с небольшим количеством растительных макроостатков. На высоте 13 м встречены прослои коричневатого пылеватого песка мощностью 2-4 см и небольшие линзы торфа. Растительные остатки на высотах 13,05-13,10 м датированы по 14С в 20,66 ± 0,11 тыс. лет. В пределах песчаного горизонта встречены ледяные жилы шириной 45 см. На высоте между 14,8 и от 16,4-17,2 м над урезом реки расположен наклонный пласт льда, с углом наклона 45-50о.

Песчаный горизонт до высоты 18,2 м продолжается в виде переслаивания желтого мелкого песка и коричневатого торфа с прослоями пылеватого песка (мощностью до 12 см). Вышележащий горизонт (18,2-20,1 м над урезом реки) представлен переслаиванием мелкого песка и коричневатого пылеватого песка.

На границе песчаного горизонта и ледового комплекса расположен 20-см льдонасыщенный с прослоями льда пылеватый песок с растительными остатками. Следующий горизонт, на высотах 20,3-24 м над урезом реки сложен прослоями хорошо разложившегося черного и коричневого торфа, переслаивающегося с линзами льда и пылеватым песком. Криотекстура шлировая и линзоподобная.

В песчаной толще разрезов Сасыр и Харданг встречены полигонально-жильные системы V типа формировавшиеся в условиях быстрого осадконакопления при средней частоте смены ритмов осадконакопления (см. рис. 5).

Полигонально-жильный комплекс в песчаных отложениях острова Большой Ляховский. В 1999 г., группа немецких и российских ученых работала на самых южных островах Новосибирского архипелага. Они выполнили 230Th/U датирование мёрзлого торфа среднеплейстоценового возраста и 14С датирование позднеплейстоценовой и голоценовой органики [14]. Изученный разрез расположен на южном побережье о. Бол. Ляховский в восточной части моря Лаптевых (рис. 11).

Ris 16 Mey_02_lyakhovs..jpg

Рис. 16. Гетероциклитный многоярусный полигонально-жильный комплекс в обнажении на южном побережье о. Бол. Ляховский. Торф, представленный на рисунке линзами, достигает горизонтальной мощности десятки метров [15]: 1 – песчаник; 2 – элювиальная глина и ил с плохоокатанными обломками; 3 – переход от ила к мелкому песку с включениями обломков горных пород из нижележащего горизонта; 4 – мелкий лессовидный песок (субаэральная свита); 5 – мелкий лессовидный песок (субаквальная фация); 6 – мелкий песок (Крест-Юрияхская свита); 7 – аласные озерные отложения (мелкий пылеватый песок с примесью суглинка); 8 – аласные отложения (мелкий песок, насыщенный органикой, с прослоями оторфованных палеопочв); 9 – илистый и мелкий песок; 10 – торф; 11 – ледяные и ледогрунтовые жилы

Мощное обнажение простирается с северо-востока на юго-запад приблизительно на 6 км. Оно изучено с обеих сторон устья р. Зимовье. В разрезе, имеющем как признаки макроцикличности, так и ярко проявляющуюся мезоцикличность, и не менее ярко – микроциклическое строение отдельных жил [3] можно различить, по крайней мере, 11 различных геокриологических горизонтов. Во всех горизонтах отмечены ледяные жилы различного размера, цвета и происхождения, которые залегают главным образом в льдонасыщенных отложениях с тонкодисперсным сегрегационным льдом. Самый древний горизонт состоит из выветрелого пермского песчаника, который обнажается в основании разреза на уровне моря. Эта кора выветривания состоит из элювиальной глины и ила со слабоокатанными обломками скальных пород и сетчатой криотекстурой.

Самая древняя генерация ледяных жил нижнего макроцикла, будучи, в общем, не более чем 0.5 м шириной, проникает из последующего более молодого слоя А в кору выветривания [14].

Нижний горизонт (примерно до высоты 5 м) состоит из серовато-коричневого ила с мелким песком с включениями торфа и нарушенными криотурбациями палеопочвами. Особенность горизонта – включение фрагментов пород подстилающей коры выветривания в осадок и ледяные жилы. Ледяные жилы достигают ширины 3.5 м. Встречаются два типа жил: (1) со светло-серым прозрачным льдом, газовые пузыри > 1 мм и низким содержанием осадка и (2) грунтово-ледяные жилы.

Выше расположенный горизонт (примерно до высоты 10-14 м) состоит из желтоватого и серовато–коричневого, лессоподобных мелких песков с высоким содержанием корешков трав, залегающих субвертикально in situ. Этот горизонт имеет относительно низкое содержание льда 30–40 % веса (относительно сухого веса) в осадке, криотекстура главным образом массивная. Ледяные жилы здесь имеют ширину между 1 м и 2,5 м и содержат в прослои грунта, где минеральный осадок образует вертикальные полосы с редкими включениями ледяных жилок. Ледяные жилки в общем мутные и желтоватые, приблизительно от 1 до 3 мм толщины, но могут достигать 1 см. Толщина минеральных полос – обычно относительно от 1 до 2 мм, но может быть больше.

Следующий более молодой горизонт, вмещающий повторно-жильный комплекс третьего макроцикла – ледовый комплекс. Вмещающие жилы отложения состоят из илистого и мелкого песка серовато–коричневого цвета, нескольких криотурбированных палеопочв и включений торфа особенно в основании горизонта. Здесь залегают желтовато – серые ледяные жилы – до 3,5 м в ширину и более чем 20 м высотой. Часто встречаются четкие субвертикальные структуры типа элементарных ледяных жилок приблизительно 1–4 мм толщиной, овальные газовые пузыри и тонкие минеральные слои. Массивные субгоризонтальные, 2–4 см ледяные шлиры, всегда загибаются вверх на контакте с ледяными жилами, это указывает на сингенетическое формирование ледяных жил.

Погребенный торфяник на глубине 39 м, в толще самой нижней генерации ледяных жил датирован уран-ториевым методом 200,900 ± 3400 лет [14].

AMS 14C возраст, полученный из отложений выше расположенного горизонта (примерно до высоты 10-14 м) датированы 50.1 ± 3,0 тыс. лет назад и 49,8 ± 3,2 тыс. лет назад. Хотя это близко к пределу AMS 14C датирования, эти две даты могут считаться надежными, поскольку получены in situ. По данным AMS 14C датирования ледовый комплекс на о. Бол. Ляховский начал формироваться около 50 тыс. лет назад, на что указывают датировки (54,1 ± 3.1 тыс. лет назад, 52,9 ± 4,6 тыс. лет назад, 51,2 ± 4,7 тыс. лет назад, 50,3 ± 2,6 тыс. лет назад). Стандартные 14C даты, полученные японскими учеными, под руководством М.Фукуды, показывают, что ледовый комплекс на острове Бол. Ляховский сформировался в интервале между > 42,2 тысяч лет и 28,7 ± 0.4 тыс. лет назад и был перекрыт голоценовыми отложениями 7,4 ± 0.8 тыс. лет назад. В ледяной жиле из отложений ледового комплекса был датирован маленький листик ивы (Salix) 35,0 ± 2,1 тыс. лет назад на высоте 15,8 м над уровнем моря [15]. Также были датированы копролиты леммингов, обнаруженные в ледяной жиле на высоте 8,2 м над уровнем моря 49,2 ± 2,1 тыс. лет назад, и на высоте 9 м. над уровнем моря, 39,7 ± 1.3 тыс. лет назад. Согласно этим датам возраст ледового комплекса теперь определен в интервале времени между 55- 28,7 тыс. лет назад [15].

На о.Бол. Ляховский был проанализирован состав стабильных изотопов для различных генераций ледяных жил для реконструкции развития палеоклимата. Изотопный состав ледяных жил на острове Бол. Ляховском существенно изменчив во времени, и варьирует от –37,3‰ и –19,2‰ для значений δ18O и от –290‰ до –150‰ для δD.

На основании изучения вариаций стабильных изотопов могут быть выделены три плейстоценовых горизонта (хотя во всех горизонтах отмечен весьма легкий изотопный состав). Ледяные жилы самого древнего горизонта имеют средний изотопный состав около –32‰ для δ18O и –250‰ для δD: Для ледяных жил выше расположенного горизонта экстремальные значения δ18O составляют –37,3‰ и δD = –290‰ с соответствующим средним изотопным составом –35.5‰ и –280‰. В ледовом комплексе жилы охарактеризованы средними значениями δ18O от –32,5‰ до –28,5‰ и значения δD от –250‰ до –220‰.

Это указывает на суровые зимы позднего и среднего плейстоцена, в течение которых формировались ледяные жилы [15].

В песчаной толще острова Бол. Ляховский встречены полигонально-жильные системы I и IV типов формировавшаяся в условиях быстрого или медленного осадконакопления при частой смене ритмов осадконакопления (см. рис. 16).

Циклитность повторно-жильных льдов, залегающих в голоценовых песках

Полигонально-жильный комплекс в песчаных отложениях урочища Мерзлый Яр. В районе урочища Мерзлый Яр (52º31'48'' с.ш., 95º21'46'' в.д.), в восточном районе Тувы, на западе Тоджинской котловины (абсолютные отметки котловины варьируют от 800 до 1500 м) в 25 км выше входа р. Большой Енисей (местное название Бий Хем) в хр. Семь Братьев (отроги Бол. Саяна) описано одно из редких для этих районов природных объектов – мощная криогенная толща с многоярусными сингенетическими повторно-жильными льдами, формировавшимися в течения всего голоцена, включая этап голоценового оптимума. Этот разрез (протяженностью более 700 м) очень детально и множество раз описывался [16, 17, 18, 19, 20], он прекрасно датирован по радиоуглероду. Радиоуглеродное датирование наиболее древних образцов древесины с глубины 13-14 м по сборам 1998 г. [20] показало, что они имеют возраст 10820 ± 110 (СОАН-3992) и 11810 ± 60 лет (СОАН-3993), почти идентичные датировки ранее получены с глубины 12 м А.Ф. Ямских (10450 и 11350 лет, см. рис. 17). Выше горизонта датируемого около 10 тыс. лет (залегающего в зависимости от характера вскрытия разреза в разные годы на глубине от 10 до 12 м) получены два очень хорошо согласующихся ряда голоценовых датировок вплоть до 2.2 тыс. лет в самой верхней части разреза террасы.

Одним из наиболее интересных аспектов строения толщи является ее многоярусность, образованная чередованием слоев, обогащённых растительными остатками и слоев, почти не содержащих макроорганических остатков. Количество таких ритмичных пачек, по данным М.Г. Гросвальда [16], достигает тринадцати, по данным Л.А. Орловой [17] - шести, без учета верхнего, четырехметрового слоя. А.Ф. Ямских зафиксировал более 8 ритмичных пачек [18].

Такое строение говорит о четко выраженной цикличности накопления отложений (рис. 17).

Ris5_55

Рис. 17. Строение и радиоуглеродные датировки мезоциклитного голоценового полигонально-жильного комплекса Мёрзлый Яр. Из A.F.Yamskikh, A.A.Yamskikh [18]

1 – торф; 2 – песок; 3 – галечник; 4 – погребенная древесина, 5 – погребенные пни деревьев; 6 – повторно-жильный лед; 7 – супесь; 8 – моллюски; 9 – кости; 10 – радиоуглеродные датировки

При снижении базиса эрозии происходило осушение участка и формирование торфяников, а в результате формирования подпорного озера накапливалась серая супесь. Это в полной степени соответствует развитию в рамках ранее предложенной нами [4] модели циклически-пульсирующего формирования сингенетических толщ с повторно-жильными льдами.

Морфология повторно-жильного льда и особенности его взаимоотношения с вмещающими породами имеют ряд характерных признаков, позволяющих с уверенностью говорить о сингенетическом формировании жилы. Конечно, главный признак – это глубокое погребенное залегание жил на нескольких ярусах.

Кроме того, в пользу сингенетической природы также говорят большая вертикальная мощность жил.

В определенной мере о сингенезе жил свидетельствуют и "припаянные" к боковым контактам жил шлиры (пояски) сегрегационного льда вмещающих отложений, причем пояски упираются в уступы (плечики) по бокам жилы, а на это косвенно указывают примесь грунтовых частиц и растительных остатков во льду.

В песчаной толще Мерзлого Яра встречены полигонально-жильные системы I и IV типов формировавшаяся в условиях медленного осадконакопления при средней частоте смены ритмов осадконакопления (см. рис. 5).

Циклитность повторно-жильных льдов, залегающих в позднеплейстоценовых супесях и суглинках

Повторно-жильные льды, залегающие в тонкодисперсных едомных позднеплейстоценовых толщах, как правило имеют значительно менее выраженную циклитность, по сравнению с жилами в песках. Связано это прежде всего с тем, что пески накапливаются обычно быстро, поэтому скорость вертикального роста жил велика. Это ведет к лучшей выраженности ярусности в строении жильного комплекса. При заметно более медленном накоплении тонкодисперсных грунтов, чаще формируются монолитные (иногда называемые транзитными) ледяные жилы из-за медленного прироста вверх а отчасти и из-за выдавливания льда жил.

Гетероциклитный полигонально-жильный комплекс Зеленый Мыс. Плейстоценовый мезоциклитный полигонально-жильный комплекс Зеленый Мыс располагается низовьях р.Колымы. Он был многократно исследован автором в период с 1983 по 1999 гг. [21, 22], в результате чего удалось наблюдать различное вскрытие ледяных жил. На этом жильный комплексе, впервые изученном автором ранней зимой 1983 г., и удачно отретушированном снегом явно выделились три мезоцикла, датированные по радиоуглероду от 37 до 13,6 тыс. лет [3, 21]

а

б

Зеленый Мыс 1985 (5a)

Зеленый Мыс 1987 (4б)

Рис. 18. Плейстоценовый мезоциклитный полигонально-жильный комплекс. Зеленый Мыс, низовья р.Колымы: а – общий вид, б – ярусные мелкие жилки. Фото Ю.К.Васильчука

В супесчаной толще Зеленого Мыса встречены полигонально-жильные системы I, II и III типов формировавшаяся в условиях медленного осадконакопления при частой, средней и редкой частоте смены ритмов осадконакопления (см. рис. 5), локализовавшиеся в разных частях массива.

Мезоциклитный полигонально-жильный комплекс острова Айон. Один из самых физиономичных циклитных разрезов встречен автором в верхней части едомной толщи острова Айон [23], здесь в супесях залегает двухъярусная мезоциклитная ледяная жила (рис. 19), формировавшаяся в условиях медленного осадконакопления при частой смене ритмов осадконакопления.

Ayon_pl1

Рис. 19. Двухъярусная ледяная жила в верхней части едомы острова Айон. Фото Ю.Васильчука

Макроциклитный полигонально-жильный комплекс острова Большой Ляховский вскрывает древний быччыгыйский ледовый комплекс (рис. 20), перекрытый едомной толщей [24, 25]. Верхний едомный горизонт (мощность его достигает 60 м) в котором залегают мощные жильные льды представлен пылеватыми супесями и суглинками с линзами полигональных торфяников. В ней присутствуют повторно-жильные льды шириной до 4 м. Кровля этих отложений, согласно радиоуглеродным датировкам имеет возраст 40–30 тыс. лет назад [24]. Нижний ледовый комплекс сложен пылеватыми суглинками с двумя горизонтами полигональных торфяников, ледяные жилы в нем имеют ширину 2–4 м. Его возраст определен уран-ториевыми датировками от 136 до 113 тыс. лет [25].

Ris 20_BLyakh5520.jpg

Рис. 20. Плейстоценовый макроцилитный полигонально-жильный комплекс, насыщенный органическим материалом, остров Большой Ляховский. Из В.Е.Тумского [24]

В разрезах едомного ледового комплекса острова Большой Ляховский, В.Е.Тумским [24] встречены практически все типы выделенных нами циклов: макроцикличность (см. рис. 20), мезоцикличность (рис. 21) и микроцикличность (рис. 22, см. рис. 1б).

BLyakh3587

Рис. 21. Плейстоценовый мезоциклитный полигонально-жильный комплекс. Остров Большой Ляховский. Фото В.Е.Тумского

Ris 22_BLyakh3853.jpg

Рис. 22. Плейстоценовый микро- и мезоциклитный полигонально-жильный комплекс и погребенная жила нижнего яруса. Остров Большой Ляховский. Фото В.Е.Тумского

Мезоциклитный полигонально-жильный комплекс в обнажении Ойгосский яр состоит из нескольких ярусов сингенетических повторно-жильных льдов, залегающих в серых и буро-серых волнисто-слоистых супесях [26]. Жилы нижнего цикла в разной степени выдавлены, скорее всего в результате пластических деформаций, описанных еще Е. де К. Леффингвелом [27]. Возможно одной из триггерных причин этих пластических деформаций было внедрение в напряженную мерзлую едомную толщу жил верхнего цикла.

Обнажение Ойгосский яр

Рис. 23. Мезоциклитный полигонально-жильный комплекс в обнажении Ойгосский яр. Фото М.Н.Григорьева

В супесчаной едомной толще в обнажении Ойгосский яр встречена полигонально-жильная система VI типа формировавшаяся в условиях быстрого осадконакопления при редкой смене ритмов осадконакопления

Мезоциклитный полигонально-жильный комплекс острова Хершел в море Бофорта. Двухъярусный повторно-жильный комплекс встречен В.Поллардом в пределах верхних 10-15 м мёрзлых тонкодисперсных отложений. Ледяные жилы составляют до 60% льда в мёрзлых отложениях верхних 10-ти метров на одном из участков в заливе Тетис, где в 150-ти метровом обнажении была вскрыта 31 жила [28]. Повторно-жильный лед часто характеризуется постепенным изменением в структуре и текстуре от центра жилы, где как полагает В.Поллард располагается более молодой лёд к боковым сторонам клиньев (где встречен более древний лед). Полигонально-жильный комплекс о.Хершел имеет отчетливо выраженную циклитность, осложненную выдавливанием более древней реликтовой жилы раннего цикла, в процессе формирования, более молодой жилы позднего цикла (рис. 24).

В супесчано-суглинистой едомной толще о.Хершел встречена полигонально-жильная система VI типа формировавшаяся в условиях быстрого осадконакопления при редкой смене ритмов осадконакопления

wayne_and-herschel_wedge1

Рис. 24. Плейстоценовый мезоциклитный полигонально-жильный комплекс, остров Хершел. Фото В.Полларда

Макроциклитный полигонально-жильный комплекс на р. Иткиллик. Плейстоценовый мезоциклитный полигонально-жильный комплекс на реке Иткиллик на севере Аляски (рис. 25) сопоставим по своим криолитологическим характеристикам Обнажение Иткиллик разделено М.З.Каневским и Ю.Л.Шуром с коллегами [29] на семь криостратиграфических частей.

В разрезе выделены: (1) активный слой и переходный слой толщиной от 0,5 до 1,0 м; (2) промежуточный слой в интервале глубин от 0,5-1 до 1,5 м; (3) супесчано-суглинистая иловатая едома с тонкими ледяными жилами в интервале глубин от 1,5 до 13-14 м; (4) иловатая (суглинистая) едома с мощными жилами льда в интервале глубин от 13-14 до 27-28 м; (5) погребенный слой торфа в интервале глубин от 27-28 до 29-31 м; (6) погребенный промежуточный слой в интервале глубин от 29-31 до 30-32 м; (7) суглинок (ил) с небольшими погребенными жилами льда в интервале глубин от 30-31 до 32,7 м [29].

В слое 3 вскрытасупесчано-суглинистая иловатая едома на глубине 1.5-2.5 м с сетчатой криотекстурой. Содержание влаги изменяется от 78% до 142% и в среднем составляет 109%. Начиная с 2,5 м, сетчатая криотекстура постепенно меняется в микроплетечатую, а содержание влаги уменьшается с глубиной. В интервале глубин 2.8-5.0 м криотекстура микролинзовидная и микросетчатая. Отдельные тонкие вертикальные жилы льда толщиной до 0,3 см были замечены на глубине 3,5-4,6 м. Содержание влаги в грунте варьирует от 39% до 57%.

20120514_Itkillit_Cliff_01_CodyJohnson

Ris 25b_Itkillik_Itkillit_Cliff_04_JensStrauss.jpg

Рис. 25. Плейстоценовый мезоциклитный полигонально-жильный комплекс на реке Иткиллик, Аляска. а –общий вид, б – фрагмент (Эми Брин отбирает образцы льда). Фото Й.Штрауса

Ris_18 Itkillik-River-exposure-B-Location-of-borehole 1

Рис. 26. Позднеплейстоценовый мезоциклитный полигонально-жильный комплекс на реке Иткиллик. Из M.Kanevskyi et al. [29])

В интервале глубин 5,0-7,5 м содержание льда низкое, криотекстура варьирует от микросетчатой до скрытомикролинзовидной. Шлиры льда, как правило, наклонные, толщиной менее 0.2 мм. Содержание влаги изменяется от 33% до 37%. В интервале глубин 10.3-11.9 м преобладает суглинок (ил) серого цвета с микросетчатой криотекстурой. Содержание влаги здесь изменяется в интервале 40%-51%. Жилы льда в этом интервале глубин широкие в верхней части (около 3 м) и их ширина значительно снижается с глубиной. В нижней части слоя (на глубине от 6-8 до 13-14 м) они редко превышают 1-2 м. Расстояние между жилами от 7 до 10 м. Радиоуглеродный возраст 3-го слоя колеблется от 14,3 до 29,3 тыс. лет (рис. 26).

Слой 4 состоит из иловатой (суглинистой) едомы с мощными жилами льда в интервале глубин от 13-14 до 27-28 м отличается от предыдущего слоя более широкими жилами льда, их ширина достигает 4 м.

В интервале глубин от 13,5 до 15,9 м преобладает ил (суглинок) серого цвета с редкими мелкими вкраплениями органических веществ. Основной криотекстурой является микросетчатая. Содержание влаги изменяется в интервале от 42 до 51%. В нижних 0,3 м. Видимое содержание льда колеблется от 30 до 50%, а содержание влаги составляет 94%. Криотекстура в интервале глубин от 15,9 до 17,2 м в основном, скрытая микролинзовидная, содержание влаги снижается до 51%.

В интервале глубин от 20,9 до 23,2 м преобладал грунт, содержащий ил коричнево-серого цвета с мелкими вкраплениями органических остатков. В интервале глубин от 20,9 до 22,0 криотекстура в основном, скрытая микролинзовидная (рис. 6), содержание влаги 50-66%. На глубине 22,0-23,2 м криотекстура изменяется от микроплетенчатой к микролинзовидной, содержание влаги варьирует от 79% до 104%. Шлиры льда имеют косую слоистость с углами наклона от 20° до 70° [29].

В интервале глубин от 26-28.2 м преобладает илистый грунт серого цвета с редкими и мелкими включениями органических веществ (ветки, корни), с микроплетенчатой и микролинзовидной криотекстурой, содержание влаги изменяется с 45% до 93%. Радиоуглеродный возраст 4-го слоя колеблется от 23,9 до 41,7 тыс. лет [29]. В слое 5 вскрыт погребенный торф под едомой. Его радиоуглеродный возраст составил 48,0 тыс. лет (см. рис. 26).

Согласно сообщению Л. Лапойнт Елмбрати, М.З.Каневского и Ю.Л.Шура с коллегами [30] с значениями δ18О в едомных повторно-жильных льдах в долине р.Иткиллик варьируют от –34,8 до –30 ‰ (при современных значениях δ18О в жилках около -20 ‰), в интервале глубин от 5 до 20 м, и несколько повышаются до –30 до –27 ‰ на глубинах 20-25 м, что указывает на то, что едома в долине р.Иткиллик сформировалась при длительном и непрерывном накоплении материала в условиях холодного климата позднего плейстоцена, который был благоприятен для накопления сильно льдистых сингенетически промерзших едомных отложений.

Циклитность повторно-жильных льдов, залегающих в супесях и суглинках, фациально замещающимися песками

Макроциклитный полигонально-жильный комплекс Батагайка (67°34'49.8" с.ш., 134°46'19.3" в.д.) находится в 10 км к юго-востоку от города Батагай в Верхоянском районе Северной Якутии (рис. 27).

Рис 27_Батагайка 2.jpg

Рис. 27. Повторно-жильные циклиты в Батагайском кратере, Центральная Якутия: общий вид обнажения (а) и повторно-жильные льды верхнего цикла (б - фото В.В. Куницкого [31])

Участок расположен между горами Киргиллях и горой Хатынгнах. Высота около 290 м над уровнем моря. Уклон поверхности около 3°, она открывается в пойму реки Батагай, правобережного притока реки Яна. На поверхности образовалось несколько оврагов, один из которых превратился в мегаовраг, иногда называемый даже кратером или провалом Батагайка. Разрез достигает ширины до 800 м и глубины 86 м (рис. 28).

Ris 28_Murton_2017_preliminary-paleoenvironmental copy.jpg

Рис. 28. Схема залегания повторно-жильных льдов в Батагайском кратере. Из J.Murton et al. [32]: а – приповерхностный песок; б – верхняя песчаная толща с ПЖЛ; в – ледовый комплекс с ПЖЛ; г – линза обогащенная древесиной; д – нижний ледовый комплекс; е – диамиктон. 1 – песок; 2 – ледовый комплекс; 3 – радиоуглеродные даты; 4 – норка грызуна; 5 – повторно-жильные льды; 6 – линза с древесиной; 7 – красноватый выветрелый горизонт; 8 – палеопочва (горизонт органики)

В разрезе отмечено совместное залегание двух толщ - типично едомной - более тонкодисперсной и песчаной (рис. 28). Слоистая песчаная толща содержит узкие ленточные жилы, которые иногда называют полосатики [31], под этим термином понимают грунтово-ледяные жилы особой структуры (см. рис. 27, б). Верхние тонкодисперсная и песчаная едомы накапливались скорее всего от 49,3 до 36,3 тыс. лет назад и позднее.

Циклитность повторно-жильных льдов, залегающих в голоценовых толщах

Повторно-жильных льды, формирующиеся в голоценовых толщах также могут быть циклитными, но лишь мезо- или микроциклитными, вследствие сравнительно небольшой длителбьности периода своего формирования.

Микро- и мезоциклитный полигонально-жильный комплекс Болванский Нос. На западном побережье Болванской губы Печорского моря на востоке от устья р.Печоры В.И.Соломатиным [33] было детально изучено обнажение мерзлых отложений морской террасы, содержащих большое количество сингенетических и эпигенетических жил льда (рис. 29).

Солом_жила

Солом_жила1

Рис. 29. Разрез берегового обнажения мыс Болванский, на побережье Болванской губы, Печорского моря. Из В.И. Соломатина [33]: а – фото, б – полевая зарисовка

Морская терраса представляет собой ровную поверхность, приподнятую над уровнем моря на 10-12 м. Она прослеживается узкой полосой, местами выклиниваясь, вдоль западного берега Болванской губы и вдоль правого берега р. Печоры от мыса Болванский Нос до устья правого притока Печоры - р. Ортиной. Ширина террасы обычно не превышает нескольких сотен метров, лишь местами достигая 1-2 км. На поверхности террасы чрезвычайно широко распространены торфяники с полигональным рельефом.

Сингенетические мерзлые породы могут формироваться в пределах торфяников, а также на некоторых участках бечевника р. Печоры. По данным М.Ф. Розена, при бурении на бечевнике близ мыса Болванский Нос мерзлые породы были вскрыты на глубине около 3 м. Им же установлено наличие мерзлоты на заливаемых при сильных нагонных ветрах островах дельты Печоры, выдвинутых далеко в море [33].

Сингенетические ледяные жилы и мерзлотная текстура, свидетельствующие о сингенетическом промерзании, наблюдались В.И.Соломатиным в озерно-болотных фациях морской террасы.

В основании обнажений с жильными льдами ниже самих жил залегают легкие опесчаненные суглинки серо-сизого цвета. Мощность их достигает 6-7 м. Выше по разрезу оторфованность суглинка постепенно увеличивается.

Вышеописанные породы перекрываются с резким контактом слоем торфа мощностью 1,5-2 м. Подошва торфяного горизонта неровная: она поднимается близ жил и прогибается к центру блоков. Торф среднеразложившийся, разнотравно-моховой, с множеством включений корней, сучьев, обломков стволов и коры деревьев различной сохранности.

Жильные льды в суглинках и торфе разделены В.И.Соломатиным [33] делятся на молодые жилы верхнего яруса и захороненные жилы нижнего яруса (см. рис. 29). Нижние жилы располагаются в суглинке. Иногда их верхний контакт совпадает с контактом торфа и суглинка, в других случаях жилы секут контакт, и жила заходит в торф своим верхним концом на 30-40 см. Высота жил достигает 1,5-2 м. Ширина их в верхней части 50-60 см, к нижнему концу уменьшается до 5-10 см. Поперечное сечение жил имеет форму клина. Иногда захороненные жилы рассекаются нижними концами молодых, расположенных в торфе жил либо по боковому контакту захороненных жил вмещающими породами, либо по их центру. Формируются двухъярусные жилы, свидетельствующие о смене условий осадконакопления. Жильный лед имеет вертикальнослоистую структуру, нижние части жил, расположенные в суглинке, имеют лед с включением мельчайших минеральных частиц, придающих льду желтоватый цвет. В верхней части жил, где вмещающей породой служит торф, наблюдаются включения органического материала. Данные химического анализа свидетельствуют о некотором изменении химического состава льда по глубине.

Это свидетельствует, по заключению В.И.Соломатина [33] о сингенетическом росте жил нижнего яруса. Включения во льду жил верхнего яруса не меняются по глубине. Они везде представлены торфяными частицами, что говорит об эпигенетическом развитии жил.

В одном случае В.И.Соломатину [33] привелось наблюдать пересечение двух жил нижнего яруса. Хорошо заметно, что одна жила сечется другой без видимых нарушений структуры льда и без деформаций вмещающих отложений.

Таким образом полигонально-жильный комплекс на мысу Болванский Нос можно отнести к мезоциклитному, в котором содержатся и микроциклиты.

Микро- и мезоциклитный полигонально-жильный комплекс в торфянике на р.Щучья, Южный Ямал (67°10’ с.ш., 69°5’ в.д.). Самым выразительным геокриологическим элементом разреза являются крупные (высотой более 5 м) сингенетические повторно-жильные льды, рассекающих всю толщу торфа (рис. 30, а) и проникающих в подстилающие торф озерные супеси и глины [34].

Наряду с крупными жилами в краевой части торфяника встречены небольшие двухъярусные погребенные повторно-жильные льды, а в подстилающих супесчаных отложениях и реликтовые жилы третьего яруса (см. рис. 30, б).

Таким образом полигонально-жильный комплекс в торфянике в долине р. Щучья можно отнести к мезоциклитному, в котором содержатся и микроциклиты.

Микро- и мезоциклитные полигонально-жильный комплексы в долине р.Олекма. К числу типичных участков с повторно-жильными льдами отнесятся влажные моховые и кочковато-моховые мари (левобережье р. Олекма на отрезке между устьями ручьев Курульта - Согур-Чабиникит, долина приустьевой части р. Хани, низовья рек Нюкжа и Дюгабуль) [35].

На обследованных террасах левобережья р. Олекма ширина ледяных жил колеблется в больших пределах - от 0,7 до 2,7 м, размеры полигонов - от 7 до 12 м [35]. Максимальная зафиксированная мощность ледяных клиньев составляет 5-7 м (рис. 31). Глубины залегания голов ледяных жил в отложениях первой террасы неодинаковы - от подошвы сезонноталого слоя до 7,0 м. Жилы, расположенные на столь значительной глубине, свидетельствуют о сингенетическом типе промерзания отложений первой террасы [35].

Полигонально-жильные комплексы в долине р.Олекма. можно отнести к мезоциклитным, в которых содержатся и микроциклиты.

Ris 30 Щучья 1.wmf

Рис. 30. Полигонально-жильный торфяник в долине р. Щучья [34]: а) крупные повторно-жильные льды в центральной части разреза, изученные в 1977 г.; б) двухъярусные небольшие погребенные повторно-жильные льды в краевой части торфяника, изученные и опробованные в 1997 г.: 1 – лед: (а) повторно-жильный, (б) сегрегационный; 2 – растительные остатки: (а) торф, (б) стволы, ветки и корни берез; 3 – (а) супесь, (б) глина; 4 – криогенная текстура: (а) базальная, (б) тонкошлировая сетчатая; 5 – места отбора образцов: (а) органики на радиоуглеродный анализ, (б) сегрегационных (в) повторно-жильных льдов на изотопный анализ; 6 – отбор стебелька мха для AMS-датирования и радиоуглеродная дата

Олекма 1_21

Рис. 31. Повторно-жильные льды в отложениях высокой поймы и первой надпойменной террасы р. Олекма (из Т.Н.Каплиной, О.В. Лахтиной, О.П. Павловой [35]):

1 – растительный слой; 2 – торф; 3 – супесь; 4 – песок; 5 – валунно-галечниковые отложения; 6 – растущие жильные льды; 7 – нерастущие жильные льды; 8 – верхняя граница многолетнемерзлых пород; 9 – граница литологических разностей; 10 – глубина залегания кровли и подошвы жильных льдов (по данным бурения)

Микро- и мезоциклитный полигонально-жильный комплекс в озерной террасе Дод-Нур, Дархатская котловина описан А.П.Горбуновым [36].

Дархатской котловина представляет собой обширную замкнутую депрессию, простирающуюся с севера на юг на 110 км. Днище котловины располагается на высотах 1540-1600 м над уровнем моря.

На дне Дархатской котловины прослеживаются два основных уровня аккумулятивных озерных террас. Поверхность нижней террасы приурочена к отметкам 1545-1550 м. Она возвышается над уровнем современных проточных озер котловины на 8-12 м. Верхняя терраса находится на высотах 1560-1600 м. Работы по исследованию повторно-жильных льдов проводились А.П.Горбуновым [36] на участке нижней террасы, на западном берегу оз. Дод-Нур (51о22' с.ш.), примерно в 200 м к югу от поселка Цаган-Нур. Абсолютная высота поверхности нижней озерной террасы 1546 м.

Ris 32 Gorb

Рис. 32. Повторно-жильные льды: а – в озерной террасе Дод-Нура, Дархатская котловина, Монголия (по А.П.Горбунову [36]); б – в районе Вума, долина р.Эргуна (52°45' с.ш., 120°45' в.д.), северо-восточный Китай (по Tong Boliang, 1993): 1 – суглинок; 2 – песок пылеватый; 3 – песок с гравием и галькой; 4 – почвенно-растительный слой; 5 – шлиры сегрегационного льда; 6 – торф; 7 – оторфованная почва; 8 – грунтовая жила в пределах сезонноталого слоя; 9 – повторно-жильный лед; 10 – следы современного морозобойного растрескивания; 11 – нижняя граница СТС; 12 – точки отбора образцов на радиоуглеродный анализ.

Многолетнемерзлые горные породы в этом месте характеризуются сплошным распространением, их среднегодовая температура здесь составляет –3,5°С.

На берегу залива оз.Дод-Нур, вблизи сомона Цаган-Нур под полигональной ложбиной в пределах сезонноталого слоя находится грунтовая жила, отличающаяся от вмещавшей породы более рыхлым сложением и большей загумусированностью.

К кровле многолетнемёрзлых пород грунтовая жила сужается до 0,8 м, а на глубине 31 см ниже подошвы СТС грунтовый клин переходит в ледово-грунтовый, высота которого в вертикальном сечении 1,2 м. В грунтовом “вкладыше” клина А.П.Горбуновым прослежены следы современного морозобойного растрескивания до глубины 2,2 м.

На глубине около 3 м ледово-грунтовый клин переходит в ледяной. Повторно-жильные льды имеют четко выраженную субвертикальную полосчатость, лёд обогащен воздушными и минеральными включениями, а поэтому непрозрачный, местами молочного цвета, загрязненный. Ширина ледяного клина колеблется от 8 до 20 см. Местами он расширяется или сужается. Расширения особенно характерны для резких изломов (колен) клина (рис. 32). Первое (сверху) колено находится на глубине около 4 м от поверхности террасы. На глубине около 5 м фиксируется второе колено, плечо изгиба которого такое же, как у первого - примерно 0,3 м [35].

На глубине около 6 м ледяной клин заметно сужается и от него отходит ледяная жилка, напоминающая рог толщиной в 5 см. На отметке 6,5 м основная ледяная жила раздваивается по типу “ласточкин хвост” и после 6,6 м выклинивается. Боковое ответвление ее “ледяной рог” выкликивается на глубине около 6,7 м. Ниже прослеживается клиновидное грунтовое тело, отличающееся от вмещающей породы желтоватым цветом ожелезнения. Вертикальное простирание этого тела 0,3 м.

Таким образом, общая высота всей клиновидной системы, состоящей по описанию А.П.Горбунова из 5 ярусов (грунтовый клин сезонноталого слоя, грунтовый клин в многолетнемерзлой толще, ледово-грунтовый клин, ледяной клин, зона ожелезнения палеоморозобойного растрескивания), достигает 6,9 м от поверхности ложбины-полосы и 7 м от общей поверхности озерной террасы.

Многоярусность клиновидной системы и изломы основной ледяной жилы нижней террасы оз. Дод-Нур вероятнее всего связаны с колебаниями уровня древнего озерного водоема [36], и таким образом свидетельствует о циклически-пульсирующем росте ледяных жил в течение голоцена.

Выводы

1. Целью циклокриостратиграфии является определение, характеристика и интерпретация периодических или квазипериодических вариаций в криостратиграфии многолетнемерзлых толщ (преимущественно синкриогенных) и их использование для построения и уточнения особенностей формирования многолетнемерзлых толщ.

2. Криоциклит – это комплекс многолетнемерзлых толщ (слоев) и их ассоциаций с подземными льдами, характеризующийся в вертикальном разрезе (в скважине, обнажении, шурфе и т. д.) направленностью и непрерывностью изменения криотекстурных (и вещественных) свойств подземных льдов и вмещающих их пород, отражающимися в характере границ между ними. Основными методами исследования криоциклитов являются радиоуглеродный, изотопный, геохимический.

3. Циклокриостратиграфические исследования особенности строения и развития сингенетических повторно-жильных льдов в циклически построенных едомных толщах евразийской Арктики: Западной Сибири, Якутии, Чукотки, Арктических островов России, Аляски и севера Канады, позволили выделить микро-, мезо- и макроциклы в едомных толщах, отличающиеся вертикальным масштабом и длительностью.

4. Микроциклы возникают в результате изменения глубины активного слоя и накопления тонкого осадка в течение нескольких лет. Их вертикальный масштаб варьирует от сантиметров до десятков сантиметров, а их время формирования колеблется от одного до сотен лет.

5. Мезоциклы являются результатом изменения уровня воды в озерах, реках, морях, если образование ледяных жил происходит на заливаемых низких берегах или на мелководье. Вертикальный масштаб мезоциклов составляет несколько метров, а их период обычно колеблется от нескольких сотен до нескольких тысяч лет.

6. Макроциклы относятся к существенному изменению режима седиментации или редко - и в основном на южной границе формирования ледяных жил – с радикальными климатическими изменениями. Вертикальный масштаб макроциклов измеряется десятками метров, и их продолжительность обычно измеряется многими десятками, а иногда сотнями тысяч лет.

7. Показана циклитность повторно-жильных льдов, залегающих в позднеплейстоценовых песках, рассмотрены:

- Циклитный полигонально-жильный комплекс в разрезе озерной толщи Ледового обрыва.

- Гетероциклитный полигонально-жильный комплекс в разрезе Усть-Алганского обрыва.

- Гетероциклитный полигонально-жильный комплекс в разрезе Туостахской впадины.

- Гетероциклитный полигонально-жильный комплекс в разрезе Сыпного яра.

- Гетероциклитный полигонально-жильный комплекс в разрезе Буорхая, на о.Курунгнах.

- Гетероциклитный полигонально-жильный комплекс в разрезе Сасыр, на о. Джангылах.

- Гетероциклитный полигонально-жильный комплекс в обнажении Мыс-Хая, на о. Харданг.

- Полигонально-жильный комплекс в песчаных отложениях острова Большой Ляховский.

8. Показана циклитность повторно-жильных льдов, залегающих в голоценовых песках

урочища Мерзлый Яр.

9. Показана циклитность повторно-жильных льдов, залегающих в позднеплейстоценовых супесях и суглинках, рассмотрены:

- Гетероциклитный полигонально-жильный комплекс Зеленый Мыс.

- Мезоциклитный полигонально-жильный комплекс острова Айон.

- Макроциклитный полигонально-жильный комплекс острова Большой Ляховский.

- Мезоциклитный полигонально-жильный комплекс в обнажении Ойгосский яр.

- Мезоциклитный полигонально-жильный комплекс острова Хершел.

- Макроциклитный полигонально-жильный комплекс на р. Иткиллик.

10. Показана циклитность повторно-жильных льдов, залегающих в супесях и суглинках, фациально замещающимися песками в макроциклитном полигонально-жильном комплексе Батагайка.

11. Циклитность повторно-жильных льдов, формирующиеся в тонкодисперсных едомных толщах, как правило выражена менее ярко, по сравнению с жилами в песчаных едомных толщах. Это, как правило, связано с более высокой скоростью вертикального прироста едомных песчаных толщ и возможно с пластичным выдавливанием жил в тонкодисперсных грунтах, со временем вуалирующим циклитность.

12. Показана циклитность голоценовых жил в берегового обнажении мыс Болванский, в торфянике на р.Щучья, в пойменных толщах и отложениях 1-й террасы р. Олёкма и в котловине оз.Дод-Нур в Монголии.

Библиография
1.
Froese D.G., Westgate J.A., Reyes A.V., Enkin R.J., Preece S.J. Ancient Permafrost and a Future, Warmer Arctic // Science. 2008. Vol. 321. No. 5896. P. 1648.
2.
Zimov S.A. Implications of ancient ice // Science. 2009. Vol. 323, N 5915. P. 714–715.
3.
Васильчук Ю.К. Повторно-жильные льды; гетероцикличность, гетерохронность, гетерогенность. М.: Изд-во Моск. ун-та. 2006. – 404 c. (Vasil'chuk Yu.K. Ice Wedge: Heterocyclity, Heterogeneity, Heterochroneity)
4.
Васильчук Ю.К. Модель циклически-пульсирующего формирования сингенетических толщ с мощными повторно-жильными льдами // Криосфера Земли. 1999. Том 3. № 2. С. 50–61 (Vasil'chuk Yu.K. The model of cyclic-pulsing formation of syngenetic permafrost thickness with ice wedges. Kriosfera Zemli (Earth's Cryosphere). 1999. Vol. III. No. 2. P. 50–61)
5.
Васильчук Ю.К. Изотопно-кислородный состав подземных льдов (опыт палеогеокриологических реконструкций). Изд. Отдел Теоретических проблем РАН. Геол. ф-т. МГУ, ПНИИИС. 1992. В 2-х томах. Том 1 – 420 с. Том 2 – 264 с. (Vasil'chuk Yu.K. Oxygen Isotope Composition of Ground Ice (Application to Paleogeocryological Reconstructions).
6.
Vasil'chuk Yu.K., Vasil'chuk A.C. The model of thick syngenetic ice-wedge formation // The 28th International arctic workshop. Arctic and alpine environments, Past and Present. March 12–14, 1998, Boulder, Colorado. Abstracts. P. 157–159.
7.
Васильчук Ю.К., Васильчук А.К. Повторно-жильные льды долины реки Майн и реконструкции зимних палеотемператур воздуха Южной Чукотки 38-12 тыс. лет назад // Криосфера Земли. 2017. №6 (Vasil'chuk Yu.K., Vasil'chuk A.C. Ice wedges of Mayn River valley and past winter air temperatures records of the Southern Chukotka Peninsula during 38-12 ka BP. Kriosfera Zemli (Earth's Cryosphere). 2017. Vol. XXI. No. 6).
8.
Котов А.Н., Рябчун В.К. Криогенный комплекс позднеплейстоценовых отложений долины р.Майн, часть 1: Ледовый обрыв, Магадан: СВКНИИ ДВНЦ АН СССР, 1986, 54 с.
9.
Каплина Т.Н., Карташова Г.Г., Никитин В.П. Новые данные о песчаной толще Туостахской впадины // Бюллетень комиссии по изучению четвертичного периода, вып. 52. М.: Наука. 1983. С. 107–122.
10.
Лаврушин Ю.А. Аллювий равнинных рек субарктического пояса и перигляциальных областей материковых оледенений // Труды Геолог. ин-та АН СССР, вып. 87. М.: изд-во АН СССР. 1963, 267 c
11.
Каплина Т.Н., Шер А.В. Криогенное строение, условия формирования и возраст констративной аллювиальной свиты Сыпного Яра на Индигирке // Мерзлые породы и снежный покров. М.: Наука, 1977. С. 27–41.
12.
Данилов И.Д. Мерзлотные и псевдомерзлотные клиновидные деформации в осадочных породах // Проблемы криолитологии, вып. II. 1972. С. 31–48.
13.
Schirrmeister L., Grosse G., Schwamborn G., Andreev A. A., Meyer H. et al. Late Quaternary history of the accumulation plain north of the Chekanovsky Ridge (Lena Delta, Russia): a multidisciplinary approach // Polar Geography. 2003. Vol. 27. N4. P. 277 – 319.
14.
Schirrmeister L., Oezen D., Geyh M.A. 230Th/U Dating of Frozen Peat, Bol'shoy Lyakhovsky Island (Northern Siberia) // Quaternary Research. 2002. Vol. 57. P. 253–258.
15.
Meyer H., Dereviagin A., Siegert C., Schirmieister L., Hubberten H.-W. Palaeoclimate reconstruction on Big Lyakhovsky Island, North Siberia – hydrogen and oxygen isotopes in ice wedges // Permafrost and Periglacial Processes. 2002. Vol. 13. P. 91–105.
16.
Гросвальд М.Г. Развитие рельефа Саяно-Тувинского нагорья. М.: Наука. 1965. – 166 с.
17.
Орлова Л.А. Новые данные по радиоуглеродной хронологии (позднечетвертичных) озерных отложений Тоджинской впадины (Тува) // Доклады АН СССР. 1980. Том 250. № 6. С. 1427–1430.
18.
Yamskikh A.F., Yamskikh A.A. Dynamics of the Todza ice – dammed lake (Upper Yenisei River, Southern Siberia) during the Late Pleistocene and Holocene // Science Reports of Tohoku University. 7th Series (Geography). 1999. Vol. 49. N2 (Special Issue on the Third International Meeting on Global Continental Palaeohydrology, with an Emphasis on Humid, Temperate and Tectonically Active Zones. Graduate School of Science, Tohoku University Publ. Sendai. Japan. P. 143–159.
19.
Vasil’chuk Yu.K., Alexeev S.V., Arzhannikov S.G., Papesch W., Rank D., Vasil’chuk A.C. First data on isotopic dating of Holocene syngenetic ice wedges from the Myorzlyi Yar area, Upper reaches of Yenisei River // Doclady Earth Sciences. 2002. Vol. 383. N2. P. 225–229.
20.
Алексеев С.В., Аржанников С.Г., Васильчук Ю.К., Алексеева Л.П. Новые данные о строении и эволюции мёрзлых толщ западной части Тоджинской котловины (Республика Тыва) // Криосфера Земли. 2005. Том 9. № 3. С. 3–9.
21.
Vasil'chuk Yu.K., Yesikov A.D., Oprunenko Yu.F., Petrova Ye.A., Vasil'chuk A.C. and Sulerzhitskiy L.D. New data on the concentrations of stable oxygen isotopes in syngenetic Late Pleistocene wedge ice of the lower Kolyma River // Transactions (Doclady) of the USSR Academy of Sciences. Earth Science Sections. Published by Scripta Technica, Inc. A Wiley Company. New York. 1985. Vol. 281. N2, P. 91–94.
22.
Vasil'chuk Yu.K., Vasil'chuk A.C. Radiocarbon dating and oxygen isotope variations in Late Pleistocene syngenetic ice-wedges, northern Siberia // Permafrost and Periglacial Processes. 1997. Vol.8. N3. P. 335–345.
23.
Васильчук Ю.К., Васильчук А.К. Изотопно-кислородный состав повторно-жильных льдов острова Айон и палеотемпературные реконструкции позднего плейстоцена и голоцена севера Чукотки // Вестник Моск. ун-та. Серия геология. 2017. N2. (Vasilchuk Yu.K., Vasilchuk A.C. Oxygen-isotope composition of ice wedge ice of the Ayon Island and palaeotemperature reconstructions of the Late Pleistocene and Holocene of the North of Chukotka Peninsula. Moscow University Geology Bulletin. 2017. N2.)
24.
Тумской В.Е. Особенности криолитогенеза отложений Северной Якутии в среднем неоплейстоцене – голоцене // Криосфера Земли. 2012. Том 16, № 1. С. 12–21.
25.
Wetterich S., Tumskoy V., Rudaya N., Kuznetsov V., Maksimov F., Opel T., Meyer H., Andreev A.A., Schirrmeister L. Ice Complex permafrost of MIS5 age in the Dmitry Laptev Strait coastal region (East Siberian Arctic) // Quaternary Science Reviews. 2016. Vol. 147. P. 298–311.
26.
Деревягин А.Ю., Опель Т., Майер Х., Ширрмайстер Л., Веттерих С. Криогенное строение и изотопный состав полигонально-жильных образований берега Ойгосский Яр // Материалы пятой конференции геокриологов России. МГУ имени М.В.Ломоносова, 14-17 июня 2016 г. Том 2. М.: Университетская книга. 2016. С. 175–182.
27.
Leffingwell E. de K. Ground-Ice Wedges: The Dominant Form of Ground-Ice on the North Coast of Alaska // The Journal of Geology. 1915. Vol. 23(7). P. 635–654.
28.
Pollard W. The nature and origin of ground ice in the Herschel Island area, Yukon territory // Permafrost – Canada. Proceedings of the Fifth Canadian Permafrost Conference, N54, Collection Nordicana, Centre d'etudes Nordiques, Universite Laval. Quebec: National Research Council of Canada, 1990. P. 23–30.
29.
Kanevskiy M., Shur Y., Fortier D., Jorgenson M. T., Stephani E. Cryostratigraphy of late Pleistocene syngenetic permafrost (yedoma) in northern Alaska, Itkillik River exposure // Quaternary Research. 2011. Vol. 75. P. 584–596.
30.
Lapointe Elmrabti L., Talbot J., Strauss J., Kanevskiy M., Shur Y., Frechette B., Fortier D. Apparent climate and ecological change during MIS 3-MIS 2 in northern Alaska, Itkillik River Yedoma // Arctic Net Annual Scientific Meeting, Poster. Ottawa, Ontario, Canada, 2014 DOI: 10.13140/RG.2.1.2647.2088
31.
Куницкий В.В., Сыромятников И.И., Ширрмайстер Л., Скачков Ю.Б., Гроссе Г., Веттерих С., Григорьев М.Н. Льдистые породы и термоденудация в районе поселка Батагай (Янское плоскогорье, Восточная Сибирь) // Криосфера Земли. 2013. Том 17. №1. С. 56–68.
32.
Murton Ju.B., Edwards M.E., Lozhkin A.V., Anderson P.M., Savvinov G.N., Bakulina N., Bondarenko J.V., Cherepanova M.V., Danilov P.P., Boeskorov V., Goslar T., Grigoriev S., Gubin S.V., Korzun Ju.A., Lupachev A.V., Tikhonov A., Tsygankova V.I., Vasilieva G.V., Zanina O,G. Preliminary paleoenvironmental analysis of permafrost deposits at Batagaika megaslump, Yana Uplands, northeast Siberia |// Quaternary Research. 2017. Vol. 87, Iss.2. P. 314–330.
33.
Соломатин В.И. Сингенетическое и эпигенетическое промерзание морских отложений на побережье Печорского моря // Подземный лед, вып. 2. М.: Изд-во Моск. ун-та. 1965. С. 183–192.
34.
Vasil'chuk Yu.K., Vasil'chuk A.C., Jungner H., Geyh M., van der Plicht J., Sonninen E., Budantseva N.A. Southern limit of syngenetic ice-wedge formation during the Holocene climatic optimum in north-west Siberia // Earth Cryosphere. Special Issue. Russian Academy of Sciences and Scott Polar Research Institute, University of Cambridge. 2003. P. 19–31.
35.
Каплина Т.Н., Лахтина О.В., Павлова О.П. Повторно-жильные льды в долинах рек Северного Забайкалья // Труды ПНИИИС, вып. 18. М.: Стройиздат. 1972. С. 183–195.
36.
Горбунов А.П. К изучению повторно-жильных льдов Монголии // Верхний горизонт толщ мёрзлых пород. Ред. П.И.Мельников, Ю.Л.Шур. М.: Наука. 1991. С. 70–76.
References (transliterated)
1.
Froese D.G., Westgate J.A., Reyes A.V., Enkin R.J., Preece S.J. Ancient Permafrost and a Future, Warmer Arctic // Science. 2008. Vol. 321. No. 5896. P. 1648.
2.
Zimov S.A. Implications of ancient ice // Science. 2009. Vol. 323, N 5915. P. 714–715.
3.
Vasil'chuk Yu.K. Povtorno-zhil'nye l'dy; geterotsiklichnost', geterokhronnost', geterogennost'. M.: Izd-vo Mosk. un-ta. 2006. – 404 c. (Vasil'chuk Yu.K. Ice Wedge: Heterocyclity, Heterogeneity, Heterochroneity)
4.
Vasil'chuk Yu.K. Model' tsiklicheski-pul'siruyushchego formirovaniya singeneticheskikh tolshch s moshchnymi povtorno-zhil'nymi l'dami // Kriosfera Zemli. 1999. Tom 3. № 2. S. 50–61 (Vasil'chuk Yu.K. The model of cyclic-pulsing formation of syngenetic permafrost thickness with ice wedges. Kriosfera Zemli (Earth's Cryosphere). 1999. Vol. III. No. 2. P. 50–61)
5.
Vasil'chuk Yu.K. Izotopno-kislorodnyi sostav podzemnykh l'dov (opyt paleogeokriologicheskikh rekonstruktsii). Izd. Otdel Teoreticheskikh problem RAN. Geol. f-t. MGU, PNIIIS. 1992. V 2-kh tomakh. Tom 1 – 420 s. Tom 2 – 264 s. (Vasil'chuk Yu.K. Oxygen Isotope Composition of Ground Ice (Application to Paleogeocryological Reconstructions).
6.
Vasil'chuk Yu.K., Vasil'chuk A.C. The model of thick syngenetic ice-wedge formation // The 28th International arctic workshop. Arctic and alpine environments, Past and Present. March 12–14, 1998, Boulder, Colorado. Abstracts. P. 157–159.
7.
Vasil'chuk Yu.K., Vasil'chuk A.K. Povtorno-zhil'nye l'dy doliny reki Main i rekonstruktsii zimnikh paleotemperatur vozdukha Yuzhnoi Chukotki 38-12 tys. let nazad // Kriosfera Zemli. 2017. №6 (Vasil'chuk Yu.K., Vasil'chuk A.C. Ice wedges of Mayn River valley and past winter air temperatures records of the Southern Chukotka Peninsula during 38-12 ka BP. Kriosfera Zemli (Earth's Cryosphere). 2017. Vol. XXI. No. 6).
8.
Kotov A.N., Ryabchun V.K. Kriogennyi kompleks pozdnepleistotsenovykh otlozhenii doliny r.Main, chast' 1: Ledovyi obryv, Magadan: SVKNII DVNTs AN SSSR, 1986, 54 s.
9.
Kaplina T.N., Kartashova G.G., Nikitin V.P. Novye dannye o peschanoi tolshche Tuostakhskoi vpadiny // Byulleten' komissii po izucheniyu chetvertichnogo perioda, vyp. 52. M.: Nauka. 1983. S. 107–122.
10.
Lavrushin Yu.A. Allyuvii ravninnykh rek subarkticheskogo poyasa i periglyatsial'nykh oblastei materikovykh oledenenii // Trudy Geolog. in-ta AN SSSR, vyp. 87. M.: izd-vo AN SSSR. 1963, 267 c
11.
Kaplina T.N., Sher A.V. Kriogennoe stroenie, usloviya formirovaniya i vozrast konstrativnoi allyuvial'noi svity Sypnogo Yara na Indigirke // Merzlye porody i snezhnyi pokrov. M.: Nauka, 1977. S. 27–41.
12.
Danilov I.D. Merzlotnye i psevdomerzlotnye klinovidnye deformatsii v osadochnykh porodakh // Problemy kriolitologii, vyp. II. 1972. S. 31–48.
13.
Schirrmeister L., Grosse G., Schwamborn G., Andreev A. A., Meyer H. et al. Late Quaternary history of the accumulation plain north of the Chekanovsky Ridge (Lena Delta, Russia): a multidisciplinary approach // Polar Geography. 2003. Vol. 27. N4. P. 277 – 319.
14.
Schirrmeister L., Oezen D., Geyh M.A. 230Th/U Dating of Frozen Peat, Bol'shoy Lyakhovsky Island (Northern Siberia) // Quaternary Research. 2002. Vol. 57. P. 253–258.
15.
Meyer H., Dereviagin A., Siegert C., Schirmieister L., Hubberten H.-W. Palaeoclimate reconstruction on Big Lyakhovsky Island, North Siberia – hydrogen and oxygen isotopes in ice wedges // Permafrost and Periglacial Processes. 2002. Vol. 13. P. 91–105.
16.
Grosval'd M.G. Razvitie rel'efa Sayano-Tuvinskogo nagor'ya. M.: Nauka. 1965. – 166 s.
17.
Orlova L.A. Novye dannye po radiouglerodnoi khronologii (pozdnechetvertichnykh) ozernykh otlozhenii Todzhinskoi vpadiny (Tuva) // Doklady AN SSSR. 1980. Tom 250. № 6. S. 1427–1430.
18.
Yamskikh A.F., Yamskikh A.A. Dynamics of the Todza ice – dammed lake (Upper Yenisei River, Southern Siberia) during the Late Pleistocene and Holocene // Science Reports of Tohoku University. 7th Series (Geography). 1999. Vol. 49. N2 (Special Issue on the Third International Meeting on Global Continental Palaeohydrology, with an Emphasis on Humid, Temperate and Tectonically Active Zones. Graduate School of Science, Tohoku University Publ. Sendai. Japan. P. 143–159.
19.
Vasil’chuk Yu.K., Alexeev S.V., Arzhannikov S.G., Papesch W., Rank D., Vasil’chuk A.C. First data on isotopic dating of Holocene syngenetic ice wedges from the Myorzlyi Yar area, Upper reaches of Yenisei River // Doclady Earth Sciences. 2002. Vol. 383. N2. P. 225–229.
20.
Alekseev S.V., Arzhannikov S.G., Vasil'chuk Yu.K., Alekseeva L.P. Novye dannye o stroenii i evolyutsii merzlykh tolshch zapadnoi chasti Todzhinskoi kotloviny (Respublika Tyva) // Kriosfera Zemli. 2005. Tom 9. № 3. S. 3–9.
21.
Vasil'chuk Yu.K., Yesikov A.D., Oprunenko Yu.F., Petrova Ye.A., Vasil'chuk A.C. and Sulerzhitskiy L.D. New data on the concentrations of stable oxygen isotopes in syngenetic Late Pleistocene wedge ice of the lower Kolyma River // Transactions (Doclady) of the USSR Academy of Sciences. Earth Science Sections. Published by Scripta Technica, Inc. A Wiley Company. New York. 1985. Vol. 281. N2, P. 91–94.
22.
Vasil'chuk Yu.K., Vasil'chuk A.C. Radiocarbon dating and oxygen isotope variations in Late Pleistocene syngenetic ice-wedges, northern Siberia // Permafrost and Periglacial Processes. 1997. Vol.8. N3. P. 335–345.
23.
Vasil'chuk Yu.K., Vasil'chuk A.K. Izotopno-kislorodnyi sostav povtorno-zhil'nykh l'dov ostrova Aion i paleotemperaturnye rekonstruktsii pozdnego pleistotsena i golotsena severa Chukotki // Vestnik Mosk. un-ta. Seriya geologiya. 2017. N2. (Vasilchuk Yu.K., Vasilchuk A.C. Oxygen-isotope composition of ice wedge ice of the Ayon Island and palaeotemperature reconstructions of the Late Pleistocene and Holocene of the North of Chukotka Peninsula. Moscow University Geology Bulletin. 2017. N2.)
24.
Tumskoi V.E. Osobennosti kriolitogeneza otlozhenii Severnoi Yakutii v srednem neopleistotsene – golotsene // Kriosfera Zemli. 2012. Tom 16, № 1. S. 12–21.
25.
Wetterich S., Tumskoy V., Rudaya N., Kuznetsov V., Maksimov F., Opel T., Meyer H., Andreev A.A., Schirrmeister L. Ice Complex permafrost of MIS5 age in the Dmitry Laptev Strait coastal region (East Siberian Arctic) // Quaternary Science Reviews. 2016. Vol. 147. P. 298–311.
26.
Derevyagin A.Yu., Opel' T., Maier Kh., Shirrmaister L., Vetterikh S. Kriogennoe stroenie i izotopnyi sostav poligonal'no-zhil'nykh obrazovanii berega Oigosskii Yar // Materialy pyatoi konferentsii geokriologov Rossii. MGU imeni M.V.Lomonosova, 14-17 iyunya 2016 g. Tom 2. M.: Universitetskaya kniga. 2016. S. 175–182.
27.
Leffingwell E. de K. Ground-Ice Wedges: The Dominant Form of Ground-Ice on the North Coast of Alaska // The Journal of Geology. 1915. Vol. 23(7). P. 635–654.
28.
Pollard W. The nature and origin of ground ice in the Herschel Island area, Yukon territory // Permafrost – Canada. Proceedings of the Fifth Canadian Permafrost Conference, N54, Collection Nordicana, Centre d'etudes Nordiques, Universite Laval. Quebec: National Research Council of Canada, 1990. P. 23–30.
29.
Kanevskiy M., Shur Y., Fortier D., Jorgenson M. T., Stephani E. Cryostratigraphy of late Pleistocene syngenetic permafrost (yedoma) in northern Alaska, Itkillik River exposure // Quaternary Research. 2011. Vol. 75. P. 584–596.
30.
Lapointe Elmrabti L., Talbot J., Strauss J., Kanevskiy M., Shur Y., Frechette B., Fortier D. Apparent climate and ecological change during MIS 3-MIS 2 in northern Alaska, Itkillik River Yedoma // Arctic Net Annual Scientific Meeting, Poster. Ottawa, Ontario, Canada, 2014 DOI: 10.13140/RG.2.1.2647.2088
31.
Kunitskii V.V., Syromyatnikov I.I., Shirrmaister L., Skachkov Yu.B., Grosse G., Vetterikh S., Grigor'ev M.N. L'distye porody i termodenudatsiya v raione poselka Batagai (Yanskoe ploskogor'e, Vostochnaya Sibir') // Kriosfera Zemli. 2013. Tom 17. №1. S. 56–68.
32.
Murton Ju.B., Edwards M.E., Lozhkin A.V., Anderson P.M., Savvinov G.N., Bakulina N., Bondarenko J.V., Cherepanova M.V., Danilov P.P., Boeskorov V., Goslar T., Grigoriev S., Gubin S.V., Korzun Ju.A., Lupachev A.V., Tikhonov A., Tsygankova V.I., Vasilieva G.V., Zanina O,G. Preliminary paleoenvironmental analysis of permafrost deposits at Batagaika megaslump, Yana Uplands, northeast Siberia |// Quaternary Research. 2017. Vol. 87, Iss.2. P. 314–330.
33.
Solomatin V.I. Singeneticheskoe i epigeneticheskoe promerzanie morskikh otlozhenii na poberezh'e Pechorskogo morya // Podzemnyi led, vyp. 2. M.: Izd-vo Mosk. un-ta. 1965. S. 183–192.
34.
Vasil'chuk Yu.K., Vasil'chuk A.C., Jungner H., Geyh M., van der Plicht J., Sonninen E., Budantseva N.A. Southern limit of syngenetic ice-wedge formation during the Holocene climatic optimum in north-west Siberia // Earth Cryosphere. Special Issue. Russian Academy of Sciences and Scott Polar Research Institute, University of Cambridge. 2003. P. 19–31.
35.
Kaplina T.N., Lakhtina O.V., Pavlova O.P. Povtorno-zhil'nye l'dy v dolinakh rek Severnogo Zabaikal'ya // Trudy PNIIIS, vyp. 18. M.: Stroiizdat. 1972. S. 183–195.
36.
Gorbunov A.P. K izucheniyu povtorno-zhil'nykh l'dov Mongolii // Verkhnii gorizont tolshch merzlykh porod. Red. P.I.Mel'nikov, Yu.L.Shur. M.: Nauka. 1991. S. 70–76.