Утяжеление изотопного состава повторно-жильных льдов Центральной Якутии вследствие активного испарения поверхностных вод

Работа выполнена при поддержке гранта РНФ (проект № 14-27-00083-П)

Введение

Континентальность климата и интенсивное испарение в летние месяцы существенным образом сказывается на изотопном составе как атмосферных осадков, так и водных объектов. Согласно глобальной модели формирования изотопного состава природных вод, основным источником влаги в атмосфере является Мировой океан, изотопный состав воды которого принят за точку отсчета, имеет значения δ²Н = 0 и δ¹⁸О = 0‰.

Вода с таким изотопным составом считается международным стандартом среднеокеанической воды (SMOW). Первичный пар, покидающий поверхность океана, оказывается облегченным относительно океанической воды δ_{перв.пар} < δ_SMOW. При конденсации влаги в облаках вновь образованная жидкая фаза снова обогащается, а оставшийся пар обедняется ²Н и ¹⁸О, поэтому δ_{ПЕРВИЧН. КОНДЕНСАТ} > δ_{перв.пар}

Остаточный пар в облаках снова облегчается, такое же обеднение отмечается и для водяного пара при конденсации росы из воздуха на поверхности растительности, на почве и внутри нее в зоне аэрации.

Выпавшая на поверхность суши и внутренних водоемов влага может снова испариться, образующийся при вторичном испарении пар также изотопически облегчен относительно воды. Повторение циклов “конденсация – испарение” при переносе влаги вглубь материков приводит к значительному облегчению изотопного состава атмосферных осадков внутри континентов, относительно океана δ_SMOW >> δ_{ВТОР. ПАР}

При переносе влаги от океана вглубь суши концентрация δ²Н и δ¹⁸О в паре постоянно уменьшается и достигает минимума около центра материков. Этот эффект носит название “внутриконтинентального облегчения атмосферных осадков”. В результате сезонных вариаций температур в умеренных и высоких широтах имеют место “сезонные вариации” изотопного состава атмосферных осадков. При этом зимой выпадают изотопно легкие, а летом изотопно тяжелые осадки.

Поверхностные воды при замерзании и испарении испытывают дополнительное изотопное фракционирование, поэтому замкнутые водоемы могут достаточно сильно отличаться от изотопного состава местных атмосферных осадков.

При испарении и замерзании воды, выпавшей на земную поверхность, происходят изотопные сдвиги относительно глобальной линии метеорных вод (ГЛМВ). В координатах δ²Н – δ¹⁸О ГЛМВ отражает тренд изотопного состава воды атмосферных осадков и описывается уравнением δ²Н = 8δ¹⁸О + 10‰. Главным фактором, определяющим степень фракционирования относительно SMOW, является температура. Изотопно тяжелые осадки выпадают в районе экватора, в прибрежных и низменных областях материков, а также в летний период времени (см. область “тепло”на рис. 1). Легкие осадки формируются вблизи полюсов, в горах и ближе к центру материков, а также в зимний период времени (см. область “холодно”на рис. 1).

Вода на поверхности Земли, в почве и в зоне аэрации может подвергнуться испарению. В этом случае изотопный состав влаги фракционирует в соответствии с линией испарения (см. рис. 1), угловой коэффициент которой равен 5. Выделяющийся пар изотопно облегчается, остаточная вода – утяжеляется (см. крайние значения “пар” и “вода” около линии “ЛИ” на рис. 1).

Ранее проводились работы по изучению процессов изменения изотопного состава кислорода и водорода при испарении с поверхности морских и континентальных солеродных бассейнов ^[6]. В природных условиях изотопный состав эвапоритовых бассейнов может колебаться в значительных пределах в зависимости от условий испарения. Подземные воды древних морских бассейнов нормальной солености могут достаточно четко идентифицироваться по "морским" содержаниям дейтерия. При этом рассолы, образовавшиеся в результате длительного испарения водоемов, имеют такое же содержание дейтерия, как и инфильтрационные воды, что является проблемой при использовании дейтерия как показателя морского происхождения подземных рассолов.

В реальных условиях накопление дейтерия не подчиняется уравнению Рэлея, что обусловлено кинетическими изотопными факто­рами, а также изотопным обменом между жидкостью и парами атмосфер­ной влаги. В процессе упаривания морской воды была установлена инверсия для соотношения изотопного состава системы пар - жидкость, которая наблюдается при упаривании воды примерно в 10 раз (рис. 2), что объясняется возрастанием роли конденсирующихся паров атмосферной влаги в результате снижения ско­рости испарения раствора, что обусловлено уменьшением активности воды по мере увеличения концентрации солей. Большую роль в формировании изотопного состава испаряющейся жид­кости играют скорость испарения и изотопный состав атмосферной влаги.

В реальном эвапоритовом бассейне с первоначальной нормальной мор­ской соленостью при испарении воды происходит последовательная садка минералов и увеличение концентрации солей в оставшейся части раствора. На стадии садки галита происходит постепенное изменение состава воды (хлоридный натриевый состав трансформируется в хлоридный магниевый). По мере упаривания снижается скорость испарения рассола на конечных стадиях выпаривания. В условиях высокой влажности воздуха этот процесс может приводить к некоторому уменьшению концентрации дейтерия в растворе. Величина такого уменьшения зависит от относительной влажности, изотопного состава атмосферной влаги, а также от скорости испарения раствора. Если относительная влажность воздуха в процессе упаривания составляет 70-80%, то, очевидно, в данных условиях морская во­да не может быть упарена до стадии садки бишофита и стационарный изо­топный состав раствора будет достигнут на более ранних стадиях упари­вания. При конденсации пара жидкая фаза обогащается тяжелым изотопом водорода, при этом изотопный состав прибрежного эвапоритового бассейна на конечных стадиях концентрирования будет находиться в изотопном равновесии с морским водяным паром ^[11].

Исследования показали, что минимальное содержание дейтерия и кислорода-18 в рассолах морского происхождения на любых стадиях выпаривания не будет ниже, чем величина δ²Н = –40‰и δ¹⁸О = –3‰, что позволяет использовать изотопные данные при оценке генезиса ископаемых рассолов ^[11].

Для континентальных солеродных бассейнов малого объема (соля­ные озера) изотопный состав может значительно отличаться от морского в сторону обеднения тяжелыми изотопами по двум причинам. Во-первых, такие бассейны могут питаться подземными водами с содержанием тяжелых изотопов более низким, чем у морских вод. Во-вторых, содержание тяжелых изотопов в парах континентальной атмосферной влаги намного ниже, чем в парах над океанами. Кроме того, на изотопный состав бассейнов малого объема атмосферные осадки должны оказывать большее влияние, чем на изотопный состав крупных эвапоритовых бассейнов морского генезиса. За счет атмосферных осадков происходит частичное питание бассейна: главным, образом в холодные сезоны года, когда концентрация дейтерия в осадках уменьшается в результате понижения температуры конденсации пара.

В условиях сочетания аридного климата с преобладанием испарения, осадконакопления и промерзания (без последующего оттаивания) отложений создаются условия для континентального засоления мерзлых пород и подземных льдов. Такие условия встречаются на холодных равнинах и плоскогорьях Азии (Центральная Якутия, озерные котловины Тибета). Содержание солей в мерзлых толщах колеблется от 0,05 до 2% и более, основным источником засоления являются атмосферные воды.

Центральная Якутия характеризуется резко континентальным климатом. Амплитуда температур воздуха варьирует в широком диапазоне: от –41°С (средняя температура января) до +18°С (средняя температура июля), среднегодовое количество осадков составляет 220 мм. Несмотря на то, что большая часть осадков выпадает в течение летних месяцев (с июня по август), испарение в 4 раза, а в засушливые годы в 10 раз превышает количество осадков в этот период, что приводит к повышенной аридности климата. Индекс сухости (по М.И. Будыко) равен 1,40, он совпадает с индексом сухости степных районов европейской части России ^[9].

Постановка задачи. Проведенное исследование является непосредственным развитием результатов, полученных российскими гидрохимиками при изучении минерализации мерзлых толщ Центральной Якутии [1 и др]. Вместе с тем новизна работы заключается в том, что гидрохимические данные, которые плохо воспроизводятся в силу изменчивости результатов измерения ионно-солевого состава, дополнены исследованиями стабильных изотопов, которые достаточно легко воспроизводимы в любой изотопной лаборатории мира.

В связи с интенсивным хозяйственным освоением территорий криолитозоны, в частности Центральной Якутии, для которой характерен континентальный тип засоления, возникает необходимость оценки температурного и водно-ионного режима мерзлых засоленных пород и криопэгов в естественных условиях. От температурного и водно-ионного режима зависят инженерно-геологические свойства засоленных мерзлых грунтов, несущая способность грунтовых оснований и коррозионная активность мерзлых засоленных грунтов, экологическая обстановка территорий и т.д.

При постановке задачи исследования было учтено, что ранее полученные гидрохимические данные по мерзлым толщам центральноякутских и забайкальских районов продемонстрировали труднообъяснимые аномалии засоления, при этом доминирующие соли не имели морских признаков, и это потребовало проведение исследования стабильных изотопов, показавшие также аномально тяжелый изотопный состав повторно-жильных льдов.

Методика исследований. Основным методом исследований является определение изотопного состава атмосферных осадков, поверхностных вод и подземных льдов. Анализ данных изотопного состава в сочетании с данными химического состава отложений, поверхностных и грунтовых вод, подземных льдов позволяет выявить влияние испарения на изотопный состав поверхностных вод и подземных льдов и выявить ареалы континентального засоления в Центральной Якутии. В графическом выражении одним из наиболее важных индикаторов испарения является линия испарения на графике соотношения δ¹⁸О – δ²Н, наклон которой составляет около 5.

В условиях равновесия различие концентраций в воде и водяном паре в 8 раз больше для ²Н, чем для ¹⁸О. Поэтому линия метеорных вод имеет вид δ²Н = 8δ¹⁸О + 10‰. Испарение с поверхности водных объектов происходит, как правило, в неравновесных условиях, т.е. при относительной влажности значительно меньшей 100%, и помимо равновесного фракционирования имеется диффузионное (или кинетическое) изотопное фракционирование, большее для ¹⁸О/¹⁶О, чем для ²Н/¹Н. Это объясняет, почему на диаграмме δ²Н – δ¹⁸О концентрации изотопов в испаряющейся воде изменяются в соответствии с линией, наклон которой <8. Эффект от кинетического фракционирования тем больше, чем ниже относительная влажность воздуха ^[12].

Испарение с поверхности озер и других водоемов. Сравнение изотопных характеристик двух крупнейших озер Байкальской рифтовой зоны - Байкала и расположенное на территории Монголии в 250 км к юго-западу от Байкала оз. Хубсугула, часто называемых братьями-близнецами (имея в виду сходное тектоническое происхождение), показало их выраженное различие ^[8]. Изотопный состав водорода и кислорода в центральных частях оз.Байкал весьма однороден – значение δ²Н = –125‰, величина δ¹⁸О_сред = –16,2‰. Влияние р.Верхняя Ангара прослеживается на расстоянии 30 км – до Северо-Байкальска, где зарегистрированы величина δ²Н = –164‰ и значения δ¹⁸О = –21,5‰. Влияние испарения на изотопный состав воды оз.Байкал незначительно, что проявляется в небольшом смещении байкальской воды относительно линии атмосферных вод (рис. 3). В изотопном составе воды оз. Хубсугул (величины δ²Н_сред = –76‰ и δ¹⁸О_сред = –8,7‰) испарение сказывается значительно сильнее. На диаграмме δ²Н – δ¹⁸О вода оз. Хубсугул располагается значительно правее линии метеорных вод. Изотопные значения воды озера расположены на линии испарения, для которой получено уравнение δ²Н ≈ 5δ¹⁸О, типичное для озер засушливых районов.

Исследование условий формирования водного баланса Токтогульского водохранилища в Киргизии – одном из наиболее крупных в Средней Азии, выполненное И.В.Токаревым с соавторами ^[10], основано на изотопно-кислородных и дейтериевых данных воды водохранилища и питающих его вод.

Результаты проведенных исследований показали сильное влияние летнего испарения на изотопный состав атмосферных осадков и поверхностных вод, что отражается во фракционировании изотопного состава (область “испарение” на рис. 4). Уравнение, аппроксимирующее летние пробы, имеет вид: δ²Н = 5,7δ¹⁸О – 11.

Поскольку речной сток являются основным источником питания водохранилища, средний изотопный состав воды в водохранилище за весь период наблюдений (величины δ¹⁸О = –13,0 и δ²Н = –94,4 ‰), немного легче относительно среднегодового состава атмосферных осадков –значения – δ¹⁸О = –12,3 и δ²Н = –91 ‰ за счет полного испарения летних осадков.

Таким образом, наличие линии испарения на диаграмме соотношения δ²Н – δ¹⁸О для поверхностных вод является индикатором активного испарения и концентрации солей в остаточном водном резервуаре ^[5].

Рис. 4. Сравнение изотопного состава атмосферных осадков, поверхностных и подземных вод: a) данные по р. Нарын и притокам за 2007-2009 гг.; б) данные по атмосферным осадкам, поверхностным и подземным водам Кыргызского хребта (2003-2005 гг); в) – данные по атмосферным осадкам (за исключением летних проб). ГЛМВ – глобальная линия метеорных вод. Из ^[10]

Исследования изотопного состава озер в районе Якутска показали, что озера, питающиеся талыми снеговыми водами, подвергаются активному испарению в течение летних месяцев (с мая по сентябрь), и вариации значений изотопно-кислородного состава в них превышают 10 ‰. Для сравнения, в озерах, находящихся в изотопно-равновесном состоянии, и в реках изотопные вариации за этот период не превышают 5 ‰ ^[15]. Значения δ¹⁸О и δ²Н в воде испаряющихся озер в графическом выражении расположены вдоль линии испарения, которая описывается уравнением δ²Н = 5.6 δ¹⁸О – 54.9, в то время как локальная линия для осадков характеризуется соотношением δ²Н = 7.3 δ¹⁸О – 7.3 (рис. 5, 6).

Похожие результаты были получены Дж.Гибсоном ^[13] для озер в континентальной части субарктической и арктической Канады (400 км вдоль северной границы леса), где среднегодовые температуры воздуха варьируют от –5 до –12^оС, среднегодовое количество осадков составляет 200-300 мм. Соотношение δ¹⁸О и δ²Н в воде всех исследованных озер расположены вдоль линии испарения с наклоном от 4,8 до 5,4, что отражает существенное испарение (от 10 до 25% от общего расхода воды), несмотря на достаточно короткий период положительных температур ^[13].

Испарение озер часто приводит к повышению минерализации озерной воды. Так, К.Ишиянаги с соавторами ^[15] отмечали, что у некоторых испаряющихся аласных озер с мая по август заметно повышалась электропроводность с 0,8 до 1,8 мС/см, что они объясняли испарительной концентрацией солей.

Для Южной Якутии было показано, что большое по площади, но мелкое озеро закрытого типа (оз. Бания) подвергается существенному испарению в течение лета. Значения дейтериевого эксцесса в воде озера в августе 2003 г. составляли –2, –3‰, что объясняется испарением талой снеговой воды, которая является основным источником питания озера ^[14].

Сигнал испарения и утяжеления изотопного состава воды фиксируется в формирующемся текстурном льду при промерзании отложений. Так, исследование изотопного состава почвенной влаги и подземных льдов в разных типах ландшафтов в районе Чокурдаха (70°37' с.ш., 147°54' в.д.), северо-восток Сибири ^[16] показали, что текстурный лед в торфянистых отложениях вогнутых полигонов, где летом накапливается вода, которая подвергается испарению, характеризуется более высокими значениями изотопного состава – –19‰ по δ¹⁸О (для сравнения, в повторно-жильном льду в этом же районе значения δ¹⁸О составляют в среднем –28‰). Значения соотношения δ¹⁸О - δ²Н в таких льдах находятся на линии испарения, имеющей меньший наклон, чем у локальной линии метеорных вод (рис. 7). Значения дейтериевого эксцесса в таких льдах варьируют от 4 до –10 ‰, что также отражает испарение талой снеговой воды в полигональных ваннах.

Результаты исследований и обсуждение. Детальные изотопные данные получены по поверхностным водам и подземным льдам Центральной Якутии, для которой, как было отмечено выше, характерно сильное испарение в течение летних месяцев. Одним из наиболее изученных разрезов Центральной Якутии является Мамонтова Гора, расположенный на высокой террасе р.Алдан в 300 км выше устья в пределах Центрально-Якутской низменности. Рельеф территории осложнен термокарстовыми котловинами – аласами, они имеют массовое распространение и создают особый аласный ландшафт. Аласы – природные ландшафты, образованные в результате вытаивания многолетнемерзлых пород с образованием озер. Засушливый климат способствует интенсивному испарению водной поверхности, что приводит к уменьшению первоначальной площади, занятой озером и, очевидно, к повышению концентрации солей в озерной воде.

Повторно-жильные льды мощностью более 6 м, вскрывающиеся в обнажении Мамонтова Гора на р.Алдан, залегают в озерно-болотных вкладках в толще высоких террас и поймы. Вмещающие льды отложения в изученном разрезе представлены темно-серыми суглинками, перекрытыми 2-метровым слоем палевой супеси, иногда отделенной от суглинка прослоем торфа или сильно гумусированного суглинка с растительными остатками. Головы ледяных жил залегают непосредственно под торфом. Прямое датирование органики из жил методом AMS показало, что возраст жил находится в диапазоне 13-19 тыс. лет назад ^{[7, 19]}. В 2016 г. ледовый комплекс Мамонтовой Горы был повторно исследован М.Чербуниной и Д.Шмелевым: на левом берегу р.Алдан в обнажении 55-метровой террасы в термоцирках были детально опробованы фрагменты четырех позднеплейстоценовых жил. Изотопно-кислородные определения были выполнены авторами как по ледяным жилам, так и по текстурным льдам из вмещающих их пород ^[7]. В повторно-жильных льдах отмечены заметные вариации изотопного состава. Так, нами по одной из жил в интервале глубин 2,6-6,7 м были получены значения δ¹⁸О от –25,9 до –29,4‰ , а в хвостовой части жилы на глубине 6,9-7,5 м получены значительно более высокие значения δ¹⁸О – от –22,7 до –16,5‰. Дополнительным критерием участия в формировании льда жил испаренных поверхностных вод является повышенная минерализация льда и вмещающих отложений. Величина сухого остатка во вмещающих жилу отложениях варьирует от 0,05 до 0,1%, преобладают гидрокарбонаты, минерализация льда повышается сверху-вниз от 80 до 476 мг/л. Химический состав льда в основном гидрокарбонатно-кальциевый, значения рН колеблются в широком диапазоне от 4,4 до 7,6. Почти половина исследованных образцов жильного льда характеризуется значениями соотношения Cl^-/SO₄^2- больше 2, что указывает на высокую степень концентрации солей, значения рН не выше 5. Эти данные, скорее всего, отражают смешение талых снеговых вод и надмерзлотных почвенных растворов. В образцах с наибольшей минерализацией (свыше 300 мг/л) количество органического вещества колеблется от 53 до 102 мг/л, много закисного железа (часто более 40 мг/л). Содержание фтора достигает 17,7 мг/л, хотя обычное содержание его в жильных льдах не более 0,1 мг/л. Всё это указывает на заболоченность полигонального массива и континентального типа засоления и вмещающих пород, и жил в условиях резкоконтинентального климата ^{[2, 6]}.

В 2016 г. по льду двух вскрытых фрагментов позднеплейстоценовых жил получены достаточно неоднородные значения изотопного состава. Значения δ¹⁸О в одной из жил (точка 2) изменяются: по горизонтали на глубине 2 м в диапазоне не более 2,0 ‰ – от –29,5 до –30,9 ‰ и на глубине 3 м – от –28,8 до –30,8 ‰. Вариации величин δ¹⁸О вдоль вертикального профиля составили 3 ‰: от –27,9 до –30,9 ‰, при этом отмечается тенденция к повышению значений сверху-вниз. Вскрытый фрагмент соседней жилы характеризовался вариациями значений δ¹⁸О в диапазоне 5‰ – от –24,7 до –29,6‰ ^[7].

Наклон линии соотношения δ¹⁸О и δ2Н в образцах льда с более низкими значениями изотопного состава (значения δ¹⁸О от –28,7 до –30,9 ‰, величины δ²Н от –213 до –231,9 ‰) составил 8,5 и 7,9, при этом линии расположены параллельно ГЛМВ (рис. 8). В образцах льда с более тяжелым изотопным составом (со значениями δ¹⁸О от –24,7 до –28,2 ‰ и δ²Н – от –192 до –215,3 ‰) наклон линии соотношения δ¹⁸О – δ²Н составил 4,7, что заметно отклоняется от ГЛМВ (см. рис. 8).

Рис. 8. Соотношение δ¹⁸О – δ²Н во льду позднеплейстоценовых ПЖЛ разреза Мамонтова Гора (точки 2 и 3). По ^[7]. Отдельно показана линия соотношения δ¹⁸О – δ²Н в образцах льда с более тяжелым изотопным составом (ПЖЛ_испар.)

Определение изотопного состава зимних и летних осадков в Центральной Якутии, выполненное С.Поппом с соавторами ^[17], показало, что зимние осадки в Якутии незначительно изменены процессами кинетического фракционирования, их изотопный состав расположен вблизи ГЛМВ. Летние осадки более подвержены процессам фракционирования, обусловленным воздействием высоких температур воздуха и испарения, поэтому соотношение δ¹⁸О – δ²Н в них имеет наклон 6,3 (рис. 9).

Наклон линии δ¹⁸О – δ²Н во льду позднеплейстоценовых ледяных жил, равный 4,7, может служить надежным критерием участия в формировании льда жил испарившихся озерно-болотных (аласных) вод. При этом можно отметить, что С.Попп с соавторами ^[17], исследовавшие позднеплейстоценовые ледяные жилы разреза Мамонтова Гора, получили значения δ¹⁸О в них в диапазоне от –28,5 до –31,5‰. По данным этих авторов, позднеплейстоценовые жилы в других районах Центральной Якутии могут содержать фрагменты изотопно-обогащенного льда. Так, ледяные жилы в отложениях террасы р.Дянушка, датированные около 14 тыс. лет, характеризуются средними значениями δ¹⁸О = –22,4 ‰ и δ²Н = –172 ‰ (рис. 10). Такой изотопный состав не может быть обусловлен более теплыми зимними условиями периода формирования жил, т.к. это предположение не подтверждается многими другими изотопными диаграммами по жилам этого возраста в Сибири, а также палинологическими и микрофаунистическими данными, свидетельствующими о существовании резко континентального засушливого климата с холодными зимами и более теплыми по сравнению с современными летними сезонами. Скорее всего, в питании этих ледяных жил принимали участие паводковые воды, учитывая то, что жилы залегают в отложениях террасы. Современные речные воды имеют значения δ¹⁸О (–20,8 ‰) и δ²Н (–158 ‰), близкие к значениям во льду жил ^{[17, 18]}.

На другом участке на горной реке р.Дянушка (или Дянышка, Центральная Якутия) были исследованы голоценовые жилы, изотопный состав которых предполагает, согласно выводу Ю.К.Васильчука ^[4] участие вод, подвергшихся испарению. Значения δ¹⁸О варьируют от –19 до –21‰, значения δ²Н – от –155 до –163‰ (см. рис. 10). В графическом выражении данные изотопного состава этих жил расположены ниже ГЛМВ, что, по мнению С.Поппа с соавторами ^{[17, 18]} является результатом участия в строении жил озерной воды, подвергшейся интенсивному испарению в течение летнего периода.

Влияние летнего испарения заметно отражается на изотопном составе современных поверхностных вод и сегрегационных льдов Центральной Якутии. Значения δ¹⁸О в воде озер, болот, небольших проток и даже р.Алдан, отобранной с июня по сентябрь, варьируют от –14,3 до –17,8 ‰ (табл. 2). В современных сегрегационных льдах в подошве сезонно-талого слоя на пойме р.Алдан значение δ¹⁸О равно –21,4‰ ^[19].

Таблица 2

Значения δ¹⁸О в поверхностных водах в районе Мамонтовой горы и других районах Якутии [из 3]

Таким образом, изотопный состав позднеплейстоценовых повторно-жильных льдов Центральной Якутии показывает, что питание ледяных жил осуществлялось преимущественно за счет талых снеговых вод и отражает изотопный сигнал зимних осадков. Участие в формировании жил поверхностных вод, особенно аласных и болотных вод, подвергшихся испарению в течение летних сезонов, в некоторых случаях оказывают существенное влияние на изотопный состав жил.

Формирование в жильном массиве зон с высокими значениями изотопного состава и повышенной минерализацией, скорее свидетельствует о локальных процессах в пределах одного ландшафта, т.е. о затекании в морозобойные трещины минерализованной воды из очень небольшого испаряющегося водоема. В Центральной Якутии в жаркие летние сезоны активное испарение способствует засолению остаточных мелководных водоемов, которые уже в последующую за этим зиму могут оказаться в зоне распространения морозобойных трещин. В этом случае части ледяных жил по простиранию также будут неравномерно обогащены минерализованной водой с континентальным типом засоления и тяжелым изотопным составом. Скорее всего, повышенная минерализация жил в обнажениях низменных равнин с замедленным водообменом в Якутии, имеющие континентальный тип засоления, повышенно минерализованы, видимо, в основном, за счет проникновения по трещинам в жильный лед озерных или болотных вод.

В пользу участия в формировании льда жил в разрезе Мамонтова гора озерно-старичных вод свидетельствуют изотопные данные по льду: значения δ¹⁸О в верхней части жилы до глубины 6,5 м составляют от –25,9 до –29,4‰, а в нижней части жилы до глубины 7,6 м значения δ¹⁸О колеблются от –22,7 до –16,5‰. Здесь же, в нижней части жилы отмечены наибольшие значения сухого остатка и содержания органики. Высокие значения δ¹⁸О указывают на источник влаги, который, вероятнее всего, подвергался испарению. Так, старичная вода Алдана имеет значение δ¹⁸О =–16,8, вода р. Алдан = –17,7‰. Ледяная жила начала формироваться в озерных суглинках, судя по датировкам, эпигенетически, в тот период, когда озерная вода, источником которой были как атмосферные осадки, так и надмерзлотные воды, в значительной степени была преобразована испарением и заболачиванием, именно эта болотная вода с тяжелым изотопным составом и насыщенная органикой участвовала в формировании нижней части ледяной жилы. Наклон линии соотношения δ¹⁸О – δ²Н равный 4,7 во льду жил, что заметно ниже как ГЛМВ, так и локальной линии метеорных вод по осадкам Центральной Якутии, также указывает на участие испаренной воды в формировании льда.

Заключение

Проведенные исследования показали, что континентальное засоление ландшафтов Центральной Якутии объясняется сочетанием процессов многолетнего промерзания отложений, а также влиянием процессов испарения в течение летних сезонов, что характерно для условий резко континентального климата. Изотопно-кислородный (δ¹⁸О) и дейтериевый (δ²Н) анализ атмосферных осадков, поверхностных вод и подземных льдов показывает ареалы аномально тяжелого изотопного состава, а также наличие линии испарения на графике соотношения δ¹⁸О – δ²Н. Высокая минерализация повторно-жильных льдов и вмещающих их озерно-болотных отложений и преобладание в составе солей континентального типа (гидрокарбонатов и кальция) является следствием испарения и концентрирования солей и в сочетании с изотопными данными является надежным индикатором континентального засоления.

Разработана система индикаторов континентального засоления, состоящая из трех основных положений: система индикаторов формирования континентального засоления мерзлотных озёрно-болотных ландшафтов на основе изотопных и гидрохимических данных поверхностных вод и подземных льдов, состоящая из трех основных положений: 1 – аномально тяжелый изотопный состав поверхностных вод и льда жил, 2 – расположение значений изотопного состава на линии испарения, угол наклона которой (как правило, около 5) ниже угла наклона ГЛМВ (8) и 3 – высокая засоленность повторно-жильных льдов и вмещающих их отложений и преобладание в составе солей континентального типа.

Полученные результаты имеют высокую степень достоверности, т.к. данные по стабильным изотопам легко воспроизводимы в любой изотопной лаборатории мира. Предложенный механизм континентального засоления может быть применен для объяснения роли континентального засоления и интерпретации гидрохимических и изотопных данных по другим районам криолитозоны с континентальным климатом. Предложенная методика может применяться для прогнозирования развития ареалов засоленных мерзлых пород, линз криопэгов, определяющих характер освоения территории, а также для прогнозирования химического со­става подземных вод, образующихся в процессе протаивания засоленных мерзлых пород. Для практического применения предложенной теории требуется проведение работ на других мерзлотных и почвенных объектах.