Стабильные изотопы кислорода и водорода в голоценовых повторно-жильных льдах на западном побережье Байдарацкой губы, в устье реки Нгарка-Тамбьяха

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ: проекты 17-05-00794 (обобщение) и 17-05-00793 (изотопный анализ) и бюджетного финансирования Московского университета имени М.В. Ломоносова с использованием масс-спектрометрического оборудования, приобретенного на средства Программы развития МГУ.

Введение

Изотопный состав повторно-жильных льдов является хорошим палеотемпературным индикатором, уравнения, связывающие изотопный состав современных ростков жил с из изотопно-кислородным составом апробированы практически во всех районах Российской криолитозоны уже на протяжении около 30 лет ^{[1, 2]}. В западном секторе Российской криолитозоны пока изучено очень немного ледяных жил, которые могли бы служить источников достоверной палеотемпературной информации изотопически ^{[3, 4]}. В связи с этим данные по району побережья Байдарацкой губы весьма актуальны.

Район исследований и отбор образцов

Изученный разрез располагается вдоль берега Байдарацкой губы в 650 м к ССЗ от устья реки Нгарки-Тамбьяхи (66°50'48"в.д., 68°51'28"с.ш. (рис. 1).

а

б

Рис. 1. Район исследований повторно-жильных льдов в устье р. Нгарка-Тамбьяха (красная точка на рис. а) на юго-западном побережье Байдарацкой губы.

Изучаемая территория располагается на аккумулятивной равнине, по геоморфологическим особенностям разделенной на террасу, пойму реки Нгарка-Тамбьяха, лайду и пляж Байдарацкой губы. Террасы правого и левого берегов р. Нгарка-Тамбьяха имеют различные высотные отметки: в южной части (правый берег) исследуемой территории относительные высоты над уровнем губы не превышают 6 м, в северной части (левый берег) – достигают 17 м. Верхняя пачка отложений террас в районе исследований представлена незасоленными осадками континентального, преимущественно аллювиального генезиса ^[5]. Территория относится к зоне сплошного распространения многолетнемерзлых пород. Температура пород (на глубине 6,5 м) в среднем составляет –4,0… –4,5°С. Мощность сезонно-талого слоя на поверхности террасы в среднем 0,5-0,6 м, а на склоне – от 0,4 до 0,75 м. Глубина сезонного протаивания в нижних частях склона и на пляже может превышать 2 м. Ранее голоценовые повторно-жильные льды на близ лежащей территории в толще мощного торфяника исследованы Ф.А.Романенко и др. ^[6].

Повторное опробование голоценовых ледяных жил выполнено не из мощного торфяника, а скорее из толщи озерных суглинков, перекрытых торфом мощностью 0,2-0,3 м.

Объектом исследования являются голоценовые повторно-жильные льды, расположенные на западном побережье Байдарацкой губы, в устье реки Нгарка-Тамбьяха. В береговом обрыве (рис. 2, 3) к востоку от устья р. Оюяхи изучено строение маломощного полигонально-жильного торфяника, вложенного в отложения террасы высотой 10-18 м. Торф подстилается суглинками серыми сильнольдистыми со слоисто-линзовидной криогенной текстурой. Повторно-жильные льды шириной 1,5-2 м, залегают на глубине 0,8 м, вскрыта верхняя часть жил высотой 1,15 м. Отбор образцов выполнен в верхней части жил (рис. 4, 5, табл. 1)

Рис. 2. Береговой обрыв террасы высотой от 17 м до 8 м (восточная экспозиция), спускающийся к реке Нгарка-Тамбьяха.

Таблица 1

Ведомость отбора образцов голоценовых ПЖЛ в береговом обрыве в устье реки Нгарка-Тамбьяха (район КС-2 Ярынская)

Методы опробования и аналитических определений

Образцы льда отбирались путём предварительной зачистки стенки обнажения и скалывания льда топором. Образцы льда упаковывались в двойной целлофановый пакет, растапливались при комнатной температуре, а затем разливались во флаконы. Измерения изотопного состава кислорода и водорода льда выполнены в режиме постоянного потока гелия (CF-IRMS) на масс-спектрометре Delta-V с использованием комплекса газ-бенч в изотопной лаборатории географического факультета МГУ имени М.В. Ломоносова. Изотопный состав выражается в виде δ (‰) относительно среднеокеанической воды V-SMOW (Vienna Standard Mean Ocean Water). Для калибровки измерений использовались международные стандарты V-SMOW, SLAP, собственный лабораторный стандарт МГУ – снег ледника Гарабаши (значения δ¹⁸О = –15,60 ‰, а δ²Н = –110,0 ‰). Погрешность определений составила ±0,6‰ для δ²Н и ±0,1‰ для δ¹⁸O.

Результаты изотопных определений

Изотопные вариации в голоценовых повторно-жильных льдах на западном побережье Байдарацкой губы, в устье реки Нгарка-Тамбьяха не очень значительны. Значения δ¹⁸О изменяются во льду жилы от –16,71 до –18,52 ‰, а величины δ²H от –123,0 до –142,6 ‰ (табл. 2, рис. 5). Наиболее высокие значения δ¹⁸О и δ²H получены в центральной части жилы.

Рис. 5. Распределение значений δ¹⁸О и δ²Н во льду ПЖЛ в устье реки Нгарка-Тамбьяха вдоль горизонтального профиля на глубине 0,4-0,5 м от кровли жилы

Наклон линии соотношения δ¹⁸О и δ²Н во льду жилы составляет 8,8 (рис. 6), что близко к наклону глобальной линии метеорных вод (ГЛМВ). Это может быть хорошим подтверждением тому, что жилы формировались преимущественно из талого зимнего снега, с минимальным участием вод другого генезиса. Значения дейтериевого эксцесса во льду жилы варьируют от 3,7 до 10,7 (см. табл. 2). Выраженная вариабельность значений дейтериевого эксцесса может быть результатом смешения воздушных масс, поступающих из разных акваторий.

Рис. 6. Соотношение значений δ¹⁸О-δ²H во льду ПЖЛ в устье реки Нгарка-Тамбьяха

Таблица 2

Значения δ¹⁸О, δ²H и d_exc в голоценовых повторно-жильных льдах на западном побережье Байдарацкой губы, в устье реки Нгарка-Тамбьяха, отбор Н.Беловой, сентябрь 2017 г.

Реконструкция зимних температур воздуха в голоцене на основе данных по стабильным изотопам

Голоценовый возраст повторно-жильных льдов, исследованных в устье реки Нгарка-Тамбьяха, может быть подтвержден радиоуглеродными датировками, полученными ранее Ф.А. Романенко с соавторами ^[6] по торфяникам, исследованным на побережье Байдарацкой губы восточнее устья р. Оюяха. В береговом обрыве к востоку от устья р. Оюяхи ими было изучено строение поверхности высотой 10-18 м. Разрез располагается в краевой части котловины, понижающейся к юго-востоку в долине ручья. Нижняя часть разреза (глубина 6,2-10,3 м) сложена серыми и желтовато-серыми разнозернистыми песками с прослоями грубозернистого песка, гравия и сизого суглинка, а также растительного детрита. Практически везде наблюдается тонкая субгоризонтальная, косая и волнистая слоистость, слойки мощностью до 1 см в песках подчеркнуты согласно залегающими прослоями гравия. Строение толщи осложнено изогнутыми прослоями прозрачного льда мощностью до 1 м до 5 м, которые прослеживаются на 70–80 м по простиранию.

Гранулометрический состав осадков, чередование гравийно-песчаных и суглинистых прослоев, а также относительно высокое содержание ионов НСО₃^-, и Са²⁺ и невысокие значения общей минерализации водной вытяжки указывают на континентальный генезис этих отложений ^[6]. З.В.Алешинская, проанализировав состав диатомовых водорослей из нижней (песчаной) части толщи, пришла к выводу об ее аллювиальном происхождении ^[6].

Выше по разрезу (глубина 4,2–6,2 м) залегают супесчано-суглинистые осадки, для которых характерны мелкооскольчатость и значительная льдистость за счет волнисто-линзовидной криогенной текстуры. Их накопление шло, вероятно, в озерных условиях. Характерны прослои ледогрунта и растительного детрита. Верхний суглинистый горизонт обогащен пыльцой, окатанными стволами и ветками ольховника (Alnus fruticosa Rupr.) ^[2] диаметром до 4–6 см ("пневый горизонт"), возраст которых колеблется от 10900 ± 120 (МГУ-1362) до 8210 ± 110 лет (ГИН-7862а).

Выше находится мощный (до 4,2 м) слой торфа, который не образует единого пласта, а встречается линзами протяженностью до нескольких десятков метров, приуроченных к устьям балок. Состав торфа меняется от злакового низинного до травяно-сфагнового переходного. Широко распространены ледяные линзы и полигонально-жильные льды (ПЖЛ) шириной до 1,5 м и высотой до 2–3 м. Радиоуглеродный возраст образцов из нижней части торфяного слоя с глубины 3,7–4,15 м 8000 ± 125 л.н. (WAT-2924) и 8120 ± 90 л.н. (ГИН-78626) свидетельствует, что накопление торфа началось около 8000–8200 л.н. ^[6]. Радиоуглеродная дата 7640 ± 90 л.н. (ГИН-7863) позволяет датировать слой торфа на глубине 3,4–4,2 м концом бореального – началом атлантического периода голоцена. Спорово-пыльцевые спектры и низинный, преимущественно осоковый состав торфа свидетельствуют о заболачивании территории. Его причиной может являться подъем уровня моря к началу атлантического периода практически до современного положения ^[6]. Серия радиоуглеродных датировок от 7000 ± 80 л.н. (ГИН-7864) до 4140 ± 70 л.н. (WAT-2895) говорит о непрерывном торфонакоплении в течение всего атлантического периода и его прекращении в начале суббореального периода, около 4 тыс. лет назад, что было вызвано, вероятно, понижением уровня Карского моря ^[6].

Можно полагать, что горизонт торфа, перекрывающий озерные суглинки в устье реки Нгарка-Тамбьяха, накапливался от 8 до 4 тыс. лет назад, рост жил происходил сингенетично формированию торфа.

Ранее по повторно-жильным льдам голоценового возраста в районе исследований были получены значения δ¹⁸О в диапазоне от –16,1 до –18,6 ‰ (табл. 3), что соответствует вариациям значений δ¹⁸О во льду жилы, исследованной нами в устье р.Нгарка-Тамбьяха (диапазон значений δ¹⁸О – от –16,7 до –18,5 ‰). Применяя зависимость изотопно-кислородного состава жильного льда жил от зимних температур воздуха, предложенную Ю.К.Васильчуком ^[1], можно сделать вывод, что вариации среднезимних температур воздуха в период формирования повторно-жильных льдов в исследуемом районе составляли в среднем от –16 до –19^оС.

Сопоставление изотопно-кислородного состава льда голоценовых жил и современных жилок (возраст которых, как правило, не более 100 лет) показывает близкий диапазон вариаций значений: во льду ростка ПЖЛ устье р.Нгарка-Тамбьяха значение δ¹⁸О составило –19 – –16,71 ‰ (см. табл. 2), по ростку в районе пос.Амдерма ранее получено значение δ¹⁸О = –15,2 ‰ ^[7], два значения δ¹⁸О в жильных ростках из торфа на Мысе Шпиндлера оказались равны –13,1 ‰ и –16,9 ‰ ^[4], по жильному ростку в районе Воркуты получено значение δ¹⁸О = –16 ‰ ^[2]. Значения δ¹⁸О в современных зимних осадках варьируют от –24,9 ‰ в свежевыпавшем снеге до –12,5 ‰ в снеге из снежника ^[6], скорее всего, подвергшегося влиянию летних дождей и испарения. По данным метеостанций Воркута, Амдерма и Усть-Кара^[9] современные среднезимние температуры воздуха (средние за период с ноября по март) в районе исследований составляют от –14 до –18^оС по данным на 1965 г. Современные зимние температуры воздуха в районе исследований отличаются значительной вариабельностью. Так, по данным метеонаблюдений в пос.Усть-Кара (расположенном примерно в 100 км к северо-западу от устья р. Нгарка-Тамбьяха) в течение зимы 2017-2018 гг. температура воздуха варьировала в диапазоне 20^оС (от –1 до –22^оС в декабре, от 0 до –30^оС в январе, от –3 до –29 ^оС в феврале) при частой смене направления ветров^[8]. Тем не менее, отмечена прямая корреляция среднезимних температур воздуха (от –14 до –18^оС) и изотопно-кислородного состава современных жильных ростков (δ¹⁸О = от –13 до –19‰) с допустимым отклонением ±1^оС.

Изотопный состав кислорода в других типах подземных льдов – ледяных линзах и шлирах и пластовых льдах, опробованных на западном побережье Байдарацкой губы, заметно отличается от состава ПЖЛ значительно более широким диапазоном значений δ¹⁸О, достигающим 8 ‰ – от –14, –15 до –25,2 ‰ (см. табл. 4). Эти данные показывают, что сегрегационные линзы и шлиры формируются преимущественно из поверхностных вод и вод сезонно-талого слоя, которые, как правило, характеризуются более “тяжелым” изотопным составом за счет большой доли летних осадков и влияния испарения. Об изотопном составе летних осадков может уверенно свидетельствовать изотопный состав небольших мелких озер (длина не более 50–100 м, глубина 1–1,5 м), исследованных на лайде и I террасе: значения δ¹⁸О изменяются от –8,1 до –11,1‰ (см. табл. 4). Наклон линии соотношения δ¹⁸О-δ²Н в воде озер равен 8 (по данным из ^[6]), что соответствует ГЛМВ и свидетельствует об атмосферной природе воды озер.

Таблица 4

Значения δ¹⁸О в подземных льдах и поверхностных водах западного побережья Байдарацкой губы. По Ф.А. Романенко и др. ^[6]

Довольно низкие значения δ¹⁸О (от –20 до –25‰) некоторых пластов льда и приуроченность их к песчаной толще “сартанских” отложений объясняются их формированием в более суровых условиях позднего плейстоцена ^[6]. Значительные изотопные вариации в пластовых льдах могут быть результатом изотопного фракционирования при промерзании в условиях закрытой системы. Существенно более низкие значения изотопно-кислородного состава (по сравнению с голоценовыми) получены Ф.А.Романенко с соавторами по ледяным жилам из разреза сартанских отложений у мыса Мутного на восточном побережье Байдарацкой губы: значения δ¹⁸О в ПЖЛ варьировали от –28,5 до –30,5‰ ^[6], что свидетельствует о том, что среднезимние температуры воздуха в позднем плейстоцене были не менее чем на 10 ^оС ниже, чем в голоцене и в настоящее время.

Выводы

Полученные результаты содержания стабильных изотопов кислорода и водорода по льду сингенетической голоценовой ледяной жилы в устье реки Нгарка-Тамбьяха дополняют ранее полученные изотопные данные по ледяным жилам на побережье Байдарацкой губы и в целом для западного сектора Российской криолитозоны, по которому достоверная палеотемпературная информация пока ограничена. Показано, что формирование ПЖЛ происходило из снега, изотопный состав которого почти не изменен процессами фракционирования, также маловероятно участие в формировании льда жилы вод не атмосферного происхождения, что позволяет с уверенностью реконструировать зимние температуры воздуха для периода формирования жилы. Показано, что в исследуемом районе значения среднезимних температур воздуха в голоцене составляли от –16 до –19^оС. Вариабельность значений дейтериевого эксцесса может быть результатом смешения воздушных масс, поступающих из разных акваторий.

Сопоставление с изотопным составом позднеплейстоценовых ПЖЛ и современных жильных ростков показало, что среднезимние температуры воздуха в позднем плейстоцене были не менее чем на 10 ^оС ниже, современные среднезимние температур воздуха близки к голоценовым.