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

В своей ответной статье С.Харрис, Н.Уотерс и Х.Крауз {17} обратили внимание на отличия торфяных площадей пучения от других бугров пучения миграционного типа, такие как их небольшая высота (как правило не более 1 м), их плоские вершины и иногда очень значительная площадь, что может быть результатом другого механизма формирования и, возможно, различных источников воды {17}. Также они привели данные других исследователей, которые пытались объяснить механизм формирования площадей пучения: изменение объема замерзающей грунтовой влаги в болотном торфе, наряду с эффектами плавучести {24}(что впервые было замечено М.И.Сумгиным {25}), образование в результате объединения небольших изолированных мерзлых торфяных бугров {26, 27} и деградацией обширных многолетнемерзлых торфяников {28}.

Идея об участии атмосферных осадков в формировании мёрзлого ядра торфяных плато возникла после публикации С.Золтаи {24}, который отметил, что поровое пространство в мерзлом торфе торфяных площадей пучения часто не полностью заполнено льдом. При этом район исследований (пос. Тичитуа) характеризуется большим количеством атмосферных осадков.

Одним из способов идентифицировать источник воды является сопоставление соотношения изотопов кислорода и водорода в льдистом мёрзлом ядре и в воде окружающего болота. Болотная вода формируется из атмосферных осадков и ее изотопный состав изменяется в процессе испарения.

На основании сопоставления линий регрессии д¹⁸О и д²H в сегрегационных льдах из льдистого ядра, атмосферных осадков и болотных вод, С.Харрис с соавторами ^[16] построили уравнение регрессии и оценили долю атмосферной и болотной воды в образовании сегрегационного льда в ядре площади пучения. Их вывод оказался весьма неожиданным: сегрегационный лед содержит смесь более чем из 10 частей атмосферной воды и 1 части болотной воды.

На другом участке С.Харрис и Д.Найрос ^[29] оценили участие атмосферных осадков и болотных вод в мерзлом ядре как 13:1. Думается, что и тот и другой вывод явно ошибочны, и связано это, как нам представляется, с недооценкой роли криогенного фракционирования при формировании миграционных бугров пучения.

По крайней мере три важнейших процесса: атмосферные осадки, миграция влаги через болотную суспензию и через талый грунт к замерзающему ядру бугра и сегрегация уже при промерзании самой суспензии, конечно, в значительной мере влияют и на вариации содержания изотопов кислорода и водорода, и в еще большей степени на соотношение д¹⁸О к д²H, т.к. вполне естественно, различия на порядок в относительном количестве тяжелых изотопов кислорода и водорода к легким их фракциям и различия в весовом соотношении (а, следовательно, и в дифференциации химической активности) ¹⁸О к ¹⁶О и ²Н к ¹Н при промерзании в значительной мере изменят соотношение д¹⁸О к д²H, даже при относительно равновесном промерзании.

Мы сравнили значения д¹⁸О в сегрегационных льдах ядер миграционных бугров пучения (пальза), поверхностных и болотных водах и выявили близкий изотопный состав этих вод. Об этом свидетельствуют и данные, полученные нами ^{[18, 19]} в процессе исследования пальза в Большеземельской тундре. Так, по сегрегационному льду из пальза в районе пос.Елецкая было получено значение д¹⁸О = -12,9‰, по воде из соседнего озера -10,8‰.

В образцах льда, отобранного Ю.Н.Чижовой и Н.А.Буданцевой ^[30] в 2017 г. в районе пос. Елецкая из мерзлого торфа на вершине бугра пучения высотой 3 м, значения д¹⁸О варьировали от -15.89 до -14.02 ‰ (среднее значение -15.2‰), значения д²H - от -102.3 до -111.8‰ (среднее значение составило - 107.6‰), величина дейтериевого эксцесса изменяется от 7,6 до 18.6 ‰ (табл. 6).

Таблица 6

Изотопный состав льда ледяного ядра бугра пучения высотой 3 м у пос. Елецкий и поверхностных вод в районе бугра. Из Н.А.Буданцевой, Ю.Н.Чижовой и др. ^[30]

Глубина, см	д18О, ‰	д2H, ‰	dexc, ‰
89	-15.41	-107.8	15.5
92	-15.56	-110.9	13.6
95	-15.89	-110.7	16.4
98	-15.41	-103.7	19.6
103	-15.73	-107.2	18.6
106	-15.61	-109	15.9
109	-15.71	-111.4	14.3
111	-15.13	-111.6	9.4
116	-15.46	-108.8	14.9
121	-15.46	-110	13.7
123	-14.92	-111.8	7.6
129	-15.05	-110	10.4
133	-15.33	-109	13.7
135	-15.59	-108.3	16.5
138	-15.24	-106.2	15.8
148	-14.31	-99.5	15
151	-14.7	-104.4	13.2
152	-14.65	-103.7	13.5
155	-14.8	-105.8	12.6
157	-14.02	-102.3	9.8
Поверхностные воды
Озерная вода в 400 м от бугра	-9,28	-75,28	-1
Р. Елец	-13,7	-97,64	12
Вода мочажины возле бугра	-10,47	-76,68	7,1

Для сегрегационного ледяного ядра бугра пучения получено соотношение д²H = 4.73 д¹⁸О - 35.68. Наклон линии регрессии около 5, как правило, свидетельствует о процессах испарения воды, что и было нами обнаружено для образцов поверхностных вод вблизи бугра (рис. 14).

Рис. 14 Соотношение д¹⁸О-д²H для сегрегационного льда ядра бугра пучения и поверхностных вод вблизи бугра. Из Н.А.Буданцевой, Ю.Н.Чижовой и др. ^[30]

Лед из верхней части бугра пучения высотой 3 м, исследованного в 2017 г. характеризуется заметно более низкими значениями д¹⁸О (на 1.5-5‰ ниже), чем поверхностные воды и осадки в летне-осенний сезон, но при этом более высокими, чем зимние осадки: так, зимний снег, отобранный автором в конце декабря 2003 г. районе пос. Полярный, расположенного примерно в 50 км восточнее пос.Елецкий, характеризовался значениями д¹⁸О от -18.7 до -27.2‰, значениями д²H - от -135.1 до -198.6‰.

Распределение значений д¹⁸О льда по глубине имеет выраженную тенденцию к утяжелению значений с глубиной (рис. 15). Можно предположить, что лед на глубинах 140-160 см был сформирован, когда бугор только начал свое поднятие над окружающими понижениями, и участие вод окружающего болота в формировании льдистого ядра было еще велико. Затем по мере роста бугра вверх, все большую роль стали играть атмосферные осадки в качестве источника влаги для формирования льда. На глубинах 89-98 см лед по нашему мнению формировался преимущественно из атмосферных осадков, выпадающих на поверхность уже высокого бугра и просачивающихся сквозь толщу торфа к кровле многолетнемерзлых пород. Косвенно об этом могут свидетельствовать высокие величины d_exc (см. табл. 6), которые будучи унаследованы из атмосферных вод, более характерны для зимнего периода в северном полушарии ^[31].



Рис. 15 Распределение значений д¹⁸О в сегрегационном льду ядра бугра пучения по глубине. Из Н.А.Буданцевой, Ю.Н.Чижовой и др. ^[30]

Также высокие значения d_exc в свежем снеге были установлены Ю.Н.Чижовой и Ю.К.Васильчуком в едином снегопаде в предгорьях Полярного Урала в зимний сезон 2004 г. ^[32], а также в толще зимнего снега, опробованного в районе пос. Полярный (величины d_exc варьировали от 14,3 до 19,6).

Изотопный состав литальза

Литальза (т.е. пальза без торфяного покрова) формируются на заболоченных озерных и морских суглинках, коллювиальных и аллювиальных отложениях и характерны для районов, где летом слишком низка для обильного роста мхов, поэтому литальза лишены торфяного покрова.

Частный случай литальза - это типичные пальза, торфяной слой на которых был маломощным и впоследствии был удален эрозией и дефляцией. Нередко литальза и пальза сочетаются в пределах единого массива. С такой ситуацией мы столкнулись в районе Хановея под Воркутой, где типичные пальза с относительно маломощным торфяным слоем на поверхности на расстоянии 2-3 км соседствовали с буграми пучения, сложенных с поверхности суглинком ^{[19, 33]}.

Детальное исследование минеральных бугров пучения (литальза) с применением изотопных методов было проведено Ф.Кальмелем с участием Г.Делисля и М.Алларда ^[34-37] в Нунавике, Северный Квебек, Канада, на побережье Гудзонова залива (56°36' с.ш., 76°12' з.д.). Район исследований расположен в области прерывистого распространения многолетнемерзлых пород. Исследуемый участок располагался в заболоченной долине, сложенной с поверхности голоценовыми морскими суглинками, характерной особенностью которой являлось сочетание на одной территории пальза и литальза. Среднегодовая температура воздуха по данным метеостанции в Шелдрейке, в 6 км от исследуемого участка за период 1990-2003 гг. варьировала от -2,7 до -7,5°С, составляя в среднем -5,1°С.

Был выбран типичный литальза диаметром 50 м, высотой около 3 м. Стратиграфия бугра была однородной: 1-10 м - тяжелый суглинок, мёрзлый с глубины 1,5 м, льдонасыщенный, с чередующимися слоями льда и грунта, 10-11 м - песок с мелким гравием, 11-12 м - коренные породы (гнейсы).

Были выполнены определения д¹⁸О, д²H и трития в подземном льду и поверхностных водах для установления происхождения источника воды, формирующей лед, и особенностей процессов сегрегации. В интервале глубин 1,6-6,6 м образцы были отобраны из керна скважины через каждые 20 см, в интервале глубин от 4,61 до 4,86 м образцы отбирались через каждый сантиметр. Также были отобраны образцы воды из двух термокарстовых водоемов, окружающих литальза (высокое озеро и низкое озеро). Образцы для тритиевого анализа отбирались из разреза литальза с глубин 2, 3, 4, 5 и 6 м.

Результаты определений д¹⁸О, д²H и трития показали, что соотношения д¹⁸О и д²Н в воде и подземном льду имели взаимозависимость, типичную для линии метеорных вод (рис. 16), за исключением одного значения д²Н (около -50‰) на глубине 6 м. Значения д¹⁸О варьировали от -14,33 ‰ до -16,19 ‰ со средним значением -15,20 ‰, а значения д²Н - от -100,64 ‰ до -123,25 ‰ со средним значением -111,70 ‰.

Полученные данные позволили Ф.Калмелю с соавторами ^[31-34], вслед за С.Харрисом, предположить, что вода, питающая растущие линзы сегрегационного льда, имеет атмосферное происхождение (см. рис. 16, в). По этой версии фильтрующаяся вода из атмосферных осадков (дождя и талого снега) является источником формирования подземных вод, которые насыщают грунт и окружают массив многолетнемерзлых пород.

Изотопные исследования поверхностных вод (высокое озеро, низкое озеро) и вод сезонно-талого слоя показали диапазон значений от -14,89 ‰ до -15,62 ‰ для д¹⁸О и от -96,5 ‰ до -116,4 ‰ для д²Н. Среднее значение для д¹⁸О составило -15,22 ‰ (табл. 7).

Таблица 7

Значения д¹⁸О, д²Н и ³Н во льду литальза, воде сезонно-талого слоя и поверхностных водах в Нунавике, Северный Квебек, Канада. По F.Calmels ^[36]

Объект	Глубина, м/номер образца	д18О, ‰	д2Н, ‰	3Н, ТЕ
Сегрегационный лед литальза	2,0	-15,97	-115,21	2,5±0,6*
	3,0	-15,09	-112,33	2,2±0,5
	4,0	-14,59	-106,62	1,3±0,5
	5,0	-15,02	-112,28	1,9±0,5
	6,0	-14,98	-55,08	<0,8±0,5
	6,6	-14,65	-109,74	-
Сезонно-талый слой	1	-14,89	-106,2	-
	2	-14,89	-96,5	-
Высокое озеро	1	-15,62	-114,3	-
	2	-15,32	-116,4	-
Низкое озеро	1	-15,35	-111,8	-
	2	-15,18	-105,0	-

* - повторное измерение 1,7±0,5

Рис. 16 Изотопные диаграммы по льду литальза в Нунавике, Северный Квебек, Канада. По F.Calmels ^[36]: а - вариации д¹⁸О, б - вариации д²Н, в - соотношение д²Н/д¹⁸О

Содержание трития варьировало между 1,3 ± 0,5 ТЕ и 2,2 ± 0,5 ТЕ. Значение на глубине 6 м оказалось ниже 0,8 ТЕ. В качестве контроля дважды проводились определения на глубине 200 см; оба результата оказались в рамках общего диапазона вариабельности (2,5 и 1,7 ТЕ).

Во всех природных средах значения ниже 0,8 ТЕ указывают на возраст вод, образовавшихся или обновившихся до 1952 г.

Значение на глубине 6 м (<0,8 ТЕ) четко указывает, что лед на этой глубине образовался до 1952 г. В верхней части профиля содержание трития указывает на влияние современных вод, хотя если рассуждать логически, этот лед образовался до льда, располагающегося ниже глубины 6 м и следовательно, он более древний, так как промерзание в бугре идёт по эпигенетическому типу сверху-вниз.

Это подразумевает, что современная вода могла проникнуть (как нам представляется, скорее в виде пара по трещинам) через верхний слой многолетнемерзлых пород, когда подземные воды уже промерзли. Вариации соотношений д¹⁸О и д²Н с глубиной могут быть связаны с сегрегационными процессами в подземных водах, питаемых атмосферными осадками в длительно существующих стабильных климатических условиях в исследуемом районе. Фактор фракционирования ¹⁸О, связанный с фазовыми переходами от жидкой к твердой фазе, составляет 3,1‰ при 0°С.

Таким образом, в принятой открытой системе значения д¹⁸О первоначальной воды вероятно варьировали от -17,4 до -19,3‰, что указывает, согласно зависимости д¹⁸О и температуры осадков, на среднегодовую температуру воздуха между -5,5 и -8,2°С. Ф.Калмель полагает, что исследуемый минеральный бугор формировался в ХХ веке в более холодных условиях, т.е. при среднегодовой температуре воздуха в целом ниже на 0,5-3°С ^[36].

Если осреднить изотопные измерения с интервалом 20 см, то в распределении значений д¹⁸О и д²Н (см. рис. 16, а, б) сверху-вниз очевиден изотопный тренд от более лёгких к более тяжёлым значениям д¹⁸О и д²Н. Это довольно неожиданно, но возможное объяснение этому Ф.Калмелю ^[36] видится в том, что наиболее древний текструообразующий лед находится вблизи поверхности и образовался в течение наиболее холодного периода, в то время как придонный лед формировался в постепенно улучшающихся климатических условиях.

По данным С.А.Харриса ^[38], исследовавшего литальза на южном берегу оз.Фокс, юго-западная часть территории Юкон в Канаде, где они рассмотрели генетическую последовательность от низких травяных бугров до бугров, покрытых кустарниками и крупных зрелых бугров (высотой 3 м и более) с произрастающими на них высокими деревьями, средняя продолжительность роста литальза составляет здесь как минимум 380 лет. Исследования растительного и лишайникового покрова показали, что наиболее подходящие условия для роста и сохранения бугров в стабильном состоянии существовали примерно от 1600 до 1987 гг. нашей эры ^[38].

Если рассмотреть изотопную запись более детально, например через 1 см, то вариации значений д¹⁸О составляют 1,39‰, д²Н -9,82‰. Эти вариации могут быть связаны с двумя факторами: а) естественными изменениями изотопного состава источника воды и б) фракционированием в полузакрытой системе в процессе сегрегации льда. Во втором случае, когда происходило формирование линз льда, вода мигрировала из окружающего пространства, главным образом снизу, при этом происходило фракционирование в результате смены фазового состояния, что вело к прогрессивному обеднению тяжелыми изотопами воды. Однако, по мере поступления новых запасов воды к фронту промерзания путем капиллярного всасывания, изотопное обеднение стало аномально большим. Рост каждого образовавшегося шлира льда прекращается тогда, когда грунт локально иссушается, до новых поступлений воды снизу к фронту промерзания ^[39].

Ввиду отсутствия открытых трещин в грунтах фракционирование современных вод в верхних горизонтах многолетнемерзлых пород, вероятно, могло быть связано с инверсиями сезонных температурных градиентов в течение ряда лет. Ф.Калмель даже предположил, что поскольку летом в приповерхностных слоях многолетнемерзлых пород (до глубины 4 м) температура грунта составляет около 0°С и содержание незамерзшей воды варьирует от 10 до 15%, проницаемость грунта достаточно хорошая и ежегодная инверсия температурных градиентов может создавать градиент подсасывания влаги, который обуславливает медленное перемещение воды снизу-вверх.

В противоположность Л.Деверу с соавторами ^[15], исследовавшим пальза на междуречье рр. ла Гранд и ла Гранд де ла Балейн, Ф.Калмель ^[36] получил очень низкие значения трития в сегрегационном льду литальза - от 0,8 ТЕ в нижней части разреза до 2 ТЕ - в верхней (см. табл. 7), что указывает на то, что с начала 1960-х гг. поверхностные воды не участвовали в формирования льдистого ядра литальза или же их участие было очень ограниченным, в виде незначительной примеси к более древним водам, имеющим низкие концентрации трития.

Таким образом, проведенное комплексное исследование литальза с применением изотопных методов показало, что: 1) многолетнемёрзлые породы формировались в литальза в определенных климатических условиях, которые, по-видимому, в среднем более прохладные, чем современные; 2) значения концентрации трития во льду литальза показывают, что скорее всего его формирование завершилось до 1960-х гг. XX в.; 3) источник воды, питающий линзы льда, - это подземные воды, имеющие атмосферное питание. Полученные значения д¹⁸О и д²Н позволяют предположить, что постоянный приток воды в течение процессов сегрегации обычно не ведет к заметному фракционированию в процессе промерзания. Возможно, проницаемость грунта увеличилась в последние десятилетия, что, скорее всего, связано с современным потеплением климата в данном регионе, которое привело к формированию небольших сквозных таликов. Повышение температур грунта способствовало повышению содержания незамерзшей воды в многолетнемерзлых породах и возможной ее миграции; 4) данные по температурам грунта указывают на современное повышение температур всего исследуемого литальза. Северо-восточная часть мёрзлого ядра нагревается, вероятно при участии подземных вод, которые текут согласно уклону поверхности и наклону основных пород. Бугор деградировал и многолетнемерзлое ядро в этой части больше не формируется. Недавно началась просадка поверхности, которая стала очевидной в 2003 г. с образованием нового термокарстового озера, окруженного кольцевым валом, соответствующим периферийной зоне, которая либо не содержит лед, либо льдистость здесь очень незначительная при большой мощности сезонно-талого слоя.

Опыт изучения литальза на территории российской криолитозоны пока единичен, ранее их встречаемость принято было связывать с разрушением некогда перекрывавших бугры торфяных покровов. Первым опытом таких исследований на современном этапе можно считать изучение японскими геокриологами Г. Ивахана и К. Фукуи, в содружестве с алтайскими геологами Н. Михайловым и О. Останиным тебелеров в котловине оз. Акколь ^[40]. Минеральные с поверхности бугры с сильнольдистым ядром в горных долинах Алтая называются «тебелеры» (от тюрк. - «холм, макушка, вершина»). В центральной части Чуйской впадины на буграх пучения голоценового возраста расположен посёлок Тебелер. Тебелеры известны во многих высокогорных котловинах Южной Сибири. Особенно хорошо тебелеры изучены в днищах спущенных котловинных ледниково-подпрудных озёр в Чуйской и Курайской впадинах. В Курайской котловине в урочище Джангысколь находится большое поле булгунняхов-тебелеров, ядра которых сильнольдистые или содержат мощные прослои чистого льда.

В детально изученном литальза в котловине оз. Акколь ^[40] радиальные толстые шлиры льда направлены от ядра к периферии бугра. Этот бугор в высоту достигает 6 м, а в длину - 50 м. Его мерзлое ядро представлено озерными суглинками с сетчатыми криогенными текстурами. Самые мощные ледяные линзы, обнаруженные в одном из центральных фрагментов ядра бугра, достигают 16 см (в среднем 4,8 см). Содержание льда здесь максимальное для разреза литальза (66%). В остальных фрагментах ледяного ядра литальза в котловине оз. Акколь мощность шлиров льда в среднем составляет 1,1-2,4 см, мощность грунтовых прослоев варьирует от 1 до 2 см.

Разброс значений д¹⁸О в шлирах льда составил около 1,4 ‰: от -15,8 до -17,2 ‰, а в массивном льду из грунтовых прослоев от -17,0 до -17,7‰ (рис. 17), что указывает на изотопное фракционирование при сегрегационном льдовыделении.

Рис. 17 Изотопно-кислородная диаграмма по ледо-минеральному ядру литальза в горной котловине оз. Акколь на Алтае. По Г.Ивахана и др. ^[40]

Оценивая возраст ледоминерального бугра (литальза) в долине оз. Акколь, Г. Ивахана с соавторами ^[40] рассчитали, что основная часть отложений в ядре могла накопиться за 1230 лет после освобождения долины от ледника Софийского, существовавшего здесь между 7650 и 5700 лет назад.

Интересно, что литальза высотой 6-10 м позднеголоценового возраста с толстыми шлирами льда, активно развивающиеся в последние 60 лет, встречены ^{[41, 42]} в котловине соленого озера Цо Кар, в Ладакхе, в горах Малого Тибета, в Индии (33°18? с.ш., 78° в.д.) на высоте 4527 м над уровнем моря.

Ранее подобные формы были обнаружены на мелководьях озёр в горах Южной Америки. Крупные массивные острова сильнольдистых многолетнемёрзлых отложений с линзами пресноводного льда поднимаются над поверхностью мелких солёных озер в Андах на юго-западе Боливии и на северо-востоке Чили ^{[43, 44]}. Ледогрунтовые бугры-острова (типа литальза) в пределах мелких солёных озер в Андах на юго-западе Боливии и на северо-востоке Чили (между 21 и 24° ю.ш.) достигают в длину 1,5 км и возвышаются на 6-7 м над поверхностью солёных озёр (минерализация воды 60-292 г/л, глубина в среднем менее 30 см). Бугры располагаются на абсолютных высотах 4,1-4,7 км. Среднегодовое количество осадков здесь варьирует от 50 до 200 мм/год, среднегодовая температура воздуха - от 0°С до 3-6°С. Крупные массивные острова сильнольдистых многолетнемёрзлых отложений с линзами пресноводного льда, возможно, сформировались, вследствие замерзания пресной озёрной воды в толще озёрных отложений ^{[43, 44]}. Глубина озёр ранее была больше, о чём свидетельствуют древние уровни береговой линии на высоте 10 м над современным уровнем водоёмов.

Поверхность ледяных островов покрыта рыхлыми белыми отложениями, представленными главным образом арагонитом или кальцитом. Многолетнемёрзлые отложения этих островов сильнольдистые, объёмная льдистость варьирует от 10 до 87%. Линзы и шлиры льда достигают мощности 1 м. Изотопный состав льда (значения д¹⁸О в шлирах около около -11 ‰ - табл. 8) соответствует среднему изотопному составу атмосферных осадков в регионе и более отрицателен, чем изотопный состав современной воды озер (д¹⁸О от 0 до +13,5 ‰) ^[44].

Таблица 8

Значения д¹⁸О в шлирах льда ледогрунтовых бугров-островов (типа литальза) в пределах мелких солёных озер в Андах на юго-западе Боливии и на северо-востоке Чили и в атмосферных осадках региона По ^[44]

Адрес и состав образца	д18О, ‰
Свежий снег (на склоне вулкана Юрикуес (Чили), 3800 м над ур. моря, 18 июня 1982 г. (22°52' ю.ш., 67°50' з.д.)	-13,22
Старый снег (на горном склоне над лагуной Колорадо), 5200 м над ур. моря, июль 1982 г.	-14,76
Лагуна Гуаяки (Guayaques), 17 января 1983 г. северная прибрежная часть, родник	-7,75
Толстый шлир на берегу лагуны Гуаяки (Guayaques)	-11,05
Озерная вода, лагуна Гуаяки (Guayaques)	-0,44
Лагуна Пурипика Гранде, 17 января 1983 г., лёд толстых шлиров из ледоминерального бугра	-10,63
Лагуна Пурипика Гранде, озерная вода, северо-западнее ледоминерального бугра	+13,49
Лагуна Пурипика Гранде, озерная вода, северная оконечность озера	+8,63
Озеро Салар де Пастос Грандес (Salar de Pastos Grandes), лёд толстых шлиров из ледоминерального бугра	-11,52
Озеро Салар де Пастос Грандес, вода из озера рядом с ледоминеральным бугром	+6,06

Ю.К.Васильчуком с соавторами ^[45-47] изучены литальза в долине р. Сенца, Восточный Саян, в Западной Бурятии. Это первое детальное исследование многолетнемёрзлых пород в данном регионе, оно основано на анализе криогенного строения и распределения стабильных изотопов кислорода и водорода во льду ледогрунтовых ядер бугров инъекционно-сегрегационного типа (рис. 18).



Рис. 18 Вариации стабильных изотопов кислорода и водорода (а - д¹⁸О и б - д²H) в ледоминеральном ядре литальза (мощностью до 6 м), обнажение большого бугра (высотой 7 м) с ледогрунтовым ядром в долине р. Сенца, точка Se 14-1. По Ю.К.Васильчук и др. ^{[45, 46]}

Для определения вариаций стабильных изотопов водорода и кислорода в ледогрунтовых ядрах обоих бугров был произведён поинтервальный отбор образцов из обнажений через 5 см (в 2011 г.) и через 10-20 см (в 2014 г.) и также отобраны образцы из скважины (через 10-20 см). В ледогрунтовой залежи, опробованной в обнажении большого бугра в долине р. Сенца значения д²Н варьируют от -136,9 до -153,6‰, значения д¹⁸О - от -18,44 до -20,15 ‰, а d_excизменяется от 15,44 до 4,12‰ ^[45].

Изотопически наиболее тяжелым является лед нижней ледяной линзы, расположенной на глубине 2,8-3,35 м. Здесь значения д¹⁸О во всех образцах выше -19‰, а д²Н выше -146‰. Скорее всего, эта ледяная линза сформировалась на начальной стадии образования бугра, когда из водонасыщенных дисперсных грунтов выделилась довольно мощная линза сегрегационного льда. Сюда была отжата вода на первой стадии диагенеза водонасыщенных суглинков. В дальнейшем промерзание продолжилось вверх, и вода от линзы и изотопически существенно более легкие шлиры льда, а также лед верхней ледяной линзы образовались на заключительных стадиях промерзания бугра.

В ледогрунтовой залежи, опробованной в скважине, пробуренной на большом бугре в долине р. Сенца, диапазон изотопных вариаций несколько уже. В вертикальном изотопном профиле большого бугра значения д²Н варьируют от -157,9 до -142,7 ‰, значения д¹⁸О - от -20,27 до -18,61 ‰, а d_exc изменяется от 11,78 до 2,58 ‰ (см. рис. 18). В скважине изотопически высокое значение -18,6 ‰, зафиксировано только на глубине 2,8 м. Это, возможно, указывает на то, что скважиной вскрыто ледогрунтовое ядро ближе к его периферийной части, где закономерно залегает изотопически более легкий лед.

В ледогрунтовой залежи, опробованной в обнажении небольшого бугра в долине р. Сенца, значения д²Н варьируют по образцам 2014 г.: от -150,6 до -148,2‰, значения д¹⁸О - от -20,20 до -19,67 ‰, а dexc изменяется от 11,36 до 7,08‰. По образцам, отобранным из ледогрунтовой залежи в 2011 г., значения д²Н варьируют от -159,8 до -141,9 ‰, значения д¹⁸О - от -21 до -19,38 ‰ (рис. 19), а d_exc изменяется от 15,78 до 4,1 ‰ ^[45]. В вертикальном изотопном профиле небольшого бугра отчетливо фиксируется изотопный минимум в нижней части ледогрунтового ядра, где преобладает крупносетчатая толстошлировая криотекстура и встречаются небольшие линзы чистого льда ^[47].



Рис. 19 Вариации стабильных изотопов кислорода и водорода (а - д¹⁸О и б - д²H) в ледоминеральном ядре литальза мощностью до 3 м, небольшого бугра (высотой 4 м) с ледогрунтовым ядром в долине р. Сенца: 1 - детальный отбор образцов 2011 г; 2 - контрольный отбор образцов 2014 г. По Ю.К.Васильчук и др. ^{[45, 46]}

В соотношении д²Н и д¹⁸О отмечено достаточно хорошее совпадение локальных изотопных кривых, полученных по обнажению и по скважине на большом бугре (рис. 20, а, б), с уравнением глобальной линии метеорных вод (GMWL) Х. Крейга с коэффициентом 6,2-6,8 (напомним, соотношение д²Н и д¹⁸О в уравнении GMWL равно 8).

В соотношении д²Н и д¹⁸О небольшого бугра зафиксировано существенное отличие от линии Х. Крейга. Здесь отношение д²Н - д¹⁸О снижается до 4,6 (рис. 20, в, г).

Это указывает на разную степень изотопной истощенности водонасыщенных дисперсных грунтов во время формирования ледогрунтового ядра большого и небольшого бугров. В тех частях ледяных ядер, где зафиксированы несущественные вариации изотопного состава, формирование ледяных шлиров или небольших ледяных линз, вероятно, происходило в условиях открытой системы с подтоком воды извне, там же, где вариации изотопного состава заметны, формирование ледяных шлиров происходило в условиях закрытой (или полузакрытой) системы без подтока воды извне.

Для сопоставления состава льда литальза в 2014 г. был выполнен отбор и изотопный анализ наледного льда на р. Ока (притоком которой является р.Сенца): значения д²Н составляют от -92,5 до -108,0‰, значения д²Н от -14,35 до -14,75‰, а d_exc от 10 до 22,3‰. В воде р. Ока значения д²Н изменяются от -124,1 до -129,3‰, значения д¹⁸О - от -16,80 до -17,33‰, а d_exc - от 9,34 до 10,3‰. Эти данные демонстрируют иное распределение изотопов и другой механизм формирования наледного льда, по сравнению со льдом литальза.

Ю.К.Васильчук и др. ^[45-47] пришли к следующим выводам: а). Зарождение и первоначальный рост ледоминеральных бугров может происходить на стадии обмеления озерного водоема; б). Питание литальза водой происходит в основном при промерзании водонасыщенных дисперсных грунтов. Также существуют литальза с частично атмосферным и озёрным типами питания;



Рис. 20 Соотношение д²H-д¹⁸О в ледоминеральном ядре литальза: а - б - большой бугор (высотой 7 м) отбор из обнажения (а) и скважины (б); в - г - небольшой бугор (высотой 4 м) отбор 2011 г (в) и 2014 г (г). 1 - линия локальных метеорных (атмосферных) вод; 2 - линия глобальных метеорных (атмосферных) вод. По Vasil'chuk et al. ^[47]

в). Скорость роста литальза, как правило, достаточно высока и составляет нередко десятки сантиметров в год. Литальза возрастом 50-100 лет достигают высоты более 5 м; г) Изотопные значения в ядре льда литальза обычно варьируют в пределах 3-4‰ по значениям д¹⁸О и до 20‰ по величинам д²Н. Более высокие изотопные значения обычно маркируют горизонт инициализации промерзания; д) Вертикальное и латеральное распределение стабильных изотопов кислорода и водорода свидетельствует в пользу каскадности формирования ледоминеральных залежей: на первом этапе образуется ледоминеральное ядро большого бугра, на втором - небольшого бугра; е). Немного более изотопически тяжелый лед большого бугра (значения д¹⁸О варьируют от -18,4 до -20,3 ‰) по сравнению со льдом небольшого бугра (значения д¹⁸О варьируют от -19,7 до -21 ‰) может указывать на постепенное отжатие изотопически более легких вод по мере промерзания водонасыщенных дисперсных грунтов от центральных к периферийным частям бугристого массива; ж). Судя по незначительным вариациям значений д¹⁸О и д²Н, можно предположить, что в течение промерзания и формирования ледоминеральных бугров происходил интенсивный приток воды, поэтому, несмотря на постоянное изъятие изотопически более тяжелой воды на формирование сегрегационного льда, не произошло заметного изотопного фракционирования в процессе промерзания и шлирового льдообразования от центральных к периферийным частям массива.

з). Местоположение горизонта первичного промерзания с более высокими изотопными значениями зависит от геокриологической ситуации, он может находиться как в верхней, так и в средней частях ледоминерального ядра.

Высокая пространственная плотность литальза отмечается в Квебеке на восточном побережье Гудзонова залива ^[48]. Особенно крупным районом распространения бугров типа литальза является долина р. Большая Невольничья и окрестности оз. Бол. Невольничье (Great Slave Lake) в на Северо-Западной территории Канады. Более 1800 литальза были обнаружены к северу от Большого Невольничьего озера. Это регион, вероятно с самой высокой концентрацией литальза (Wolfe et al., 2014). Здесь литальза в основном приурочены к возвышенностям выше 205 м над уровнем моря и чаще встречаются на территориях. Закартировано около 1800 бугров высотой до 8 м и диаметром в несколько сотен метров. Здесь литальза в основном приурочены к возвышенностям выше 205 м над уровнем моря и обычно встречаются на участках прерывистого существования многолетнемерзлых пород и распространения глин и илов, также важно отметить здесь наличие обильных подземных вод. Изотопный состав литальза в окрестностях оз. Бол. Невольничье изучен Б. Вульфе, К.Бёрном и Э.Гяндерсом ^[23].

Участок детального исследования литальза (62°32' с.ш., 114°58' з.д.) находится примерно в 30 км к западу от Йеллоунайфа, к югу от шоссе № 3. Площадка, находится на 10 м выше нынешнего уровня Большого Невольничьего озера (156 м над уровнем моря). Изученный бугор имеет длину 700 м, ширину до 135 м и высоту около 4 м ^[23]. Наиболее отрицательное значение д¹⁸O было получено тонкого слоя приповерхностного торфа в BH01 (-22,7 ‰ на глубине 0,45 м), тогда как величины д¹⁸O в нижележащих отложениях составляли от -18,8 до -15,1 ‰ (рис. 24).

Рис. 21 Профили значений д¹⁸O в скважинах пробуренных в литальза, расположенном в 30 км к западу от Йеллоунайфа, к югу от шоссе № 3. Площадка, находится на 10 м выше нынешнего уровня Большого Невольничьего озера 1 - изотопные значения во льду; 2 - вода локального озерца. Скважины: a - BH01, б - BH02, в - BH03, г - BH04, д - BH05; д - соотношение д¹⁸O и д²H во льду литальза. По A.J.R. Gaanderse, S.A. Wolfe, C.R. Burn ^[23]

Значения д¹⁸O, как правило, были менее отрицательными в верхнем глинистом иле и иловатом песке и немного более отрицательны в нижней более глинистой части разреза, но различия были не статистически не существенными. Разница значений д¹⁸O около 1-3 ‰ также наблюдались в нижележащем глинистом горизонте во всех скважинах.

Э.Гяндерс, С.Вульфе и К.Бёрн пришли выводу, что осадки, в основании литальза, являются преимущественно аллювиальными и озерными. Криостратиграфия и криогенные текстуры внутри ядра литальза указывают на то, что поднятие рельефа примерно на 4 м по сравнению с окружающей поверхностью вызвано пучением вследствие формирования ледяных линз мощностью от 5 до 20 см на глубинах менее 4 м. Распределение значений д¹⁸O и д²H в ледяном ядре литальза указывают, по их мнению, на то, что источником питания ядра и формирования подземных вод являются прежде всего современные поверхностные воды. Небольшие изотопные вариации, отмечаемые с глубиной предполагают поступление поверхностной воды к фронту промерзания ^[23].



Заключение

Сопоставление распределения тяжелых изотопов в трёх перечисленных различных типов бугров позволило Ю.К.Васильчуку предположить, что при образовании ледяного ядра пальза и литальза возможно три основных источника воды (рис. 25).

Рис. 22 Принципиальная схема последовательного двухстадийного (стадия I и стадия II) формирования ледяного ядра с различным распределением тяжёлых изотопов кислорода во льду шлиров в пальза, формирующихся в озёрно-болотной котловине (а) на высоком элементе рельефа и на заливаемой рекой пойме (б): 1 - торф; 2 - вода реки; 3 - шлиры льда; 4 - значения д¹⁸О

Первый - атмосферные осадки дождь, талый снег; Второй - активно испаряющиеся болотные воды, третий - обычно встречающийся на буграх, формирующихся на поймах - речные или озёрные воды заливающие бугры во время половодья.

Следует учесть, что за время формирования бугра, например за сто лет, на поверхность болота выпадает от 20 до 50 м атмосферных осадков. При отсутствии стока выпавшие атмосферные осадки активно испаряются и остающаяся вода становится заметно изотопически тяжелее, чем средняя атмосферная влага.

При формировании бугра из активно испаряющихся болотных вод в вертикальном распределении д¹⁸О и д²Н обычно фиксируется последовательное изотопное обеднение, и тогда вниз по разрезу д¹⁸О и д²Н будут становиться существенно положительнее (см. рис. 22, а), а при формировании бугра из речных или озёрных вод, заливающих бугры во время половодья, могут сформироваться сегрегационные шлиры льда с равномерным распределением д¹⁸О и д²Н по разрезу (см. рис. 22, б), и даже, может наблюдаться изотопное обеднение вниз по разрезу, если пойменный массив, например, залили холодные талые весенние воды или был значительный позднеосенний паводок.

Выводы

· Источников питающих ледоминеральное ядро пальза и литальза три: первый - атмосферные осадки дождь, талый снег, второй - активно испаряющиеся болотные воды, третий - обычно встречающийся на буграх, формирующихся на поймах - речные или озёрные воды заливающие бугры во время половодья.

· Изотопный состав текстурообразующего льда пальза и литальза, как правило, довольно однороден: вариации д¹⁸О редко превышают 2-3‰.

· 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.

· Вариации изотопного состава во льду сезонных бугров пучения часто превышает 5‰, что является следствием фракционирования при промерзании в закрытом объеме.

· Сравнение значений д¹⁸О в сегрегационных льдах ядер миграционных бугров пучения (пальза), атмосферных, поверхностных и болотных водах выявили близкий изотопно-кислородный и изотопно-водородный состав этих вод.



Библиография

1. Втюрина Е. А., Втюрин Б. И. Льдообразование в горных породах. М.: Наука, 1970. 279 c.

2. Pollard W.Н., French Н.М. Seasonal frost mound occurrence, North Fork Pass, Ogilvie Mountains, northern Yukon, Canada // Permafrost - Proceedings of the Fourth lnternational Conference, vol. 1. 1983. P. 1000-1004.

3. Pollard W.Н., French Н.М. The groundwater hydraulics of seasonal frost mounds, North Fork Pass, Yukon Territory // Canadian Journal of Earth Sciences. 1984. Vol. 21. P.1073-1081.

4. Pollard W.Н., French Н.М. The internal structure and ice crystallography of seasonal frost mounds // Journal of Glaciology. 1985. Vol. 31. P. 157-162.

5. van Everdingen, R.О. Frost blisters of the Bear Rock Spring area near Fort Norman, N.W.Т. // Arctic. 1982. Vol. 35. Р. 243-265.

6. Mackay J.R. Oxygen isotope variations in permafrost, Tuktoyaktuk Peninsula area, Northwest Territories // Geological Survey of Canada. Current Research. Part B. Paper 83-1B. 1983. P. 67-74.

7. Michel F.A. Isotope geochemistry of frost-blister ice, North Fork Pass, Yukon, Canada // Canadian Journal of Earth Sciences. 1986. Vol. 23. N 4. P. 543-549.

8. Froehlich W., Slupik J. Frost mounds as indicators of water transmission zones in the active layer of permafrost during the winter season (Khangai Mts., Mongolia) // Permafrost. Third International Conference. Proceedings. National Research Council of Canada, vol. 1. 1978. P. 189-193.

9. Васильчук Ю.К. Изотопно-кислородный состав подземных льдов (опыт палеогеокриологических реконструкций). Изд. Отдела теоретических проблем РАН. Геол. Ф-т МГУ, ПНИИИС. 1992. В 2-х томах. Том 1. 420 с. Т.2. 264 с.

10. Васильчук Ю.К., Чижова Ю.Н., Маслаков А.А., Буданцева Н.А., Васильчук А.К. Вариации изотопов кислорода и водорода в современной пластовой ледяной залежи в устье р. Аккани, Восточная Чукотка // Лёд и снег. 2018. Том 58. №1. С. 78-93.

11. Yoshikawa K. The groundwater hydraulics open system pingos // Permafrost - Seventh International Conference, Proceedings. Yellowknife, 23-27 June 1998, Eds. A.G.Lewkowicz and M.Allard. Universite Laval, Collection Nordicana. 1998. N 57. P. 1177-1184.

12. Yoshikawa K., White D., Hinzman L., Goering D., Petrone K., Bolton W., Ishikawa N. Water in permafrost; case study of aufeis and pingo hydrology in discontinuous permafrost // Proceedings, Eighth International Conference on Permafrost, Zurich, 21- 25 July 2003. Eds.: by M.Philips, S.M.Springman, L.U.Arenson. Vol. 2. Zurich, Zwitzerland. A.A.Balkema Publishers. Swets & Zeitlinger B.V. Lisse. The Netherlands. P. 1259-1264.

13. Suzuki T., Kimura T. D/H and 18O/16O fractionation in ice-water systems // Mass Spectros. (Tokyo). 1973. Vol. 21. P. 229-233.

14. van Everdingen R.О. Frost mounds at Bear Rock. near Fort Norman, Northwest Territories 1975-1976 // Canadian Journal of Earth Sciences. 1978. Vol. 15. P. 263-276.

15. Dever L., Hillaire-Marcel C., Fontes J.C.H. Composition isotopique, geochimie et genese de la glace en lentilles (palsen) dans les tourbieres du Nouveau-Quebec (Canada) // Journal of Hydrology. 1984. Vol.71. P. 107-130.

16. Harris S. A., Schmidt I.H., Krouse H.R. Hydrogen and oxygen isotopes and the origin of the ice in peat plateaus // Permafrost and Periglacial Processes. 1992. Vol. 3. N1. P. 19-27.

17. Harris S.A., Waters N.M., Krouse H.R. Hydrogen and oxygen isotopes and the origin of the ice in peat plateaus: reply // Permafrost and Periglacial Processes. 1993. Vol. 4. N3. P. 269-275.

18. Vasil?chuk Yu.K., Vasil?chuk A.C., Budantseva N.A., Volkova Ye.M., Sulerzhitsky L.D., Chizhova Ju.N., Jungner H. Radiocarbon age and Holocene dynamics of palsa in the Usa River valley // Doklady Earth Sciences. 2002. Vol. 384. N 4. P. 442-447.

19. Vasil?chuk Yu.K., Vasil?chuk A.C., Sulerzhitsky L.D., Budantseva N.A., Volkova Ye.M., Chizhova Ju.N. Radiocarbon chronology of palsa in the Bol'shaya Zemlya tundra // Doklady Earth Sciences. 2003. Vol. 393. N 8. P. 1141-1145.

20. Craig H. Isotope variations in meteoric waters // Science. 1961. Vol. 133. P. 1702-1703.

21. Harris S.A., Schmidt I.H. Permafrost Aggradation and Peat Accumulation since 1200 years B.P. in Peat Plateaus in Tuchitua, Yukon Territory (Canada). Journal of Paleolimnology. 1994. Vol. 12. P. 3-17.

22. Burn C.R. Hydrogen and oxygen isotopes and the origin of the ice in peat plateaus: Discussion // Permafrost and Periglacial Processes. 1993. Vol. 4, Iss. 3. P. 265-267.

23. Gaanderse A.J.R., Wolfe S.A., Burn C.R. Composition and origin of a lithalsa related to lake-level recession and Holocene terrestrial emergence, Northwest Territories, Canada // Earth Surf. Process. Landforms. 2018. DOI: 10.1002/esp.4302

24. Zoltai S.C. Palsas and peat plateaus in central Manitoba and Saskatchewan // Canadian Journal of Forest Research. 1972. Vol. 2. N 3. P. 291-302.

25. Сумгин М.И. К вопросу о вечной мерзлоте в торфяных буграх на Кольском полуострове // Труды комиссии по изучению вечной мерзлоты АН СССР. Л.: Изд-во АН СССР, 1934. Т. 3. С. 107-115.

26. Zoltai S.C., Tarnocai C. Perennialy frozen peatlands in the western Arctic and Subarctic of Canada // Canadian Journal of Erath Sciences. 1975. N 12. P.28-43.

27. Chatwin S.C. Holocene temperatures in the upper Mackenzie valley determined by oxygen isotope analysis of peat cellulose // Permafrost - Fourth International Conference, Proceedings. Fairbanks, Alaska. National Academy Press, Washington. 1983. P.127-130.

28. Пьявченко Н.И. Бугристые торфяники. М., Изд-во АН СССР. 1955. 280 с.

29. Harris S.A., Nyrose D. Palsa formation in floating peat and related vegetation cover as illustrated by a fen bog in the MacMillan Pass, Yukon Territory, Canada // Geografiska Annaler, Series A, Physical Geography. 1992. N 74A(4). P. 349-362.

30. Буданцева Н.А., Чижова Ю.Н., Блудушкина Л.Б., Васильчук Ю.К. Стабильные изотопы кислорода, водорода и углерода и возраст пальза близ поселка Елецкий, северо-восток Большеземельской тундры // Арктика и Антарктика. 2017. №4. С. 38-56. DOI: 10.7256/2453-8922.2017.4.25087

31. Froehlich K., Gibson J.J., Aggarwal P.K. Deuterium excess in precipitation and its climatological significance // Study of environmental change using isotope techniques, Vienna, Intern. Atomic Energy Agency, 2002, р. 54-65.

32. Васильчук Ю.К., Чижова Ю. Н., Папеш В. Тренд изотопного состава отдельного зимнего снегопада на северо-востоке Европы // Криосфера Земли, 2005, том 9, № 3. С. 81-87.

33. Буданцева Н.А., Горшков Е.И., Исаев В.С., Семенков И.Н., Усов А.Н., Чижова Ю.Н., Васильчук Ю.К. Инженерно-геологические и геохимические особенности бугристых ландшафтов в районе учебно-научного полигона "Хановей" // Инженерная геология, 2015. № 3. C. 34-50. (Budantseva N.A., Gorshkov E.I., Isaev V.S., Semenkov I.N., Usov A.N., Chizhova Ju.N., Vasil'chuk Yu.K. 2015. Engineering geological and geochemistry features of the palsa and lithalsa landscape in the area of educational and scientific polygon Khanovey. Engineering Geology. N3. P. 34-50).

34. Delisle G., Allard M., Fortier R., Calmels F., Larrivйe Й. Umiujaq, northern Quйbec: innovative techniques to monitor the decay of a lithalsa in response to climate change // Permafrost and Periglacial Processes. 2003. Vol. 14. Iss. 4. P. 375-385

35. Calmels F., Allard M. Ice segregation and gas distribution in permafrost using tomodensitometric analysis // Permafrost and Periglacial Processes. 2004. Vol. 15. Iss. 4. P. 367-378.

36. Calmels F. Genйse et structure du pergйlisol. Йtude de formes pйriglaciaires de soulйvement au gel au Nunavik (Quйbec nordique), Canada / Thйse de doctorat en cotutelle prйsentйe б la Facultй des йtudes supйrieures de l'Universitй Laval, Quйbec dans le cadre du programme de doctorat en sciences geographiques pour l'obtention du grade de Philosophiac Doctor (Ph.D). 2005. 169 p.

37. Calmels F.C., Delisle G., Allard M. Internal structure and the thermal and hydrological regime of a typical lithalsa: significance for permafrost growth and decay // Canadian Journal of Earth Sciences. 2008b. Vol. 45. N1. Р. 31-43.

38. Harris S.A. Palsa-like mounds developed in a mineral substrate, Fox Lake, Yukon Territory // Permafrost-Six International Conference. Beijing, China, 5-9 July 1993. Proceedings, Vol. 1. Brown, J., et al. (eds.). Guangzhou, China. South China University of Technology Press. P. 238-243.

39. Calmels F.C., Allard M., Delisle G. Development and decay of a lithalsa in Northern Quйbec: a geomorphological history // Geomorphology. 2008. Vol. 97. Iss. 3-4. P. 287-299. doi: 10.1016/j.geomorph.2007.08.013.

40. Iwahana G., Fukui K., Mikhailov N., Ostanin O., Fujii Y. Internal structure of a lithalsa in the Akkol Valley, Russian Altai Mountains // Permafrost and Periglacial Processes, 2012. Vol. 23. Iss. 2. P. 107-118.

41. Wьnnemann B., Reinhardt C., Kotlia B.S., Riedel F. Observations on the relationship between lake formation, permafrost activity and lithalsa development during the last 20,000 years in the Tso Kar basin, Ladakh, India // Permafrost and Periglacial Processes. 2008. Vol. 19. P. 341-358.

42. Wьnnemann B., Demske D., Tarasov P.E., Kotlia B.S., Bloemendal J., Diekmann B., Hartmann K., Reinhardt C., Riedel F., Arya N. Hydrological evolution during the last 15 kyr in the Tso Kar lake basin (Ladakh, India), derived from geomorphological, sedimentological and palynological records // Quaternary Science Reviews. 2010. Vol. 29. Iss. 9-10. P. 1138-1155.

43. Hurlbert S.H., Chang C.C.Y. Ancient Ice Islands in Salt Lakes of the Central Andes // Science, 1984, vol. 224, No. 4646. P. 299 -302.

44. Hurlbert S.H., Chang C.C.Y. The distribution, structure, and composition of freshwater ice deposits in Bolivian salt lakes // Hydrobiologia. 1988. Vol. 158. No. 1. P. 271-299.

45. Васильчук Ю.К., Алексеев С.В., Аржанников С.Г., Алексеева Л.П., Буданцева Н.А., Чижова Ю.Н., Аржанникова А.В., Васильчук А.К., Козырева Е.А., Рыбченко А.А., Светлаков А.А. Изотопный состав ледогрунтового ядра минеральных бугров пучения в долине реки Сенца, Восточный Саян // Криосфера Земли. 2015. №2. С. 52-66.

46. Vasil'chuk Yu.K., Alekseev S.V., Arzhannikov S.G., Alekseeva L.P., Budantseva N.A., Chizhova Ju.N., Arzhannikova A.V., Vasilchuk A.C., Kozyreva E.A., Rybchenko A.A., Svetlakov A.A. Oxygen and Hydrogen Isotope Compositions of Lithalsa Frozen Core: A Case Study from the Sentsa Valley, East Sayan // Earth's Cryosphere. 2015. 2(19). P. 46-58.

47. Vasil'chuk Yu.K., Alekseev S.V., Arzhannikov S.G., Alekseeva L.P., Budantseva N.A., Chizhova Ju.N., Arzhannikova A.V., Vasilchuk A.C. Lithalsa in the Sentsa River Valley, Eastern Sayan Mountains, Southern Russia // Permafrost and Periglacial Processes. 2016. Vol. 27. Iss. 3. P. 285-296. doi: 10.1002/ppp.1876

48. Lagarec D. Cryogenic mounds as indicators of permafrost condition, northern Quebec // Proceedings of the Fourth Canadian Permafrost Conference. Ed. H.M.French. National Research Council of Canada: Ottawa. 1982. P. 43-48.

Размещено на Allbest.ru

...