Лёд и Снег · 2020 · Т. 60 · № 2

УДК 551.345

doi: 10.31857/S2076673420020036

Гетерогенное строение полигонально-жильных льдов

в торфяниках Пур-Тазовского междуречья

А.В. Лупачёв⁵, А.О. Кузнецова¹, Г.В. Симонова⁶

¹Институт криосферы Земли ТюмНЦ СО РАН, Тюмень, Россия; ²Тюменский государственный университет, Тюмень, Россия;

³Тюменский индустриальный университет, Тюмень, Россия; ⁴Московский государственный университет имени

М.В. Ломоносова, Москва, Россия; ⁵Институт физико-химических и биологических проблем почвоведения РАН, г. Пущино,

Московская область, Россия; ⁶Институт мониторинга климатических и экологических систем СО РАН, Томск, Россия;

⁷Институт мерзлотоведения им. П.И. Мельникова СО РАН, Якутск, Россия

*tikh-jana@yandex.ru

Heterogeneous ices in ice wedges structure on the Pur-Taz

interfluve peatlands of the north of West Siberia

Ya.V. Tikhonravova^1,7*, E.A. Slagoda^1-3, V.V. Rogov^1,2,4, V.I. Butakov^1,3,

A.V. Lupachev⁵, A.O. Kuznetsova¹, G.V. Simonova⁶

¹Earth Cryosphere Institute Tyumen Scientific Centre, Siberian Branch, Russian Academy of Sciences, Tyumen, Russia; ²Tyumen State

University, Tyumen, Russia; ³Industrial University of Tyumen, Tyumen, Russia; ⁴Lomonosov Moscow State University, Moscow, Russia;

⁵Institute of Physicochemical and Biological Problems at Soil Science, Russian Academy of Sciences, Moscow region, Pushchino, Russia;

⁶Institute of Monitoring of Climatic and Ecological Systems, Siberian Branch, Russian Academy of Sciences, Tomsk, Russia;

⁷Melnikov Permafrost Institute, Siberian Branch, Russian Academy of Sciences, Yakutsk, Russia

*tikh-jana@yandex.ru

Received August 13, 2018 / Revised June 6, 2019 / Accepted September 19, 2019

Keywords: Arctic peatland, closed-cavity ice, hydrochemistry, ice wedge, infiltrated-segregated ice, methane, segregated ice, radiocarbon age,

texture and structure of ice.

Summary

Structure o f a rctic p eatlands w ith m assive ice a nd s tructure-forming ice w ere s tudied in dra ined l ake

(«khasyrey») of the Pur-Taz interfluves (the north of West Siberia). ἀ e period of accumulation of two-meter

thickness of the peat was established to be changed from 8413±90 t o 897±90 years BP. Composition of the

peat dep osits i s represented by Betula nana, Sphagnum sp., Vaccinium oxycoccos, Eriophorum sp., Equise-

tum sp. ἀ e massive ice is represented by ice wedges with large shoulders and young ice wedges. ἀ e central

part of the ice wedge is composed by recrystallized crystals of ice veins. Melting zones (elongated crystals of

segregated ice and closed-cavity ice) were found in the shoulders of the ice wedge and in the upper part of the

young ice wedge. Young ice wedges in the central and lateral parts the main wedge have a similar structure in

the cross-section, but they are built by different genetic types of ice: the ice veins or closed-cavity ice with seg-

regated ice. Ice-rich peat contains different types of ice inclusions and subhorizontal ice b elts and ice lenses.

Ice lenses in the peat can be formed by the segregated ice and/or infiltrated-segregated ice. ἀ e hydrochemi-

cal composition of the ice wedges, ice lenses, surface water samples and the aqueous extract from peat was

analyzed. Hydrochemical analysis did s how t hat p olygonal-core ice h as b asically simi lar composition w ith

the present-day atmospheric precipitation and surface waters of the polygonal bath; in the area of the shoul-

der - the composition is intermediate between the ground waters of peat and the central part of the vein. ἀ e

hydrochemical composition of the ice lenses is similar to the composition of the lake water and peat underly-

ing the active layer. ἀ e methane concentrations and its distribution within the ice wedges, peat and lens ice

were determined. ἀ e closed-cavity ice doesn’t contain methane; the ice wedges with ice veins have minimal

methane concentrations; large ice lenses have differentiation of methane concentrations. High concentrations

of methane are typical for the frozen peat with inclusions of closed-cavity ice in t he uppermost part of per-

mafrost layer; the maximum methane concentration was determined inside the peat with ice lenses. ἀ e het-

erogeneous ices in side the ice w edges, distribution of hydrochemical compounds and methane distribution

were conditioned by dynamics of the melting depth during the peatland formation under changing climate of

the Holocene in the Arctic.

 225 

Подземные льды и наледи

Citation: Tikhonravova Ya.V., Slagoda E.A., Rogov V.V., Butakov V.I., Lupachev A.V., Kuznetsova A.O., Simonova G.V. Heterogeneous ices in ice wedges

structure on the Pur-Taz interfluve peatlands of the north of West Siberia. Led i Sneg. Ice and Snow. 2020. 60 (2): 225-238. [I n Russian].

doi: 10.31857/S2076673420020036.

Поступила 13 августа 2018 г. / После доработки 6 июня 2019 г. / Принята к печати 19 сентября 2019 г.

Ключевые слова: арктический торфяник, гидрохимия, инфильтрационно-сегрегационный лёд, метан, полигонально-жильный лёд,

радиоуглеродные датировки, сегрегационный лёд, структурно-текстурные характеристики льда, термокарстово-

полостной лёд, элементарные жилки льда.

Изучены состав и строение голоценового торфяника возрастом от 8413±90 до 897±90 радиоугле-

родных лет. В строении жилы установлены генетически разные типы льда: элементарные жилки,

термокарстово-полостной, сегрегационный. Определёны химический состав водно-растворимых

соединений, а также концентрация метана во льду и торфе, которая связана с динамикой глубины

протаивания в условиях меняющегося климата в голоцене.

Введение

лучше называть термокарстово-полостными,

поскольку отмечены значительные отличия их

Наиболее распространённый тип залеже-

строения [4] от пещерных льдов.

образующего подземного льда в криолитозо

Исследование структуры полигонально-

не - полигонально-жильный лёд, формирование

жильного льда имеет большое значение для па

которого обусловлено процессом морозобой

леогеографических реконструкций в крио-

ного растрескивания верхней части толщи вме

литозоне, так как лёд весьма чувствителен к

сте с другими криогенными процессами: термо

изменениям условий среды и экзогенных про

карстом, термоэрозией и др. Именно поэтому

цессов. Выделение различных типов льда в со

в строении ледяных жил участвуют разные по

ставе жилы имеет значение и при интерпрета

генезису типы льда: элементарные жилки, кон

ции данных об изотопном составе. Например,

желяционные и сегрегационные льды, что не

участие сегрегационного льда в строении жилы

однократно отмечалось в литературе [1]. В совре

не позволяет правильно оценить палеотемпера

менных научных публикациях достаточно мало

туру по изотопам кислорода и водорода [8].

материалов, посвящённых участию разных типов

Задачи нашего исследования - определить

льда в составе полигонально-жильного льда, осо

структурно-текстурные характеристики для раз

бенно на основе изучения структурно-текстур

ных элементов строения полигонально-жиль

ных особенностей льда и других признаков его

ного льда, типов льда и выявить связи их об

генезиса. Вместе с тем их соотношение позволяет

разования с изменениями условий накопления

установить не только последовательность обра

торфяника в криолитозоне («арктического тор

зования жилы, но и первичность, и вторичность

фяника», по С.М. Фотиеву [9]).

процессов, участвующих в её формировании.

Так, появление элементарных жилок льда

связано с образованием трещин при охлажде

Район и методы исследований

нии поверхности с последующим затеканием

и замерзанием главным образом талых снего

Для Пур-Тазовского междуречья характер

вых вод в морозобойных трещинах весной [2, 3].

ны плоская, слаборасчленённая поверхность,

Сегрегационный лёд формируется из слабосвя

высокая заозёренность, широкое распростране

занной грунтовой воды и образует различные

ние плоско- и выпуклобугристых торфяников

криогенные текстуры в мёрзлой толще [4-6].

в хасыреях и долинах рек [10]. Плоскобугрис-

Инфильтрационно-сегрегационный лёд связан с

тый полигональный торфяник с абсолютной

медленным промерзанием обводнённого грунта

высотой поверхности около 7 м и относитель

в чаше оттаивания за счёт инфильтрации воды

ным превышением над уровнем близлежащего

из озера [7] или обводнённого основания се

озера 1-2 м был изучен в хасырее междуречья в

зонно-талого слоя. К подземным льдам относят

подзоне южных тундр [11]. Здесь расчисткой В8

также термокарстово-пещерные льды [2]. Авто

(67°20′14,8″ с.ш., 078°55′47,1″ в.д.) был вскрыт лёд

ры настоящей статьи считают, что льды, форми

клиновидной формы (рис. 1, А) с видимым вер

рующиеся в небольших полостях протаивания,

тикальным размером 1,7 м. Из мёрзлой толщи

 226 

Я.В. Тихонравова и др.

Рис. 1. Разрез торфяника с полигонально-жильным льдом (А) и химический состав подземного льда, торфа и

поверхностных вод (Б) в хасырее Пур-Тазовского междуречья:

1 - торф; 2 - полигонально-жильный лёд; 3 - росток полигонально-жильного льда (а) и элементарная жилка льда (б); 4 -

термокарстово-полостной лёд; 5 - крупные шлиры инфильтрационно-сегрегационного льда (а), тонкие шлиры сегрегацион

ного льда (б); 6 - криогенные текстуры: массивная (а), гнездовая (б), корковая (в); 7 - зона оттаивания (а), граница мёрзлых

пород (дата определения 11.08.2017 г.) (б); 8 - стволы Salix sp.; 9 - места отбора монолитов; 10 - радиоуглеродный возраст (см.

табл. 1); 11 - концентрация метана. Распределение катионов и анионов: 12 - озёрная вода (а), шлир льда с глубины 0,7 м (б),

водная вытяжка из торфа с глубины 0,5-0,6 м (в); 13 - воды из полигональной ванны (а), плечика полигонально-жильного

льда (б), торфа с глубины 0,8-1,0 м (в); 14 - воды в овраге (а), полигонально-жильного льда (б), снега [30] (в)

Fig. 1. Сross section of the peatland with ice wedges (A) and chemical composition of ground ices, peat and surface

water (Б) in khasyrey (drained lake) of the Pur-Taz interfluve:

1 - peat; 2 - ice wedge; 3 - young ice wedge (а), ice vein (б);4 - closed-cavity ice; 5 - thick lenses (а), ice lenses (б); 6 - cryostructure: pore

ice invisible (а), pore ice visible (б), crustal (в); 7 - melting zone (а), base of active layer (11.08.2017) (б); 8 - Salix sp.; 9 - monolith sampling

places; 10 - radiocarbon data (tabl 1); 11 - methane concentration. Cations and anions distribution: 12 - lake water (а), lens ice at the depth

of 0,7 m (б), aqueous extract from peat at the depth of 0,5-0,6 m (в); 13 - water from a low-centre polygon (а), ice on the outside edges of

wedge (б), peat at the depth of 0,8-1,0 m (в); 14 - water from interpolygonal thawing ponds (а), ice wedge (б), snow [30] (в)

отобраны ориентированные монолиты льда и

скопическим методом на основе атласов-опре

торфа, и в полевых условиях определена суммар

делителей [12, 13] и коллекции микропрепаратов

ная влажность W_tot вмещающих отложений.

современных растений тундры Западной Сибири.

Ботанический состав торфа (четыре образ

Радиоуглеродный анализ (11 образцов) выполнен

ца) определён в Институте криосферы Земли

жидкостно-сцинтилляционным методом на спек

Тюменского научного центра СО РАН микро

трометре-радиометре Quantulus в Томском ЦКП

 227 

Подземные льды и наледи

СО РАН (Институт мониторинга климатических

привело к образованию промоин глубиной 4 м.

и экологических систем СО РАН). Калибровка

Днище промоин заполнено водой глубиной

радиоуглеродного возраста в календарный возраст

более 1,6 м, высота бортов полигонов достига

выполнена в программе OxCal 3 [14]. Состав водо

ет 2,3 м от зеркала воды. Местами промоины за

растворимых соединений для восьми проб опре

полнены просевшими и оползшими блоками

делён в лаборатории НИПИ «Нефтегазпроект»

торфа. В стенках промоин вскрыты поперечные

(Тюменский индустриальный университет). Из

разрезы крупных и мелких ледяных жил, раз

свежих отфильтрованных расплавов льда и торфа

бивающих торфяник на полигоны размером от

выполнен химический анализ, что обеспечило со

10 до 25 м в поперечнике; образующие их тре

хранность естественного состава. Для определе

щины имеют трёхлучевое сочленение. Ширина

ния состава льда (три пробы), поверхностных вод

целых межполигональных понижений - 0,7-

(три пробы) и водных вытяжек торфа (две пробы)

3,8 м, превышение полигонов над понижения

использованы следующие методы: ионометриче

ми - 0,1-0,6 м. Мощность сезонно-талого слоя,

ского титрования (HCO^3-); титриметрии (Cl^-);

измеренная 11.08.2017 г., составляла: на полиго

турбидиметрии (SO4^-2); атомно-абсорбционной

нах 0,39-0,4 м, в понижениях 0,36-0,52 м. Ре

спектрометрии (Ca⁺², Mg⁺², Na⁺, К⁺).

льеф кровли мёрзлых пород - мелковолнистый

Отбор газа (девять проб) из льда и торфа

и повторяет микрорельеф поверхности.

проведён методом «Headspace» - дегазация в

Слои мёрзлого торфа коричневого, чёрно

150-миллиметровых шприцах [15]. Содержание

го, охристого и тёмно-жёлтого цветов и раз

метана определялось на газовом хроматографе

ной льдистости изогнуты вверх вдоль бокового

ХПМ-2 в Институте физико-химических и биоло

контакта жилы. Криогенная текстура торфа в

гических проблем почвоведения РАН (г. Пущино,

нижней части массивная, вокруг веточек - кор

Московская область). Описаны также размеры,

ковая гнездовая (0,5-2,0 см); в верхней части -

форма и залегание жилы. Петрографическим ме

массивная и шлировая (тонкие ~2 см, круп

тодом [16] в Институте криосферы Земли ТюмНЦ

ные ~25 см). На глубине 0,8-1,0 м значение

СО РАН определены структурно-текстурные осо

W_tot = 5963%, на глубинах 0,55 м - 0,5%, а под

бенности льда: размеры, форма кристаллов, рас

талым торфом - 1214% и 797% соответственно.

пределение пузырьков воздуха, минеральных и

Талый слой с криотурбациями сложен слоистым

органических включений. При помощи програм

торфом разной окраски, плотности и степени

мы Crystal [17] вычислены параметры кристаллов

разложения растительных остатков.

льда в шлифах (n = 1813): максимальная диаго

По данным ботанического анализа в нижнем

наль для каждого кристалла l_max; средний попе

слое (2,3-2,0 м) торф содержит многочисленные

речник кристаллов D, рассчитанный как средний

древесные остатки Salix sp., растительные остат

диаметр кругов, равных по площади кристаллам;

ки Equisetum palustre L., Carex rotundata Wahlenb.

средняя площадь сечения кристалла S (с попра

и Vaccinium uliginosum L.. В вышележащих слоях

вочным коэффициентом П.А. Шумского [2]); ко

(1,5-0,8 м) выявлены колебания содержания мхов

эффициент различия размеров кристаллов C_dif,

рода Sphagnum sp., кустарничков Betula nana L.,

рассчитанный как отношение максимального пе

Vaccinium vitis-idaea L., травянистых растений

риметра кристалла к минимальному [6].

Eriophorum medium (Trin.) Anderss, Carex rotundata,

уменьшение остатков Equisetum Palustre.

В талом слое торфа (0,5-0,4 м) хорошо сохра

Строение полигонального торфяника

нились веточки и листья мхов Sphagnum sp., остат

ки Carex rotundata и Eriophorum medium, встреча

Изученный полигональный торфяник с ви

ется кора Betula nana. В слоях торфа с глубины

димой мощностью 2,4 м с северо-запада огра

0,4-0,2 м преобладают остатки травянистых Carex

ничен автомобильной дорогой, а с юго-восто

globularis L. и Eriophorum medium, присутству

ка - небольшим мелководным озером. За счёт

ют листья мха Warnstorfia fluitans и встречаются

стока из водопропускной трубы под дорогой

остатки Comarum palustre L., Betula nana, Equisetum

началась термоэрозия по полигонально-жиль

Palustre. На глубине 0,2-0,12 м в торфе также

ной системе; дальнейшее вытаивание жил льда

много листьев и веточек Sphagnum magellani-

 228 

Я.В. Тихонравова и др.

Таблица 1. Радиоуглеродные датировки растительных остатков из торфяника хасырея в Пур-Тазовском междуречье

Радиоугле

Калиброванный возраст (в программе

Глубина,

Лабораторный

Датируемый материал

родный

Oxcal 3) с вероятностью

номер

возраст, лет

68,2%

95,4%

0-0,07

Растительный покров с живыми корешками

ИМКЭС-14С1488

897±90

1030-1220 cal AD

990-1290 cal AD

0,07-0,12

Торф тёмно-коричневый

ИМКЭС-14С1487

2766±80

1000-830 cal BC

1130-790 cal BC

0,12-0,2

ИМКЭС-14С1459

5417±110

4360-4040 cal BC

4460-3980 cal BC

Торф коричневый с охристым оттенком

0,2-0,26

ИМКЭС-14С1486

5670±80

4610-4360 cal BC

4710-4340 cal BC

Торф тёмно-коричневый с вкраплениями

0,26-0,34

ИМКЭС-14С1456

5953±100

4950-4710 cal BC

5100-4550 cal BC

остатков неразложенных растений

0,34-0,4

Охристые растительные остатки

ИМКЭС-14С1470

5968±100

4960-4710 cal BC

5250-4550 BC

0,4-0,55

Торф охристый слоистый автохтонный

ИМКЭС-14С1509

1956±90

90 BC -210 cal AD

200 BC -350 cal AD

0,8-0,9

Торф чёрный

ИМКЭС-14С1462

7766±80

6650-6470 cal BC

6900-6400 cal BC

1,4-1,5

Торф охристый слоистый

ИМКЭС-14С1473

8039±100

7140-6710 cal BC

7350-6650 cal BC

2,2-2,3

Веточки

ИМКЭС-14С1454

8410±80

7580-7350 cal BC

7600-7180 cal BC

2,2-2,3

Мох, вмещающий веточки

ИМКЭС-14С1477

8413±90

7580-7350 cal BC

7600-7180 cal BC

cum, установлены остатки Carex sp., Betula nana

го протаивания (толщиной 5-6 см), отличная от

и Vaccinium vitis-idaea. Почвенно-растительный

основного тела жилы и представленная мутным

слой сложен мохово-лишайниковыми сооб

светло-коричневатым льдом с рассеянными рас

ществами местами с Carex sp., Ledum sp., Rubus

тительными остатками (рис. 2).

chamaemorus L., Vaccinium vitis-idaea. Раститель

Кровля жилы неровная, волнистая, с зоной

ность на полигонах представлена сфагново-пу

прозрачного льда, содержащего вертикально вы

шицевым сообществом с примесью Polytrichum sp.

тянутые пузырьки воздуха (толщиной до 8 см).

и Andromeda sp. Межполигональные понижения

В верхней части жилы отмечены два выступа

выполны мохово-лишайниковыми сообщества

клиновидной формы, похожие на ростки поли

ми с Ledum sp., Rubus chamaemorus, Vaccinium vitis-

гонально-жильного льда. Над кровлей жилы и

idaea и Andromeda sp. Согласно радиоуглеродным

над ростками в торфе присутствуют изометрич

датировкам, накопление торфяника происходило

ные и неправильной формы включения (разме

в течение голоцена; на глубине 0,4-0,55 м отме

ром 5-15 см и более) прозрачного льда с пузырь

чена дата, нарушающая стратиграфическую по

ками воздуха и горизонтальными швами. К жиле

следовательность (табл. 1).

в кровле и к её плечикам присоединены волни

стые шлиры льда (толщиной от 2 до 25 см) слабо

изогнутые вниз или вверх по отношению к жиле

Строение полигонально-жильного льда

и вверх под полигоном. Осмотр и описание рас

чистки позволили выделить следующие ледя

В расчистке В8 вскрыт полигонально-жиль

ные элементы разреза: центральную часть жилы

ный лёд в виде клина с широкими плечиками

со свойственной полосчатой текстурой; круп

(см. рис. 1, А). Часть жилы уходит под воду, над

ные плечики жилы; два клиновидных ростка и

водная часть составляет 1,7 м, подводная - 1,6 м;

шлиры льда, присоединённые к жиле.

ширина вверху - 2,2-2,3 м. В зоне крупных пле

чиков на глубине 0,8 м ширина жилы уменьша

ется до 1,2 м, а на глубине 1,5 м увеличивается

Структурно-текстурные характеристики

до 2,0 м. Лёд жилы имеет отчётливую вертикаль

ную полосчатость, образованную чередованием

Полигонально-жильный лёд. Центральная

прожилков прозрачного льда и белёсого за счёт

часть жилы на глубине 2,0 м имеет вертикаль

пузырьков воздуха. Боковые контакты жилы ме

но-полосчатую текстуру, сформированную круг-

стами имеют узкую (2-4 см) кайму прозрачного

лыми и цилиндрическими пузырьками возду

льда. В плечике жилы выделена зона частично

ха, зажатыми между кристаллами элементарных

 229 

Подземные льды и наледи

Рис. 2. Текстура и структура плечика полигонально-жильного льда.

1 - элементарные жилки с осевым швом; 2 - перекристаллизованные элементарные жилки; 3 - термокарстово-полост

ной лёд; 4 - слои сегрегационного льда; 5 - граница торфа; 6 - наложенные трещины напряжения; 7 - ориентация кри

сталлов: линейная (а), радиально-концентрическая (б); 8 - граница зоны оттаивания

Fig. 2. Structure and texture of ice wedge shoulder.

1 - ice veins with the axial seam; 2 - recrystallized ice veins; 3 - closed-cavity ice; 4 - bed of segregated ice; 5 - peat borderline;

6 - stress crack; 7 - crystal growth direction: linear (а), radial-concentric (б); 8 - borderline of melting zone

жилок. Во льду также отмечены секущие наклон

зонтальной плоскости. Также в зоне протаивания,

ные и диагональные «полосы» круглых мелких

главным образом на участках прозрачного льда, в

пузырьков во льду. Лёд содержит редкие обрыв

вертикальном срезе установлены неодинаковые

ки растительных остатков. Основной массив льда

по размеру длинные призматические параллель

формируют однородные по размеру кристаллы

но ориентированные кристаллы и изометричные

изометричной слабоудлинённой формы (табл. 2).

кристаллы, формирующие радиально-концентри

Плечико жилы на глубине 0,8-1,0 м имеет вер

ческую текстуру (см. рис. 2 и табл. 2).

тикально-полосчатую текстуру. На контакте с

Лёд в кровле жилы на контакте с перекрываю

торфом выделена зона частичного протаивания,

щим торфом и шлиром льда имеет белёсый цвет

выполненная мутным коричневатым льдом с из

из-за большого количества вертикально направ

вилистой нижней границей и многочисленными

ленных слабовытянутых и круглых пузырьков

растительными остатками. Лёд в плечевой зоне

воздуха с редкими растительными остатками. Он

жилы пересечён отдельными косыми полоса

сложен кристаллами, образующими характер

ми из параллельных друг другу пузырьков возду

ную вертикально-полосчатую текстуру, на верх

ха (см. рис. 2). Лёд жилы с полосчатой текстурой

нем контакте жилы со шлиром льда кристаллы

слагают изометричные однородные по разме

увеличены в размерах (см. табл. 2).

ру кристаллы. В зоне протаивания, на контакте

Основной массив кристаллов полигональ

с торфом, в структуре выделены тонкие слои из

но-жильного льда представлен элементарными

призматических ориентированных параллельно

жилками разной степени перекристаллизации.

друг другу кристаллов, слабо вытянутых в гори

В кровле жилы, на контакте со шлиром льда, кри

 230 

Я.В. Тихонравова и др.

Таблица 2. Количественные параметры кристаллов льда жилы и шлиров

Элемент строения

Параметры*

Генетический тип льда

Примечание

жилы

l_max, см

D, см

S, см²

C_diff

Основной массив кристаллов**

0,09-0,9

0,3-0,4

0,05-0,1

7-8

Центр жилы, 2,0 м

Элементарные жилки

Вертикальный и гори

0,09-0,8

0,2-0,3

0,04-0,05

3-7

Основной массив кристаллов**

зонтальный срезы

0,1-1,3

0,3-0,4

0,09-0,1

4-11

Элементарные жилки

0,1-0,8

0,2-0,4

0,01-0,08

3-5

Вертикальный срез

0,2-0,9

0,6

0,1

6-11

Плечико жилы,

Сегрегационные лёд

Горизонтальный срез

0,2-1,9

0,6

0,3

0,8-1,0 м

Линейная текстура

0,3-5,1

1,1

1,0

Термокарстово-полостной лёд

Радиально-концент-

0,3-1,9

0,6

0,2

рическая текстура

Кровля жилы

Основной массив кристаллов**

Вертикальный срез

0,1-0,7 до 1,4

0,3 до 0,7

0,07 до 0,4

Элементарные жилки

Вертикальный и гори

0,2 до 0,9

0,3-0,4

0,06-0,1

3-4

Росток 1, 0,5-0,65 м

Основной массив кристаллов**

зонтальный срезы

0,07 до 0,9

0,2-0,3

0,05

Сегрегационный лёд

Кровля ростка

0,4-1,4

0,7

0,4

Тонкие шлиры льда

Сегрегационный лёд

Горизонтальный срез

0,4-3,2

1,1

0,9

Вертикальный срез

0,4-5,2

1,1

0,9

Росток 2, 0,6 м

Термокарстово-полостной лёд

Горизонтальный срез

1,0-4,8

1,9

3,0

Линзы льда

Сегрегационный лёд

Вертикальный срез

0,3-1,0

0,5

0,2

Включения льда

Крупные кристаллы

0,3-3,7

0,6-1,5

0,3-1,7

4-5

Термокарстово-полостной лёд

в торфе

Мелкие кристаллы

0,2-0,6

0,2

0,03

Сегрегационный лёд

Слой 4

0,4-2,1

1,0

0,7

Крупные шлиры

Слой 3

0,5-2,4

0,9

0,6

Инфильтрационно-сегрегаци

льда, 0,7 м

Слой 2

0,5-2,8

1,1

0,9

онный лёд

Слой 1

1,5-7,0

2,3-3,2

4,3-8,0

2-3

*l_max - максимальная диагональ кристалла; D - средний поперечник кристаллов; S - средняя площадь кристаллов;

C_diff - коэффициент различия размеров кристаллов. **Основной массив кристаллов формируют элементарные жилки

разной степени перекристаллизованности.

сталлы элементарных жилок имеют самые круп

стость, обусловленную чередованием прозрач

ные размеры по сравнению с основным масси

ного и белёсого льда. В кровле ростка выражена

вом (см. табл. 2). В зоне частичного протаивания

зона прозрачного льда (0,5 см) в виде слабо во

в плечике выделены: длинные кристаллы термо

гнутой вниз полосы (рис. 3, А). Росток 1 сложен

карстово-полостного льда, свойственные льдо-

однородными по размеру кристаллами элемен

образованию из свободной воды; тонкие слои

тарных жилок. Поскольку эти жилки сливают

кристаллов сегрегационного льда, характерного

ся, пересекаются и дробят друг друга, основной

для формирования из слабосвязанной воды, ми

массив неоднороден по размеру кристаллов, что

грирующей из торфа к фронту промерзания, т.е.

отличает его от ранее описанной центральной

к ледяной жиле; секущие полосы, вероятно нало

части крупной жилы (см. табл. 2). Кровля рост

женные трещины напряжения (см. рис. 2).

ка 1 сложена прямоугольными, слабоудлинённы

Ростки в центральной и боковой частях поли-

ми однородными по размеру кристаллами, вытя

гонально-жильного льда имеют схожую клиновид

нутыми по нормали к нижней границе зоны (см.

ную форму и сложены белёсым льдом. По бокам

табл. 2). Сбоку из торфа в росток внедряются тон

к росткам примыкают тонкие шлиры и линзы

кие шлиры льда, их однородные по размеру кри

льда толщиной до 0,5 см. Ростки перекрыты тор

сталлы в разрезе вытянуты вертикально по отно

фом с овальными включениями прозрачного льда

шению к поверхности, а в плане - параллельно

со слоистой и радиально-лучистой текстурой.

поверхности (см. рис. 3, Б и табл. 2). Лёд тонких

Лёд ростка 1 в центральной части жилы на

шлиров пересекает и прерывает часть элементар

глубине 0,5-0,65 м имеет вертикально-полосча

ных жилок, а отдельные элементарные жилки пе

тую текстуру и нечёткую горизонтальную слои

ресекают кристаллы шлиров (см. рис. 3, В).

 231 

Подземные льды и наледи

Рис. 3. Текстура и структура льда ростков в верхней части полигонально-жильного льда.

Росток 1 в центральной части жилы в вертикальном срезе: текстура (А) и структура в поляризованном свете (Б); в гори

зонтальном срезе - структура в поляризованном свете (В). Росток 2 в боковой части жилы в вертикальном срезе: тексту

ра (Г) и структура в поляризованном свете (Д). 1 - границы типов льда и торфа; 2 - элементарные жилки (а), перекри

сталлизованные элементарные жилки (б); 3 - сегрегационный лёд; 4 - термокарстово-полостной лёд; 5 - торф

Fig. 3. Structure and texture of young ice wedges in uppermost part of ice wedge.

The young ice wedge 1 in central part of the ice wedge (vertical cross section) - structure (А) and polarized ice crystal morpholo

gy (Б); polarized ice crystal morphology (horizontal cross section) (В). The young ice wedge 2 in on the outside edges of ice wedge

(vertical cross section) - structure (Г) and polarized ice crystal morphology (Д). 1 - borderline of ice types and peat; 2 - ice veins

with the axial seam (а), recrystallized ice veins (б); 3 - segregated ice; 4 - closed-cavity ice; 5 - peat

Лёд ростка 2 в боковой части жилы на глу

короткие линзы льда длиной до 5 см и высотой

бине 0,6 м - мутный и прозрачный, содержит

до 0,5 см. Вверху ростка в текстуре выделена

большое количество удлинённых мелких пу

зона прозрачного льда с крупными цилиндри

зырьков воздуха, подчёркивающих радиально-

ческими пузырями воздуха без чёткой нижней

лучистую текстуру. Сбоку к ростку 2 примыкают

границы, в структуре эта зона не выражена (см.

 232 

Я.В. Тихонравова и др.

рис. 3, Г). Лёд ростка 2 выполнен удлинёнными

длинно-призматические однородные по разме

кристаллами, формирующими радиально-лу

ру кристаллы. В слое 2 вокруг линз торфа одно

чистую текстуру (см. рис. 3, Д). Клиновидные

родные по размеру кристаллы с зубчатыми гра

ростки отличаются по структурно-текстурным

нями образуют радиально-лучистую текстуру.

характеристикам льда. В ростке 1 преоблада

В слое 3 располагаются вертикально ориенти

ют кристаллы элементарных жилок, а строение

рованные однородные по размеру кристаллы с

ростка 2 характерно для термокарстово-полост

зубчатыми гранями и горизонтальными швами

ного льда [2, 4, 17]. Признаки, приведённые для

смыкания, которые образуют слоистость. Верх

кристаллов льда в тонких шлирах льда во вмеща

ний слой 4 слагают однородные по размеру кри

ющем торфе, в кровле ростков и в горизонталь

сталлы, вытянутые горизонтально вдоль шва из

ных прослоях прозрачного льда ростка 1, харак

пузырьков газа. Лёд крупных шлиров контраст

терны для сегрегационного льда.

но отличается от подстилающего вертикально-

Включения льда с радиально-лучистой тек-

полосчатого льда жилы по структурно-текстур

стурой в торфе размером от 5-10 до 30-60 см

ной характеристике. Эти шлиры по структуре

расположены в пределах межполигонального

и параметрам кристаллов подобны кристаллам

понижения над ледяной жилой и её ростками

льда водоёмов [18] и сопоставимы с кристалла

(см. рис. 1, А). Эти овальные включения льда

ми инфильтрационно-сегрегационного льда [7].

соединены с ростками жилы тонкими канала

ми, заполненными льдом. Однородные кри

сталлы (см. табл. 2) образуют радиально-лучи

Обсуждение результатов

стую текстуру (см. рис. 3, А, Б). Над ростком 2

такое овальное включение льда отличается при

Значительная часть исследованного в хасырее

сутствием внизу тонкой и частой горизонталь

Пур-Тазовского междуречья мёрзлого торфяника

ной слоистости, образованной швами смыка

с полигонально-жильными льдами образовалась в

ния мелких однородных по размеру кристаллов

тёплый и влажный атлантический период - опти

с горизонтальными цепочками круглых пузырь

мум голоцена [19] (см. табл. 1). В течение этого пе

ков воздуха, которые разделяют слои льда с ци

риода голоцена двухметровая толща торфа сфор

линдрическими пузырьками (см. рис. 3, Г, Д и

мировалась за ~2,8 тыс. лет в интервале от 7,3 до

табл. 2). Лёд включений по всем признакам об

4,5 тыс. cal BC. Нижняя часть современного дея-

разован из свободной воды в замкнутых поло

тельного слоя с повышенной плотностью торфа

стях и отнесён к термокарстово-полостному.

и криотурбациями накопилась в период субборе

Различия параметров кристаллов связаны с раз

ального похолодания с влажными условиями (см.

мерами включений льда в торфе: чем больше по

табл. 1). В разрезе отсутствуют датировки в ин

лость, тем крупнее кристаллы [17]. Частая го

тервале ~4,5-1,5 тыс. cal BC, что характерно для

ризонтальная слоистость, вероятно, связана с

мощных торфяников Ямало-Гыданской провин

перерывами в льдовыделении.

ции [20, 21]. Верхние слои торфа накоплены в пе

Шлир льда в торфе на глубине 0,7 м тол

риоды, характеризующиеся частыми колебаниями

щиной 20-25 см залегает на неровной кровле

климата [19] (см. табл. 1). Поскольку мощность

жилы. Лёд шлира разделён линзами торфа на

верхнего слоя составляет всего 0,2 м, вероятно, в

отдельные слои: вверху - 2-6 см, внизу - 10 см

суббореальный и субатлантический периоды ско

(рис. 4). Лёд шлиров - прозрачный, с крупными

рость накопления торфа снизилась или торф был

вертикально вытянутыми пузырьками воздуха.

размыт (см. табл. 1). На глубине 0,55-0,4 м над

Вокруг включений и линз торфа крупные труб

включениями термокарстово-полостного льда

чатые пузырьки образуют радиально-лучистую

датировка торфа 200 cal BC-350 cal AD наруша

текстуру, а мелкие круглые пузырьки концен

ет стратиграфическую последовательность (см.

трируются в чётких горизонтальных швах с за

табл. 1), что, по нашему мнению, может быть свя

щемлённым растительным детритом. Лёд шлира

зано с попаданием мхов с поверхности в откры

различается по кристаллическому строению

тую полость протаивания.

и образует слои (см. рис. 4 и табл. 2). Нижний

На основании анализа макростроения, струк

слой 1 слагают вертикально ориентированные

турно-текстурных характеристик и химическо

 233 

Подземные льды и наледи

Рис. 4. Текстура и структура шлира льда в вертикальном срезе

Fig. 4. Structure and texture of ice lens in vertical section

го состава льда в строении мёрзлого торфяника

торфа наиболее высока [2, 4, 17]. Горизонталь

установлены следующие ледяные образования:

ные швы смыкания кристаллов в нижней части

включения радиально-лучистого льда в поло

термокарстово-полостного льда указывают на

стях в торфе; шлиры льда; полигонально-жиль

перерывы в льдовыделении при одностороннем

ный лёд с ростками. Овальные и неправильной

промерзании снизу в начальный этап роста льда.

формы полости в торфе заполнены термокарсто

Отсутствие метана в термокарстово-полостном

во-полостным льдом. Характерная черта этого

льду в торфе связано с его миграцией в атмосфе

льда - радиально-лучистая текстура, образую

ру из открытой полости в тёплый сезон.

щаяся при всестороннем промерзании полости.

Тонкие шлиры льда толщиной до 2 см, за

Размеры его кристаллов зависят от размера по

легающие в верхней части торфа, сложены се

лости, количества и скорости промерзания сво

грегационным льдом. При медленном промер

бодной воды в осенне-зимний период, когда от

зании слабосвязанной внутригрунтовой воды

рицательная температура вмещающего мёрзлого

происходил рост кристаллов сегрегационного

 234 

Я.В. Тихонравова и др.

льда, которые раздвигали вмещающий рыхлый

округлились и увеличились в размерах (до трёх

торф [4]. Крупные шлиры льда толщиной до

раз). При этом сохранились осевые швы, фор

25 см в полигональном торфянике и над кров

мирующие полосчатую текстуру льда. В кров

лей жилы сложены инфильтрационно-сегре

ле под крупным шлиром льда, вероятно за счёт

гационным льдом. Образование вытянутых по

перекристаллизации при отепляющем воздей

вертикали зубчатых кристаллов связано с ин

ствии талых перекрывающих пород, отмечено

фильтрационно-сегрегационным механизмом

гораздо большее увеличение кристаллов эле

формирования [7]: достаточным притоком воды

ментарных жилок (до 4-5 раз). Источник воды

за счёт инфильтрации; скоплением её в рыхлом

для формирования элементарных жилок доста

неразложившемся влагоёмком торфе в пониже

точно ясен: хлоридно-сульфатный и натриево-

ниях верхней границы мёрзлых пород; сегрега

кальциевый состав их схож с составом совре

ционным льдовыделением при низкой скорости

менных атмосферных осадков [23] и воды из

кристаллизации. В верхних слоях льда шлиров

полигональной ванны (см. рис. 1, Б).

отмечена слоистость, образованная швами смы

В плечике жилы установлены крупные кри

кания кристаллов, что связано с перерывами

сталлы сегрегационного льда и ещё более круп

или замедлением роста кристаллов. В крупных

ные - термокарстово-полостного льда, что ука

шлирах радиально-лучистая текстура льда во

зывает на протаивание жилы с боков, а затем

круг линз торфа обусловлена их всесторонним

медленное промерзание свободной воды с об

промерзанием. На инфильтрацию воды в слой

разованием длинных вытянутых кристаллов (см.

сезонного протаивания с поверхности торфя

рис. 2). В их формировании участвовала слабо-

ника указывает гидрокарбонатно-хлоридный,

связанная торфяная вода, что подтверждает гид-

натриево-кальциевый состав льда крупного

рокарбонатно-хлоридный и магниево-кальци

шлира, сходный как с озёрной водой, так и с

евый состав льда плечика - смешанный между

составом внутригрунтовой воды перекрываю

составом водной вытяжки из мёрзлого торфа

щего торфа на глубине 0,5-0,6 м (см. рис. 1, Б).

и гидрохимическим составом льда централь

Низкая концентрация метана (90 ppmV) в ниж

ной части жилы (см. рис. 1, Б). Ростки поли

ней части крупного шлира, по-видимому, свя

гонально-жильного льда сложены разными ти

зана с формированием шлиров преимуществен

пами льда. Росток 1 в центральной части жилы

но за счёт инфильтрационной воды и оттаявшей

сложен кристаллами элементарных жилок льда.

части ледяной жилы. Высокая концентрация

В его строении участвует также сегрегационный

метана (774 ppmV) в верхней части шлира между

лёд тонких шлиров льда, проникающих в виде

линзами торфа (см. рис. 1, А), вероятно, обус-

прерывистых горизонтальных прослоев в росток

ловлена сегрегационным льдообразованием за

(см. рис. 3, В) и кровлю ростка. Росток 2 в боко

счёт слабосвязанной внутригрунтовой воды и

вой части жилы представлен кристаллами тер

миграцией газа из торфа [22].

мокарстово-полостного льда, к которому при

Полигонально-жильный лёд в расчистке В8

мыкает сегрегационный лёд линз в торфе.

следует отнести к сингенетическому типу, по

Таким образом, полигонально-жильный

скольку в его строении отмечаются плечики и

лёд в данной расчистке имеет весьма сложное

ростки. Лёд сложен главным образом элемен

строение и представлен разными генетически

тарными жилками, которые содержат мелкие

ми типами льда (элементарными жилками, тер

кристаллы льда. Отличительная черта элемен

мокарстово-полостным, сегрегационным), что

тарной жилки - вертикальный осевой шов смы

доказывает участие различных механизмов его

кания кристаллов, который формируется при

формировании. Сочетание этих типов льда в

быстром льдовыделении в условиях самых низ

составе жилы обусловлено различными крио

ких отрицательных температур стенок трещи

генными процессами в период формирования

ны [3]. Однако при длительном нахождении

торфяника в условиях изменяющегося климата

льда жилы в слое годовых колебаний отрица

голоцена, который также повлиял на скорость

тельных температур возможна его перекристал

и характер накопления торфа. Согласно полу

лизация (метаморфизация) [6], поэтому кри

ченным данным, рост сингенетических жил в

сталлы более древних элементарных жилок

исследуемом районе протекал в результате мо

 235 

Подземные льды и наледи

розобойного растрескивания и проходил в ат

клина в кровле жилы. Гидрохимический состав

лантический, суббореальный и субатлантиче

льда шлира схож с составом воды из рядом рас

ский периоды голоцена. Продолжается он и в

положенного озера и перекрывающего торфа с

настоящее время, о чём свидетельствуют стро

глубины 0,5-0,6 м (см. рис. 1, Б), что указыва

ение льда, а также сходство химического соста

ет на участие озёрной воды в образовании круп

ва расплавов льда, современных атмосферных

ных шлиров льда. Вероятнее всего шлиры над

осадков [23] и воды из полигональной ванны

кровлей жилы и ростки из термокарстово-по

(см. рис. 1, Б). Однако, помимо процесса мо

лостного льда и элементарных жилок сформи

розобойного растрескивания, в формировании

ровались в субатлантический период голоцена

жилы участвовали процессы локального термо

(см. табл. 1), отличающийся резкими колеба

карста, вызвавшие частичное протаивание её с

ниями климатических условий [19]. Включения

боков и в кровле при образовании ростка из тер

термокарстово-полостного льда в торфе вбли

мокарстово-полостного льда. Частичное прота

зи нижней границы сезонно-талого слоя могли

ивание с образованием крупных выступов и су

возникнуть на фоне современного потепления

жений жилы, преобразование структуры льда,

последних лет [24].

включение в состав жилы внутригрунтовой воды

При изучении содержания метана во льду

в виде сегрегационного льда в плечике, вероят

и вмещающем мёрзлом торфе установлена его

но, произошло в максимально тёплый, влаж

крайняя неравномерность (см. рис. 1, А). Мак

ный этап атлантического периода - от 6000 до

симальное его содержание отмечается во вмеща

5500 л.н. [19], а дальнейший рост и расшире

ющем мёрзлом торфе, вблизи крупных шлиров

ние жилы продолжались за счёт морозобой

льда, - 10 509 ppmV; под подошвой сезонно-та

ного растрескивания в суббореальный период

лого слоя оно равно 1832 ppmV. Для крупных

(см. табл. 1). При возобновлении промерзания

шлиров инфильтрационно-сегрегационного

толщи и роста жилы в зоне частичного про

льда характерна дифференциация содержаний

таивания плечика сначала из свободной воды

метана: 90 и 774 ppmV. В полигонально-жиль

формировался термокарстово-полостной лёд, а

ном льду и его ростке метан имеет низкую кон

затем - сегрегационный за счёт слабосвязанной

центрацию - 54-94 ppmV, что связано с их фор

воды торфа, о чём свидетельствует также сме

мированием в основном за счёт атмосферных

шанный состав льда жилы в зоне плечика (см.

осадков. Полностью отсутствует метан во вклю

рис. 1, Б). Снижение и образование вогнутой вол

чениях термокарстово-полостного льда над

нистой кровли льда жилы, опускание границы

кровлей жилы. Всё это показывают зависимость

мёрзлых пород под полигонами также обусловле

распределения метана во льду от типа льдообра

ны термокарстом, который, вероятно, был связан

зования. Высокая концентрация метана в шли

с подъёмом уровня воды в озере и подтоплением

рах указывает на участие в льдообразовании сла

торфяника. В это же время в межполигональных

босвязанной воды из торфа, а отсутствие метана

понижениях верхней части жилы и под полиго

в термокарстово-полостном льду - на его мигра

нами за счёт инфильтрации скапливалась свобод

цию в атмосферу из открытой полости.

ная поверхностная вода, что привело к перекри

сталлизации элементарных жилок в кровле жилы.

Несмотря на развитие термокарстового процесса,

Выводы

морозобойное растрескивание торфяника про

должалось, на что указывает формирование рост

1. Подземный лёд и вмещающие его торфяни

ка жилы, сложенного не только кристаллами эле

ки в хасырее Пур-Тазовского междуречья форми

ментарных жилок, но и сегрегационного льда.

ровались в атлантический период голоцена. Про

В этот же период при постепенном промер

цесс этот продолжается и в настоящее время. Для

зании в осенне-зимнее время из объёма свобод

торфяников севера Ямало-Гыданской провинции

ной и слабосвязанной внутригрунтовой воды

отсутствуют датировки конца суббореального -

могли сформироваться инфильтрационно-се

начала субатлантического периодов.

грегационные шлиры льда, выпуклые под поли

2. В строении полигонально-жильного льда

гонами, и термокарстово-полостные льды в виде

торфяника на основании структурно-текстур

 236 

Я.В. Тихонравова и др.

ных характеристик льда, химического состава и

зано с инфильтрацией поверхностной воды и

распределения метана установлены разные гене

сегрегационным льдовыделением при промерза

тические типы льда: элементарные жилки, тер

нии обводнённого надмерзлотного слоя торфа.

мокарстово-полостной, сегрегационный льды,

Формирование этих шлиров льда определяет

что подтверждает сочетание разных механизмов

ся динамикой глубины протаивания в голоцене

формирования жилы.

и, вероятно, способствует накоплению метана в

3. Гетерогенные льды в составе жилы в дан

верхней части разреза мёрзлых пород.

ной расчистке отражают динамику глубины про

таивания и процессы локального термокарста,

Благодарности. Исследование выполнено при

сопровождавшие накопление торфяника и раз

финансовой поддержке РФФИ и Ямало-Ненец

витие полигонально-жильной системы в услови

кого автономного округа в рамках научного про

ях изменяющегося климата голоцена.

екта № 18-45-890013 (р_а), РФФИ № 18-35-

4. Клиновидные ростки в кровле жилы могут

00031 (мол_а) и № 18-05-70091. Авторы выража

быть сложены как элементарными жилками,

ют благодарность Е.М. Ривкиной за помощь в

так и термокарстово-полостным льдом, что под

проведении аналитических исследований.

тверждает рост жилы не только на фоне морозо

бойного растрескивания, но и термокарста. При

Acknowledgments. The reported research was funded

сутствие термокарстово-полостных льдов в виде

by Russian Foundation for Basic Research (RFBR)

ростков полигонально-жильного льда необходи

and the government of the region of the Russian

мо учитывать при интерпретации данных по изо

Federation (Yamalo-Nenets Autonomous district),

топному составу и реконструкции палеосреды.

grant № 18-45-890013 (r_a), grant RFBR № 18-35-

5. Крупные шлиры льда в торфе сложены

00031 (mol_a), and № 18-05-70091. Authors kindly

инфильтрационно-сегрегационным и сегре

acknowledge Elizaveta Rivkina for invaluable help in

гационным льдами, образование которых свя

conducting analytical research.

Литература

References

1. Murton J. Permafrost and periglacial features: ice wedg

es and ice-wedge casts. Encyclopedia of Quaterna

es and ice-wedge casts. Encyclopedia of Quaternary

ry Science. 2013: 436-451. doi: 10.1016/b978-0-444-

Science, 2013. P. 436-451. doi: 10.1016/b978-0-444-

53643-3.00097-2.

2. Shumsky P.A. Osnovy strukturnogo ledovedeniya. Fun

2. Шумский П.А. Основы структурного ледоведения.

damentals of ice structure sciences. Moscow: USSR

Петрография пресного льда как метод гляциоло

Academy of Sciences, 1955: 492 p. [In Russian].

гического исследования. М.: Изд-во АН СССР,

3. Dostovalov B.N., Kudryavtsev V.A. Obshchee merzlotove-

denie. General permafrost studies. Moscow: Moscow

1955. 492 с.

State University, 1967: 403 p. [In Russian].

3. Достовалов Б.Н., Кудрявцев В.А. Общее мерзлотове

4. Vtyurin B.I. Podzemnye l’dy SSSR. Underground ice in

дение. М.: Изд-во МГУ, 1967. 403 с.

the USSR. Moscow: Nauka, 1975: 215 p. [In Russian].

4. Втюрин Б.И. Подземные льды СССР. М.: Наука,

5. Popov A.I., Rozembaum G.E., Tumel’ N.V. Kriolitolo-

1975. 215 с.

giya. Cryolithology. Moscow: Moscow State Univer

5. Попов А.И., Розенбаум Г.Э., Тумель Н.В. Криолито

sity, 1985: 239 p. [In Russian].

логия. М.: Изд-во МГУ, 1985. 239 с.

6. Rogov V.V. Osnovy kriogeneza. Fundamentals of Cryo

genesis. Novosibirsk: GEO, 2009: 203 p. [In Russian].

6. Рогов В.В. Основы криогенеза. Новосибирск: Ака

7. Zhestkova T.N, Shur Y.L. On the infiltration-segregation

демическое изд-во «Гео», 2009. 203 с.

mechanism of tabular ground ice formation. Plastovyie

7. Жесткова Т.Н., Шур Ю.Л. Об инфильтрацион

ldyi kriolitozonyi. Tabular ground ice of permafrost zone.

но-сегрегационном механизме образования пла

Yakutsk: IMZ AS USSR, 1982: 105-115. [In Russian].

стовых льдов // Пластовые льды криолитозоны.

8. Vasil’chuk Yu.K., Vasil’chuk A.C. Izotopnye metody v geo-

Якутск: изд. ИМЗ СО АН СССР, 1982. С. 105-115.

grafii. Isotope ratios in the environment. Part 1. Stable

isotope geochemistry of natural ice. Moscow: Moscow

8. Васильчук Ю.К., Васильчук А.К. Изотопные методы

State University, 2011: 228 p. [In Russian].

в географии. Ч. 1: Геохимия стабильных изотопов

9. Fotiev S.M. Arctic peatlands of the Yamal-Gydan

природных льдов. М.: Изд-во МГУ, 2011. 228 с.

province of Western Siberia. Kriosfera Zemli. Earth's

9. Фотиев С.М. Арктические торфяники Ямало-Гы

Cryosphere. 2017, XXI (5): 3-15. [In Russian]. doi:

данской провинции Западной Сибири // Крио

10.21782/KZ1560-7496-2017-5(3-15).

 237 

Подземные льды и наледи

сфера Земли. 2017. Т. XXI. № 5. С. 3-15. doi:

10. Trofimov V.T., Badu Yu.B., Vasil’chuk Yu.K., Kash-

10.21782/KZ1560-7496-2017-5(3-15).

peryuk P.I., Kudryasshov V.G., Firsov N.G. Geokrio-

logicheskoe rayonirovanie Zapadno-Sibirskoy plity.

10. Трофимов В.Т., Баду Ю.Б, Васильчук Ю.К., Каш-

Geocryological zoning of the West Siberian Plate.

перюк П.И., Кудряшов В.Г., Фирсов Н.Г. Геокрио

Moscow: Nauka, 1987: 219. [In Russian].

логическое районирование Западно-Сибирской

11. Karta Prirodnykh kompleksov severa Zapadnoy Sibiri. Map

плиты. М.: Наука, 1987. 219 с.

of natural complex of the northern West Siberia. Scope:

11. Карта «Природных комплексов севера Западной Си

1:1 000 000. L.: VSEGINGEO, 1991. [In Russian].

бири» масштаба 1:1 000 000. Л.: ВСЕГИНГЕО, 1991.

12. Katz N.Ya., Katz S.V., Skobeeva E.I. Atlas rastitel’nykh

ostatkov v torfe. Atlas of Plant Remains in peat. Mos

12. Кац Н.Я., Кац С.В., Скобеева Е.И. Атлас раститель

cow: Nedra, 1977: 376 p. [In Russian].

ных остатков в торфах. М.: Недра, 1977. 376 с.

13. Dombrovskaya A.V., Koreneva M.M., Tyuremnov S.N.

13. Домбровская Ф.В., Коренева М.М, Тюремнов С.Н.

Atlas rastitel’nykh ostatkov, vstrechaemykh v torfe. Atlas

Атлас растительных остатков, встречаемых в

of Plant Remains Occurring in Peat. L.-Moscow: Gos

торфе. Л.-М.: Гос. энергетич. изд-во, 1959. 90 с.

energoizdat, 1959: 90 p. [In Russian].

14. Электронный ресурс: http://c14.arch.ox.ac.uk.

14. http://c14.arch.ox.ac.uk.

15. Alperin M.J., Reeburgh W.S. Inhibition experiments on

anaerobic methane oxidation. Appl. Environ. Micro

anaerobic methane oxidation // Appl. Environ. Micro

biol.1985, 50: 940-945.

biol. 1985. V. 50. Р. 940-945.

16. Savel’ev B.A. Rukovodstvo po izucheniyu svoystv l’da.

16. Савельев Б.А. Руководство по изучению свойств

Guide to the study of ice characteristic. Moscow: Mos

льда. М.: Изд-во МГУ, 1963. 198 c.

cow State University, 1963: 198 p. [In Russian].

17. Тихонравова Я.В., Слагода Е.А., Рогов В.В., Галее-

17. TikhonravovaYa.V., Slagoda E.A., RogovV.V., Gale-

evaE.I., Kurchatov^.V.V. Texture and structure of the

ва Э.И., Курчатов В.В. Текстура и структура под

Late Holocene ground ice in the Northern West Siberia.

земных льдов позднего голоцена севера Западной

Led i Sneg. Ice and Snow. 2017, 57 (4): 553-564. doi:

Сибири // Лёд и Cнег. 2017. Т. 57. № 4. С. 553-

10.15356/2076-6734-2017-4-553-564. [In Russian].

564. doi: 10.15356/2076-6734-2017-4-553-564.

18. Savel’ev B.A. Stroenie i sostav prirodnykh l’dov. The

18. Савельев Б.А. Строение и состав природных льдов.

structure and composition of natural ice. Moscow:

Moscow State University, 1980: 280 p. [In Russian].

М.: Изд-во МГУ, 1980. 280 с.

19. Khotinskiy N.A. Golotsen Severnoy Evrazii. The Ho

19. Хотинский Н.А. Голоцен Северной Евразии. М.:

locene in Northern Eurasia. Moscow: Nauka, 1977:

Наука, 1977. 198 с.

198 p. [In Russian].

20. Васильчук Ю.К., Васильчук А.К. Мощные поли

20. Vasil’chuk Yu.K., Vasil’chuk A.C. Thick polygonal

гональные торфяники в зоне сплошного распро

peatlands in continuous permafrost zone of West Si

странения многолетнемерзлых пород Западной

beria. Kriosfera Zemli. Earth’s Cryosphere. 2016, XX

(4): 3-15. doi: 10.21782/KZ1560-7496-2016-4(3-15).

Сибири // Криосфера Земли. 2016. Т. 20. № 4.

[In Russian].

С. 3-15. doi: 10.21782/KZ1560-7496-2016-4(3-15).

21. Batuev V.I., Ganul A.G., Novikov S.M. Age of relict

21. Батуев В.И., Ганул А.Г., Новиков С.М. Возраст ре

bogs in the northern part of Western Siberia. Vestnik

ликтовых болот севера Западной Сибири // Вестн.

Tomskogo Gosudarstvennogo pedagogicheskogo univer-

Томского гос. педагогич. ун-та. 2015. Т. 155. № 2.

sitetata. Herald of the Tomsk State Pedagogical Uni

С. 185-191.

versity . 2015, 155 (2): 185-191. [In Russian].

22. Vasiliev A.A., Streletskaya I.D., Mel’nikov V.P., Ob-

22. Васильев А.А., Стрелецкая И.Д., Мельников В.П.,

logov G.E. Methane in ground ice and frozen Qua

Облогов Г.Е. Метан в подземных льдах и мерзлых

ternary deposits of Western Yamal. Doklady Akademii

четвертичных отложениях Западного Ямала //

nauk. Doklady Earth Sciences. 2015, 465 (5): 604-

ДАН. 2015. Т. 465. № 5. С. 604-607. doi: 10.7868/

607. doi: 10.7868/S0869565215350236. [In Russian].

S0869565215350236.

23. Kritsuk L.N. Podzemnye l’dy Zapadnoy Sibiri. Ground

23. Крицук Л.Н. Подземные льды Западной Сибири.

ice of West Siberia. Moscow: Nauchnyy Mir, 2010:

352 p. [In Russian].

М.: Научный мир, 2010. 352 с.

24. Bol'shiyanov D.Yu., Svyashchennikov P.N.,

24. Большиянов Д.Ю., Священников П.Н., Федоров Г.Б.,

Fedorov G.B., Pavlov M.V., Tereben'ko A.V. Arctic

Павлов М.В., Теребенько А.В. Изменения климата

climate change over the past 10,000 years. Izvestiya

Арктики за последние 10 000 лет // Изв. РГО. 2002.

RGO. Proc. of the Russian Geographical Society.

Т. 134. Вып. 1. С. 20-27.

2002, 134 (1): 20-27. [In Russian].

 238 