Лёд и Снег · 2021 · Т. 61 · № 1

УДК 551.345:544.02

doi: 10.31857/S2076673421010077

Изотопный состав кислорода и водорода повторно-жильных льдов

Центрального Ямала

¹Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН, Москва, Россия;

²Институт криосферы Земли ТюмНЦ СО РАН, Тюмень, Россия

*eacentr@yandex.ru

Isotopic composition of oxygen and hydrogen of ice wedges in Central Yamal

Ju.N. Chizhova^1*, E.M. Babkin², A.V. Khomutov²

¹Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy and Geochemistry, Russian Academy of Sciences, Moscow, Russia;

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

*eacentr@yandex.ru

Received February 6, 2020 / Revised June 25, 2020 / Accepted December 22, 2020

Keywords: oxygen and hydrogen isotopes, deuterium excess, ice wedges, Yamal Peninsula.

Summary

New data on the distribution of the isotopes δ¹⁸О and δD of ice wedges in Central Yamal are presented. In

the summer of 2019, the massive wedge ice was studied in the thermal circus of the third marine terrace. On

the surface of the terrace, polygonal-vein relief is common with a polygon size of about 10-20 m. The largest ice

wedge № 1 in the upper part was 1.5 m wide, and its visible depth in the outcrop amounted to 2.3 m. Perpen-

dicular to this wedge, another one № 2 was opened with a width of 60 cm, and 20 m from them the wedge № 3

was opened along the strike. At the level of the head of the wedge № 1, radiocarbon AMS dating was performed

based on a sample of host deposits, which showed that the ice in the upper part was about 13 thousand years old

(the ice age was of 13.6 cal. BP). According to the isotopic characteristics (average values of δ¹⁸О = -24.8, and

δD = -187.6 ‰), the ice corresponds to the Yamal ice-wedge ice, which was formed during the MIS-2 isotopic

stage (the end of the Late Pleistocene). The isotopic composition of oxygen indicates temperatures of the cold

period of the vein formation from -22.8 to -26.8 °C (on average 7 °C colder than the present-day) and the Janu-

ary temperatures from -34.2 to -40.2 °C (on average 10 °C colder than the present-day). For some ice samples

(11 out of 43), high values of deuterium excesses (d_exc = 12÷17 ‰) were observed, which is unusual for this type

of ice. A few examples of high d_exc values of ice wedges are mentioned in the literature for sections of Seyakha

yedoma, Cape Sabler and Bolshoi Lyakhovsky Island, and note that for the ice dated to the Late Pleistocene.

The deuterium excess values may reflect the unstable climatic conditions of the Late Pleistocene associated with

changes in the vapor source and the trajectories of the air masses over the continent.

Citation: Chizhova Ju.N., Babkin E.M., Khomutov A.V. Isotopic composition of oxygen and hydrogen of ice wedges in Central Yamal. Led i Sneg. Ice and

Snow. 2021. 61 (1): 137-148. [In Russian]. doi: 10.31857/S2076673421010077.

Поступила 6 февраля 2020 г. / После доработки 25 июня 2020 г. / Принята к печати 22 декабря 2020 г.

Ключевые слова: изотопный состав кислорода и водорода, дейтериевый эксцесс, повторно-жильный лёд, Ямал.

Приведены новые данные о распределении δ¹⁸О и δD в повторно-жильном льду Центрального

Ямала. По своим изотопным характеристикам (средние значения δ¹⁸О = -24,8, а δD = -187,6 ‰) лёд

соответствует жильным льдам Ямала, которые формировались в изотопную стадию МИС-2 (конец

позднего плейстоцена). Для некоторых образцов льда отмечены высокие значения дейтериевого

эксцесса (d_exc = 12÷17 ‰), что нехарактерно для этого типа льдов. Немногочисленные свидетель-

ства высоких значений d_exc в позднеплейстоценовом жильном льду описаны в литературе для раз-

резов р. Сеяха, мыса Саблера и о. Большой Ляховский.

Введение

вых льдов с жильными льдами и инъекционны

ми штоками в разрезах полярной станции Мар

Одна из самых интересных черт подземных

ре-Сале [1] и проникновение жил льда в толщу

льдов Ямала - их парагенетическое сочетание:

пластовой ледяной залежи в верховьях р. Морды

например, сочетание дислоцированных пласто

яха [2]. Несмотря на хорошую изученность гео

 137 

Палеогляциология

леотемпературных построений, были исследования

Ф. Майкла, Дж. Маккая и Ю.К. Васильчука [7-10].

Палеореконструкции температур зимнего периода

по ПЖЛ в основном выполняются по изотопно

му составу кислорода жил, поскольку он отражает

климатический сигнал зимнего сезона. Изотопный

состав водорода ранее мало использовался, как

правило, чтобы показать соответствие значений

δ¹⁸О и δD жильного льда глобальной линии метео-

рных вод и, таким образом, валидность палеотем

пературной интерпретации. В последние годы по

является все больше данных по изотопному составу

водорода жил разного возраста [11-18]. Вариации

величины дейтериевого эксцесса d_exc в жильном

льду могут указывать на: 1) изменение соотно

шения зимний снег/весенние осадки, поскольку

в разные сезоны или периоды времени трещины

могут заполняться либо талой водой, либо снегом,

который в разной степени может быть промочен

талыми водами или жидкими атмосферными осад

ками; 2) изменения в источнике осадков или тра

екториях их поступления, что прямо влияет на дей

териевый эксцесс атмосферных осадков региона.

Задачи данной работы - определить изотопные

характеристики сингенетического позднеплейсто

Рис. 1. Район исследований

ценового повторно-жильного льда (δ¹⁸О, δD) и рас

Fig. 1. Study area

смотреть вариации дейтериевого эксцесса. Объект

исследования - ПЖЛ Центрального Ямала (район

криологических условий Ямала, данных об изо

научно-исследовательского стационара «Васькины

топном составе жильного льда получено немного.

дачи»), вскрытые в обнажении термоцирка третьей

Величина дейтериевого эксцесса d_exc, как прави

морской террасы. На поверхности этой террасы с

ло, служит показателем условий источника влаги

выраженным полигональным рельефом в районе

(основных районов, где формируются влагонесу

стационара «Васькины дачи», вблизи Бованенков

щие воздушные массы), так как напрямую зави

ского газоконденсатного месторождения (рис. 1,

сит от температуры воды и относительной влаж

рис. 2, а), на Центральном Ямале распростране

ности воздуха над морской поверхностью [3, 4].

ны термоденудационные формы рельефа (термо

Поскольку жильный лёд обычно формируется

цирки), в стенках которых вскрываются пластовые

из смеси снега и жидких осадков, выпадающих

ледяные залежи и ПЖЛ. В одном из термоцирков

на снежный покров в начале весны, когда талые

(70°13'57,632" с.ш., 69°0'58,485" в.д., № 4а в рабо

воды попадают в морозобойную трещину, его

те [19]) на высоте местности 28 м над ур. моря под

изотопные характеристики отражают изотопный

слоем суглинка мощностью 1 м были вскрыты син

состав атмосферных осадков зимнего (и частич

генетические ПЖЛ, парагенетически залегающие в

но весеннего) сезона. Этот факт - основная пред

пластовых льдах.

посылка для использования значений δ¹⁸О при

реконструкции зимних палеотемператур по по

вторно-жильным льдам (ПЖЛ) [5]. Базой для неё

Материалы и методы

служит закономерная связь значений δ¹⁸О в осад

ках с температурой приземного слоя воздуха [6].

На момент опробования мощность обнаже

Первыми работами, в которых изотопный со

ния, вскрывающего сочетание нескольких жил

став кислорода ледяных жил использовался для па

льда и вмещающих их пластовых льдов, состав

 138 

Ю.Н. Чижова и др.

Рис. 2. Схема опробования жильного льда:

а - конфигурация полигонов и местоположение жил в термоцирке; б - жилы № 1 и 2; в - жила № 3; прерывистой лини

ей показано пересечение жил № 1 и 2

Fig. 2. The scheme of sampling of ice-wedge ice:

a - configuration of polygons and location of ice wedges in the thermal circus; б - ice wedges № 1 and 2; в - ice wedge № 3; the

dashed line shows the intersection of ice wedges № 1 and 2

ляла 3 м. Пластовый лёд представлял собой гори

копления в них отложений и роста ПЖЛ. Шири

зонтально-слоистую пачку ледогрунта, в который

на жилы № 1 в верхней части - 1,5 м. Опробова

на глубину 2,3 м проникал жильный лёд. Мине

ние жильного льда выполнялось по горизонтали

ральная составляющая пластового льда представ

(обр. IW-21-IW-30) и вертикали (обр. IW-31-

лена серым суглинком, в котором была рассеяна

IW-43). Также был отобран образец льда из жилы

мелкая органика. Такие осадки типичны для дон

второй генерации полигона, которая простира

ных отложений мелких озёр, которые чрезвычай

лась перпендикулярно жиле № 1 и имела ширину

но широко распространены на выровненных по

около 60 см (обр. IW-44). Жильный лёд был чи

верхностях морских террас Ямала [20].

стым, прозрачным. Вмещающий жилу ледогрунт

Две жилы были вскрыты вкрест простира

был отобран на расстоянии 50 см от левого края

ния, одна - в продольном сечении, размер сетки

жилы (см. рис. 2, б) на одном уровне с образца

полигонов составлял около 10-20 м. Полиго

ми жильного льда горизонтального отбора для

нальный рельеф и сетка полигонов хорошо про

радиоуглеродного AMS-датирования.

сматриваются с поверхности за счёт процессов

Особенность разреза - малая заторфован

термокарста по ледяным жилам (см. рис. 2, а).

ность вмещающих отложений. Ни в перекры

Жилы имеют чёткую клинообразную форму.

вающих супесях, ни в ледогрунте не встречено

Слои вмещающих жилы отложений пластово

торфяных прослоев, поэтому AMS-датирование

го льда (ледогрунта) имеют выраженный изгиб

выполнено по общему органическому углеро

вверх у контакта с ледяными жилами, повто

ду (TOC - total organic carbon), представленно

ряя конфигурацию подошвы сезонно-талого

му мелким детритом и частицами хорошо раз

слоя (СТС) в полигональных ваннах во время на

ложившейся органики. В 20 м от опробованных

 139 

Палеогляциология

жил № 1 и 2 вскрыт фрагмент жилы № 3 в про

Изотопный состав кислорода (δ¹⁸О), водорода (δD) и d_exc

повторно-жильных льдов

дольном сечении. В плане жила № 3 расположе

Номер образца

Глубина, м

δ¹⁸О, ‰

δD, ‰

, ‰

на субпараллельно жиле № 1 и перпендикуляр

exc

Жила № 3, по горизонтали от правого края

но жиле № 2. Жила № 3 обнажается на верхнем

IW-1

-25,6

-194,2

10,3

контакте (голова жилы) с перекрывающими её

IW-2

-26,1

-199,2

9,6

супесями, контакт горизонтальный чёткий, лёд

IW-3

-25,7

-197,3

8,2

жилы в этом фрагменте чистый, белый, пузыр

IW-4

-25,7

-195,3

10,0

чатый. Вскрытая в обнажении мощность фраг

IW-5

-25,4

-192,7

10,4

мента составила 3 м по ширине и 1 м по глубине.

IW-6

-26,1

-199,4

9,1

Лёд этого фрагмента отбирался по горизонта

IW-7

-25,3

-195,0

7,8

ли (обр. IW-1-IW-8 и IW-12-IW-16) и вертикали

IW-8

105

-25,4

-195,1

8,4

(обр. IW-9-IW-11 и IW-17-IW-19). Расстояние

IW-12

120

-25,3

-193,3

8,9

между образцами по горизонтали и вертикали со

IW-13

135

-24,8

-186

12,4

IW-14

150

-24,8

-180,9

17,4

ставляло 15 см. Образцы льда высверливали ал

IW-15

165

-23,5

-175

мазной коронкой с использованием дрели Metabo

IW-16

180

-24,9

-184

15,2

BS 18 LTX Impuls, помещали в пластиковые зип-

Жила № 3, по глубине от поверхности

пакеты, а затем растапливали и переливали в про

IW-9

130

-25,2

-194,7

6,9

бирки, крышки которых герметизировали па

IW-10

120

-25,0

-193,1

7,1

рафиновой лентой. Анализ изотопного состава

IW-11

110

-25,1

-192,6

7,9

кислорода и водорода выполнен в изотопной ла

IW-17

180

-26,1

-195

13,8

боратории Российского химико-технологическо

IW-18

160

-24,5

-184,6

11,4

го университета им. Д.И. Менделеева на анализа

IW-19

175

-25,1

-186,4

14,4

торе Los Gatos Research Triple-Liquid Water Isotope

Жила № 1, по горизонтали от левого края

Analyzer (LGR T-LWIA, Model 912-0050). Изме

IW-21

-25,0

-185,7

14,5

ренные величины калиброваны и приведены от

IW-22

-25,9

-191,0

16,1

носительно V-SMOW. Точность измерений -

IW-23

-25,1

-185,9

14,8

0,1 ‰ для δ¹⁸О и 1 ‰ для δD.

IW-24

-25,0

-183,7

15,9

IW-25

-23,3

-180,2

6,3

IW-26

-25,0

-193,1

6,6

IW-27

-26,2

-203,1

6,7

Результаты

IW-28

105

-25,7

-194,4

11,4

IW-29

120

-22,7

-170,9

10,7

Значения δ¹⁸О и δD льда жил изменяются

IW-30

135

-21,2

-157,5

12,2

от -21,2 до -26,2 ‰ и от -157,5 до -203,1 ‰

Жила № 1, по глубине от поверхности

соответственно (таблица). Средние значе

IW-31

140

-24,9

-190,2

9,2

ния: δ¹⁸О = -24,8 и δD = -187,6 ‰. Величи

IW-32

155

-24,5

-187,7

8,5

ны d_exc - от 6,3 до 17,4 ‰ при среднем значе

IW-33

170

-24,6

-187,3

9,7

нии 10,5 ‰. Все полученные значения можно

IW-34

185

-24,1

-183,0

10,1

описать уравнением линейной регрессии

IW-35

200

-24,1

-182,2

11,0

δD = 8δ¹⁸О + 10,5 ‰ (R² = 0,9). При этом графи

IW-36

215

-23,9

-181,0

9,9

чески образцы ПЖЛ в основном соответствуют

IW-37

230

-23,1

-176,1

8,6

линии метеорных вод. Часть образцов (11 из 43),

IW-38

245

-23,0

-174,1

10,1

IW-39

260

-22,9

-174,8

8,7

в которых величина d_exc > 10 ‰, на изотопной

IW-40

280

-25,0

-190,4

9,6

диаграмме формируют точки, располагающиеся

IW-41

305

-26,0

-198,8

9,0

выше линии метеорных вод. По образцу IW-20 на

IW-42

330

-25,7

-196,5

8,8

уровне головы жилы № 1 была получена радио-

IW-43

355

-25,2

-191,2

10,1

углеродная датировка 13,6 тыс. калиброванных

Жила № 2

лет назад (IGAN_AMS 7698) по общему органиче

IW-44

150

-23,0

-174,5

9,7

скому углероду (TOC total organic carbon). Это

Пластовый лёд, вмещающий жилу № 1

позволяет сделать вывод, что возраст опробован

IW-20

160

-22,6

-168,5

12,0

ного жильного льда 13 тыс. л.н. или старше, т.е.

 140 

Ю.Н. Чижова и др.

время конца изотопной стадии МИС-2, длив

озера или частичной заозёренности был выра

шейся от 29 до 11,7 калиброванных тыс. л.н. [21].

жен термокарст по уже сформированным ледя

Полученные нами значения δ¹⁸О и δD льда

ным жилам и жилы частично протаяли, добавив

численно соответствуют величинам δ¹⁸О и δD

изотопный сигнал жильного льда в поверхност

повторно-жильных льдов Ямала изотопной

ную воду. Затем, при дальнейшем обмелении

стадии МИС-2 [16, 22, 23]. Повторно-жиль

и переходе части воды в пластовый лёд, возоб

ный лёд Сеяхинской едомы позднеплейсто

новился и более активный рост жил. Значение

ценового возраста (от 23 до 15 тыс. л.н.) ха

δ¹⁸О = -21,2 ‰, полученное на краю жилы (обр.

рактеризуется значениями δ¹⁸О от -23,4 до

IW-30), - относительно высокое по сравнению с

-26,6 ‰ [22]. Возраст повторно-жильного льда

другими определёнными значениями по жиль

вблизи полярной станции Марре-Сале оценён в

ному льду и, вероятно, связано со вторичной се

24-11 тыс. л.н. [16], он характеризуется средним

грегацией вдоль контакта с жилой.

значением δ¹⁸О = -24,1 (от -21,43 до -27 ‰) и

Один из случаев сочетания в разрезе гори

δD = -184,9 ‰ (от -161 до -208 ‰) [23]. Од

зонтально-слоистого пластового льда и синге

нако d_exc в этом льду не достигает полученных

нетического повторно-жильного льда описан

нами значений, он изменяется от 5,8 до 12,2 ‰

в верховьях р. Мордыяха [2]. Авторы делают

и в среднем составляет 8,1 ‰ [23]. Вообще, вы

вывод, что в краевых частях озёр могли форми

сокие значения d_exc в ПЖЛ - редкость не только

роваться сингенетические повторно-жильные

на Ямале, но и в большинстве изученных разре

льды, образуя парагенез пластовых (возникших

зов криолитозоны Арктического побережья Рос

из озёрной воды сегрегационным или инъекци

сии, причём не только в позднеплейстоценовом,

онным механизмом) и жильных льдов.

но и в голоценовом льду [11-13, 18].

Палеотемпературы. Поскольку изотопный

состав кислорода ПЖЛ успешно применяется для

расчёта палеотемператур, необходимо рассмо

Обсуждение результатов

треть, какие температуры показывают установ

ленные нами вариации δ¹⁸О в жилах Централь

О том, что изученные нами ПЖЛ относятся к

ного Ямала. Наиболее близки по величине δ¹⁸О

сингенетическим, указывают выраженный изгиб

к изученному нами льду повторно-жильные льды

вверх у контакта с ледяными жилами вмещающих

Сеяхинского разреза (рис. 3). Сначала Сеяхин

отложений (и пачки пластового льда) и дугообраз

ский разрез был датирован по вмещающим су

ное выгибание вниз между жилами, что повторя

глинистым отложениям, и наиболее близкими ко

ет конфигурацию подошвы СТС в полигональных

времени накопления отложений третьей террасы

ваннах во время накопления в них отложений и

были признаны датировки 25 и 26 тыс. лет [26].

роста ПЖЛ. Ярко выраженная полигональность

Это позволило считать, что суглинки третьей

поверхности ведёт к дифференциации обводнён

террасы, вмещающие и перекрывающие ПЖЛ,

ности и влажности отложений СТС, глубин се

формировались от 25 до 20 тыс. л.н. и несколь

зонного оттаивания и накопления осадка. В ре

ко позднее. Затем были получены радиоуглерод

зультате пояски и ледяные шлиры в обводнённых

ные датировки по аллохтонному торфу, которые

полигональных ваннах приобретают изгиб, повто

показали, что время формирования ПЖЛ Сея

ряя конфигурацию подошвы СТС [24, 25].

хинского разреза относится к периоду заверша

По нашему мнению, ледогрунт и ПЖЛ фор

ющего цикла позднеплейстоценового криохрона

мировались в переувлажнённых озёрных отло

и жилы формировались от 23 до 15 тыс. л.н. [26].

жениях в условиях мелкого озера или на краю

Значения δ¹⁸О в Сеяхинской жиле варьируют от

обмелевшего озера. Озёра часто могут ме

-23,15 до -26,63 ‰, среднее значение состав

нять свои конфигурации, перемещаться и ме

ляет -24,75 ‰. В работе [22] на основе этих изо

леть из-за активных процессов эрозии. Вели

топных данных сделаны оценки среднеянварских

чины δ¹⁸О и δD пластового льда (обр. IW-20,

температур воздуха периода 23-15 (18) тыс. л.н.,

см. таблицу), численно близкие к ПЖЛ, могут

которые находятся в пределах -35 ÷ -39 °С.

косвенно указывать на то, что в момент форми

Ю.К. Васильчуком на основе сопоставления

рования пластового льда в обстановке мелкого

современных температур воздуха зимнего пери

 141 

Палеогляциология

Рис. 3. Соотношение δD-δ¹⁸О для льда изученных фрагментов полигонально-жильных льдов (ПЖЛ):

1 - из жилы № 3; 2 - из жилы № 1; 3 - пластовый лёд, вмещающий ПЖЛ № 1; 4 - из жилы № 2; 5 - диапазон измене

ния величин δ¹⁸О позднеплейстоценовых ПЖЛ Сеяхинской едомы в работе [22]; 6 - диапазон изменения величин δ¹⁸О

позднеплейстоценовых ПЖЛ Марре-Сале в работе [23]

Fig. 3. The δD-δ18О relationship for the studied ice-wedges:

1 - from the ice-wedge № 3; 2 - from the ice-wedge № 1; 3 - massive ice near the ice-wedge № 1; 4 - from the vein № 2; 5 - the

range of δ¹⁸O values of the Late Pleistocene ice-wedge of Seyakha [22]; 6 - range of δ¹⁸О values of the Late Pleistocene ice-wedge

near Marre-Sale station [23]

ода, самого холодного месяца зимы (января), и

ную связь δ¹⁸О-Т для большого массива дан

изотопного состава кислорода элементарных ле

ных (особенно, если аппроксимировать значе

дяных жилок были предложены прямые фор

ния δ¹⁸О по ПЖЛ таких удалённых друг от друга

мулы для расчёта температуры Т по величинам

разрезов, как, например, п-ов Ямал и о. Котель

δ¹⁸О [10]. Затем были опубликованы ещё несколь

ный), а с другой стороны - достаточно боль

ко уравнений регрессии Т - δ¹⁸О [27, 28]. Все эти

шой разброс значений относительно линей

зависимости рассмотрены в обзоре Т. Опеля [5].

ной аппроксимации для отдельных районов

При использовании формулы Ю.К. Васильчука

(что выразилось в том числе в величине коэф

для среднего значения исследованных нами ПЖЛ

фициента достоверности линейной аппрок

δ¹⁸О = -24,8 ‰ среднезимняя температура воз

симации R² = 0,75 и 0,67 для Т_ср.янв и Т_{хол.пер}

духа времени формирования жилы оценивается в

соответственно). Отдельно для Ямала рассчи

-24,8±2 °С, среднеянварская - в -37,2±3 °С. От

тать более точную зависимость δ¹⁸О-Т, скорее

метим, что в обзоре Т. Опеля ошибочно упомина

всего, невозможно. Если рассматривать опубли

ется эта формулы (δ¹⁸О = Т±2) как зависимость,

кованные данные по Ямалу для современных

характеризующая связь изотопного состава кис

ледяных жилок, то можно видеть, что не все зна

лорода жил с температурами воздуха периода с

чения δ¹⁸О можно использовать как современ

декабря по февраль. Однако данная формула по

ные, поскольку они некорректно согласуются

лучена для климатического зимнего (не кален

друг с другом и с географическим положением

дарного) периода, т.е. для холодного периода - с

участков опробования. Величина δ¹⁸О для со

октября по май [10].

временной жилки в Марре-Сале, составившая

Более поздние пересчёты по большому объё

-14 ‰ [16, 27], возможно, контаминирована со

му опубликованных значений δ¹⁸О по ПЖЛ [27],

временным текстурным льдом (который имеет

с одной стороны, показали хорошую линей

более высокие значения δ¹⁸О, чем ПЖЛ).

 142 

Ю.Н. Чижова и др.

Также вероятно, что опробованные совре

выраженную межгодовую изменчивость темпе

менные ПЖЛ в долине р. Щучья контамини

ратур воздуха, особенно за последние 30 лет, и

рованы голоценовым льдом МИС-1. Установ

из-за различий в масштабе осреднения не выдер

ленная величина δ¹⁸О = -18,2 ‰ [10] скорее

живает сравнения с предшествующими времен

голоценовая, а не современная, поскольку гео

ными периодами, доступными по палеоклимати

графическое положение обнажения на р. Щучья,

ческим архивам. Отметим, что полученные нами

учитывая изотопное обеднение атмосферных

значения δ¹⁸О по ПЖЛ Центрального Ямала

осадков, выраженное с запада на восток, дик

имеют достаточно большой диапазон, что ука

тует более высокие значения δ¹⁸О современных

зывает на некоторую нестабильность метеоро

жилок, которые должны попадать в диапазон

логических условий зимнего сезона в позднем

значений между станциями Амдермой и Сеяхой.

плейстоцене. Возможно, именно с такой неста

Таким образом, даже сама вариативность изо

бильностью климатических условий связаны и

топного состава кислорода элементарных ледя

вариации дейтериевого эксцесса в жильном льду.

ных жилок служит препятствием для получения

Дейтериевый эксцесс. Только ограничен

более точных зависимостей δ¹⁸О-Т.

ный объём изотопных данных с величина

Использование любой из предложенных зави

ми d_exc > 10 ‰ получен для ПЖЛ криолито

симостей δ¹⁸О-Т [5] для среднего значения δ¹⁸О

зоны арктических побережий возрастом от 24

исследованных нами ПЖЛ показывает темпера

до 14 тыс. л. Например, для ПЖЛ Сеяхинской

туры, попадающие в диапазон Т_ср.янв = -37,2±3 °С

едомы, значения δ¹⁸О льда которой близки к по

(т.е. от -34,2 до -40,2 °С) и Т_{хол.пер} = -24,8±2 °С

лученным нами и лёд которой датирован от 23

(т.е. от -22,8 до -26,8 °С). Современные темпера

до 15 тыс. л.н. [22], был отмечен экскурс значе

туры воздуха Центрального Ямала можно оценить

ний d_exc до 19 ‰ [17, 26]. Для большинства ис

двумя разными способами. Так, если использо

следованных геокриологических разрезов вели

вать средние многолетние данные наблюдений на

чины d_exc в ПЖЛ не превышают 10 ‰. Крупные

ст. Сеяха (70° с.ш., 72.5° в.д.) за период с 1961 по

сингенетические сартанские (МИС-2) жилы на

1990 г., то разница между современными темпера

мысе Сопочная Карга в отложениях второй тер

турами холодного периода и временем формиро

расы Енисея характеризуются величинами d_exc

вания опробованных нами жил составляет около

от 2,6 до 10,9 ‰ (46 образцов) [23]. Значение

7 °С (и 10 °С для среднеянварских). Если же оце

d_exc в среднем меньше 10 ‰ (от 8,2 до 10,2 ‰)

нивать температуры воздуха для координат района

отмечено в повторно-жильных льдах разреза

исследований по данным реанализа ERA-Interim,

«мыс Макаревича - устье р. Крестьянка» сар

который работает с 1979 г. (и по 2019 г. включи

танско-голоценовой толщи, значения d¹⁸О и

тельно), то во время формирования жил Т_{хол.пер}

dD в которых изменяются от -23,5 до -22,0 ‰

были на 10 °С ниже современных, а среднеянвар

и от -179,7 до -167,7 ‰ соответственно [23].

ские - на 16 °С. Скорее всего, такие выраженные

В сингенетических ПЖЛ нижнего яруса в рай

различия в оценках современных температур воз

оне пос. Диксон значения d¹⁸О составляют от

духа связаны со значительным отличием метеоро

-26,8 до -24,3 ‰, d_exc = 9,3 ‰ [23].

логических показателей за последние 20-30 лет по

В жилах позднеплейстоценового возрас

сравнению с нормами 1961-1990 гг.

та (< 18 тыс. л.н.) мыса Саблер (26 образцов)

Если рассматривать весь диапазон полу

значение d_exc = 13,9 ‰ [15]. В жилах возрас

ченных значений δ¹⁸О по ПЖЛ (см. таблицу,

том от 20 до 26 тыс. л.н. на Таймыре (оз. Лабаз),

без учёта одного значения δ¹⁸О = -21,2 ‰), то

п-ове Быковском и о. Большом Ляховском сред

общий диапазон вариации температур воздуха

ние величины d_exc составили от 3 до 9,2 ‰ [13].

холодного периода составлял 5±2 °С, а средне

При детальном рассмотрении изотопных дан

январских - 7,5±3 °С. Современный диапазон

ных, полученных по ПЖЛ позднеплейсто

изменений температур воздуха холодного пери

ценового возраста с о. Большой Ляховский,

ода (с октября по май) для Центрального Ямала

видно, что из 174 образцов ледового комплек

(координат района исследования) по данным ре-

са, формирование которого датировано от 55 до

анализа Era-Interim составляет около 7 °С. Со

28 тыс. л.н. [11], только 10 образцов льда при

временный климат показывает намного более

среднем значении d_exc = 10,3 ‰ характеризу

 143 

Палеогляциология

ются максимальными величинами до 15,1 ‰;

показывают выраженный сдвиг в сторону уве

ещё шесть образцов льда при среднем значе

личения d_exc [12] в голоцене. Пожалуй, это -

нии d_exc = 11,3 ‰ демонстрируют максимум

единственные данные (кроме полученных нами

в 15,4 ‰. Возраст этого льда по соотношению

и Ю.К. Васильчуком для Сеяхинского разреза

абсолютной высоты отбора и выполненного да

позднеплейстоценовых ПЖЛ) с такими высоки

тирования вмещающих жилы отложений [11]

ми значениями d_exc. В 109 образцах позднеголо

может быть условно принят в 35 и 28 (или мо

ценового жильного льда аласной котловины, да

ложе) тыс. лет соответственно. Таким образом,

тированного от 3285 до 1171 калиброванных л.н.

высокие величины d_exc в позднеплейстоценовых

(обр. BYK A-2 в работе [12]), величины d_exc со

ПЖЛ составляют небольшую часть всех полу

ставили от 10,7 до 17,8 ‰. Возможно, такие вы

ченных значений. Это показывает, что период

сокие d_exc в позднеголоценовых жилах не были

позднего плейстоцена, соответствующий изо

получены только потому, что пока не удалось

топной стадия МИС-2, характеризовался кли

опробовать жильный лёд моложе 3 тыс. лет в

матической нестабильностью, связанной либо

других разрезах Восточной Сибири. Высокие

с глобальной циркуляцией атмосферы, либо с

значения d_exc в таких молодых жилах отражают

большой вариативностью локальных климати

существенные изменения локального или регио

ческих условий.

нального режима влажности и переноса воздуш

В голоценовых ПЖЛ высокие величины d_exc

ных масс позднеголоценового времени.

чаще отмечены в Западной Сибири, а не в Вос

После того, как В. Дансгор предложил до

точной. Голоценовые ледяные жилы отража

полнительный расчётный параметр - дейтерие

ют более высокие температуры воздуха зимнего

вый эксцесс d_exc = δD - 8δ¹⁸O [6] как показатель

периода по сравнению с поздним плейстоце

неравновесности формирования изотопного со

ном - увеличение значений δ¹⁸О и δD в среднем

става осадков, он стал использоваться в палео

на 6 и 40 ‰ соответственно характеризует кли

климатологии по ледниковым кернам. Л. Мер

матическую границу плейстоцен-голоцен, что

ливат и Ж. Жузель [32] показали, что величина

было установлено как по подземным льдам, так

d_exc связана с условиями в районе испарения

и по Гренландским ледниковым кернам.Однако

влаги, которая затем выпадает в виде атмосфер

поведение дейтериевого эксцесса не так одно

ных осадков. Они разработали первую теорети

значно. Голоценовые жилы (МИС-1) в районе

ческую модель процессов фракционирования

пос. Диксон имеют значения d_exc около 11 ‰, а

изотопов кислорода и водорода при испарении

в голоценовых жилах в отложениях второй тер

с поверхности океана, которая до сих пор широ

расы Енисея значения d_exc составили от 4,4 до

ко используется. Согласно этой модели, величи

13,8 ‰ - это максимальное значение по 29 об

на d_exc в водяном паре связана с относительной

разцам [23]. Ранее относительно высокие значе

влажностью воздуха над поверхностью океана и

ния d_exc ( > 10 ‰) для голоценовых ПЖЛ были

с температурой поверхности моря. Ограничен

получены близ г. Воркута [29], где они соста

ные наблюдения за изотопным составом водя

вили от 9 до 13,8 ‰. Отметим, что при перехо

ного пара некоторых регионов подтверждают

де от плейстоцена к голоцену при выраженном

приоритетное влияние относительной влажно

сдвиге значений δ¹⁸О и δD практически не от

сти на изменчивость d_exc, в то время как влия

мечено значительного изменения в величинах

ние температуры остаётся труднооцениваемым

d_exc в ПЖЛ Восточной Сибири. Немного увели

в этом контексте. Основываясь на теории ис

чивающиеся средние значения d_exc (около 2 ‰

парения и наблюдениях на границе атмосфе

для Ойгосского Яра и около 1 ‰ для о. Боль

ра/океан, модель [32] также учитывает влия

шой Ляховский), которые соответствуют пере

ние скорости ветра на процессы кинетического

ходу от позднеплейстоценового криохрона к го

фракционирования во время испарения и, сле

лоцену [11, 18], соответствуют наблюдениям на

довательно, на величину d_exc в паре. Послед

мысе Мамонтов Клык [30] и в дельте р. Лена [31]

ними исследованиями установлено, что ветро

и указывают на довольно постоянные пути об

вой режим практически не влияет на величину

разования и переноса влаги. Напротив, сред

d_exc [4] и изотопный состав кислорода и водоро

ние значения d_exc в ПЖЛ на п-ове Быковский

да пара обусловлен относительной влажностью

 144 

Ю.Н. Чижова и др.

воздуха и температурой поверхности: увеличе

для второй фазы события Хайнриха (Heinrich

ние относительной влажности воздуха над мор

Stadial 1 - от 17,5 до 14,7 тыс. л.н.) по исследо

ской поверхностью на 10% приводит к сниже

ванию Гренландского ледяного керна NGRIP.

нию d_exc приблизительно на 3 ‰, а увеличение

В ледниковом керне для периода, предшество

температуры на 10 °C вызывает увеличению d_exc

вавшего переходу плейстоцен/голоцен, отмече

приблизительно на 3 ‰.

ны резкие изменения в величине d_exc - от 5 до

Изменения циркуляции атмосферы, кото

14 ‰) [35]. При этом распространение на юг

рые влияют на увеличение d_exc в ПЖЛ, могут

большого количества морского льда и айсбергов

быть как локального/регионального, так и гло

должно было повлиять на уменьшение темпера

бального масштаба. Единственный глобальный

туры поверхностного слоя воды в Атлантике, и,

фактор, влияющий на изотопный состав осад

следовательно, смещение района испарения на

ков на территории криолитозоны России, кото

юг не означало увеличение температуры воды и

рый можно исключить из рассмотрения, - суще

не приводило к выраженному увеличению зна

ствование обширного покровного оледенения

чений δ¹⁸О формирующихся осадков. Наличие

на севере Европейской части. Для территории

морского льда в зимний сезон также удовлетво

от Ямала до Якутии общий характер циркуля

ряет предположению о низких величинах отно

ции в период 34-10 тыс. л.н. менялся очень

сительной влажности воздуха (а следовательно,

мало [10, 27]. А на Западном Ямале и побережьях

высоких значениях d_exc). Возможно, этот про

Байдарацкой губы установлены континенталь

цесс смещения источника пара действительно

ные (аллювиальные, озёрные, лагунные, эоло-

затрагивал глобальную атмосферную циркуля

вые) отложения, формировавшиеся в период от

цию в Северном полушарии.

современности до 37 тыс. л.н. [33]. Таким обра

Смещение к югу основного района-постав

зом, в позднем плейстоцене на Ямале шло не

щика влаги в Атлантике также могло сопровож-

прерывное прибрежно-морское и континенталь

даться изменением (удлинением) траектории

ное осадконакопление, что исключает мощное

движения воздушных масс, приносящих осадки

покровное оледенение [34]. То, что d_exc > 10 ‰

на Ямал. Пролегание путей движения воздуш

отмечается в отдельных образцах ПЖЛ на Ямале

ных масс над континентом могло вызывать вы

и дальше по арктическому побережью на вос

раженное изотопное обеднение на последних

ток (мыс Саблера, отдельные образцы ПЖЛ на

ступенях рэлеевской дистилляции и возрастание

о. Большой Ляховский), может указывать на

дейтериевого эксцесса.

масштабные атмосферные изменения в период

Возникновение высоких значений d_exc жиль

20-14 тыс. л.н. А то, что таких образцов ПЖЛ с

ного льда, по нашему мнению, не может быть

высокими d_exc было получено мало, возможно,

связано с увеличением доли зимнего снега по

свидетельствует о довольно кратковременных

сравнению с количеством весенних осадков. Этот

периодах, в течение которых изменившаяся об

процесс должен сопровождаться не только ро

становка повлияла на величину d_exc.

стом d_exc, но и уменьшением значений δ¹⁸О, что

Одна из возможных причин - изменение

логично следует из преобладания зимнего изо

в источнике пара: смещение основного райо

топно лёгкого снега. По нашим данным, образцы

на происхождения влаги. Чтобы описать по

с высокими значениями d_exc имеют те же значе

лученные данные (с возросшими величинами

ния δ¹⁸О, что и образцы с невысокими значени

d_exc при относительно постоянных значениях

ями d_exc, следовательно, мы не можем констати

δ¹⁸О), нужно предположить смещение источни

ровать, что выделяется тренд уменьшения δ¹⁸О с

ка пара к югу при уменьшении относительной

ростом d_exc (частично и потому, что данных для

влажности воздуха. Такая ситуация возможна,

этого недостаточно). Если предполагать неизмен

если увеличивается протяжённость на юг мор

ную картину заполнения морозобойной трещины

ского льда в Северной Атлантике и происходят

в течение длительного времени смесью зимнего,

крупные отколы и выносы айсбергов у берегов

весеннего снега и весенних осадков, то рост d_exc

Гренландии, что вызвало перемещение обла

в этой смеси скорее показывает не только изме

сти формирования пара (области испарения) на

нение пропорции смешивания, но и изменения

юг. Такие изменения в Атлантике установлены

изотопных параметров самих компонентов.

 145 

Палеогляциология

Выводы

рода свидетельствует о температурах холодного

периода времени формирования жилы около

1. Исследован изотопный состав кислорода и

13 тыс. л.н. порядка -22,8 ÷ -26,8 °C (в среднем

водорода повторно-жильного льда на Централь

на 5-9 °C холоднее современных) и январских

ном Ямале. Значения δ¹⁸О и δD льда изменяют

температурах от -34,2 до -40,2 °C (на 8-14 °C

ся от -21,2 до -26,2 ‰ (среднее -24,8 ‰) и от

холоднее современных). Эти температуры близ

-157,5 до -203,1 ‰ (среднее -187,6 ‰) соот

ки к ранее реконструированным температурам

ветственно. В целом, все полученные значения

холодного периода по Сеяхинскому разрезу.

описываются уравнением линейной регрессии

δD = 8δ¹⁸О + 10,5 ‰ (R² = 0,9).

Благодарности. Авторы благодарят НП «Россий

2. Величины дейтериевого эксцесса d_exc из

ский центр освоения Арктики» за содействие в

меняются от 6,3 до 17,4 ‰ при среднем зна

организации полевых работ. Ю.Н. Чижова ис

чении 10,5 ‰. Для 11 образцов льда отмечены

кренне признательна проф. Ю.К. Васильчуку за

высокие значения d_exc (от 12 до 17 ‰), что не

обсуждение научной проблематики. Работа вы

обычно для этого типа льда. Немногочисленные

полнена при финансовой поддержке РФФИ в

свидетельства высоких значений d_exc в жильном

рамках научных проектов: № 19-05-00813 - изо

льду описаны в литературе для разрезов Сеяхин

топные определения и интерпретация, полевые

ской едомы (повторно-жильного льда, сформи

работы Ю.Н. Чижовой; № 18-05-60272 - обоб

рованного от 23 до 15 тыс. л.н.) и мыса Сабле

щение данных; № 18-05-60222 - изучение тер

ра, датированного моложе 18 тыс. л.н. Величина

моцирков и полевые работы А.В. Хомутова и

d_exc, возможно, отражает нестабильные клима

Е.М. Бабкина.

тические условия позднего плейстоцена, связан

ные с изменением в источнике пара и пролега

Acknowledgments. We thank Russian Center for Arc

нием траекторий движения воздушных масс над

tic Development for assistance in organization of

континентальной частью, что при общем запад

field work. Ju.N. Chizhova sincerely grateful to Prof.

ном переносе приводило к выраженному изо

Yu.K. Vasilchuk for a discussion. This work was fi

топному истощению и высоким значениям d_exc.

nancially supported by the Russian Foundation for

3. По изотопным характеристикам исследо

Basic Research (projects № 19-05-00813 - isotopic

ванный повторно-жильный лёд соответствует

analysis and interpretation, field works of Yu.N. Chi-

жильным льдам Ямала, формировавшимся в те

zhova, № 18-05-60272 - data compilation, № 18-

чение изотопной стадии МИС-2 (конец позд

05-60222 - study of thermal circuses and field work

него плейстоцена). Изотопный состав кисло

of A.V. Khomutov and E.M. Babkin).

Литература

References

1. Слагода Е.А., Опокина О.Л., Рогов В.В., Курчато-

1. Slagoda E.A., Opokina O.L., Rogov V.V., Kurchato-

ва А.Н. Строение и генезис подземных льдов в

va A.N. The structure and genesis of underground ice

верхненеоплейстоцен-голоценовых отложениях

in the Upper Pleistocene-Holocene sediments of Cape

Marre-Sale (Western Yamal). Kriosfera Zemli. Earth

мыса Марре-Сале (Западный Ямал) // Криосфера

Cryosphere. 2012, 16 (2): 9-22. [In Russian].

Земли. 2012. Т. 16. № 2. С. 9-22.

2. Vasilchuk Yu.K., Vasilchuk A.K., Budantseva N.A. Izotopnyy

2. Васильчук Ю.К., Васильчук А.К., Буданцева Н.А.

i sporovo-pyl'tsevoy sostav plastovoy ledyanoy zalezhi na reke

Изотопный и спорово-пыльцевой состав пласто

Mordyyakha, Tsentral'nyy Yamal. Isotope and spore-pollen

вой ледяной залежи на реке Мордыяха, Централь

composition of the ice sheet on the Mordyyakha river, Cen

ный Ямал // ДАН. 2012. Т. 446. № 2. С. 204-208.

tral Yamal. Doklady Akademii Nauk. Reports of the Acad

3. Pfahl S., Sodemann H. What controls deuterium excess

emy of Sciences. 2012, 446 (2): 204-208. [In Russian].

in global precipitation? // Climate of the Past. 2014.

3. Pfahl S., Sodemann H. What controls deuterium excess in

V. 10. P. 771-781.

global precipitation? Climate of the Past. 2014, 10: 771-781.

4. Bonne J-L., Behrens M., Meyer H., Kipfstuhl S., Rabe B.,

Schonicke L., Steen-Larsen H.C., Werner M. Resolv

Schonicke L., Steen-Larsen H.C., Werner M. Resolving

ing the controls of water vapour isotopes in the At

the controls of water vapour isotopes in the Atlantic

lantic sector // Nature communications. 2019. № 10.

sector. Nature communications. 2019, 10: 1632. doi.

Р. 1632. doi.org/10.1038/s41467-019-09242-6.

org/10.1038/s41467-019-09242-6.

 146 

Ю.Н. Чижова и др.

5. Opel T., Meyer H., Wetterich S., Laepple T., Murton J. Ice

wedges as archives of winter paleoclimate: A review // Per

wedges as archives of winter paleoclimate: A review. Per

mafrost and Periglacial Processes. 2018. V. 29. P. 199-209.

mafrost and Periglacial Processes. 2018, 29: 199-209.

6. Dansgaard W. Stable isotopes in precipitation // Tellus.

6. Dansgaard W. Stable isotopes in precipitation. Tellus.

1964. V. 16. P. 436-468.

1964, 16: 436-468.

7. Michel F.A. Isotope investigations of permafrost waters

in northern Canada. PhD. Canada: University of Wa

terloo, 1982: 424 p.

terloo, 1982. 424 с.

8. Mackay J.R. Oxygen isotope variations in permafrost,

Tuktoyaktuk Peninsula area, Northwest Territories.

Current Research. Part B. Geological Survey of Cana

da. 1983, Paper 83-1B: 67-74.

da. 1983. Paper 83-1B. Р. 67-74.

9. Vasilchuk Yu.K. Paleoclimatic reconstruction of the Late

9. Васильчук Ю.К. Реконструкции палеоклимата позд

Pleistocene and Holocene based on isotopic studies of

него плейстоцена и голоцена на основе изотопных

underground ice and cryolithozone waters. Vodnyye

исследований подземных льдов и вод криолитозо

resursy. Water resources. 1990, 6: 162-170. [In Russian].

ны // Водные ресурсы. 1990. № 6. С. 162-170.

10. Vasilchuk Yu.K. Izotopno-kislorodnyy sostav podzem-

10. Васильчук Ю.К. Изотопно-кислородный состав

nykh l'dov (opyt paleogeokriologicheskikh rekon-

подземных льдов (опыт палеогеокриологических

struktsiy). Isotope-oxygen composition of underground

реконструкций): В 2 т. М.: РИО Мособлупрполи

ices (experience of paleogeocryological reconstruc

графиздат, 1992. Т. 1. 420 с. Т. 2. 264 с.

tions): In 2 v. Moscow: RIO Mosobluprpolygraphiz

11. Meyer H., Dereviagin A.Y., Siegert C., Schirrmeister L.,

dat, 1992. V. 1: 420 p. V. 2: 264 p. [In Russian].

Hubberten H.W. Palaeoclimate reconstruction on Big

11. Meyer H., Dereviagin A. Y., Siegert C., Schirrmeister L.,

Lyakhovsky Island, North Siberia - Hydrogen and

Hubberten H.W. Palaeoclimate reconstruction on Big

oxygen isotopes in ice wedges // Permafrost and Peri

Lyakhovsky Island, North Siberia - Hydrogen and ox

glacial Processes. 2002. V. 13. P. 91-105.

ygen isotopes in ice wedges. Permafrost and Periglacial

12. Meyer H., Dereviagin A.Y., Siegert C., Hubberten H.W.

Processes. 2002, 13: 91-105.

12. Meyer H., Dereviagin A. Y., Siegert C., Hubberten H.W.

Paleoclimate studies on Bykovsky Peninsula, North

Siberia hydrogen and oxygen isotopes in ground ice //

Siberia hydrogen and oxygen isotopes in ground ice.

Polarforschung. 2002. V. 70. P. 37-51.

Polarforschung. 2002, 70: 37-51.

13. Wetterich S., Rudaya N., Tumskoy V., Andreev A.A.,

13. Wetterich S., Rudaya N., Tumskoy V., Andreev A. A.,

Opel T., Schirrmeister L., Meyer H. Last Glacial Maxi

mum records in permafrost of the East Siberian Arctic //

mum records in permafrost of the East Siberian Arctic.

Quaternary Science Reviews. 2011. V. 30. P. 3139-3151.

Quaternary Science Reviews. 2011, 30: 3139-3151.

14. Dereviagin A.Yu., Meyer H., Chizhov A.B., Hubberten H.W.,

14. Dereviagin A.Yu., Meyer H., Chizhov A.B., Hubberten

Simonov E.F. New data on the isotopic composition and

H.W., Simonov E.F. New data on the isotopic composi

evolution of modern ice wedges in the Laptev Sea region //

tion and evolution of modern ice wedges in the Laptev

Polarforschung. 2002. № 70. Р. 27-35.

Sea region. Polarforschung. 2002, 70: 27-35.

15. Деревягин А.Ю., Чижов А.Б., Брезгунов В.С., Хуб-

15. Derevyagin A.Yu., Chizhov A.B., Brezgunov V.S., Hub-

бертен Г.В., Зигерт К. Изотопный состав повтор

berten G.V., Siegert K. Isotopic composition of ice-wedge

но-жильных льдов мыса Саблера (оз. Таймыр) //

ices of Cape Sabler (Lake Taimyr). Kriosfera Zemli.

Криосфера Земли. 1999. Т. 3. № 3. С. 41-49.

Earth Cryosphere. 1999, 3 (3): 41-49. [In Russian].

16. Стрелецкая И.Д., Васильев А.А., Облогов Г.Е., Ма-

16. Streletskaya I.D., Vasiliev A.A., Oblogov G.E., Ma-

тюхин А.Г. Изотопный состав подземных льдов

tyukhin A.G. Isotopic composition of underground ices

Западного Ямала (Марре-Сале) // Лёд и Снег.

of the Western Yamal (Marre-Sale). Led i Sneg. Ice

2013. № 2 (122). C. 83-92.

and Snow. 2013, 2 (122): 83-92. [In Russian].

17. Vasil’chuk Yu.K., Jungner H., Vasil’chuk A.C. ¹⁴C dating

of peat and δ¹⁸О - δD in ground ice from Northwest

Siberia. Radiocarbon. 2001, 43 (2B): 527-540.

Siberia // Radiocarbon. 2001. V. 43. № 2B. P. 527-540.

18. Opel T., Wetterich S., Meyer H., Dereviagin A. Y., Fuchs

18. Opel T., Wetterich S., Meyer H., Dereviagin A.Y.,

M. C., Schirrmeister L. Ground-ice stable isotopes and

Fuchs M.C., Schirrmeister L. Ground-ice stable iso

cryostratigraphy reflect late Quaternary palaeoclimate in

topes and cryostratigraphy reflect late Quaternary pa

the Northeast Siberian Arctic (Oyogos Yar coast, Dmit

laeoclimate in the Northeast Siberian Arctic (Oyo

ry Laptev Strait). Climate of the Past. 2017, 13: 587-611.

gos Yar coast, Dmitry Laptev Strait) // Climate of the

19. Leibman M.O., Khomutov A.V. The Vaskiny Dachi station

Past. 2017. V. 13. P. 587-611.

in central Yamal: 30 years of research. Kriosfera Zemli.

19. Лейбман М.О., Хомутов А.В. Стационар «Васьки

Earth Cryosphere. 2019, 23 (1): 91-95. [In Russian].

ны дачи» на центральном Ямале: 30 лет исследова

20. Danilov I.D. Formation ice and subaquatic cryolitho

ний // Криосфера Земли. 2019. Т. 23. № 1. С. 91-95.

genesis. Geokriologicheskiye issledovaniya. Geocryologi

20. Данилов И.Д. Пластовые льды и субаквальный

cal studies. Moscow: MGU, 1989: 16-29. [In Russian].

криолитогенез // Геокриологические исследова

21. Porter T.J., Opel T. Recent advances in paleoclimatologi

ния. М.: изд. МГУ, 1989. С. 16-29.

cal studies of Arctic wedge- and pore-ice stable-water iso

21. Porter T.J., Opel T. Recent advances in paleoclimato

tope records. Permafrost and Periglacial Process. 2020, 31

logical studies of Arctic wedge- and pore-ice stable-

(1): 429-441. https://doi.org/10.1002/ppp.2052.

 147 

Палеогляциология

water isotope records // Permafrost and Periglacial

22. Vasilchuk Yu.K., Budantseva N.A., Vasilchuk A.K.

Process. 2020. V. 31. № 1. С. 429-441. https://doi.

High-resolution isotope-oxygen diagram of the Late

org/10.1002/ppp.2052.

Pleistocene ice-wedge ice of the Seyakha Edoma, East

22. Васильчук Ю.К., Буданцева Н.А., Васильчук А.К.

Yamal. Doklady Akademii Nauk. Reports of the Acad

Высокоразрешающая изотопно-кислородная диа

emy of Sciences. 2019, 487 (2): 208-211. [In Russian].

грамма позднеплейстоценовых повторно-жиль

23. Oblogov G.E. Evolyutsiya kriolitozony poberezh'ya i shel'fa

ных льдов Сеяхинской едомы, Восточный Ямал //

Karskogo morya v pozdnem neopleystotsene - golotsene.

ДАН. 2019. Т. 487. № 2. С. 208-211.

Dissertatsiya na soiskaniye uchenoy stepeni kandidata ge-

23. Облогов Г.Е. Эволюция криолитозоны побережья

ologo-mineralogicheskikh nauk. Evolution of the perma

frost zone of the coast and shelf of the Kara Sea in the

и шельфа Карского моря в позднем неоплейстоце

Late Neopleistocene - Holocene. PhD. Tyumen: Insti

не - голоцене: Дис. на соиск. уч. степ. канд. геол.-

tut kriosfery Zemli SO RAN, 2016: 197 p. [In Russian].

мин. наук. Тюмень: Ин-т криосферы Земли СО

24. Popov A.I. Merzlotnyye yavleniya v zemnoy kore (krioli-

РАН, 2016. 197 с.

tologiya). Permafrost phenomena in the earth's crust

24. Попов А.И. Мерзлотные явления в земной коре

(cryolithology). Moscow: Moscow University Press,

(криолитология). М.: изд. МГУ, 1967. 304 с.

1967: 304 p. [In Russian].

25. Романовский Н.Н. Основы криогенеза литосферы.

25. Romanovsky N.N. Osnovy kriogeneza litosfery. Basics of

М.: Изд-во МГУ, 1993. 336 с.

cryogenesis of the lithosphere. Moscow: Moscow Uni

26. Васильчук Ю.К. Повторно-жильные льды: гетеро

versity Press, 1993: 336 p. [In Russian].

цикличность, гетерохронность, гетерогенность.

26. Vasilchuk Yu.K. Povtorno-zhil'nyye l'dy: geterotsikli-

М.: Изд-во МГУ, 2006. 404 с.

chnost', geterokhronnost', geterogennost'. Ice wedge: het

27. Стрелецкая И.Д., Васильев А.А., Облогов Г.Е., То-

erocyclicity, heterogeneity, heterogeneity. Moscow:

карев И.В. Реконструкция палеоклимата Россий

Moscow University Press, 2006: 404 p. [In Russian].

ской Арктики в позднем неоплейстоцене-голоце

27. Streletskaya I.D., Vasiliev A.A., Oblogov G.E., Tokarev I.V.

не на основе данных по изотопному составу по

Reconstruction of the paleoclimate of the Russian Arctic

лигонально-жильных льдов // Криосфера Земли.

in the Late Neopleistocene-Holocene based on the isoto

2015. Т. 19. № 2. С. 98-106.

pic composition of polygonal ice wedges. Kriosfera Zemli.

28. Nikolayev V.I., Mikhalev D.V. An oxygen isotope paleo

Earth Сryosphere. 2015, 19 (2): 98-106. [In Russian].

thermometer from ice in Siberian permafrost // Qua

28. Nikolayev V.I., Mikhalev D.V. An oxygen isotope paleo

ternary Research. 1995. V. 43. № 1. P. 14-21.

thermometer from ice in Siberian permafrost. Quater

29. Васильчук Ю.К., Папеш В., Ранк Д., Сулержицкий Л.Д.,

nary Research. 1995, 43 (1): 14-21.

Васильчук А.К., Буданцева Н.А., Чижова Ю.Н. Пер

29. Vasilchuk Yu.K., Papesh V., Rank D., Sulerzhitsky L.D.,

вые для севера Европы 14С-датированные изотоп

Vasilchuk A.K., Budantseva N.A., Chizhova Ju.N. The

но-кислородная и дейтериевая диаграммы из повтор

first 14C-dated isotope-oxygen and deuterium diagrams

но-жильного льда близ города Воркуты // ДАН. 2005.

from re-vein ice near the city of Vorkuta for the north of

Т. 400. № 5. С. 684-689.

Europe. Doklady Akademii Nauk. Reports of the Acad

30. Boereboom T., Samyn D., Meyer H., Tison J.-L. Stable

emy of Sciences. 2005, 400 (5): 684-689. [In Russian].

isotope and gas properties of two climatically contrast

30. Boereboom T., Samyn D., Meyer H., Tison J.-L. Stable

ing (Pleistocene and Holocene) ice wedges from Cape

isotope and gas properties of two climatically contrast

Mamontov Klyk, Laptev Sea, northern Siberia // The

ing (Pleistocene and Holocene) ice wedges from Cape

Mamontov Klyk, Laptev Sea, northern Siberia. The

Cryosphere. 2013. V. 7. P. 31-46.

Cryosphere. 2013, 7: 31-46.

31. Wetterich S., Kuzmina S., Andreev A.A., Kienast F.,

31. Wetterich S., Kuzmina S., Andreev A. A., Kienast F.,

Meyer H., Schirrmeister L., Kuznetsova T., Sierralta M.

Palaeoenvironmental dynamics inferred from late Qua

ternary permafrost deposits on Kurungnakh Island,

Lena Delta, Northeast Siberia, Russia // Quaternary

Science Reviews. 2008. V. 27. P. 1523-1540.

Science Reviews. 2008, 27: 1523-1540.

32. Merlivat L., Jouzel J. Global climatic interpretation of

the deuterium-oxygen 18 relationship for precipitation //

the deuterium-oxygen 18 relationship for precipitation.

Journ. of Geophys. Research. 1979. V. 84. P. 5029-5033.

Journ. of Geophys. Research. 1979, 84: 5029-5033.

33. Forman S.L., Ingolfsson O., Gataullin V., Manley W.,

33. Forman S.L., Ingolfsson O., Gataullin V., Manley W., Lokrantz

Lokrantz H. Late Quaternary stratigraphy, glacial lim

H. Late Quaternary stratigraphy, glacial limits, and paleoen

its, and paleoenvironments of the Marresale Area,

vironments of the Marresale Area, western Yamal Peninsula,

western Yamal Peninsula, Russia // Quaternary Re

Russia. Quaternary Research. 2002, 57 (3): 355-370.

search. 2002. V. 57. № 3. P. 355-370.

34. Belova N.G. Plastovyye l'dy yugo-zapadnogo poberezh'ya Kar-

34. Белова Н.Г. Пластовые льды юго-западного побере

skogo morya. Massive ices of the southwestern coast of the

жья Карского моря. М.: МАКС Пресс, 2014. 180 с.

Kara Sea. Moscow: MAX Press, 2014: 180 p. [In Russian].

35. Landais A., Capron E., Masson-Delmotte V., Toucanne S.,

35. Landais A., Capron E., Masson-Delmotte V., Toucanne

Rhodes R., Popp T., Vinther B., Minster B., Prié F. Ice core

S., Rhodes R., Popp T., Vinther B., Minster B., Prié F.

evidence for decoupling between midlatitude atmospheric

Ice core evidence for decoupling between midlatitude

water cycle and Greenland temperature during the last

atmospheric water cycle and Greenland temperature

deglaciation // Climate of the Past. 2018. V. 14. P. 1405-

during the last deglaciation. Climate of the Past. 2018,

1415. doi.org/10.5194/cp-14-1405-2018.

14: 1405-1415. doi.org/10.5194/cp-14-1405-2018.

 148 