Изотопные вариации во льду торфяных и ледо-минеральных бугров пучения - пальза и литальза

Размещено на http://www.allbest.ru/

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

Изотопные вариации во льду торфяных и ледо-минеральных бугров пучения - пальза и литальза

Васильчук Юрий Кириллович

доктор геолого-минералогических наук

профессор



Аннотация

Объектом исследования являются бугры пучения, формирование которых связано с сегрегационном льдообразованием и миграцией влаги к фронту промерзания. Рассмотрены две их разновидности: пальза - т.е. миграционно-сегрегационные бугры пучения в торфяниках, и литальза - ледо-минеральные (а иногда и минерально-ледяные) бугры пучения в минеральных дисперсных отложениях. Приведен обзор изотопного состава сезонных и многолетних бугров пучения. Выявлены три основных источника воды для образовании ледяного ядра пальза и литальза. Основной метод исследования - анализ данных изотопно-кислородного и изотопно-водородного состава ледяного ядра пальза и литальза Новизна исследования заключается в то, что установлено: а) изотопный состав текстурообразующего льда пальза и литальза, как правило, довольно однороден: вариации по кислороду редко превышают 2-3‰; б) имеется определенное соответствие между изотопным составом льда пальза и литальза и изотопным составом воды окружающего болота со сдвижкой 2-3‰ в сторону облегчения, что является результатом фракционирования при промерзании болотных вод; в) вариации изотопного состава во льду сезонных бугров пучения часто превышает 5‰, что является следствием фракционирования при промерзании в закрытом объеме; г) сравнение изотопного состава в сегрегационных льдах ядер миграционных бугров пучения (пальза), атмосферных, поверхностных и болотных водах выявили близкий изотопно-кислородный и изотопно-водородный состав этих вод.

Ключевые слова: многолетнемерзлые породы, пальза, литальза, изотопы кислорода, изотопы водорода, изотопное фракционирование, сегрегационное льдообразование, лед сезонных бугров, север Канады, Сибирь бугор пучение пальза литальза



Abstract

Frozen mounds are the object of the study, the formation of which is associated with segregation of ice and moisture migration to the freezing front. Two varieties are considered as follows: typical palsa in the peat bogs, and lithalsa - ice-mineral (and sometimes mineral-ice) mounds in mineral dispersed sediments. A review of the isotopic composition of seasonal and perennial frozen mounds is presented. Three main sources of water for lithalsa and palsa are distinguished. The main research method is the analysis of oxygen and hydrogen isotopic composition of the ice cores of the lithalsa and palsa. The new results of the study are as follows: a) the isotope composition of the segregated ice of the palsa and lithalsa cores is usually quite homogeneous: variations in oxygen rarely exceed 2-3‰; b) there is a definite correspondence between the isotopic composition of the ice of the palsa and lithalsa and the isotopic composition of the water of surrounding bog is lighter by 2-3‰; this is a result of fractionation during the freezing of the bog waters; c) comparison of the isotopic composition in the segregated ice of the palsa and lithalsa, atmospheric, surface and boggy waters revealed a close isotope-oxygen and isotope-hydrogen composition of them.

Keywords: segregation ice formation, isotope fractionation, hydrogen isotopes, oxygen isotopes, lithalsa, palsa, permafrost, blister ice, north of Canada, Siberia



Введение

Одним из самых распространенных процессов, связанных с промерзанием влажных отложений является, помимо собственно самого процесса промерзания, пучение. Пучение связано с фазовым переходом воды в лед и соответственно увеличением объема на 9% и с миграцией влаги к фронту промерзания, что обеспечивает дополнительное пучения. Среди дополнительных факторов обеспечивающих пучение - образование полостей и крупных пор в промерзающих породах.

Процесс промерзания горных пород - сложный физический и физико-химический процесс. В дисперсных горных породах, широко распространенных в Арктике, наряду с переходом воды в лед без заметного ее перемещения с образованием льда-цемента наблюдается миграция влаги и ее последующее замерзание с образованием шлирового (сегрегационного) льда.

Промерзание с образованием льда-цемента наблюдается или в песчаных грунтах, когда в процессе его развития влага отжимается книзу от фронта промерзания, или при замерзании в условиях низких температур замкнутых объемов маловлажных тонкодисперсных грунтов, в которых существуют условия для «свободного» увеличения объема воды при переходе ее в лед. Образование льда-цемента происходит непосредственно в порах грунта. Замерзание без сколько-нибудь заметного перемещения влаги может развиваться также тогда, когда промерзание грунтов даже с большой влажностью идет очень быстро и шлиры не успевают сформироваться.

Шлировый лед формируется при сегрегационном льдообразовании, часто сопровождающемся миграцией влаги к фронту промерзания. Он активно образуется в настоящее время, поскольку промерзание охватывает наиболее распространенные в Арктике торфяные отложения, пылеватые супеси, суглинки и глины разного генезиса.

Согласно Е. А. Втюриной и Б. И. Втюрину ^[1], мощность шлиров сегрегационного льда и интервалы между ними варьируют в широком диапазоне: от 0,1 до 50 см и от 0,1 до 100 см и более соответственно. Эти параметры зависят от многих факторов.

1. Толщина шлиров сегрегационного льда возрастает с уменьшением скорости промерзания в том случае, если в данный момент скорость промерзания выше оптимальной и обусловливает возможную интенсивность кристаллизации слабосвязанной воды, превосходящую интенсивность её миграции к фронту кристаллизации.

2. Наиболее благоприятна для формирования толстых шлиров сегрегационного льда оптимальная скорость промерзания или интенсивность охлаждения пород, при которой интенсивность кристаллизации слабосвязанной воды находится в равновесии с максимально возможной интенсивностью её миграции к фронту промерзания. Каждой горной породе в зависимости от состава, влажности, сложения свойственна своя оптимальная скорость промерзания.

3. Если скорость промерзания ниже оптимальной для данной породы или данного горизонта, увеличение её вплоть до оптимальной приводит к возрастанию толщины шлиров сегрегационного льда при одном и том же периоде промерзания и к усилению морозного пучения грунтов.

4. При интенсивности охлаждения пород, равной или ниже оптимальной, толщина шлиров сегрегационного льда определяется продолжительностью периода промерзания и количеством воды, участвующей в сегрегационном льдообразовании.

5. Дифференциация температуры кристаллизации воды в тонкодисперсных отложениях служит дополнительной причиной сокращения возможной в данных условиях толщины шлиров сегрегационного льда ^[1].

Особая роль сегрегационного льдообразования состоит в том, что именно с ним обычно связана пучинистость промерзающих дисперсных отложений и образование очень ярких морфологических криогенных форм рельефа - бугров пучения. Среди бугров пучения, формирование которых связано с сегрегационном льдообразованием и миграцией влаги к фронту промерзания, выделяются два существенно различающихся типа пальза - т.е. миграционно-сегрегационные бугры пучения в торфяниках, и литальза - ледо-минеральные (а иногда и минерально-ледяные) бугры пучения в минеральных дисперсных отложениях. Бугры пучения могут быть связаны с многолетним и с сезонным промерзанием.



Изотопный состав льда в сезонных буграх пучения

Сезонные инъекционные, инъекционно-сегрегационные и сегрегационные бугры пучения довольно широко распространены в области островного, прерывистого и сплошного распространения многолетнемерзлых пород. Их образование может происходить каждую зиму на участках разгрузки подземных вод или при замерзании вод сезонно-талого слоя ^[2-4]. Процесс формирования инъекционного бугра часто бывает двухступенчатым. На первой стадии поверхность активно выпучивается вследствие того, что гидростатическое давление вод в деятельном слое превышает давление вышележащего слоя пород. В течение второй стадии рост происходит гораздо медленнее, по мере того как вода в ядре бугра постепенно вымерзает.

Исследования изотопного состава сезонных бугров пучения выполнены на севере Канады ^[5-7], в Монголии ^[8] и в России - на востоке Чукотки ^{[9, 10]}. На Аляске они встречены в долине р.Карибу, где они формируются на одной территории с многолетними инъекционными буграми пучения (булгунняхами). Подобное совместное распространение сезонных и многолетних инъекционных бугров пучения отмечено и в Канаде, в районе р.Беар, а также на Шпицбергене в довольно суровых мерзлотных условиях при среднегодовой температуре многолетнемерзлых пород -5,2°C и их мощности от 3 до 100 м ^{[11, 12]}.

Описаны случаи формирования сезонных бугров пучения в искусственно создаваемых массивах промерзающих грунтов, например, вблизи Трансаляскинского нефтепровода, вдоль насыпи дорожного полотна шоссе Демпстер, Северо-Западные территории, Канада, вдоль участка трассы на Аляске, в результате неправильной эксплуатации артезианской скважины в районе г.Фербенкса ^[5].

Определение содержания стабильных изотопов при исследовании сезонных бугров пучения-это полезный инструмент для восстановления последовательности их развития, особенно заключительной стадии роста, на которой происходит активное фракционирование изотопов. В этом заключается преимущество изотопных методов исследования, позволяющих восстановить последовательность формирования ледяных включений в ядрах бугров и в целом стадийность образования этих форм рельефа. Основными определяемыми изотопами являются 18О и 2Н (дейтерий). Также нередко определяется содержание трития ³Н. Тритий - изотоп водорода с коротким периодом полураспада 12,43 года, обычно используется для выявления присутствия современной воды или обменных процессов в водоносных горизонтах. Это единственный радиоактивный изотоп, который реально позволяет датировать лёд возрастом в десятки и сотни лет.

Тритий образуется в результате воздействия космогенных вторичных нейтронов на ядра азота или расщепления космических лучей. Производство его в верхних слоях атмосферы обусловливает его обычное содержание в осадках порядка 4-15 ТЕ (тритиевых единиц). С 1952 г. тритий, произведенный в результате наземных испытаний водородных бомб, перекрывает природный уровень на 2-3 порядка. Тритиевый анализ может отражать участие современных вод (т.е. вод моложе 1950-х гг.) в процессах льдообразования или их проникновение в многолетнемёрзлые породы по трещинам и порам.

Исследования изотопного состава сезонных бугров пучения на севере Канады проводили Р. ван Эвердинген ^[5] в Медвежьих Скалах, расположенных в крайней юго-восточной части хребта Нормана (64°55?22? с.ш., 125°39?22? з.д.) и Ф.А.Майкл ^[7] в районе Норз Форк Пасс, Северо-Западные территории (64°35?39? с.ш., 138°18?34? з.д.). Характерной особенностью районов их исследований является прерывистое распространение многолетнемерзлых пород и разгрузка источников подземных вод. Сезонные бугры пучения и наледи, которые нередко перекрывают их, формируются каждую зиму. В районе Норз Форк Пасс в течение периода с 1980 по 1982 гг. было встречено более 65 сезонных бугров пучения.

Сезонные бугры, исследованные Р. ван Эвердингеном в Медвежьих Скалах, имели овальную форму и размеры от 20 м по короткой оси до 65 м по длинной оси, высота их варьировала от 2,5 до 5 м ^[5]. Формирование бугров начинается в конце декабря, причем на ранних стадиях скорость их роста может достигать 0,55 м/день, что намного превышает скорость обычного морозного пучения. Разрушение бугров происходит в конце апреля-начале мая и сопровождается просадками поверхности, иногда довольно стремительными: до 1,35 м в течение нескольких дней. Некоторые небольшие фрагменты сезонных бугров сохранялись до середины сентября.

Внутреннее строение типичного сезонного бугра пучения в Медвежьих Скалах следующее (сверху-вниз): слой мёрзлого грунта, например торфа, мощностью от 20 до 85 см, нижние 10-15 см которого в некоторых случаях содержат линзы сегрегационного льда, подстилается слоем чистого льда мощностью от 25 до 85 см. Под слоем льда часто встречаются пустоты, максимальная высота которых составляет 1,1 м. На внутренней поверхности пустот видны отметки горизонтального уровня воды, указывающие на то, что в процессе формирования бугров пучения пустоты, скорее всего, наполнялись водой. Р. ван Эвердингеном было показано, что нет никакой очевидной корреляции между среднезимними температурами, высотой снежного покрова и количеством, положением или размерами образующихся сезонных бугров пучения. Развитие бугров прекращается с окончанием периода со среднесуточными температурами ниже 0°C. Также установлено, что они могут формироваться в грунтах с широкими вариациями гранулометрического состава ^[5].

Было проанализировано содержание природных изотопов дейтерия (2Н), тяжёлого кислорода (18О) и трития (3H) во льду бугров пучения, подземных водах и атмосферных осадках (табл. 1; рис. 1, a, б). Эти исследования продемонстрировали, что с помощью изотопного анализа можно определить, образовались ли слои льда путем промерзания в открытой системе (постоянно поступающей с транзитными водами), в закрытой системе или в условиях периодически просачивающейся воды, а также идентифицировать источник воды, питающей лед ^{[5, 7]}.

Было установлено, что источником подземных вод являются атмосферные осадки, о чем свидетельствует их близкий изотопный состав. Относительная насыщенность осадков стабильными изотопами кислорода и водорода изменяется по временам года. Летние осадки обычно обогащены тяжелыми изотопами (¹⁸O и ²H).

Таблица 1

Вариации д¹⁸О, д²Н и ³Н в подземных водах и атмосферных осадках в районе Медвежьих Скал, Канада. По R. van Everdingen ^[5]

№ источника подземных вод, тип атмосферных осадков	Дата отбора	д18О, ‰ SMOW	д2H, ‰ SMOW	3H, тритиевые единицы (ТЕ)
Подземные воды
1	9-9-75	-22,9	-177,1	207 ± 58
2	9-9-75	-22,9	-176,1	209 ± 79
	13-9-78	-23,1	-175,0	117 ± 8
3	9-9-75	-22,8	-175,3	195 ± 33
	13-9-78	-23,1	-176,0	117 ± 8
4	13-9-78	-23,6	-178,0	116 ± 8
5	11-6-75	-23,6	-179,2	218 ± 44
	9-9-75	-23,2	-178,4	217 ± 53
	13-9-78	-23,4	-181,0	123 ± 8
6	9-9-75	-22,4	-176,3	220 ± 70
	13-9-78	-22,9	-178,8	143 ± 8
Осадки в Норман Уэллс
Дождь	22-9-77	-24,5	-186,5	-
Снег	23-9-77	-20,3	-155,6	99 ± 10
Снег	23-9-77	-20,2	-157,7	100 ± 10
Снег	1-10-78	-20,0	-156,4	-
Снег	7-10-78	-24,2	-190,4	69 ± 8
Снег	7-10-78	-22,8	-180,5	41 ± 12
Снег	10-10-78	-31,5	-244,5	27 ± 12
Снег	10-10-78	-31,9	-250,0	19 ± 8

В подземных водных системах сезонные изотопные различия сглажены - их изотопный состав близок к среднегодовому составу осадков. Так, в дождевых осадках по метеостанции Норман Уэлс значения д¹⁸О варьируют в диапазоне от -20 до -24,5‰, в снеге-от -31,5 до -31,9‰; в подземных водах-от -22,4 до -23,6‰ (см. рис. 1, а, б).

Вариации изотопного состава в образцах из различных источников подземных вод, отобранных в одно и то же время, составляют для д¹⁸О от 0,7 до 0,8‰ и для д²H от 3,1 до 6,0‰ (см. рис. 1, а), а в образцах из одного источника, отобранных в разное время-до 0,5‰ для д¹⁸О и до 2,6‰ для д²H ^[5]. Ф.Майкл ^[7] показал, что значения д¹⁸О и д²H в воде из источников и снежного покрова хорошо согласуются с глобальной линией метеорных вод, описанной Х.Крейгом (рис. 2, Б).

Сравнение значений ³H в атмосферных осадках по метеостанциям в Норман Уэллс (для периода 1977-1978 гг.), Форт Смит (для периода 1961-1969 гг.) и г.Оттавы (для периода 1968-1975 гг.) показали тенденцию снижения содержания трития с начала 1960-х гг. (с пиком около 1963 г., обусловленным испытаниями ядерного оружия) до конца 1970-х гг. (рис. 1, в).

Значения ³H в образцах подземных вод, отобранных в районе Медвежьих Скал в 1975 г., указывают на то, что источником этих вод являлись атмосферные осадки, выпадавшие в период с 1961 по 1972 гг. Снижение концентрации ³H в подземных водах до среднего значения 123 ТЕ в сентябре 1978 г. говорит о том, что источником этих вод являлись осадки, выпавшие около 1969 или 1970 гг. (см. табл. 1). Таким образом, данные по ²H, ³H и ¹⁸O указывают, что в Медвежьих Скалах разгружаются воды, источником которых являются атмосферные осадки, выпадавшие приблизительно 5-6 годами ранее ^[5].

Концентрации трития в подземных водах (110-161 TE) в районе Норз Форк Пасс значительно выше соответствующих значений в образцах локальных атмосферных осадков (не более 50 ТЕ), что указывает на то, что вода из источников представляет собой осадки, выпавшие здесь 10-15 годами ранее (рис. 2). Длительность пребывания вод под землей свидетельствует о протяженности гидрогеологической системы.

Известно {13, 14}, что если скорость промерзания воды превышает 2 мм/ч, или если остаточная вода не была интенсивно перемешана в процессе промерзания, то равновесные условия не достигаются, и происходит заметное изотопное фракционирование. При скорости промерзания 5 мм/ч, изотопное фракционирование составляет только около 50% от равновесных значений.



Рис. 1 Изотопные вариации в различных природных водах. По R. van Everdingen ^[5]: а-соотношение д2H и д¹⁸О в источниках подземных вод в Медвежьих Скалах, б-соотношение д²H и д¹⁸О в атмосферных осадках в Норман Уэллс (линия, представляющая осадки для Форт Смит построена для периода 1961-1967 гг. по данным изотопной базы данных Агентства по атомной энергии, в - концентрация трития в источниках подземных вод в Медвежьих Скалах и в атмосферных осадках (данные по Форт Смит и г.Оттава взяты из изотопной базы данных Агентства по атомной энергии)

При формировании сезонных бугров пучения в Медвежьих Скалах, когда лед образуется под горизонтом мёрзлого грунта, скорость образования льда, по данным Р. ван Эвердингена ^[14], была менее 2 мм/ч, при этом маловероятно, что оставшаяся вода интенсивно перемешивалась.

Поэтому ожидалось, что если лед этих сезонных бугров сформировался в условиях открытой системы, то изотопные сдвиги во льду в сторону более положительных значений будут менее 3‰ для д¹⁸О и менее 21‰ для д²H по сравнению с водой источника. При формировании же бугра в условиях открытой системы с непрерывной подпиткой из нижних горизонтов водой с постоянным изотопным составом, значения д¹⁸О и д²H, вероятно, должны быть относительно постоянны по всей мощности ледяного тела. Аналогичная или близкая картина должна наблюдаться и при очень быстром замерзании с незначительным фракционированием в закрытой системе.

Во льду сезонного бугра пучения, формирующегося в равновесных условиях закрытой системы, идет длительный процесс медленного промерзания с постоянно сокращающимся объемом незамерзшей воды или суспензии. При этом вначале должны формироваться изотопически более тяжелые льды, а на конечной стадии промерзания - самые легкие льды (существенно более легкие, чем исходная вода). Процесс замерзания в такой закрытой системе может быть описан уравнением дистилляции Релея. Средний изотопный состав большей части льда, образовавшегося в закрытой системе, тем не менее, равен изотопному составу воды источника.

Собственно говоря, при формировании сегрегационной или инъекционно-сегрегационной линзы льда в условиях закрытой системы изотопное обеднение остающейся воды (и льда, из неё формирующегося) на самой финальной стадии промерзания может быть легче исходной воды и на 10‰ и даже на 20‰ ^[9].



Рис. 2 А. Изотопно-геохимические диаграммы по льду сезонного инъекционно-сегрегационного бугра пучения в районе Норз-Форк Пасс, Юкон, север Канады, в 300 км юго-западнее г.Инувик: кислородная (а), дейтериевая (б) и тритиевая (в) Б. Регрессионные прямые соотношения изотопного атмосферного стандарта Крейга и местных вод из подземных источников и снежного покрова (по F.Michel, 1986): 1 - торф; 2 - лед; 3 - торф с грунтом; 4 - подошва сезонно-талого слоя

Именно такую ситуацию Ю.К.Васильчук и А.К.Васильчук наблюдали в 1983 г. во льду сегрегационной залежи, формировавшейся в условиях закрытой системы в толще первой террасы в устье р.Гыда, где изотопная контрастность в линзах льда, последовательно формировавшихся из единого резервуара внутримерзлотных вод без дополнительного подтока воды достигла 18‰: в линзах образовавшихся вначале д¹⁸О = -16,2‰, а в линзе образовавшейся из последней порции воды д¹⁸О достигла -34,3‰ ^[9].

Образцы льда в верхней части льда сезонного бугра пучения №1 в Медвежьих Скалах (рис. 3, а) характеризовались менее отрицательными значениями, чем подземные воды, что указывает на положительное фракционирование д²H и д¹⁸О в течение первого периода промерзания вод; облегчение изотопного состава в нижней части льда отражает этап завершения длительного промерзания в сокращающемся резервуаре, который быстро обедняется более тяжелыми изотопами.

Наиболее отрицательные значения, полученные для основания ледяного ядра (значения д¹⁸О равны -26,2‰, величина д²H = -196,2‰, см. рис. 3, а), указывают на то, что значения д¹⁸О и д²H в воде на заключительной стадии существования остаточного бассейна, возможно, достигли очень низких значений как -29‰ и -215‰, соответственно.

Поскольку между мерзлым грунтом и слоем льда в этом бугре не было обнаружено полости, типичной для других бугров пучения, Р.ван Эвердинген ^[5] высказал предположение, что лед здесь полностью заполнял пространство между сезонно-мерзлым грунтом и многолетнемерзлыми породами в течение формирования данного бугра.

Это предположение подтверждается изотопными данными (см. рис. 3, а), которые указывают, что образцы с наиболее отрицательными изотопными значениями соответствуют последней порции воды из остаточного бассейна перед ее промерзанием.

Большая часть льда образовалась путем промерзания сверху-вниз в условиях отрицательной температуры воздуха; существенно меньшая часть льда образовалась при восходящем промерзании снизу.

Рис. 3 Распределение значений д²H и д¹⁸О по глубине во льду сезонных бугров пучения, исследованных в Медвежьих Скалах, Канада. По R.van Everdingen ^[5]: а - лед из бугра пучения №1, б - лед из бугра пучения №2

Подобная изотопная модель была получена и для второго сезонного бугра пучения (см. рис. 3, б). Средневзвешенные значения д¹⁸О и д²H для образцов из первого бугра (-23,3‰ и -170,3‰) и из второго (-22,8‰ и -177,1‰) подобны средним значениям для воды источников (-23,1‰ и -177,4‰), подтверждая тот факт, что слои льда сформировались из воды источников. Изотопные данные, таким образом, указывают на то, что лед сезонных бугров пучения образовался из подземных вод в условиях закрытой системы ^[5].

Осредненные значения д¹⁸О, д²H и ³Н для образцов льда бугров пучения в районе Норз Форк Пасс равны соответственно -22,5‰, -171‰ и 149 ТЕ и близки к значениям, полученным для локальных подземных вод, т.е. состав подземных вод сходен с составом вод, изливающихся из источников и формирующих лед бугров пучения (см. рис. 2, А).

Вода, присутствующая в перекрывающем лед торфяном слое, имеет более отрицательные значения д¹⁸О и д²H, которые немного более отрицательны, чем в самом верхнем слое льда, а последние менее отрицательны, чем значения воды источника. Все это-результат неравновесных изотопных эффектов при промерзании. В целом, кривые распределения д¹⁸О и д²H указывают на продолжительное замерзание постепенно сокращающегося объёма воды, который активно обеднялся тяжелыми изотопами, что свидетельствует о непрекращающемся фракционировании в процессе замерзания.

Кривые распределения значений д¹⁸О и д²H по льду сезонного бугра пучения, построенные Ф.А.Майклом ^[7], не демонстрируют каких-либо признаков потери воды в процессе замерзания, т.е. льдистое ядро образовалось в течение единого цикла промерзания почти в идеальных условиях закрытой системы.

При этом изотопное фракционирование происходило в неравновесных условиях. Об этом свидетельствует дейтериевая кривая со значением a=1,0130, т.е. значительно меньшим, чем константа равновесного фракционирования ²Н при этих температурных условиях (1,0206). Хотя значения д¹⁸О приближаются к кривой равновесия (a = 1,0028), что должно свидетельствовать о том, что фракционирование изотопов кислорода в закрытой системе происходило в условиях равновесия или близких к ним. Различное фракционирование молекул воды с изотопами ¹⁸О и ²Н в процессе промерзания, скорее всего, является следствием неравновесности процесса промерзания и льдообразования ^[7].

Под ледяным ядром находится слой льдонасыщенного торфа, где значения д¹⁸О и д²H близки к соответствующим значениям изотопных концентраций как для воды источников, так и для льда бугра пучения. Очевидно, здесь замерзали последние порции воды. Весь находящийся сверху лед содержит крупные, вертикальные столбообразные кристаллы льда, указывающие на горизонтальное положение фронта промерзания. Очевидно, ледяное ядро формировалось путем промерзания сверху-вниз, в результате одного единого цикла длительного промерзания без потери воды. В то же время льдонасыщенный торф с промежуточным изотопным составом, очевидно, промерзал в результате продвижения фронта промерзания вверх от поверхности многолетнемёрзлых пород.

График на рис. 2, Б, построенный по значениям д¹⁸О и д²H сезонного бугра пучения, сформировавшегося из локальных подземных вод, пересекает глобальную линию метеорных вод. Верхние слои льда располагаются на графике справа, нижние - слева, причём расстояние между точками постепенно увеличивается, особенно в нижней половине графика. Это, скорее всего, также указывает на существование одного цикла промерзания в закрытой системе без утечки воды ^[7].

Однако не всегда формирование бугров пучения происходит в течение одного цикла. Так, результаты проведенных Р. ван Эвердингеном полевых наблюдений и автоматической покадровой фотосъемки сезонных бугров пучения в Медвежьих Скалах указывают, что некоторые из них могут разрываться, высыхать и повторно формироваться в течение единого цикла их развития ^[5]. Подобные события отражаются на изотопных кривых льда резкими переходами к менее отрицательным, чем для подземных вод, значениям изотопного состава, сопровождающимися прогрессивным обеднением изотопами с глубиной (см. рис. 3, а).

На основании изучения изотопного состава воды и льда Р. ван Эвердинген ^[5] предположил схему развития сезонных бугров пучения. На первом этапе в начале зимы промерзание быстро охватывает водонасыщенный деятельный слой, снижая проницаемость пород и запас тепла и ограничивая перемещение воды; замерзание воды источников приводит также к образованию наледей на поверхности. Дальнейшее промерзание грунта и формирование наледей может привести к промерзанию участков разгрузки источников и к увеличению гидравлического потенциала, что способствует выпучиванию сезонно-мёрзлого грунта и перекрывающей его наледи. Реальное поднятие произойдет в точке или в нескольких точках, где будет наиболее благоприятное сочетание относительно низкого сопротивления мерзлых грунтов деформации и относительно быстрого поступления воды.

Такие участки расположены, прежде всего, на каналах разгрузки источников. Возможно, что распределение сезонных бугров пучения в Медвежьих Скалах отражает существование системы небольших таликов, из которых вверх поступает небольшое количество воды.

Вода, внедрившаяся в бугор пучения, замерзает постепенно сверху-вниз, формируя чистый лед. Поскольку скорость пучения может быть очень велика и достигает 0,55 м/день (это беспрецедентная скорость пучения была установлена Р. ван Эвердингеном посредством непрерывной фотосъемки сезонных бугров пучения в долине р.Медвежий - ^{[5, стр. 254]}, нередко происходит разрыв перекрывающего мёрзлого грунта. В зависимости от местоположения трещины, частично или вся вода может излиться или высохнуть, что приводит к частичному проседанию ослабленного мёрзлого грунта. Постепенное поступление воды может привести к залечиванию трещин разрыва и повторному формированию бугра пучения.

Сравнение изотопных данных, полученных по льду бугров пучения Медвежьих Скал и района Норз Форк Пасс, показывает близкие значения д¹⁸О и д²H и примерно одинаковый диапазон вариаций изотопного состава ^{[5, 7]}. Так, во льду бугров пучения в Медвежьих Скалах значения д¹⁸О варьировали от -22‰ до -27,5‰, во льду бугров пучения в районе Норз Форк Пасс - от -21‰ до -26,5‰; значения д²H - от -130‰ до -180‰ и от -160‰ до -200‰, соответственно. Таким образом, вариации значений д¹⁸О составили около 5,5‰, а д²H - 40-50‰. Такое распределение отражает как близкий среднегодовой изотопный состав подземных вод (и соответственно атмосферных осадков), так и условия закрытой системы, в которых они формировались.

Для сравнения можно привести изотопные данные, которые получили А.К.Васильчук и Ю.К.Васильчук по льду сезонных бугров пучения, исследованных в августе 1991 г. на Чукотке, на п-ове Дауркина, в районе оз.Коолень (66°05ґ с.ш., 170°30ґ з.д.) в 40-45 км западнее Уэлена и примерно на 80 км южнее, на р.Чульхевеем близ пос. Лаврентия (65°36ґ с.ш., 170°30ґ з.д.), формирующихся в условиях сурового морского климата. Строение этих бугров в общих чертах аналогично строению бугров, исследованных в Канаде. Высота их составляет 1-1,5 м, ледяное ядро залегает на глубине 0,4 м, его мощность - около 1 м (рис. 4).

По льду бугра в районе оз.Коолень получены следующие значения д¹⁸О: на глубине 0,4 м - -13,4‰, на глубине 0,8 м - -15,3‰, По льду бугра в районе р.Чульхевеем значения д¹⁸О составили в среднем -13‰ на глубине 0,4 м, -15,2‰ на глубине 0,8 м, -10‰ на глубине 1 м и около -11‰ на глубине 1,6 м (табл. 2, рис. 5).



Рис. 4 Строение сезонных инъекционных бугров пучения на пойме р.Чульхевеем, близ пос.Лаврентия (а) и на пойме оз.Коолень (б) на п-ове Дауркина на востоке Чукотки, примерно в 50 км западнее пос. Уэлен (по данным Ю.К.Васильчука ^[9]): 1 - торф; 2 - супесь; 3 - инъекционный лед; 4 - значения д¹⁸О во льду

Таблица 2

Изотопно-кислородный состав льда сезонных бугров пучения на Чукотке, в районе оз.Коолень и в районе р.Чульхевеем близ пос. Лаврентия (по ^[9])

№ образца	Глубина отбора, м	д18О, ‰ SMOW
оз.Коолень
343-YuV/38	0,4	-13,4
343- YuV /39	0,4	-13,4
343- YuV /40	0,8	-15,3
р.Чульхевеем
342- YuV /23	0,4	-13,5
342- YuV /24	0,4	-12,7
342- YuV /25	0,4	-12,3
342- YuV /22	0,7	-15,2
342- YuV /21	0,8	-15,5
342- YuV /17	0,8	-15,0
342- YuV /19	0,9	-9,7
342- YuV /15	1,0	-10,3
342- YuV /16	1,0	-9,5
342- YuV /18	1,1	-10,7
342- YuV /28	1,6	-11,8

Рис. 5 Распределение значений д¹⁸О по глубине во льду сезонных инъекционных бугров пучения, исследованных на Чукотке (по данным Ю.К.Васильчука ^[9]): а - в районе оз.Коолень, б - в районе р.Чульхевеем

Как видно, значения д¹⁸О в верхней части ледяного ядра обоих бугров пучения, расположенных в разных районах Чукотки, оказались очень близкими (см. рис. 5). Сравнение изотопно-кислородного состава бугров пучения Канады и Чукотки показывает существенное различие значений д¹⁸О: во льду бугров пучения в Канаде они составляют в среднем около -24‰, а на Чукотке - примерно -12‰ (рис. 6).

Это отражает различный изотопный состав атмосферных осадков и подземных вод, питающих рассмотренные бугры пучения на Чукотке и в Канаде.

Резкий сдвиг изотопной кривой, отмеченный во льду бугров пучения Чукотки, возможно, свидетельствует о перерыве в льдообразовании и возможно возобновившемся формировании льда в течение одного цикла промерзания. Подобная схема развития была предложена Р.ван. Эвердингеном ^[5] для одного из бугров пучения в Медвежьих Скалах (см. рис. 3, а).

Таким образом, исследование изотопного состава сезонных бугров пучения позволяет установить источник их питания, а также определить механизм и последовательность их развития.

Изотопные данные, полученные Р.ван Эвердингеном и Ф.Майклом ^{[5, 7]} показали, что источником формирования ледяных ядер исследованных ими сезонных бугров пучения являются локальные подземные воды, разгружающиеся в виде поверхностей фильтрации и групп источников. Системы потоков подземных льдов пополняются локальными атмосферными осадками, при этом необходимо от 5 до 15 лет, чтобы они достигли области разгрузки.



Рис. 6 Сопоставление изотопных кривых по льду сезонных бугров пучения, исследованных в разных районах криолитозоны: северная Канада: а, б-район Медвежьих Скал (по R.van Everdingen ^[5]), в-район Норз Форк Пасс (по F.Michel ^[7]); Чукотка: г -р.Чульхевеем (по Ю.К.Васильчуку ^[9])

Сопоставление изотопных кривых по льду бугров пучения показывает прогрессивное уменьшение содержания тяжелых изотопов с глубиной, что свидетельствует о сокращении объема оставшейся незамерзшей воды в процессе ее промерзания в условиях почти идеальной закрытой системы. Постоянное, без заметных скачков, уменьшение содержания тяжелых изотопов при промерзании свидетельствует о том, что процесс фракционирования не прерывался в течение всего цикла промерзания (рис. 6, б, в), т.е. бугры пучения могут формироваться в течение одного цикла промерзания, при этом перемещение фронта промерзания, имеющего горизонтальное или слабовыпуклое положение, происходит сверху-вниз.

Резкие сдвиги на изотопных кривых в сторону более положительных значений (рис. 6, а, г) свидетельствует о перерыве и повторном формировании бугров пучения в течение зимы.

Изотопный состав льда в буграх пучения сегрегационного (миграционного) типа в торфяниках (пальза)

Исследования изотопного состава выпуклых торфяных бугров пучения (пальза) и торфяных площадей пучения проводились в Канаде Л.Девером с соавторами ^[15], С.Харрисом с соавторами ^{[16, 17} 1992). Данные по изотопно-кислородному составу пальза в Большеземельской тундре были также получены автором с коллегами [18, 19]}.

Л.Девер с соавторами исследовали пальза на восточном побережье Гудзонова Залива (рис. 7), на низменности в междуречье рр. ла Гранд и ла Гранд де ла Балейн (54°30' с.ш., 70°12' з.д.).

Рис. 7 Район исследований пальза на низменности в междуречье рр. ла Гранд и ла Гранд де ла Балейн (названия рек взяты из русскоязычного издания карты Канады, эти реки также могут писаться р. Гранд и р. Гранд де ла Балейн) побережье Гудзонова залива, Новый Квебек, Канада (по L.Dever et al. ^[15]): 1,2-маршруты исследований, ЛГ и ГБ - участки иследований на рр. ла Гранд и ла Гранд де ла Балейн, соответственно

Высота пальза варьировала от 1,4 до 3,7 м (рис. 8), они имели, как правило, овальную форму, длина по длинной оси варьировала от 15 до 30 м.



Рис. 8 Морфология пальза (А - в разрезе, Б - в плане), исследованных на междуречье рр. ла Гранд и Гранд де ла Балейн, Новый Квебек, Канада (по L.Dever et al. ^[15])

Радиоуглеродное датирование торфа показало, что торфяники начали развиваться здесь около 3650 лет назад. Как показали исследования Л.Девера с соавторами, изотопные данные по льду из торфа, слагающего пальза, демонстрируют значительные вариации. Например, по одной из скважин (F2) разброс значений д¹⁸О составил около 6‰ -от -10,2 до -15,8‰ (рис. 9), а д2H - около 70 ‰ - от -47,6 до -118,2‰ (табл. 3).

При этом не было отмечено никакой корреляции изменчивости изотопного состава с глубиной, что предполагает отсутствие гомогенизации в воде перед ее промерзанием и образованием льда.

Близкие значения изотопного состава были получены по сегрегационному льду из многолетнемерзлых отложений в окрестностях пальза, где значения д18О варьировали в диапазоне от -14 до -15‰ (табл. 4).



Рис. 9 Характер распределения значений д¹⁸О текстурообразующего льда в скважинах F2, F3 и F4, пробуренных на вершинах пальза, расположенных на междуречье рр. ла Гранд и ла Гранд де ла Балейн в Новом Квебеке, Канада (по ^[15])



Таблица 3

Значения д¹⁸О, д²H и дейтериевого эксцесса (d_exc) текстурообразующего льда в скважине F2, пробуренной на вершине пальза на междуречье рр. ла Гранд и ла Гранд де ла Балейн в Новом Квебеке, Канада (по L.Dever et al. ^[15])

№ образца	Глубина, м	д18О, ‰ к SMOW	д2H, ‰ к SMOW	dexc, ‰
188	1,27	-11,85	-88,7	+6,1
192	1,50	-10,41	-67,3	+16,0
194	1,66	-11,13	-68,0	+21,0
196	1,83	-13,35	-52,5	+54,3
197	1,91	-14,37	-99,2	+15,8
201	2,23	-15,11	-89,4	+31,5
202	2,31	-15,03	-93,6	+26,6
203	2,39	-15,06	-93,9	+26,6
207	2,71	-14,97	-99,7	+20,0
208	2,80	-15,54	-115,8	+8,5
210	2,96	-15,35	-47,6	+76,7
211	3,04	-15,41	-55,4	+67,9
212	3,12	-15,11	-104,1	+16,8
213	3,19	-13,66	-91,3	+18,9
214	3,27	-13,53	-94,5	+13,7
219	3,67	-15,08	-109,5	+11,1
222	3,91	-14,26	-90,5	+23,6
232	3,99	-14,71	-110,7	+7,0
233	4,77	-14,83	-98,6	+20,0
236	5,00	-14,21	-101,7	+12,0
237	5,08	-14,98	-118,2	+1,6
240	5,31	-15,22	-104,3	+17,5
243	5,53	-14,25	-98,2	+15,8
266	6,92	-13,05	-109,2	-4,8
279	7,76	-13,07	-95,1	+9,5



Таблица 4

Значения д¹⁸О в текстурообразующем льду и почвенной воде из грунтов в окрестностях пальза, междуречье рр. ла Гранд и ла Гранд де ла Балейн в Новом Квебеке, Канада (по L.Dever et al. ^[15])

Объект	Глубина, м	д18О, ‰ к SMOW
Текстурообразующий лед	0,10-5,20	-13,74 ± 1,34
	1,25-7,90	-14,17 ± 1,33
	1,10-6,30	-14,64 ± 0,61
	1,15-5,95	-14,50 ± 0,64
Текстурообразующий лед	0,50-4,40	-15,34 ± 1,99
	0,40-5,30	-14,45 ± 0,73
	0,95-4,70	-14,87 ± 0,90
	1,40-4,70	-14,38 ± 0,62
Почвенная вода	0,7	-24,99

Изотопный состав поверхностных вод в районе распространения исследуемых пальза характеризуется более легким изотопным составом по сравнению с текстурообразующим льдом из пальза и окружающих их минеральных грунтов.

Так, в воде ручьев значения д¹⁸О варьировали от -16 до -20‰, д²H - от -126 до -141‰, в снеге значения д¹⁸О варьировали от -18 до -25‰, д2H от -132 до -176‰ (табл. 5, рис. 10), в почвенной воде значение д¹⁸О составило около -25‰ ^[15].

Таким образом, по д¹⁸О поверхностные воды изотопически легче текстурообразующего льда в среднем на 3-4‰, снег и почвенные воды-в среднем на 7-8‰, по д²H - на 40 и 60‰, соответственно.



Таблица 5

Значения д¹⁸О, д²H и d^exc в поверхностных водах и снеге в районе распространения пальза на междуречье рр. ла Гранд и ла Гранд де ла Балейн в Новом Квебеке, Канада (по L.Dever et al. ^[15])

Объекты исследований, точки отбора образцов	д18О, ‰ к SMOW	д2H, ‰ к SMOW	dexc, ‰
Вода р. Гранд де ла Балейн
Река	-16,57 ± 0,34	-128,5 ± 1,4	+4,1
Вода ручьев на поверхности
Ручьи	-16,61	-126,6	+7,3
	-18,05	-135,1	+9,3
	-20,48	-141,7	+22,1
	-18,62 ± 1,44	-	-
Профиль в снежном покрове
GP6	-25,47	-176,2	+27,6
GP5	-24,84	-165,8	+32,9
GP4	-22,23	-132,0	+45,8
GP3	-23,35	-132,0	+54,8
GP1	-18,49	-134,1	+13,8
Снег
Глубина 0-0,3 м	-20,12 ± 2,13	-	-
Глубина 0-0,57 м	-22,61 ± 2,60	-	-

Определения содержания дейтерия в некоторых образцах льда, снега, воды ручья и/или в поверхностных водах торфяника и в воде р. ла Гранд де ла Балейн показали систематическое обогащение дейтерием (эксцесс дейтерия) по отношению к глобальному соотношению в атмосферных осадках, где д²H = 8д¹⁸О + 10 [Craig, 20], что позволяет определить "дейтериевый эксцесс" как d_exc = д²H-8д¹⁸O. Значения дейтериевого эксцесса текстурного льда пальза достигает +20,+26‰, а экстремальные значения достигают +67…+76‰, также систематически высоки значения dexc и в снежном покрове-до +45…+54‰ (см. табл. 3, 5). Горизонты наибольших значений дейтериевого эксцесса во льду пальза (по скв. F2) расположены на глубинах 1,83, 2,23 и 2,96-3,04 м (см. табл. 3). Л.Девер с соавторами предположили, что это отражает процессы рекристализации, сублимации снежного покрова и испарения. Дождевые воды, по их мнению, практически не участвовали в питании льдистого ядра пальза ^[15].

Как альтернативу они предположили, что происходит частичное смешение сублимированного снега и дождевых вод, более обогащенных тяжелыми изотопами. Следовательно, текстурные льды, участвующие в формировании льдистого ядра пальза, согласно Л.Деверу с соавторами ^[15], являются частично результатом механизма сублимация-смешение-испарение-просачивание.

Рис. 10 Соотношение значений д¹⁸О и д²H в снеге, воде реки, поверхностных ручьев и в текстурообразующем льду пальза на междуречье рр. ла Гранд и ла Гранд де ла Балейн в Новом Квебеке, Канада (по L.Dever et al. ^[15])

Таким образом, Л.Девер с соавторами ^[15] пришли к выводу о том, что атмосферные осадки (в виде дождевых и талых снеговых вод), являющиеся источниками питания пальза, в процессе перемешивания, миграции через грунт и промерзания подвергаются процессам испарения и сублимации, в течение которых происходит изотопное фракционирование, ведущее к изменению их изотопного состава.

Нам же представляется, что Л.Девер с коллегами ^[15] недоучёл роль именно криогенного фракционирования при сегрегационном льдообразовании, эффект от которого выражается в утяжелении изотопного состава льда на 3-6‰.

На возможность незначительного просачивания поверхностных вод даже в мёрзлый грунт по микропорам и трещинам указывают тритиевые данные. Так, содержание трития во льду достигало значений 250-300 тритиевых единиц, пики содержания трития отмечены на глубинах 2, 3-5 м. Такие высокие концентрации трития отмечались в атмосферных осадках, выпадавших на территории Канады в конце 1960-х-начале 1970-х гг. (см. рис. 1). Современные фоновые значения трития в районе исследований составляют 15 ТЕ.

Если следовать предположению о проницаемости мерзлых пород для атмосферных осадков, которое высказали Л.Девер с соавторами ^[15], то сегрегационный лед в пальза на глубине 2 м и в интервале глубин 3-5 м формировался в годы выпадения осадков с высокой концентрацией трития, т.е. в конце 1960-х-начале 1970-х гг. Однако, можно также предположить, что в формировании льдистого ядра пальза принимали участие местные грунтовые воды, формировавшиеся из осадков, выпадавших в период высоких концентраций трития в атмосфере. В этом случае можно говорить лишь о том, что слои сегрегационного льда в мерзлом ядре пальза, в которых отмечены высокие значения трития, образовались не ранее конца 1960-х гг.

Мы склонны полагать (Ю.В.), что исследованные бугры очень молодого возраста - не старше 15-20 лет и в их сложении действительно участвовали современные воды. При этом мы не исключаем того, что собственно вода по микротрещинам и не поступала, но зато по ним могла поступать влага в парообразной форме насыщенная тритием, как это происходит и в некоторых повторно-жильных льдах.

Таким образом, изотопный состав сегрегационного льда, формирующегося из вод атмосферного происхождения, имеющих различный изотопный состав, существенно отличается от исходного состава отдельно взятых компонентов. Характерным отличием является его более тяжелый изотопно-кислородный и дейтериевый состав по сравнению с атмосферными осадками ^[15].

Площадь пучения, исследованная С.Харрисом с соавторами ^{[16, 17]}, расположена примерно в 50 км к северу от пос.Тучитуа (61° с.ш., 129° з.д.) на шоссе Роберта Кэмпбелла в юго-восточном Юконе ^{[16, 17]}. Высота участка над уровнем моря составляет 1220 м. Среднегодовая температура воздуха по данным ближайшей метеостанции в Росс Ривер за период наблюдений 1950-1980 гг. составила -5,7°С, среднегодовое количество осадков за этот же период не превышало 270 мм.

Это район спорадического распространения многолетнемерзлых пород, для которого торфяные площади пучения являются типичными мерзлотными формами. Они приурочены, как правило, к краевым частям болот, где отмечается наибольшая мощность торфа, достигающая 5 м. Накопление торфа согласно ¹⁴С-датированию началось около 1200 лет назад, причем на первом этапе накопление торфа было значительно более активным, чем на заключительной фазе ^[21], что является признаком того, что процесс пучения здесь первичен. О том, что это типичный пальза говорят и остатки древесины в верхней части разреза торфа на буграх.

На одной из типичных площадей было пробурено несколько скважин (рис. 11) и отобраны образцы льда из мёрзлого ядра и сезонно-талого слоя. Также были отобраны образцы воды из окружающих болотных отложений.



Рис. 11 Строение торфяной площади пучения вблизи пос.Тучитуа, юго-восточный Юкон, Канада (по S.Harris et al. ^[16]): 1 - вода; 2 - льдистое торфяное ядро; 3 - минеральный грунт

Как показали исследования С.Харриса с соавторами ^[16], значения д¹⁸О в образцах льда из ядра торфяного плато варьировали от -18 до -23‰, д²H - от -145 до -184‰. По льду из сезонно-талого слоя торфяного плато-площади пучения получены очень близкие диапазоны значений д¹⁸О и д²H: они изменяются от -18 до -22‰ и -145 до -173‰, соответственно. Близкий диапазон этих двух рядов данных указывает на то, что температурные условия формирования льда в этих двух горизонтах были одинаковыми.

Линии регрессии, построенные по изотопно-кислородным и дейтериевым значениям по льду сезонно-талого слоя и мёрзлого ядра торфяного плато, подобны (рис. 12), за исключением того, что лед сезонно-талого слоя имеет несколько более выраженные признаки эффекта испарения.

Изотопно-кислородный и дейтериевый состав вод из болотных отложений отличался от состава льда менее отрицательными величинами д¹⁸О (хотя и пересекающимися значениями в диапазоне от -18 до -19‰): величина д18О варьирует от -15 до -19‰, значения д²H от -130 до -160‰. Таким образом, болотные воды изотопически тяжелее льда из торфяной площади пучения в среднем на 2-3‰ по д¹⁸О и на 20‰ по д²H.

Линия регрессии болотных вод имеет отличный наклон линии от наклона других двух линий регрессии (см. рис. 12), свидетельствующий о значительном испарении болотных вод.

Диапазон вариаций изотопного состава для каждой группы образцов (льда и болотных вод) составил 4-5‰ для д¹⁸О и 30-40‰ для д²H. Это может быть отражением более холодных условий формирования некоторых слоев льда в ядре торфяной площади пучения, но скорее всего это отражение сезонных вариаций изотопного состава атмосферных осадков. Линия регрессии болотной воды пересекается с линией регрессии сегрегационного льда примерно в районе значений д¹⁸О = -21,04‰ и д²H -166,9‰ ^[16].



Рис. 12 Соотношение д¹⁸О и д²H в образцах текстурообразующего льда из торфяной площади пучения и воды из окружающих ее болотных отложений вблизи пос.Тучитуа, юго-восточный Юкон, Канада (по S.Harris et al. ^[16])

Эти значения отражают приблизительный состав локальных атмосферных осадков. К тому же нет изотопных свидетельств изменений климата с начала формирования сегрегационного льда в ядре бура.

Также можно отметить, что, несмотря на выявленные различия в изотопном составе, средний изотопный состав льда сезонно-талого слоя, мёрзлого ядра торфяной площади пучения и вод из болотных отложений достаточно близкий. Это указывает на полное перемешивание вод, стекающих вниз по склонам бугра. Сравнивая линии регрессии, построенные по образцам льда площади пучения и воды из болотных отложений (см. рис. 12), с линией глобальных метеорных вод Крейга и линиями...