Стабильные изотопы кислорода и водорода в наледях долины реки Вилюй

Работа выполнена при поддержке РФФИ (грант № 20-05-00782, изотопные определения, полевые работы и радиоуглеродные определения), номер ЦИТИС: АААА-А20-120020490074-1, а также в рамках госбюджетной темы 1.4. “Антропогенная геохимическая трансформация компонентов ландшафтов”, номер ЦИТИС: 121051400083-1.

Введение

Наледные льды образуются в процессе послойного намораживания воды на твердое основание. Наледи – это слоистые ледяные массивы на поверхности земли, льда или инженерных сооружений, образующиеся при замерзании периодически изливающихся (осаждающихся) природных или техногенных вод^[1]. Наледи обнаружены в Сибири, в Монголии, на Шпицбергене и Аляске, в Канаде.

Наледи различают по размерам от очень малых, площадью менее 0,1 тыс. м², объемом до 0,01 млн. м³ до гигантских, площадью более 1000 тыс. м², объемом более 100 млн. м³. По данным Ю.Д. Чирихина, в горах Северо-Востока России встречены наледи высотой до 12 м, а наибольшая мощность наледей – более 15 м – зафиксирована в бассейне р. Ср. Сакукан на севере Забайкалья.

Наледи, как правило, образуются в областях сурового климата в сильные зимние морозы. Промерзающие постепенно горные породы и реки вытесняют воду, которая на отдельных участках тонким слоем выливается на поверхность. Благодаря большим потерям тепла вода быстро превращается в лед, который создает первую порцию наледи. Через некоторое время вода вновь прорывается на поверхность, растекается по слою недавно образовавшегося льда, увеличивает его толщину. Так продолжается несколько раз за зиму: наледь растет в толщину и по площади, занимая порой всю пойму речной долины, образуя сплошной ледяной массив^[2].

Размеры наледей изменяются от тысяч квадратных метров до десятков квадратных километров^[1]. Самые большие наледи встречаются на севере Канады и Аляски, в бассейнах рек Яны, Индигирки, на притоках Лены. По данным аэрофотосъемки 1970-х годов, в бассейне р. Лены свыше семи тысяч наледей. Они носят название тарыны. Якутское слово “тарын” в переводе означает творог. И, действительно, летом издалека наледь напоминает творожную массу, разбросанную по долинам и склонам среди серых скал и зеленых пространств растительности. Изначально тарыном называли наледь на горной реке. Но затем стали обозначать гигантские, обычно многолетние наледи на северо-востоке Якутии. Крупнейший тарын ежегодно возникает в Улаханской долине р. Момы, правого притока Индигирки.

Объемы в миллионы кубических метров типичны для наледей. Толщина таких образований 3-4 м, на отдельных участках 5-6, а изредка и 12-15 м. По длине реки наледи обычно располагаются сплошной цепочкой на протяжении десятков километров, то сужаясь, то вновь расширяясь в зависимости от формы долины. Наледи могут принимать различную форму и встречаться в самых разных местах. Например, на берегах рек, озер и морей возникают береговые наледи. Они формируются в результате волноприбойной деятельности водных потоков, приливов и отливов, выхода подземных вод в обнажениях и обычно образуют ледяной каскад валов толщиной до 3 м^[2].

Больше всего самых крупных наледей располагается на участках тектонических движений, где земная кора раздроблена трещинами. В этих условиях развиваются талики, по которым подмерзлотные воды поднимаются к поверхности, смешиваются с водами поверхностного происхождения и образуют единый поток вод, питающих наледь. В подобных местах с холодным климатом наледи покрывают до 4% всей территории, а общие запасы наледного льда исчисляются миллиардами кубометров. К югу размеры наледей уменьшаются, но количество их возрастает. В районах умеренного климата наледи подземных вод встречаются преимущественно в затененных долинах, оврагах, балках, у подножий склонов. Здесь отдельные наледи достигают лишь первые десятки квадратных метров, а толщина их не превышает 1 м^[3].

На реке Вилюй образование наледей происходит активно, в том числе и в последние 2-3 года. С 30 марта 2022 г. было запрещено движение всех видов автотранспорта по ледовому автозимнику через реку Вилюй на 3 км автодороги «Эдьигээн» в Вилюйском районе. Это связано с выходом наледи на реку Вилюй шириной около 150 метров и глубиной 0,5 метров. В 2021 г Жители Сунтарского улуса на берегу реки Вилюй обнаружили наледь темно-коричневого цвета. Наледи желтого и коричневого цвета могут быть техногенного происхождения. В холодные дни потребность в электроэнергии увеличивается, вместе с тем и объем использования воды в гидроэлектростанциях. При первом похолодании, позднем ледоставе и сильном снегопаде, это может приводить к образованию наледей. Причинами образования таких наледей могут быть сточные воды Мирнинского района. В 2020 г. наледь перекрыла ледовую переправу со стороны города Мирного в село Крестях.

Авторами изучены три природных наледи близ пос. Кысыл-Сыр на Вилюе.

Физико-географические условия района исследования

Географическое положение района исследований

Местом проведения полевых работ, был выбран участок, расположенный на левом берегу р. Вилюй в среднем её течении (64°1’59,15’’ с.ш., 122°47’20,90’’ в.д.). Участок исследования находится примерно в 10 км выше по течению пос. Кысыл-Сыр в Вилюйском улусе Якутии. На его территории находится одно из крупнейших и наиболее изученных эолово-мерзлотных образований в Центральной Якутии – тукулан Махатта^[4].

Дочетвертичные и четвертичные отложения

Значительная часть Центральной Якутии, включая район нашего исследования, расположена в Вилюйской синеклизе – крупной отрицательной структуре в составе Сибирской платформы^[5], сложенной преимущественно осадочными отложениями верхнего отдела меловой системы – песчаниками, алевролитами и глинами^[6]. Эти отложения перекрываются сверху осадочным чехлом отложений верхнего отдела (плиоцена) неогеновой системы – песков, супесей, суглинков (реже галечников и гравийников)^[7]. Общая мощность отложений меловой системы в районе п. Кысыл-Сыр достигает 800-900 м, неогеновые отложения гораздо менее мощные – всего 10-15 м (рис. 1).

Рис. 1. Стратиграфическая схема разреза отложений меловой и неогеновой систем через долину р. Вилюй в районе п. Кысыл-Сыр (по данным 3 – Государственной геологической карты…, 1992)

Четвертичные песчаные массивы мощностью 50–100 м повсеместно распространены на приморских низменностях и в речных долинах Восточной Сибири^[8]. Пески, слагающие территорию долины р. Вилюй в среднем её течении в основном имеют аллювиальное происхождение и возраст от каргинского (~39 тыс. лет) до голоценового (~11,7 тыс. лет) ^[6]. Отложения, слагающие верхний ярус Чебединского разреза террасы р. Вилюй, характеризуются возрастом более 36 тыс. лет, тогда как в основании террасы залегают отложения, возрастом более 42 тыс. и 50 тыс. лет^[9]. Большая часть этих песков однородная, средней крупности. В их составе преобладают кварц (6-96%) и полевые шпаты (2-62%), по минералогическому составу они относятся преимущественно к полевошпатово-кварцевым и лишь изредка к кварцево-полевошпатовым. В зависимости от степени преобразованности песчаного материала склоновыми процессами, минералогический состав слегка изменяется в сторону увеличения содержания каолинита (2-10%) и смектита (1-10%)^[10].

Рельеф

Территория, где расположен наш район исследования, относится к геоморфологическому району Центральноякутской эрозионно-аккумулятивной равнины и подрайону Вилюйской аккумулятивной равнины^[11]. Основные процессы рельефообразования – аккумуляция аллювия, береговая эрозия отложений Вилюйских террас с последующим переотложением материала, эоловое перевеивание, а также процессы криогенеза.

Всего в среднем течении р. Лены (в районе впадения Вилюя) М.Н. Алексеев^[12] выделял 6 речных террас, имеющих высоты 15-16 м, 25-32 м, 40-45 м, 50- 60 м, 65-80 м и 90-100 м. Низкие террасы выражены наиболее чётко, а в составе средних и низких террас ярко выделяются отложения ледникового и водно-ледникового происхождения^[13]. Рыхлые отложения, вскрываемые естественными обнажениями уступов Вилюйских террас, активно разрушаются и перевеваются эоловыми потоками^[14], затем аккумулируясь в крупные массивы дюнных песков – тукуланы^{[4, 14]}. Некоторые исследователи уверены, что тукуланы являются реликтами дефлюционных пустынь, сформированных в перигляциальной зоне в среднем и позднем неоплейстоцене ^[15]. На Кысыл-Сырском тукулане осадконакопление идёт как минимум последние 28 400 ± 600 лет^[16], за это время песчаные частицы успели приобрести специфические черты, отличающие именно песок тукуланов от прочих форм рельефа.

Помимо типичных элементов рельефа, характерных для речной долины, и тукуланов, на территории Центральной Якутии вблизи района исследования встречаются низменные озёрные долины. Среди суффозионных, термосуффозионных и термоэрозионных форм выделяются термосуффозионные воронки^[17] и термоцирки^[10], развивающиеся вдоль берегов Вилюя и его притоков, где глубина залегания грунтовых вод невелика.

Многолетнемёрзлые породы

Многолетнемёрзлые породы в Центральной Якутии являются одними из самых мощных на Земле: осадочные отложения юрского и мелового возраста в среднем течении Вилюя^[18] имеют мощность до 320 м и сплошное по латерали и горизонтали распространение^[19,20]. Согласно схеме мерзлотно-ландшафтного районирования Северо-Восточной Сибири^[21], территория участка исследования относится к Оленёкско-Вилюйской полого-увалистой североредколесной ландшафтной провинции. Температура многолетнемёрзлых пород в этом районе составляет, по разным данным, от –6 до –3°C^[21] и от –2 до –4 °C^[22], объёмная льдистость этих пород – от < 0,2 до 0,4 %^[22,23,25]. Мощность сезонно-талого слоя (СТС) мерзлотных почв варьируют в зависимости от механического состава: торфяной покров оттаивает наименее глубоко – минимальные глубины не превышают 0,5 м, тогда как минимальные глубины сезонного оттаивания песчаных, супесчаных и суглинистых отложений начинаются от 1,5 м (суглинки) и достигают мощности 4,1 м (пески)^[23]. На протяжении последних 5,5 тыс. лет эволюции мерзлотных ландшафтов на среднем Вилюе мощность сезонно-талого слоя почв претерпела незначительные изменения, увеличившись всего лишь в 0,1-0,2 раза, тогда как температура на глубине нулевых значений сезонных колебаний варьировала достаточно широко, возрастая примерно на 0,5-2,5°C каждые 3-3,5 тыс. лет^[22]. В центральной Якутии широко распространены талики в районах русел рек и озёрных и аласных котловин^[24]. Также в этом районе распространены повторно-жильные льды, возникающие в результате многократно повторяющегося цикла растрескивания пород в зимний период и заполнения образовавшихся трещин талой снеговой водой. Так называемые едомные отложения, содержащие большие количества органического вещества^[26], вмещают ледяные жилы мощностью 5-10 м и шириной 2-3 м (рис. 2).

Рис. 2. Повторно-жильные льды и вмещающие их едомные отложения, вскрытые в обнажении активно разрушающегося высокого левого берега р. Вилюй. Фото А. Белик

Экстраконтинентальный климат Центральной Якутии с максимальными средними температурами воздуха выше +35 °C и низким среднегодовым количеством осадков менее 300 мм/год, к тому же, сильно дифференцированным по месяцам ^[22,27] сходен с климатом пустынь, признаком чего являются тукуланы^[4], где практически отсутствует растительный покров. Тем не менее, участки территории, на которых наблюдается меньшая глубина залегания многолетнемёрзлых пород, например, днища термосуффозионных воронок или долины ручьёв, характеризуются большим разнообразием растительности (рис. 2).

Климатические характеристики

Центральная Якутия в районе Вилюйска характеризуется резко-континентальным климатом, причина формирования которого в области наиболее высокого на Земле давления – зимнего сибирского антициклона, отрог которого распространяется практически над всей Якутией^[28]. Характерными чертами климата являются сочетание широких амплитуд температур воздуха в течении года (от –60 до +37°C) и низкого среднегодового количества осадков^[27]. Ниже всего в течение года температура воздуха опускается в декабре – январе в среднем до –34,5°C, а поднимается в июле до 19,2°C с периодическими повышениями на 10-15°C (рис. 3а). Заморозки начинаются примерно в первой декаде сентября и заканчиваются к концу мая. Наиболее влажным месяцем года в Вилюйске является июль, когда уровень выпадающих осадков достигает 50-52 мм, а наименьшее количество выпадает в феврале и марте – 11-13 мм. В течение года выпадает 300-400 мм осадков (рис. 3б). При этом снежный покров устанавливается также с начала сентября, достигая сначала незначительных (менее 1 см) высот, затем увеличиваясь до 26 (в среднем) и более см в октябре. При этом максимальная высота снежного покрова в сентябре-октябре может возрастать и до 26-31 см в отдельные годы. Снежный покров остаётся стабильным в течении 6 месяцев (с ноября по апрель), оттаивая к середине мая почти наполовину, а к началу июня исчезая совсем (рис. 3г). Территория исследования характеризуется преобладанием ветров западного и юго-западного направлений. В зимний период также характерно наличие устойчивого восточного ветра. В летний период ветра в каждом направлении дуют практически одинаковое количество времени, относительно преобладает северное направление (рис. 3в), откуда ветры приносят влажные воздушные массы, что объясняет пик среднемесячного выпадения осадков в июле (рис. 3б)^[29].

Рис. 3. Климатические характеристики территории Центральной Якутии вблизи г. Вилюйска: Средняя, минимальная и максимальная месячные температуры воздуха (а), среднемесячное количество атмосферных осадков (б), среднемесячное количество дней с ветрами разных направлений (в) и среднемесячная и максимальная высота снежного покрова с указанием среднего за месяц количества дней со снежным покровом (г)

Гидрологические и гидрохимические характеристики и ледовые явления на реках

Вилюй – одна из наиболее крупных рек Якутии (самый длинный из левых притоков р. Лены и второй по длине приток Лены после Алдана), берёт своё начало на плато Сыверма в Краснодарском крае, затем протекает по Вилюйскому плато и Центральноякутской низменности. Общая длина русла Вилюя до впадения в Лену составляет 2 450 км, коэффициент извилистости равен 1,2^[30]. Площадь бассейна Вилюя составляет 57 300 км^{2 [31]}. Естественный сток Вилюя в значительной степени зарегулирован ^[30,32] – на Вилюе находятся несколько крупных водохранилищ, самое крупное из которых Вилюйское^[30]. Гидрологический режим Вилюя до регулирования стока (рис. 4А) включал следующие фазы: зимняя межень с практически нулевым стоком (с начала ноября до начала мая), в период которой река скована льдом; резко начинающееся половодье (с начала мая до конца июля), пик которого приходится на третью-четвёртую неделю июня, когда наблюдаются экстремальные расходы воды до 9 000 м³/с; паводковый период (с начала июля до конца октября), расходы воды в который составляют от 1 000 до 2 000 м³/с. После того, как сток Вилюя был зарегулирован, значения экстремальных расходов в половодье (также растянувшееся с начала апреля до первой половины августа) снизились примерно до 4 000 м³/с, а фазы гидрологического режима стали менее различимы по гидрографу (рис. 4Б). Накопления изменений стока за зимний период (с октября по апрель) за период с 1967 по 2007 составили до 350 км³ (рис. 4В)^[33].

Рис. 4. Гидрографы р. Вилюй в створе п. Сунтар до строительства каскада Вилюйских ГЭС (А) и после (Б), а также накопления изменений стока за зимний период с 1967 до 2007 г. (В). Из ^[33]

В качестве одного из источников образования паводков могут выступать часто образующиеся наледи, выступающие в качестве ледяных плотин, препятствующих свободному прохождению паводковых вод ^[34]. Относительная наледность в районе среднего течения Вилюя (отношение суммарной площади наледей к общей площади речного бассейна) составляет 0,01-0,05. Западная и Центральная Якутия, преимущественно равнинные, не являются местом сосредоточения большого количества наледей, в отличие от Восточной Якутии, где из-за горного рельефа отмечается высокая степень неравновесности развития продольного профиля рек, а относительная наледность достигает 0,05 и более ^[35].

Воды Вилюя и его крупных притоков относятся к гидрокарбонатному классу, кальциевой группе (HCO₃ – Ca), минерализация их мала, она в среднем составляет 166,3 мг/л, суммарное содержание ионов Ca²⁺ и Mg²⁺ низко (до 2,1 мг-экв/л), то есть, воды очень мягкие. По кислотности они близки к нейтральным (pH = 6,9-7,9). Содержание взвешенных наносов не превышает 15,0 мг/л ^[36]. Дно Вилюя дифференцируется по гранулометрическому составу взвешенных наносов: на доньях рек-притоков и самого Вилюя выше впадения р. Тюнг по течению в структуре наносов значительную часть занимает галька (5-27%), ниже впадения Тюнга по течению Вилюя дно сложено практически полностью песчаными наносами ^[37].

Почвенный покров территории

На территории Центральной Якутии выделяются 9 зональных, 2 азональных и 7 интразональных типов почв. Крупные размеры этого региона и разнообразие ландшафтных условий обуславливает широкое разнообразие типов почв, встречающихся здесь ^[39]. В зоне средней тайги Центральной Якутии среди зональных типов почв доминируют подзолы ^[38], и дерново-подзолы^[39], поскольку наложение дернового процесса на частные почвообразовательные процессы – частое явление^[40]. Помимо них также весьма часто встречаются солоди, палево-бурые и палевые почвы ^[38,40,41]. Кроме того, не последнее место среди зональных почв занимают чернозёмы, лугово-чернозёмные и чернозёмно-луговые почвы^[38]. Чернозёмы часто встречаются в комплексах с солодями на различных стадиях развития ландшафтов аласных котловин, где возможно пахотное земледелие^[42]. Выше по течению Вилюя, в районе впадения в него р. Тюнг в состав почвенного покрова также включены криозёмы типичные и глееватые, а также торфяно-криозёмы и торфянисто-глеевые почвы. В бассейне Тюнга были также описаны профили аллювиальных дерново-глееватых и перегнойных почв на низких и средних поймах^[43].

Нами при обследовании почв ключевого участка в среднем течении Вилюя были заложены 12 почвенных разрезов. Среди этих разрезов 5 составили геохимически сопряжённый ряд на левом берегу Вилюя. Разрезами были вскрыты профили следующих почв: дерново-подзолов (рис. 5а, б), дерново-подбуров (рис. 5в), серогумусовых (рис. 5г) и стратозёмов (рис. 5д) ^[39].

Рис. 5. Схема почвенно-геохимической катены на левом берегу р. Вилюй. Почвы: дерново-подзол иллювиально-железистый (а, б), дерново-подбур иллювиально-железистый (в), серогумусовая ожелезнённая (г), стратозём серогумусовый (д). Пунктирной линией показана предполагаемая граница залегания подстилающих пород. Из Ю.К.Васильчук и др.^[39]

Объекты и методы

Изученные наледи

Две из трёх опробованных наледей располагались в широких долинах ручьёв-притоков Вилюя, одна – на плоском днище термосуффозионной воронки. Площади исследованных нами наледей не превышают 30 м², их мощность по вертикали варьирует от 45 до 100 см. В толщах наледного льда ярко выражена слоистость: слои льда практически одинаковой мощности отличаются друг от друга по структуре, плотности, прозрачности, цвету и количеству включённых пузырьков воздуха. Встречаются слои как непрочного рассыпчатого непрозрачного льда стебельковой структуры с высокой пористостью, так и высокопрочные плотные прозрачные слои льда с визуально различимыми пузырьками воздуха. Лёд чистый, включения грунта практически отсутствуют. Одна из двух изученных нами наледей была перекрыта песчаным наносом мощностью около 10 см.

Наледь №1

Наледь №1 (63°54’29” с.ш.; 122°32’27” в.д.) (рис. 6а) расположена в долине ручья Кысыл-Юрех, впадающего в р. Вилюй. Днище долины ручья в месте расположения наледей представляет собой песчаную лишённую растительности низменность шириной 75 – 100 м (рис. 7), осложнённую несколькими протоками ручья (рис. 6б), а также замкнутыми обводнёнными непроточными понижениями. Именно рядом с одним из таких понижений была обнаружена наледь №1. Вероятно, источником воды для её образования является подземный источник, питающий в том числе и это замкнутое понижение (рис. 6г). Некоторую долю в питании наледи, помимо подземного источника воды, составляют поверхностные воды ручья Кысыл-Юрех, берущего своё начало примерно в 1 км к северу от наледи №1 из ключа-источника, вытекающего из нижней части восточного склона тукулана Махатта. На всём протяжении течения этого ручья он подпитывается ещё несколькими аналогичными ключами-источниками, бьющими, скорее всего, из водоносного горизонта, вскрываемого в нижней части восточного склона тукулана (рис. 6в). Воды ключей-источников прозрачные и относительно холодные (их температуры имеют значения 9-11°C). При этом температура воды в Вилюе и ручье Кысыл-Юрех достигали 16-18°С. Термометрические измерения воды проводились гидрологом ИМЗ РАН имени П.И. Мельникова Л.С. Лебедевой. Сама наледь представляет собой небольшой по площади поверхности и мощности массив льда, перекрытый песчаным наносом мощностью около 10 см. Лёд прозрачный на протяжении всей мощности наледи. Имеет характерные для наледного льда черты слоистости: слои с различной прозрачностью чередуются, при этом слои белого льда с меньшей прозрачностью более мощны (5-7 см), по сравнению с прозрачными слоями (до 3 см). Слои наледного льда залегают поверх песка, аналогичного перекрывающему её, глубже 45 см расположен слой льда с высоким содержанием включений этого песка рис. 6а).

Рис. 6. Профильное строение наледи №1 (а), ландшафт днища долины ручья Кысыл-Юрех (б), выходы на поверхность ключей-источников воды из-под восточного склона тукулана Махатта (в) и замкнутое понижение вблизи наледи №1, заполненное, предположительно, водой подземного источника (г)

Рис. 7. Контур наледной поляны в днище долины ручья Кысыл-Юрех и местоположение наледи №1 (на основе космического снимка из открытого портала геологической службы США (USGS)

Наледь №2

Наледь №2 (63°54’45” с.ш.; 122°31’27” в.д., рис. 8а) находится в днище долины ручья, пересекающего южную часть тукулана Махатта. Наледь, имеющая площадь поверхности примерно 30 м2 и мощность до 100 см, расположена у подножья восточного борта долины (затенённого), покрытого редкостойным лиственничным лесом с мохово-лишайниковым покровом (рис. 8б), западный же борт более сходен по характеру поверхности с тукуланом: лишён сплошного растительного покрова и сложен незадернованными песками (рис. 8б, в). Днище долины ручья же имеет уникальный ботанический состав растительного покрова, в который включены влаголюбивые виды мхов и лишайников, кустарнички – черника и шикша, осоковые, а также кустарники – карликовые ивы и кедровый стланик (рис. 8в, рис. 9). Источником воды для наледи №2 является ручей, а также подземный источник воды, выходящий на поверхность к северо-востоку от наледи. Вблизи наледи на оттаявшем участке наледной поляны расположено неглубокое понижение, заполненное прозрачной буроватой водой, которая отчасти возникла в результате таяния наледи, а отчасти из-за выхода на поверхность подземного ключа-источника (рис. 8б). Аналогично наледи №1 профильное строение наледи №2 демонстрирует слоистость, однако, отличие заключается в том, что в верхней части профиля друг друга сменяют достаточно мощные слои с низкой прозрачностью (до глубины ~65 см, после чего на больших глубинах их подстилает мощный (~40 см) слой прозрачного чистого льда, в котором проявляются вертикальные трещины. Грунтовых включений в лёд практически не наблюдается, равно как и смёрзшихся слоёв грунта в нижней части наледи (рис. 8а). Единственное включение наблюдалось нами на глубинах 70-80 см в виде тонкого линзоподобного слоя ярко-рыжего песка.

Рис. 8. Профильное строение наледи №2 (а), ландшафт днища термосуффозионной воронки (б) и её западный борт (в)

Рис. 9. Контур наледной поляны в днище долины ручья и местоположение наледи №2 (на основе космического снимка из открытого портала геологической службы США (USGS)

Наледь №3

Наледь №3 (63°54’52” с.ш., 122°31’04” в.д.) расположена в днище ручья, берущего своё начало в термосуффозионной воронке (рис. 10б) и текущего далее до впадения в р. Вилюй в широкой (более 200 м) долине (рис. 11), крутые борта которой сложены песком (рис. 10в), а в нижних частях склонов часто вскрываются прослои рыжих и бурых ожелезнённых песков, указывающих на наличие здесь в прошлом грунтовых вод (рис. 10г). Наледный покров имеет площадь около 70 м² (рис. 10г). Источником питания для этой наледи является вода ручья, который по ходу своего течения подпитывается в результате впадения в него ещё нескольких грунтовых ключей-источников. Вода в ручье прозрачная, рыжевато-бурого цвета. Цветовые характеристики слоёв льда в профиле наледи отражают цвет вод, к примеру, в верхней части профиля несколько слоёв льда имеют рыжеватый оттенок. Несмотря на мощность наледи всего 40 см, она состоит из большого количества тонких слоёв практически одинаковой мощности 1-2 см (рис. 10а). Верхние 5 см льда имеют стебельковую структуру, низкие прозрачность и плотность. Ниже располагаются слои относительно плотного прозрачного льда, а глубже 25 см начинаются непрозрачные плотные слои.

Рис. 10. Профильное строение наледи №3 (а), термосуффозионная воронка, в которой берёт начало ручей, питающий наледь (б), северный (в) и южный (г) края наледи на фоне долины ручья

Один из наиболее распространённых методов обнаружения и дальнейшего изучения наледей – дешифрирование данных дистанционного зондирования. Помимо снимков непосредственно наледных покровов в процессе дешифрирования также отмечают наледные поляны – участки местности, покрытые наледями в период их максимального распространения. Поскольку для наледей характерен пульсирующий режим, с отдельных частей этих полян лёд может периодически стаивать, однако, условий для развития полноценного растительного покрова нет. Таким образом, выровненный рельеф и угнетённое состояние биоценоза являются косвенными признаками наледей. Наличие наледной поляны напрямую указывает на то, что исследованные нами объекты являются именно наледями, а не оттаивающими участками речного льда (рис. 11).

Рис. 11. Контур наледной поляны в днище долины ручья и местоположение наледи №3 (на основе космического снимка с портала геологической службы США (USGS)

Полевой отбор образцов наледного льда

Отбор образцов льда из наледных толщ было выполнено при помощи стальной коронки диаметром 5,1 см, приводимой в движение электрической дрелью Bosch. Образец льда высверливался из вертикальной стенки наледной толщи, причём верхние 1,5-2 см каждого керна снимались во избежание попадания в образец натёчного льда, изотопный состав которого был изменён в результате длительного контакта с атмосферным воздухом. Наледи 1 и 3 мощностями 45 и 40 см, соответственно, были опробованы вдоль всей вертикальной стенки практически без промежутков, мощность опробуемого слоя составляла 5 см. Наледь 2 мощностью 100 см была опробована так же детально в верхней части на высотах от 0 до 55 см от верхней границы льда, а в нижней отдельные образцы были отобраны на глубинах 15-20 и 35-40 см. Масса каждого образца льда составляла 100-150 г. После оттаивания при комнатной температуре в течении суток талая вода переливалась в пластиковые флаконы объёмом 10 мл. Флаконы предварительно два раза промывались пробой воды, а воздухообмен с атмосферой исключался путём герметизации крышки флакона эластичной плёнкой Parafilm. Также при заливании пробы воды предотвращалось попадание пузырьков воздуха во флакон. Всего из трёх наледей было отобрано 32 образца льда.

Лабораторные изотопные исследования наледного льда

Изотопные измерения проводили в лаборатории стабильных изотопов географического факультета МГУ имени М.В. Ломоносова на масс-спектрометре Finnigan Delta-V с опцией газ-бенч. Для калибровки использованы международные стандарты (V-SMOW, GRESP, SLAP). Значения δ¹⁸O и δ²Н выражены относительно VSMOW в промилле, точность измерений составила ±0,1‰ для δ¹⁸O и 0,8 ‰ для δ²Н. Значения дейтериевого эксцесса (d_exc) были рассчитаны по формуле В.Дансгора^[44]: d_exc = δ²H – 8δ¹⁸O.

Результаты

В наледи 1 в распределении значений δ¹⁸О по вертикали отмечено снижение значений в нижних 10 см наледи (от –20 до –21‰), затем повышение значений в нижней части наледи до –19,5‰ в верхней части и незначительный отрицательный пик на глубине 10 см (рис. 12, табл. 1). Подобное распределение отмечено и для значений δ²Н, которые варьируют от –160, –167‰ в нижней части, однако в верхней части наледи не отмечено заметного повышения значений δ²Н. Судя по распределению значений дейтериевого эксцесса (d_exc), для которого отмечен явный тренд снижения снизу-вверх – от 0,4-1,2‰ до –4, –5‰ в верхнем слое, верхние слои наледи намерзали уже из последних порций воды из водоносного горизонта, без подтока дополнительной влаги, скорее всего при глубоком промерзании водоносного горизонта. Утяжеление изотопно-кислородного состава и резкое снижение значений d_exc до отрицательных значений снизу-вверх показывает, при промерзании порций воды, образовавших слои наледи, происходило фракционирование. При этом в грунтовых водах, которые являлись источником формирования этой наледи, значения составляют в среднем –21,9‰, значения δ²Н в среднем –173‰ и значения d_exc 2,1‰, что наиболее близко к изотопному составу первого нижнего слоя наледи, т.е. очевидно, что она нарастала снизу-вверх (см. рис. 12).

Таблица 1. Значения стабильных изотопов (δ¹⁸О, δ²H и d_exc) во льду наледей в долине р.Вилюй, а также в поверхностных и грунтовых водах

Рис. 12. Строение и изотопные характеристики наледи №1

В наледи №2 отмечено пилообразное распределение значений δ¹⁸О, увеличение значений от –20,5 на глубине 0,8 м до –19,7‰ на глубине 0,6 м, затем снова снижение значений до –21,3‰ на глубине 0,4 м – в слое льда, который отличается по цвету от нижележащих (рис. 13) и может указывать на приток свободной воды из открытой системы (судя по значениям d_exc = 7,6‰, что близко к осадкам и поверхностным водам, например р. Вилюй и р. Кысыл-Юрех, для которых средние значения d_exc составили около 6-9‰).

Рис. 13. Строение и изотопные характеристики наледи №2

Промерзание этой воды, видимо, было довольно быстрым и происходило в неравновесных условиях, т.к. в верхней части этого слоя на глубине 0,3-0,2 м отмечено утяжеление изотопного состава кислорода (δ¹⁸О до –20,2, –20,1‰) и резкое снижение значений d_exc до –0,9‰. Слой на глубине 0,1 м скорее также сформировался из грунтовой воды, т.к. значения δ¹⁸О =–20,6‰ и δ²Н = –161,2‰ очень близки к значениям для грунтовой воды, которая являлась источником формирования этой наледи (δ¹⁸О и δ²Н составили в среднем –20,3‰ и –160‰, соответственно). Наиболее верхний слой наледи, несомненно, формировался при участии атмосферных осадков, скорее всего снега – это можно определить визуально по очень белому цвету этого слоя (см. рис. 13), а также по низким значениям изотопного состава – значения δ¹⁸О и δ²Н в этом слое составили –22,4‰ и –173,1‰, соответственно, значение d_exc = 6‰, что также типично для осадков.

В наледи №3 на изотопных диаграммах отмечено в целом постепенное снижение значений снизу-вверх в интервале глубин от 0,4 до 0,2 м, от –21,8‰ до –19,8‰ для δ¹⁸О, от –171,3‰ до –163‰ для δ²Н, также отмечено снижение значений d_exc от 3-7‰ до –4,5, –4,7‰. Значения в грунтовой воде, которая являлась источником этой наледи несколько более высокие (величины δ¹⁸О и δ²Н составили –20,5‰ и –162,8‰, соответственно) и более низкие значения d_exc (в среднем 1,2‰), что, возможно говорит о том, что нижние горизонты наледи формировались при участии не только грунтовых вод, но и поверхностных вод (возможно осеннего снега) (рис. 14).

Рис. 14. Строение и изотопные характеристики №3

Отмеченное постепенное утяжеление изотопного состава и снижение dexc до отрицательных значений показывает постепенное истощение источника воды для этого слоя наледи. Резкое снижение изотопных значений в вышележащем слое (глубина 0,15 м) до –22,7‰ для δ¹⁸О и до –181,3‰ для δ²Н, а также повышение значений d_exc до 0,3‰, может отражать излияние возможно более глубокого горизонта грунтовых вод, которые возможно отличаются по содержанию примесей, т.к. более верхние горизонты наледи сложены более темным, желтоватым льдом (см. рис. 14). В дальнейшем при промерзании и истощении водного потока происходило фракционирование и утяжеление изотопного состава наледи: верхний слой характеризуется значениями δ¹⁸О –20,2‰, –20,7‰, значениями δ²Н –165‰, –168‰, значения d_exc отрицательные и составляют –2,5‰, –3,9‰.

На совместной диаграмме δ²Н-δ¹⁸О видно, что грунтовые воды и образовавшиеся из них наледи в целом изотопически более “легкие” по сравнению с поверхностными водами ручья Кысыл-Юрех и р. Вилюй. Возможно, это объясняется тем, что поверхностные воды были отобраны в июле, когда температура воздуха была высокой - даже выше +30 °С и воды подвергались испарению (это может объяснить положение точек их изотопного состава ниже ГЛМВ). Однако для каждой наледи отмечено обогащение по значениям δ¹⁸О в результате изотопного фракционирования при промерзании, что выразилось в заметно более низком наклоне линии δ²Н-δ¹⁸О, варьирующем от 5,1 до 5,97 (рис. 15).

Рис. 15. Соотношение δ²Н-δ¹⁸О в наледях, грунтовых и поверхностных водах

Дискуссия

Процесс формирования наледи определяется взаимодействием наледеобразующих вод с областью отрицательных температур. Нередко между двумя или несколькими слоями намерзшего льда остается жидкая вода, и формирующаяся наледь становится похожей на слоеный пирог. Этот “пирог” может испытывать большое внутреннее давление из-за расширения намерзающего льда, который постепенно приподнимает верхние ледяные слои - образуется наледный бугор. Он указывает на местоположение источника наледи и на большие напряжения в ее теле. Такие бугры могут достигать 5 м в высоту и 100 м в длину. Они типичны для якутских тарынов и нередко с грохотом взрываются^[2].

Первые небольшие ледяные бугры пучения на тарынах появляются уже в октябре. В ноябре грунтовые воды пробиваются во многих местах, и тарын растет очень быстро. В декабре его рост замедляется, так как ледяная броня уже перекрывает многие источники. Лишь в верхней части тарына, где вода еще имеет доступ на поверхность, лед продолжает интенсивно нарастать и в январе, и в феврале. Рост тарына с марта до начала мая замедляется, а вскоре и совсем прекращается, так как вода находит себе канал для стока. Река пробивает русло в наледи, и тарын постепенно стаивает и разрушается. Однако верхняя, наиболее мощная часть наледи нередко сохраняется в течение всего лета.

Скорость роста наледей и их количество каждую зиму меняется. Иногда намерзание новых слоев льда прекращается уже в первую половину зимы, а после некоторого перерыва возобновляется снова. На первой стадии наледи формируются из речной воды, а во вторую половину зимы, когда реки на перекатах полностью перемерзают, наледь питается подрусловыми и береговыми грунтовыми водами. Перемерзание рек иногда приводит к зимним наводнениям. В самом конце 1967 г. из-за малоснежья и сильных морозов большая наледь образовалась на одной из речек в бассейне р. Камы. Она подперла речную воду, которая стала подступать, к деревне Шаршада, скоро более 10 домов оказались замороженными по самые окна.

Нередко на реке можно увидеть два, казалось бы, антагонистических явления - речные наледи и полыньи. Однако на самом деле они тесно друг с другом связаны. Полынья обозначает место выхода подземного, сравнительно теплого источника, а крупные наледи начинают формироваться именно от полыньи и своим верхним краем к ней прилегают.

Наледь служит ледяным барьером для весенних паводковых вод. Им приходится огибать наледь, что способствует ее разрастанию.

В весеннее время наледи становятся препятствием для стока талых снеговых вод. Водяные потоки дробятся и растекаются по поверхности льда, а иногда обтекают наледь, разрушая ее края. Подтаявшие ледяные глыбы обрушиваются, а мощные потоки воды прорезают ледяные массивы и формируют новые русла. Положение таких каналов из года в год меняется - в результате наледный участок долины постепенно расширяется и выравнивается. С наступлением морозов в толще грунтов, подстилающих наледь, формируются пласты льда, разрастающиеся до 30-40% наледного участка долины, летом же они вытаивают, что приводит к возникновению термокарстовых просадок и оползней.

Наледи, ежегодно формирующиеся на одних и тех же участках пологого склона или дна долины, вырабатывают специфические наледные поляны (рис. 16), резко выделяющиеся на фоне окружающей местности.

Рис. 16. Наледная поляна на ручье Наледный, Прибайкалье. Фото В.Шахновича

Уступ высокой террасы реки на участке наледной поляны удален от речного русла, а само русло похоже на дельту с множеством рукавов. На поверхности встречаются гряды и присыпки переотложенного материала на свежей дернине, ниши в береговых обнажениях выше уровня стояния высоких вод, бугры пучения, земляные пирамиды, каменные мостовые, расположенные на разных уровнях, уплотненные льдом ровные площадки и т.д.^[2].

С течением времени наледи мигрируют по долине реки, и вместе с этим постепенно изменяется вид наледных полян. Миграция наледей вызывается изменением климатических или мерзлотно-гидрологических условий. С изменением климата может измениться положение естественного барьера, образованного многолетнемёрзлыми породами, преграждающего движение подруслового потока: с похолоданием граница между таликом и мерзлой породой продвинется в сторону талика, а при потеплении - в сторону мерзлой породы. В периоды похолодания многие наледи увеличивались в размерах, распространялись на новые участки долины, на которых в настоящее время наледей нет. В бассейне р. Агаякан в горах Сунтар-Хаята, площадь наледей за последние 50-100 лет возросла, а некоторые из них стали наступать на лес.

Наледи оказывают существенное влияние на речной сток, перераспределяя его с холодного периода на теплый. Они поглощают весь зимний сток малых рек. В крупных реках на формирование наледей идет значительная часть зимнего стока. В горной части бассейна р. Индигирки, питание наледей идет со скоростью более 100 м³/с воды^[2].

Расход Индигирки от сентября к октябрю, когда оканчиваются дожди и начинает промерзать деятельный слой, уменьшается в 4 раза. В ноябре, с началом роста наледей, расход реки по сравнению с октябрьским падает втрое. В течение следующих четырех месяцев расход Индигирки уменьшается вдвое в каждый последующий месяц по сравнению с предыдущим. В конце марта - апреля, когда огромная масса подземных вод израсходована на формирование наледей, сток становится минимальным ^[2] (Котляков, 2002).

С приходом лета вода от накопленного льда вновь поступает в реки. Максимальное воздействие на речной сток наледи оказывают весной, в самом начале паводка, когда реки еще не вскрылись ото льда. На одной из якутских рек наледный сток составил в мае 18-46% общего стока, в июне 10-20%, в июле 4-10% и в августе 1-3%.

Самая крупная в России и в мире Большая Момская наледь, или Улахан-Тарын (бассейн р. Индигирки), имеет площадь более 100 км², объем 0,25 км³, достигает в ширину 3,5 км, в отдельные годы она достигает в длину 120 км и толщины более 7 м (рис. 17). В верхней части бассейна р. Индигирки зимой на питание наледей затрачивается свыше 100 м³/с воды, тогда как средний годовой расход этой реки составляет всего 6,82 м³/с.

Рис. 17. Большая Момская наледь. Фото С.Карпухина

При высоком коэффициенте наледности талые воды наледей могут составлять до 20-24 % годового и до 50% весеннего стока реки.

При формировании наледей в условиях открытой системы, в процессе промерзания водонасыщенных (например, русловых) отложений уровень воды постепенно поднимается вверх в результате того, что вода отжимается от фронта промерзания, при этом вода постепенно изливается и намораживается вокруг бугров, а также на поверхности русловой наледи.

Если пути движения подземных вод перекрыты мерзлотными барьерами, выход воды происходит в ослабленных зонах выше или ниже по течению реки. Очагами разгрузки водонасыщенных толщ под воздействием криогенного напора обычно являются крупнообломочные или валунно-галечниковые грунты, охлажденные до температуры ниже 0°С, но не заполненные льдом^[1]. Неравномерное промерзание грунтов, а также разная глубина залегания водоупоров являются причинами перехода открытых водоносных систем в закрытые. Промерзание их часто сопровождается формированием грунтово-наледных бугров пучения, диаметром от 2 до 200 м и более, высотой – от 0,5 до 6 м и более.

Структура наледного льда зависит от толщины замерзающего слоя воды на льду и температуры ее кристаллизации. С понижением температуры и мощности слоя размер кристаллов уменьшается. Обычно для наледного льда характерны столбчатые кристаллы гексагональной формы с размером по длинной оси преимущественно от 1 до 80 см, а в поперечнике – 10–15 см.

Формирование наледей сопровождается гидрогеохимическими изменениями наледообразующих вод, при кристаллизации которых часть солей переходит в нерастворимый остаток. Наиболее распространенными солями в наледях являются карбонатные, кремниевые и сульфатные.

В теле наледей, образованных за счет высокоминерализованных вод, встречаются мирабилит, гидрогалит. Иногда соли придают наледям специфическую окраску. Так, наледи с высоким содержанием железа имеют красноватый, желтоватый и бурый оттенки льда. Химический состав наледного льда неоднородный. В отдельных слоях зимой лед сильно опреснен, в других, наоборот, отличается повышенным содержанием солей.

Взаимодействие ключей-источников воды и наледей

Данные о ледовом режиме рек Якутии, представленные на сайте Росгидромета, демонстрируют ледовую обстановку на реках Якутии в первой половине мая 2020 г. Именно в это время обычно начинается разрушение речного льда. К примеру, участок Вилюя в районе п. Нюрба и ниже поселка 11 мая 2020 года уже был полностью освобождён ото льда, в районе г. Верхневилюйска лёд разрушен частично, а чуть выше по течению г. Вилюйска ледовый покров на момент наблюдения был сплошной. Именно в это время начался сход речного льда с рек бассейна Вилюя. Фаза активного разрушения льда началась в первой декаде мая и полностью завершилась к концу мая. Поскольку наледи, исследованные авторами, были обнаружены в долинах ручьёв в начале июля, притом в аномально тёплый год, мы сделали предположение, что это именно наледный лёд.

По данным Л.С. Лебедевой, слоистая структура льда и подземные источники, расположенные в краевых частях долин ручьёв, являются признаками того, что перед нами именно наледный лёд. Относительно низкая температура (9–11°С) свидетельствует о грунтовом происхождении этих вод. Вода из ключей-источников сочится из водоупорных пластов, которые вскрываются в нижних частях склонов тукулана Махатта, выше наледей по течениям ручьёв. Намерзание льда происходит на лишённую растительность песчаную часть днища долины ручьёв в момент начала ледостава (во второй декаде ноября), когда начинается межень у ручьёв.

Юго-Западный Юкон. Изучение Ф.Майклом^[45] изотопного состава наледи на 1817,5 км Аляскинского шоссе (хайвэя) на юго-западе Юкона позволило оценить, из каких вод сформировалась наледь (рис. 18).

Рис. 18. Изотопно-кислородный состав льда из наледи, образовавшейся на 1817,5 км Аляскинского шоссе, Юго-Западный Юкон. Из F.Michel^[45])

Изотопный состав подземных вод значительно тяжелее, чем состав зимних осадков. Нижние слои наледи практически полностью сформировались из подземных вод, поскольку величина δ¹⁸O льда в придонной части на глубине 1,8-2,3 м составляет −20,0‰. В слоях льда залегающих выше 1,80 м изотопный состав льда колеблется от −20‰ до −24‰, что отражает участие изотопически более легкого снега.

Остров Байлот на территории Нунавут. Ф.Майкл и С. Пакет^[46] изучили изотопный состав наледей и наледных бугров на острове Байлот на территории Нунавут (рис. 19) в Канаде, где в пределах небольшой долины были обнаружены многолетние и сезонные наледи, сформировавшиеся из талой ледниковой воды и атмосферных осадков.

Рис. 19. Строение и изотопный состав наледного льда на о.Байлот, Нунавут, Канада:

а – наледь F192-6; б – наледь IB93-5. По F.A.Michel, S.P.Paquette^[46]

Сезонная куполообразная наледь под номером FI92-6 (см. рис. 19, а) расположена в районе разгрузки ледниковых вод, стекающих от ледников Фонтейн и Стагнейшн. Лед мощностью 1,6 м отобран с 10 сантиметровым интервалом. Сезонная куполообразная наледь FI93-5 (см. рис. 19, б) расположена в 150 м от FI92-6. Ее мощность колеблется от 1,25 м до 2,1 м. По мнению Ф.Майкла и С. Пакета^[46], изотопный состав льда наледи FI92-6 (см. рис. 19, а) свидетельствует о том, что в интервале 0,9-1,0 м наледь формировалась в процессе промерзания снизу-вверх. До глубины 0,9 м наблюдается снижение значений δ¹⁸О.

Ниже глубины 1 м значения δ¹⁸О не сильно изменяются, в среднем составляя –22,7‰ ± 1‰. Распределение дейтерия имеет такую же тенденцию. Обогащение льда тяжелыми изотопами по сравнению с водой, заключенной во льду, произошло в процессе фракционирования. Сравнение полученных данных с теоретической кривой рэлеевской дистилляции при факторе равновесного фракционирования 1,0028 для профиля наледи FI92-6 позволило сделать вывод о том, что в интервале 0,1-0,4 м промерзание было медленным в равновесных условиях (рис. 20).

Рис. 20. Сопоставление изотопной кривой керна наледного льда F192-6 с теоретической кривой рэлеевской дистилляции при факторе равновесного фракционирования 1,0028. Из F.A.Michel, S.P.Paquette^[46]: 1 – исходная теоретическая кривая; 2 – смещённая теоретическая кривая; 3 – профиль наледного льда F192-6

Однако в этот момент наледь была разрушена и потеряла часть остаточной воды. Возник отрицательный сдвиг изотопного состава для новой равновесной кривой для замерзания оставшейся воды. Карбонатный прослой, отмеченный во льду указывает на то, что оставшаяся вода была насыщена карбонатами. Единственным источником карбонатов в этом районе являются грунтовые воды из меловых и палеогеновых карбонатных пород. Формирование другой наледи IB93-5 (см. рис. 19, б) происходило по иному сценарию. Верхний образец снега и прослой грязного снега на глубине 0,75-12,05 м имеет наиболее отрицательные значения δ¹⁸О. Значения δ¹⁸О остального льда колеблются между –20,5 и –26,5‰, что отвечает среднему изотопному составу наледей для данного региона. Изотопное профилирование наледей продемонстрировало, что на изотопный состав наледей может повлиять участие подземных вод, захоронение снежных прослоев при формировании наледи, разрыв наледи с потерей заключенной в ней воды.

Рис. 21. Сравнение: а – изотопной диаграммы наледи 2 на Вилюе с диаграммой наледи IB93-5 на о.Байлот из ^[46] и б – изотопной диаграммы наледи 3 на Вилюе с диаграммой наледи F192-6 на о.Байлот из ^[46].

Известно, что при образовании речного льда в условиях открытой системы с постоянным притоком воды с постоянным изотопным составом, изотопный состав формирующегося речного льда по всей толще довольно постоянен, при этом лед в целом более изотопически тяжелый относительно речной воды (в среднем на 3-4 ‰ по значениям δ¹⁸О). Верхние слои льда могут быть более изотопно “легкими” в результате намораживания зимнего снега, который, как правило, характеризуется довольно низкими значениями изотопного состава.

Также однородное распределение значений изотопного состава по вертикали отмечается во льду, формирующемся при быстром промерзании водного резервуара. Однако, при медленном промерзании воды в закрытой системе, при уменьшении объема водного резервуара, отмечается заметное облегчение изотопного состава формирующегося льда. Такое распределение отмечал Ф.Майкл (Michel, 1986) для ледяных бугров, при этом он показал, что суммарный средний изотопный состав льда бугров соответствует среднему изотопному составу воды, из которой формировался лед. Пилообразный характер изотопных кривых (наряду с выраженной горизонтальной слоистостью) изученных нами ледяных тел показывает, что это именно наледи, а не ледовый покров ручья или реки.

К тому же обнаружено сходство конфигурации изотопной диаграммы наледи 1 на Вилюе с диаграммой наледи IB93-5 на о.Байлот (рис. 21, а, б) и изотопной диаграммы наледи 3 на Вилюе с диаграммой наледи F192-6 на о.Байлот (рис. 21, в, г). Однако масштаб изотопных вариаций вариаций в наледях на о. Байлот в 5-6 раз больше, чем в наледях Вилюя, одной из причин этого является то, что на о. Байлот наледь осложнена последующим пучением.

Для наледи 3 на Вилюе и наледи F192-6 на о.Байлот нижние фрагменты изотопных кривых, скорее всего, отражают постепенное промерзание объема воды снизу-вверх, в результате чего происходит утяжеление изотопного состава формирующегося льда. Заметный отрицательный изотопный пик на диаграммах, вероятно, может указывать на излияние новой порции воды на поверхность уже образовавшейся наледи и ее постепенное промерзание снизу-вверх.

Наледи на р. Фирт, Северный Юкон. Изотопный состав наледей часто связан с гидрогеологическими особенностями бассейнов рек. И. Кларк и Б. Лауриоль^[47] подробно изучили изотопный состав наледей в верховьях р. Фирт в Британских горах на границе Аляски и Канады (рис. 22). Площадь бассейна р. Фирт составляет около 6000 км². В бассейне реки Фирт отмечены две крупные наледи и несколько мелких, приуроченных к притокам. Наледи расположены преимущественно в районах распространения карста.

Самая крупная наледь расположена непосредственно в долине р.Фирт, она имеет длину примерно 20 км, площадь ее поверхности около 32 км², мощность 2-3 м. Вторая по величине наледь находится в долине ручья Джо. Ее длина около 25 км, площадь достигает 6,5 км².

Более мелкие наледи имеют площадь менее 1 км². Площадь поверхности наледей хорошо коррелирует с площадью водосбора.

Распределение стабильных изотопов для наледей в долинах р. Фирт и ручья Джо демонстрирует, что при промерзании в закрытой системе происходило фракционирование. Эти данные отражают послойный процесс роста наледей снизу вверх.

Минимум содержания тяжелых изотопов на модельной кривой, построенной на основе уравнения рэлеевской дистилляции, с учетом факторов обогащения для наледи на ручье Джо (JC-1) совпадает с измеренным минимумом.

Рис. 22. Изотопный состав наледного льда с учетом значения фактора фракционирования (ε) для каждого слоя. По I.D.Clark, B.Lauriol^[47]: а – наледь (JC-1) на руч. Джо (δ¹⁸O_базис= –21‰, к-во образцов 17); б – наледь (FR-1) на р. Фирт (δ¹⁸O_базис= –19,5‰, к-во образцов 31), в – наледь (FR-3) на р. Фирт (δ¹⁸O_базис= –20,8‰, к-во образцов 44), г – наледь (FR-4) на р. Фирт (δ¹⁸O_базис= –20,8‰, к-во образцов 88): 1 – измеренные значения; 2 – базисная линия для δ¹⁸O, рассчитанная как δ¹⁸O_базис = δ¹⁸O_вода + ε¹⁸O_{вода–лед}, где ε¹⁸O_{вода–лед}–фактор фракционирования, 3 – модельная кривая, построенная на основе уравнения рэлеевской дистилляции с учетом факторов обогащения

Промерзание воды сопровождается облегчением изотопного состава по кислороду на 2,8‰ остающейся воды при равновесных условиях, хотя более быстрое промерзание, или более тонкий слой воды может существенно снизить интенсивность процесса фракционирования.

Фактор фракционирования изменяется от 1,8 до 2,8‰ в верхних 50 см разреза наледи на ручье Джо (см. рис. 21, а). Центральный слой наиболее тонкий и имеет минимальный фактор фракционирования равный 0,9‰ из-за кинетических эффектов, в то время как наиболее толстые слои промерзали при равновесных условиях.

Вариации δ¹⁸O в ледяных кернах из наледей на р.Фирт (см. рис. 22, б, в, г) отражают накопление более тонких слоев льда, слагающих наледь, по сравнению с наледями на ручье Джо и в водах, питающих наледи. Поскольку баланс массы изотопов при промерзании сохраняется, значение δ¹⁸O исходной воды будет равно среднему значению δ¹⁸O в пределах слоя. Такое средневзвешенное значение определялось для каждого ледяного керна. Кроме того, для отдельных значений δ¹⁸O рассчитывались базисные значения как:

δ¹⁸O_базис = δ¹⁸O_вода + ε¹⁸O_{вода-лед},

где ε¹⁸O_{вода-лед} - фактор фракционирования.

Вариации δ¹⁸O и δ²H во льду наледей сопоставлены с изотопным составом природных вод и атмосферных осадков (рис. 23).

Сезонные колебания содержания стабильных изотопов, наблюдаемые в атмосферных осадках сильно сглаживаются в речных водах (см. вкладка на рис. 23). Изотопные данные по осадкам хорошо ложатся на линию, описываемую уравнением:

δ²H = 6,88(±0,21)×δ¹⁸O − 17,3(±5,5)‰

Однако, коэффициент регрессии в этом уравнении значительно ниже, чем тот, который был получен Л.Купером^[48] для прибрежных районов Аляски.

Средние значения δ¹⁸O были использованы для оценки происхождения вод, питавших наледь. Частый отбор образцов для определения содержания стабильных изотопов позволил с высокой степенью надежности определить источники питания наледи. Так средние значения для FR-4 и JC-1 очень близки (δ¹⁸O = −22,75 и −22,84‰, соответственно), это наиболее отрицательные значения изо всех полученных в данном исследовании. Наледи расположены с юга и севера от блока карбонатных пород, залегающих в пределах водосбора.

Рис. 23. Изотопный состав природных вод и наледного льда в верховьях р.Фирт и бассейне р. Джо Крик. По I.D.Clark, B.Lauriol^[47]: 1 – вода р.Фирт, 2 – родник в долине р.Фирт, 3 – ручей Джо, 4 – родник в долине ручья Джо, 5 – наледь. На внутренней вкладке цифрами показаны изотопные значения местных осадков по сравнению с осредненными данными по воде р.Фирт и руч. Джо: 1 – вода р.Фирт, 2 – ручей Джо, 3 – снег, 4 – дождь

Среднее значение для наледи FR-3 (δ¹⁸O = −22,4‰) тяжелее, чем для наледи FR-4 на 0,3‰, наледь FR-1 (δ¹⁸O = −20,9‰) существенно обогащена тяжелыми изотопами (см. рис. 23).

Реки получают грунтовое питание из различных водоносных горизонтов. Объем льда наледей составляет порядка 38% годового стока грунтовых вод в пределах бассейна и более 12% от общего стока бассейна. При исследованиях наледи на ручье Джо было доказано, что толстый слой льда формируется в неравновесных условиях и, следовательно, фактор фракционирования для толстого слоя льда гораздо ниже^[47]. Д.Ласелль ^[49] рассмотрев результаты исследования наледи на ручье Джо (рис. 24), определил, что хотя соотношение дейтерия и дейтериевого эксцесса для наледи в целом имеет коэффициент −0,13, для толстого слоя льда, сформировавшегося при равновесных условиях промерзания, этот коэффициент другой и равен −0,18.

Рис. 24. Изотопный состав наледи на ручье Джо, Северный Юкон. Из D.Lacelle^[49]: а) вариации δ¹⁸О, пунктирная линия представляет теоретически рассчитанный изотопный состав воды, из которой сформировалась залежь, стрелкой показана величина фактора фракционирования; б) диаграмма соотношения изотопов кислорода и дейтерия; в) диаграмма соотношения дейтериевого эксцесса и дейтерия, пунктирная линия представляет теоретически рассчитанный изотопный состав воды, из которой сформировалась залежь.

1 – формирование льда при неравновесных условиях; 2 – формирование льда при равновесных условиях

Заключение

Исследование изотопного состава наледных льдов позволило установить, что:

Изотопный состав наледных льдов на реке Вилюй варьирует в очень узком диапазоне:

а) наледь 1 – значения δ¹⁸О изменяются от –19,3 до –20,9‰, величины δ²H варьируют от –156,5 до – 162,9‰;

б) наледь 2 – значения δ¹⁸О изменяются от –19,7 до –22,4‰, величины δ²H варьируют от –153,2 до –173,1 ‰;

в) наледь 3 – значения δ¹⁸О изменяются от –19,8 до –22,7‰, величины δ²H варьируют от –162,9 до –181,3‰.

Грунтовые воды и образовавшиеся из них наледи в целом изотопически более “легкие” по сравнению с поверхностными водами ручья Кысыл-Юрех и р. Вилюй. Возможно, это объясняется тем, что поверхностные воды были отобраны в июле, когда температура воздуха составляла более +30^оС и воды подвергались испарению (что может объяснить положение точек их изотопного состава ниже ГЛМВ).

В каждой наледи отмечено обогащение по значениям δ¹⁸О в результате изотопного фракционирования при промерзании, что выразилось в заметно более низком наклоне линии δ²Н-δ¹⁸О, варьирующем от 5,1 до 5,97.

Обнаружено сходство конфигурации изотопной диаграммы наледи 2 на Вилюе с диаграммой наледи IB93-5 на о.Байлот и изотопной диаграммы наледи 3 на Вилюе с диаграммой наледи F192-6 на о.Байлот, однако масштаб изотопных вариаций в наледях на о. Байлот в 5-6 раз больше, чем в наледях Вилюя.

Благодарности

Авторы выражают большую благодарность Н.В. Торговкину, Л.С. Лебедевой, А.Д. Белик и Е.Г. Егорову за помощь в организации и проведении полевых работ.