Дейтериевый эксцесс в снеге и ледниках Полярного Урала и пластовых льдах юга Ямала и побережья Байдарацкой губы

Работа выполнена при частичной финансовой поддержке РФФИ, грант № 16-05-00977 и бюджетного финансирования Московского университета имени М.В. Ломоносова с использованием масс-спектрометрического оборудования, приобретенного на средства Программы развития МГУ.

Введение

Актуальным вопросом геокриологических исследований является выявление генезиса мощных пластовых ледяных залежей – являются ли эти мощные ледяные тела внутригрунтовым образованием или захороненным ледниковым льдом.

В отличие от данных по изотопному составу повторно-жильных льдов, которые используются для восстановления палеотемператур ^[18], изотопные характеристики пластовых залежей могут применяться для установления генетической природы льда.

Одним из путей установления генезиса пластов льда может быть сравнение значений δ¹⁸О и δ²H (δD) со значениями в пластовых льдах известного генезиса или в современных объектах (ледники, снежники, морские льды). Однако у этого пути есть значительные сложности: во-первых, необходимо найти эталонный пласт, генезис которого был бы бесспорен; во-вторых, возможно, не для всех типов пластовых льдов имеются современные природные аналоги ^{[2, 5, 19]}.

Пластовые залежи внутригрунтового, автохтонного типа заметно отличаются по изотопному составу слагающего их льда от пластовых залежей погребённого льда. Одним из главных признаков внутригрунтовых сегрегационных и инъекционно-сегрегационных льдов, формировавшихся в условиях закрытой системы, служит резкий контраст изотопных характеристик по вертикали, и при сравнении соседних залежей Δδ¹⁸О может превышать 18 ‰, а Δδ²H – 120 ‰ ^[2].

Изотопный состав аллохтонных погребённых ледяных залежей, как правило, однороден по вертикали, когда захоранивались покровные льды местных водоёмов или наледи, но может быть и резко негативным, если лёд принесён из более холодных районов.

Погребённые ледниковые и припайные ультрапресные ледяные залежи с резко отрицательными значениями δ¹⁸О и δ²H могут встречаться и в заилённых толщах морского генезиса. При этом текстурные льды оказываются изотопически более тяжелыми (Δδ¹⁸О между льдом пласта и текстурным льдом может превышать 15‰, а Δδ²H – 100 ‰).

При сравнении изотопных данных по различным залежам пластовых льдов необходимо учитывать то, что опробованию подвергаются естественные разрезы льдов самого разнообразного состояния, масштаба, условий залегания и морфологии ледяных тел. Среди них могут быть первичные, не изменённые с момента формирования их в мёрзлой толще. Но могли опробоваться и льды, в той или иной степени нарушенные частичным таянием, режеляционной перекристаллизацией, в результате которых характеристики изотопного состава неизбежно трансформируются, причём пока не вполне ясно в каких размерах и в каком направлении. К тому же сложное, разнообразное строение пластовых льдов, их полиморфность, вероятно, отражает множественность условий и факторов формирования льда даже в рамках одного генетического типа.

Изотопные характеристики пластовых льдов (значения δ¹⁸О и δ²H) являются удачным инструментом изучения условий формирования льда, что обусловлено процессами изотопного фракционирования кислорода и дейтерия при всех фазовых переходах, при этом коэффициенты фракционирования при переходах пар-вода и вода-лед определяются температурой. В последние годы применение метода стабильных изотопов является наиболее простым и в то же время информативным инструментом диагностических исследований в геокриологии. Между тем, существуют проблемы интерпретации изотопных вариаций δ¹⁸О и δ²H в природных льдах. Так, например, М.О. Лейбман с соавторами на основании распределения изотопов кислорода и водорода в пластовых льдах урочища Шпиндлер делает вывод о внутригрунтовом происхождении льда, сформированном из пресного водоносного горизонта с некоторым влиянием морского засоления отложений на нижний пласт льда ^[15]. Те же самые изотопные данные другими авторами ^[9] интерпретируются в пользу гипотезы о захоронении ледникового льда.

Д.Ласеллем было предложено использовать вариации дейтериевого эксцесса относительно вариаций δ²H в природных льдах как дополнительный параметр для выявления условий льдообразования ^[13].

Целью статьи является рассмотрение изотопных вариаций и значений дейтериевого эксцесса в ледниковом льду Полярного Урала и пластовых льдах в близлежащих районах Ямала для того, чтобы найти интерпретационный подход к установлению генезиса ледниковых образований.

Методический подход к интерпретации изотопных данных δ¹⁸О, δ²H и d-excess

После того, как В. Дансгором было предложено использовать дейтериевый эксцесс dexc = δ²H – 8 δ¹⁸О в качестве дополнительного параметра неравновесности в процессе формирования атмосферных осадков ^[7], этот параметр был использован для изучения изменения условий в источнике пара ^[10], неравновесной конденсации как твердых осадков – снега в Антарктиде ^[11], так и жидких – влияние подоблачного испарения и вклад внутриконтинентальной испарившейся влаги ^{[6, 12]}.

Использование дейтериевого эксцесса правомерно для всех процессов, происходящих с атмосферной влагой рассчитывается исходя из наклона линии GLMW = 8 (δ²H = 8 δ¹⁸О +10 ^[8]). Наклон линии ГЛМВ обусловлен коэффициентами фракционирования S = ln α_²H/ln α_¹⁸O ≈ 8, где α – коэффициенты фракционирования в системе пар-жидкость.

В процессе формирования льда, значения δ²H и δ¹⁸О определяются величинами коэффициентов фракционирования в системе жидкость – лед, и использование коэффициентов αлед-жидкость, полученных ^{[14, 16, 17]} дает наклон S = ln α_²H/ln α_¹⁸O от 6,18 до 7,3.

Если происходит замерзание воды в условиях закрытой системы, т.е. замерзание ограниченного объема воды, то изотопные характеристики льда будут меняться, следуя равновесному изотопному исчерпанию по модели Релея и на диаграмме δ¹⁸О-δ²H значения δ²H и δ¹⁸О для льда будут располагаться вдоль линии с наклоном от 6 до 7,3 (рис. 1, a).

Рис. 1. Изотопное фракционирование, выраженное в динамике значений δ¹⁸О и δ²H формирующегося льда, сопровождающее льдообразование в закрытой системе – в Релеевском процессе (а) - рассчитано с применением значений α_{лед-жидкость}, полученных O’Neil ^[16] (из Lacelle ^[13]); и в условиях открытой системы (б).

Если формирование льда происходит в условиях открытой системы, т.е. с постоянным подтоком воды или формируется небольшой объем льда из очень большого объема воды, то изотопный состав льда будет наследовать изотопные характеристики воды, из которых он формируется, со сдвигом значений на величину ε – разницу значений δ¹⁸О и δ²H между водой и льдом в условиях равновесия, которая определяется величиной αлед-жидкость (рис. 1, б). Ледниковый лед прямо наследует изотопные значения атмосферных осадков в том случае, если не происходило перемещение воды внутри снежной толщи, выраженного метаморфизма или образования наложенного льда.

Из этого распределения следует, что соотношения δ¹⁸О–δ²H во льду отражают не только природу воды (ГЛМВ, ЛЛМВ, процессы испарения), но и процессы льдообразования.

Дейтериевый эксцесс, который был предложен для атмосферной влаги, всегда рассчитывается из формулы Крейга ^[8] с наклоном ГЛМВ = 8, но если изотопные значения располагаются вдоль линии конжеляции (с наклоном 7), то величина дейтериевого эксцесса будет снижаться для образцов начальных порций льда и повышаться для образцов льда последних фракций.

Внутри одного диапазона значений δ¹⁸О, например, от –10 до –30 ‰, значения δ²H, если они расположены вдоль линии конжеляции, изменяются в меньшем диапазоне, чем если при расположении значений вдоль ГЛМВ. Поэтому можно использовать соотношение δ²H-d-excess для того, чтоб оценить насколько величина d-excess определяется динамикой значений δ²H.

Если значения δ¹⁸О и δ²H связаны коэффициентом 8 (атмосферные осадки), то на диаграмме δ²H-d-excess значения дейтериевого эксцесса будут располагаться без выраженного тренда – в идеальном случае, например, значения, соответствующие линии Крейга ^[8], на этой диаграмме будут представлять собой прямую линию - при меняющихся значениях δ²H, величина d-excess будет оставаться постоянной.

Наклон линии для атмосферных осадков можно выразить из d-excess = δ²H – 8 δ¹⁸О и S=lnα_²H /lnα_¹⁸O как S = (ln α_²H – 8 ln α_¹⁸O)/ln α_²H и рассчитанная величина составляет 0,04 ^[13].

При образовании льда и расположении точек вдоль линии конжеляции на диаграмме δ¹⁸О - δ²H, на диаграмме δ²H-d-excess будет выражена обратная зависимость d-excess от δ²H. Такое распределение происходит при условии, что протекает равновесное изотопное фракционирование, т.е. создаются условия для того, чтобы произошло изотопное разделение на границе фаз – как правило, в природе для этого требуется время и стабильные температурные условия. Поэтому наибольшие коэффициенты фракционирования в системе жидкость – лед были получены для низких скоростей льдообразования.

Районы исследований, методика отбора и анализа образцов

В 1999 году нами были изучены три снежника – вблизи поселка Полярный, на удалении 2,5 км и 5 км от поселка (рис. 2, а). В декабре 2003 г. был исследован снежный покров вблизи пос. Полярный на том же месте, где был опробован снежник №1 в 1999 г. В строении снежной толщи отмечены горизонты разрыхления и глубинной изморози, указывая на процессы снежного метаморфизма.

Зимой 2003 г. (в конце декабря) у пос. Полярный нами было исследовано строение снежной толщи в том же месте, в котором в 1999 г. был заложен шурф №1. Снежная толща имела мощность 150 см и была сложена горизонтами мелкозернистого снега, перемежающимися горизонтами ветрового уплотнения, в нижних 25 см был среднезернистый, рассыпчатый, метаморфизованный снег.

В 2000 г. был изучен присклоновый ледничок (ледничок №1), располагающийся на юго-восточном склоне хр. Малый Пайпудынский. Размеры ледничка – около 50 м в длину и 20 м в ширину, мощность около 1 м (рис. 2, б). Образцы льда отбирались из шурфов, вырубленных во льду, стенки которых зачищались. Образцы отбирались в тройные полиэтиленовые пакеты, растапливались и переливались в стерильные контейнеры. Также были отобраны образцы воды ручьев, вытекающих из ледника.

В 2012 г. был исследован изотопный состав ледника Романтиков, который расположен в 6 км к западу-юго-западу от горы Рай-Из. Это небольшой карово-присклоновый ледник, залегающий на юго-восточном склоне кара в диапазоне высот от 700 м над ур. м. (приледниковое озеро) до 1000 м над ур. м (гребень кара). В плане имеет округлую форму с диаметром, близким к 450 м, площадь 0,16 км². В последние годы летом из-за интенсивного таяния у основания образуется небольшое озеро.

Изученное ^[3] обнажение пластового льда на левом берегу р. Еркутаяха на южном Ямале (68°11'18'' с.ш., 68°51'39'' в.д.) – самое южное из изученных на Ямале местонахождений пластовых льдов. В обнажении высотой 15–18 м вскрывается дислоцированная пластовая залежь общей протяженностью около 100 м, которую вмещают преимущественно слоистые пески. Наиболее полно ледяная залежь вскрыта в цирке. В центральной части цирка пластовая залежь залегает прямо под слоем сезонного протаивания. Здесь она резко задрана кверху и срезана, скорее всего, постгенетическим субаквальным протаиванием. В апикальной части цирка залежь перекрыта голоценовыми озерно-болотными осадками мощностью около 1 м. По обе стороны от центральной части залежи ледяные слои круто падают и уже через 15 м кровля ледяной залежи оказывается на глубине 8 м. Из залежи было отобрано 33 образца пластового льда из разных фрагментов обнажения и льда разных типов.

Определения изотопного состава кислорода и водорода в образцах снега и льда ледничка №1 на Полярном Урале были выполнены в изотопных лабораториях Хельсинского университета и научно-исследовательского центра Арсенал в г.Вена. Изотопные определения в образцах льда ледника Романтиков и пластового льда Еркутаяхи выполнены в изотопной лаборатории географического ф-та МГУ на масс-спектрометре “Delta V” методом изотопного уравновешивания с использованием комплекса газ-бенч и автосамплера. Точность измерений составила ±0.1 ‰ по δ¹⁸О и ±1.5 ‰ по δ²H. При измерении δ¹⁸О анализируемые образцы воды уравновешивались с СО₂ в течение 24 ч, при измерении δ²H образцы воды уравновешивались с H² в присутствии платинового катализатора в течение 40 мин. Для калибровки измерений использовались международные стандарты: V-SMOW2, GISP, SLAP2.

Результаты и обсуждение

Полярный Урал. Изотопный состав снега в июне 1999 г. характеризовался значениями δ¹⁸О от –20,7 ‰ до –17,4 ‰. Наиболее тяжелое значение характерно для горизонта глубинной изморози, что в целом ожидаемо для горизонта, где активно протекают процессы снежного метаморфизма. Зимний снег 2003 г. в этой же точке характеризовался значениями δ¹⁸О от –27,2 ‰ до –19,6 ‰, δ²H – от –198 ‰ до –139,7 ‰, при этом также отмечено утяжеление изотопного состава с глубиной. В этом случае, скорее всего, в снежной пачке представлено сезонное накопление снега от начала к середине зимы.

Получены довольно высокие значения дейтериевого эксцесса (d-excess) – от 14,3 до 19 ‰, среднее значение составило 16,9 ‰. По глубине значения дейтериевого эксцесса распределяются в противофазе со значениями δ¹⁸О и δ²H.

Соотношение δ¹⁸О -δ²H, полученное для зимнего свежевыпавшего снега Полярного Урала, имеет наклон меньше 8 (рис. 3, а) и описывается уравнением δ²H = 7,56 δ¹⁸О + 7,16. Это соотношение можно условно принять за Локальную линию метеорных вод для зимних осадков.

Для атмосферных осадков на севере Европейской территории России по доступным станциям сети GNIP фиксируются локальные линии метеорных вод, которые близки к ГЛМВ, на диаграммах δ²H-d-excess выражено или отсутствие корреляции значений или слабо положительная корреляция (рис. 4).

Рис. 3. Соотношение δ¹⁸O-δ²H для снежного покрова 2003 г. (а), ледничка №1 (б) и ледника Романтиков (в)

Рис. 4. Соотношения δ¹⁸O-δ²H и δ²H -d-excessдля атмосферных осадков севера ЕР, по данным GNIP (https://nucleus.iaea.org/wiser/gnip_events.php)

Для Арктического региона в целом довольно часто отмечаются ЛЛМВ с наклоном от 8 до 7, поэтому полученное нами соотношение по снегу Полярного Урала δ²H = 7,56 δ¹⁸О + 7,16 вполне ожидаемо. Тем не менее, для изучения зависимостей δ²H-d-excessважно знать ЛЛМВ, т.е. изотопные соотношения неизмененных (льдообразованием или метаморфизмом) осадков.

Значения δ¹⁸О во льду присклонового ледничка №1 варьируют от –12,6 ‰ до –16,03 ‰, δ²H – от –96,7 ‰ до –115,1 ‰ (см. рис. 3, б). Примечательно, что значения дейтериевого эксцесса достаточно низки, в среднем составляя 6–7‰, самое высокое значение d-excess составляет 13,1‰ в горизонте темного льда у ручья, самое низкое значение d-excess = 4,7‰ во льду на глубине 25–30 см. Здесь отмечено также изменение значений δ¹⁸О (δ²H) и d-excess в противофазе. В этом случае значения d-excess, являясь исключительно расчетными величинами, связаны с изменившимся соотношением δ¹⁸О-δ²H во льду, а не диагностируют процесс образования влаги в источнике пара или фракционирования при конденсации ^[11]. Обратная корреляция величин дейтериевого эксцесса с значениями δ2H во льду отражают уменьшение наклона линии δ¹⁸О-δ²H для ледникового льда и свидетельствует в пользу конжеляционного льдообразования в условиях закрытой системы, т.е. ограниченного объема воды (см. рис. 3, б).

Такие присклоновые леднички представляют собой малые формы. На таких ледничках невозможно выделить зоны льдообразования, т.к. все это ледниковое тело сформировано путем заполнения пор режеляционного фирна талой водой с последующим ее замерзанием. В общем, весь ледничок представляет фирново-ледяную зону с фрагментами наложенного льда. С изотопной точки зрения замерзание этой воды формирует конжеляционный лед (т.е. лед, возникший при замерзании жидкой воды), т.к. изотопные эффекты, связанные с процессами диффузии и миграции водяного пара, подавляются изотопными эффектами, возникающими при таянии и перемещении талой воды.

Значения δ¹⁸О во льду ледника Романтиков варьируют от –13,4 ‰ до –18,7 ‰, δ²H – от –96,0 ‰ до –129,0 ‰. Обращают на себя внимание образцы RL05 и RL07, в которых были отмечены относительно низкие значения дейтериевого эксцесса 8,9 и 9,9 ‰. В целом, значения d-excess изменяются от 12,9 до 20,6 ‰, среднее значение составило 16‰.

Соотношение δ¹⁸О-δ²H для образцов ледника Романтиков описывается уравнением δ²H = 6,29 δ¹⁸О – 11,09 (см. рис. 3, в), угол наклона находится между значениями для снежного покрова и конжеляционного льда (фирна) ледничка №1. Образцы RL05 и RL07 представляют собой прошлогодний фирн и поверхность таяния прошлого (относительно отбора) года с явными изотопными следами замерзания талой воды в порах фирна или на поверхности ледника при образовании наложенного льда. Если рассчитать линию регрессии по леднику Романтиков без учета этих двух образцов, то она будет выражаться δ²H = 7,28 δ¹⁸О + 5,70, что очень близко к соотношению по снежному покрову.

Ледник Романтиков по соотношению δ²H-d-excess занимает промежуточное положение между атмосферными осадками (снежный покров) и льдом ледничка №1 (рис. 5).

Рис. 5. Соотношение δ²H-d-excess для снежного покрова 2003 г. (а), ледничка №1 (б) и ледника Романтиков (в)

Для льда ледничка №1 мы полагаем преимущественное конжеляционное льдообразование, что фиксируется соотношением δ¹⁸О–δ²H и отрицательным наклоном δ²H-d-excess. Это может происходить при замерзании некоторого объема талых вод, как в начале периода абляции (образование наложенного льда), так и в конце периода абляции, когда насыщенная талой водой фирновая масса подвергается замерзанию. Грубо говоря, такое замерзание насыщенного водой фирна можно охарактеризовать как льдообразование в закрытой системе с выраженным изотопным фракционированием – первые порции льда заметно отличаются от последних порций льда по значениям δ¹⁸О и δ²H. Таким образом, можно заключить, что чем больший вклад вносит конжеляционное льдообразование, тем, с одной стороны, тяжелее будет изотопный состав ледникового льда, а с другой стороны, тем больше будет выражена противофазная динамика изменения значений дейтериевого эксцесса относительно значений δ²H.

Пластовый лед на р. Еркута-яха. Вариации стабильных изотопов кислорода и водорода в залежи существенны: во льду чистом матовом белом значения δ¹⁸O изменяются от –19,64 до ⎯20,54 ‰, а δ²H от –152,4 до –156,9 ‰, во льду хрустальном прозрачном значения δ¹⁸O варьируют от –19,24 до –20,24 ‰, а δ²H от –149,6 до –160,7 ‰, во льду сером, прозрачном со стальным отливом величины δ¹⁸O изменяются от –19,44 до –21,33 ‰, а величины δ²H от –150,3 до –163,8 ‰, а во льду сером блочном и грязно-сером значения δ¹⁸O варьируют от –22,13 до –23,42 ‰, а δ²H от –165,5 до –172,7 ‰ ^{[2, 3]}. Оценивая весь диапазон изменчивости величин δ¹⁸O (~4 ‰) и δ²H (~20 ‰), можно говорить о сравнительно малых колебаниях изотопного состава. Следовательно, исходная вода для льда всех типов была одной и той же или близкой по изотопному составу. К тому же изотопные различия практически не превысили обычную изотопную разницу, возникающую вследствие фракционирования при промерзании свободной воды.

На диаграмме δ¹⁸O-δ²Н точки, соответствующие трем разным секциям отбора, располагаются по-разному. Образцы льда, серого цвета, отобранного из периферийной секции, располагаются вдоль линии с наклоном 5,28 (рис. 6). Такое распределение характерно для конжеляционного льдообразования в условиях закрытой системы, однако наклон значительно меньше, чем теоретически рассчитанный. Возможно, это связано лишь с расчетом уравнения регрессии, т.к. величина свободного члена очень мала (–49), в целом же, наклон линии находится между 6 и 7. В этой же секции значения d-excess и δ²Н демонстрируют обратную корреляцию, что указывает на условия закрытой системы и промерзания ограниченного объема воды. Судя по изотопным данным, с допущением, что данная часть льда действительно формировалась в условиях закрытой системы, источником для формирования этого льда была вода со значением δ¹⁸O около –21,5 ‰.

Изотопные характеристики молочно-белого периферийного льда и льда центрального штока указывают на льдообразование в условиях открытой системы, т.е. подтока воды. Для этих образцов отсутствует обратная корреляция между d-excess и δ²Н, при этом значения d-excess ниже 10, что указывает на внутригрунтовое льдообразование, а не захоронение атмосферного льда. Формировавшиеся порции льда при постоянном подтоке воды поэтому имеют достаточно узкий диапазон значений δ¹⁸O и δ²Н указывая на один источник воды. С учетом изотопного фракционирования при переходе воды в лед, исходная вода также имела значения δ¹⁸O около –21 ‰.

Рис. 6. Соотношения δ¹⁸O-δ²H (слева) и δ²H-d-excess (справа) для пластового льда в долине р. Еркутаяха

Пластовые льды в устье р. Сабеттаяха. Неоднозначное и неоднородное распределение значений δ¹⁸O и δ²H внутри залежи пластового льда было встречено нами в голоценовых пластовых ледяных залежах в долине Сабеттаяха на Северном Ямале ^[20], где скважинами были вскрыты многочисленные пластовые залежи разных размеров. При этом одной скважиной иногда вскрывались сразу 2 пластовые залежи на разных глубинах. В скважине 42 был отобран лед, изотопный состав которого оказался очень однородным, значения δ¹⁸O изменялись от –25,33 до –26,48 ‰, значения δ²H от –192,7 до –199,7 ‰, d-excess от 8,1 до 16,2‰. При этом на диаграмме δ¹⁸O–δ²H значения расположены выше ГЛМВ и аппроксимируются уравнением δ²H = 4,73 δ¹⁸O – 73,19 (рис. 7).

Рис. 7. Соотношения δ¹⁸O-δ²H (слева) и δ²H-d-excess (справа) для пластового льда в долине р. Сабеттаяха

Такое расположение точке относительно ГЛМВ можно было бы интерпретировать как последние фракции льда при конжеляционном льдообразовании в условиях закрытой системы. Однако этот вывод не поддерживается соотношением δ²H-d-excess, которое типично для атмосферных осадков. Нам представляется, что в данном случае могли повлиять два фактора: 1 – точка отбора льда, т.к. не известно, какое место ледяной залежи прошла скважина и 2 – замерзание могло происходить в полу-закрытой системе, т.е. условия закрытой системы перестали существовать на каком-то этапе формирования льда путем добавления атмосферной влаги.

Пластовые льды в устье р. Оюяха. Строение и изотопный состав пластовых льдов на побережье Байдарацкой губы в устье р. Оюяха неоднократно исследовался Ф.А. Романенко, В.И.Соломатиным и Н.В.Беловой ^{[1, 4, 5]}

Ф.А.Романенко ^[4] приводит данные об изотопном составе пластовых льдов мощностью до 1 м, вскрывшихся к востоку от устья р. Оюяха в нижних 3-4 м уступа поверхности высотой 10-18 м. Значения состав δ¹⁸О этих льдов варьируют от –17,3 до –25,3 ‰. Среднее значение δ¹⁸О для пластов и линз льда составило –20,6 ‰. Изотопный состав очень изменчив: даже у образцов, отобранных практически на одной высоте (1,4-1,6 м над уровнем моря) диапазон вариаций δ¹⁸О составляет около 6 ‰, вертикальный тренд изменения величин δ¹⁸О отсутствует.

В 2006 году Ф.А. Романенко были вновь отобраны образцы льда на изотопный анализ. Образцы отбирались на трёх участках наиболее крупного обнажения пластового льда к востоку от устья р. Оюяха. На одном из них, расположенном в 20 м от восточной оконечности залежи, удалось отобрать образцы из всей толщи пластового льда с шагом около 30 см (всего 12 образцов, см. рис. 7), что позволило проследить изменение изотопного состава с глубиной.

Авторы, исследовавшие их – Н.Г.Белова, Ф.А.Романенко и В.И.Соломатин ^{[1, 4, 5]} делают вывод, что сложно построенная песчано-галечниковая толща в устье р.Оюяха, вмещающая пластовые льды, формировалась в условиях озерно-аллювиальной равнины при сносе материала с прилегающей части Полярного Урала. Это, по их мнению, отразилось в характере строения самого льда и вмещающих пород: ультрапресные пластовые льдысо складчатыми деформациями расположены согласно с вмещающими их слоистыми пресными отложениями, сформированными динамичными водными потоками. На боковых контактах льды выклиниваются в виде согласных с вмещающими отложениями ледяных шлиров. Непосредственно под залежами льда, иногда прорывая их нижние слои, находятся деформированные грунтовые структуры с ледяными стенками.

Но Ю.К.Васильчук ^[2] указал, что ярусность залегания пластовых льдов и характер распределения изотопного состава указывают на внутригрунтовую природу пластов. Н.Г.Белова ^[1], ссылаясь на особенности текстуры и структуры пластовых льдов верхнего яруса, отнесла их к аллохтонному типу.

Соотношения δ¹⁸O-δ²H и δ²H-d-excess для пластового льда в устье р. Оюяха (рис. 8) говорят о том, что мощное ледяное тело, могло образоваться при промерзании большого объема воды в условиях преобладающей открытой системы, и с участком льда, сформированном в условиях закрытой (или полузакрытой системы).

Рис. 8. Соотношения δ¹⁸O-δ²H (слева) и δ²H-d-excess (справа) для пластового льда в устье р.Оюяха. По данным из ^[1].

В центральной части ледяного тела, где значения δ¹⁸O изменяются от –15 до –21,5 ‰, возможно были созданы условия закрытой системы (серые условные обозначения на рис. 8) – об этом говорит и тренд уменьшения значений δ¹⁸O (общее изменение значений δ¹⁸O составило 6,5 ‰ – почти как в теоретических расчетах) и обратная корреляция между значениями d-excess и δ²Н (коэфф. = –0,14). Источником воды для этого льда была вода, значения δ¹⁸O которой составляли от –18 до –19 ‰. Сверху лед формировался, по нашему мнению, преимущественно в условиях открытой системы (отсутствие явной обратной корреляции между значениями d-excess и δ²Н - пунктирный сектор на рис. 8, и достаточно однородные значения δ¹⁸O и δ²Н). С учетом изотопного фракционирования при переходе воды в лед значения δ¹⁸O исходной воды составляли от –19 до –20 ‰.

Для предположения захоронения ледникового льда, в том числе, базального, по изотопным данным нет оснований. В данном случае обращает на себя внимание поведение d-excess, величины которого во льду все ниже 10 и даже отрицательные (от 8,4 до –2,3‰). Для атмосферного льда, каковым является ледниковый лед, значения d-excess должны быть скорее всего выше 10 и судя по ЛЛМВ, полученной для Амдермы ^[1], в представленном диапазоне значений δ¹⁸O должны составлять от 12 до 16 ‰. Полученные величины d-excess для льда Оюяхи, по нашему мнению, указывают на внутригрунтовое образование пластового льда. Напомним, что полученные нами величины d-excess для снежника Полярного Урала все превышают 14 ‰ и в конжеляционном ледниковом льду Полярного Урала величины d-excess изменялись от 4 до 13 ‰ указывая на атмосферную природу воды, преобразованную процессами льдообразования. В любом случае, этот вопрос – распределение δ¹⁸O-δ²Н и δ²Н-d-excess в пластовых льдах требует дальнейшего изучения.

Заключение

Зимний снег Полярного Урала характеризуется значениями δ¹⁸О от –27,2 ‰ до –19,6 ‰, δ²H – от –198 ‰ до –139,7 ‰, при этом отмечено утяжеление изотопного состава с глубиной, отражающее сезонность накопления снега. Получены довольно высокие значения дейтериевого эксцесса (d-excess) – от 14,3 до 19 ‰, среднее значение составило 16,9 ‰. По глубине значения дейтериевого эксцесса распределяются в противофазе со значениями δ¹⁸О и δ²H. Локальная линия метеорных вод для зимних осадков описывается уравнением δ²H = 7,56 δ¹⁸О + 7,16.

Значения δ¹⁸О во льду присклонового ледничка №1 варьируют от –12,6 ‰ до –16,03 ‰, δ²H – от –96,7 ‰ до –115,1 ‰. Значения дейтериевого эксцесса достаточно низки, в среднем составляя 6–7 ‰, самое высокое значение d-excess составляет 13,1‰ минимальное значение d-excess = 4,7 ‰. Относительно низкие значения дейтериевого эксцесса (по сравнению со снежным покровом, например) отражают уменьшение наклона линии δ¹⁸О-δ²H для ледникового льда. Для льда ледничка №1 отмечен отрицательный наклон δ²H-d-excess., что указывает на конжеляционное льдообразование в закрытой системе (т.е. ограниченного объема воды). Это может происходить при замерзании некоторого объема талых вод заключенного в порах фирна, когда насыщенная талой водой фирновая масса переходит в лед. Ледник Романтиков по соотношению δ²H-d-excess занимает промежуточное положение между атмосферными осадками (снежный покров) и льдом ледничка №1.

Таким образом, можно заключить, что чем больший вклад вносит конжеляционное льдообразование, тем, с одной стороны, тяжелее будет изотопный состав ледникового льда, а с другой стороны, тем больше будет выражена противофазная динамика изменения значений дейтериевого эксцесса относительно значений δ²H.

Вариации стабильных изотопов кислорода и водорода в пластовой залежи в долине р.Еркутаяха существенны: значения δ¹⁸O изменяются от –19,24 до ⎯23,42 ‰, а δ²H от –149,6 до –172,7 ‰. На диаграмме δ¹⁸O-δ²H точки, соответствующие всем отобранным образцам льда, располагаются вдоль линии с наклоном 4,86. Такое распределение характерно для конжеляционного льдообразования в условиях закрытой системы, однако наклон значительно меньше, чем теоретически рассчитанный. Возможно, разные части пластовой залежи формировались в меняющихся условиях. Соотношение δ²H-d-excess свидетельствует в пользу внутригрунтового инъекционного ледяного образования, т.е. замерзания ограниченного объема свободной воды.

Соотношения δ¹⁸O-δ²H и δ²H-d-excess для пластового льда в устье р. Оюяха говорят о том, что мощное ледяное тело, могло образоваться при промерзании большого объема воды сначала в условиях открытой, а затем закрытой системы, о чем можно судить по тренду облегчения значений δ¹⁸O сверху вниз. Не явное выражение отрицательной корреляции δ²H-d-excess может быть связано с тем, что источником влаги была поверхностная вода, подвергавшаяся испарению, или с проявлением меньшего изотопного фракционирования, по сравнению с теоретическим.

Величины d-excess во льду от 8,4 до –2,3 ‰ указывают скорее на внутригрунтовое образование пластового льда.

Соотношение δ¹⁸O-δ²H и δ²H-d-excess в пластовых льдах является дополнительным инструментом диагностических исследований и требует дальнейшего изучения.

Авторы благодарят к.г.н., ст.н.с. Н.А. Буданцеву за помощь в полевых работах и изотопных исследованиях и д.г.н., в.н.с. А.К. Васильчук за палинологические исследования, которые помогли в определении природы пластовых залежей.