Едома. Часть 1. История геокриологического изучения в XIX и XX веках

Исследование выполнено при поддержке Междисциплинарной научно-образовательной школы Московского государственного университета имени М.В.Ломоносова «Будущее планеты и глобальные изменения окружающей среды» и госбюджетной темы 1.4. «Антропогенная геохимическая трансформация компонентов ландшафтов», номер ЦИТИС: 121051400083-1.

Введение

В соответствии с определением Ю.К.Васильчука^[1]: едома – это сильнольдистые (содержащие более 50-90% льда), как правило, богатые органическим материалом (содержащие более 1-2% органики), иловатые и пылеватые супесчаные и мелкопесчаные поздненеоплейстоценовые отложения; в межгорных котловинах и на склонах едомные толщи, могут быть насыщены дресвой и щебнем, а в долинах и дельтах рек едомные толщи могут содержать гравий и галечник. Возраст едомных толщ варьирует от 11,7 до 50 калибр. тыс. лет и старше. Едомные отложения вмещают мощные (высотой до 15-20 и более метров и шириной 1-3,5 м), нередко многоярусные, сингенетические повторно-жильные льды. Едомные отложения, вскрытые обнажениями, как правило, издают специфический запах «старой конюшни» из-за разлагающейся органики. В зарубежной литературе принят термин «yedoma», обозначающий не геоморфологический или стратиграфический элемент, а особый тип сильнольдистых отложений с сингенетическими повторно-жильными льдами, распространенный на севере Сибири^[2].

Распространение едомных толщ

Едомные толщи широко распространены в пределах криолитозоны северной Азии и Северной Америки (рис. 1). Наиболее известными районами северной Азии (Сибири), где широко представлены разнообразные и разновозрастные типы едомы являются Колымская и Яно-Индигирская низменности, а также Новосибирские острова и долина р. Лены и ее притоков. Обширные массивы едомы встречены на Лено-Анабарской, Анабаро-Хатангской областей (север Красноярского края и Якутии), в Магаданской области, а также фрагменты едом обнаружены на полуостровах Таймыр и Ямал. Небольшие массивы едом встречены и в более южных районах Сибири – например в долине р. Алдан, в южной Якутии – южнее 57° с.ш. – в долине р. Олёкмы и ее притоков и даже южнее 55° с.ш. – в верховьях рр. Уды, Бирюсы, Гутары.

Рис. 1. Распространение едомы на севере Российской криолитозоны. Из J.Strauss et al.^[3] с дополнениями для Ямала и Гыданского п-ова Ю.К. Васильчука

В Северной Америке едома широко встречается на Аляске, Юконе и в некоторых районах Канады, не испытывавших покровного оледенения в позднем плейстоцене.

Едома в Сибири и Северной Америке встречается на площади около 450 000 км², в том числе около 90 000 км² на Аляске^[3], и содержит до 130 гигатонн органического углерода^[4]. Едома уязвима к изменению и колебаниям климата из-за высокого содержания льда и илистого состава. Термокарст и термоэрозия этих богатых льдом отложений создают серьезную опасность для окружающей среды и социально-экономических систем, что в некоторых случаях может потребовать дорогостоящего перемещения различных объектов инфраструктуры^[5]. Рост интереса к изучению едомы в последние десятилетия связан с уникальной сохранностью палеоклиматической, палеогеографической и палеогеокриологической информации, сохранившейся в первозданном виде^[6,7], и с высоким содержанием мерзлого органического вещества, выделение из которого при оттаивании приводит к изменению биогеохимических процессов и эмиссии парниковых газов^[4] и к разрушению озонового слоя.

Анализ гранулометрического состава едомных отложений Сибири и Аляски выполненный Л.Ширрмайстером с соавторами^[8] более чем в 770 образцах из 23 едомных массивов показал, что супесчано-суглинистые грунты заметно преобладают над глинистыми и песчаными (рис. 2). Это особенно заметно в разрезах едом Дуванного Яра; Кыталык на р. Берелёх (бассейн р. Индигирка); в толще вскрываемом Батагайским мегапровалом и в обнажениях Табага и Юкэчи в Центральной Якутии. Да и в целом в Арктике и на Аляске доминируют едомы сложенные глинистыми грунтами.

Рис. 2. Гранулометрический состав едомных отложений Сибири и Аляски в 23 едомных массивах. По (Schirrmeister et al.^[8]): 4 – Волт Крик тоннель; 3 – п-ов Сьюарда (р. Кетлэк); 1 – Колвилл (северный склон г. Де Лонг); 2 – Иткиллик; 12-16 – Новосибирские о-ва; 17 – о-в Большой Ляховский; 18 – Ойгосский Яр; 11 – п-ов Буор Хая; 10 – о-в Муостах; 9 – Быковский п-ов; 8 – о-в Курунгнах; 6-7 – о-ва Эбе-Сисе и Харданг; 5 – мыс Мамонтов Клык; 19 – Дуванный Яр; 20 – Кыталык (р. Берелёх); 21 – Батагайский мегапровал; 22-23 – Табага и Юкэчи

История изучения едомных толщ

С начала XIX в были разработаны многочисленные гипотезы происхождения едомы, и долгое время подземный лед в едоме считался погребенным снежным, озерным или ледниковым льдом^[9,10]. Г.Гальвитц^[11] и А.И.Попов^[12] разработали положение о сингенетичности накопления многолетнемерзлых толщ. А.И.Попов^[12,13,14] предложил гипотезу аллювиального осадконакопления, сопровождавшегося образованием крупных сингенетических повторно-жильных льдов. Другие гипотезы происхождения едомы предполагают эоловое^[15,16], склоновое ^[1,17,18,19], гетерогенное ^[7,20] или полигенетическое^[21] происхождение едомы. Т.Н. Жесткова и др.^[21] предложили, термин «эквифинальность», предполагающий, что сходные результаты могут быть достигнуты различными процессами и при разных начальных условиях. Ведущими факторами формирования едом являются холодный климат и продолжительное многолетнее осадконакопление и почти синхронное промерзание.

Первые сведения о присутствии залежей ископаемого льда в многолетнемёрзлых отложениях севера Сибири были получены в 30-х годах XVIII в от участников крупнейшего научно-географического предприятия XVIII века, которое позднее стали называть Великой Северной экспедицией, лейтенантов русского флота шведа П. Лассиниуса и X. Лаптева. В течение 1733-1743 гг. эта экспедиция про­вела картографирование северного и восточного побережья России от Белого моря до Охотского достигла западных берегов Северной Америки и совершила географические открытия в Арктике^[22]. X. Лаптев пишет: "Мыс С. Игнатия (то место о котором пишет X. Лаптев соответствует нынешнему мы­су Крестовскому). Берега прикрутые, камени­стые, около которых лесу наносного очень многое число. На полях земля мяхкая и на ней мох. Здесь выкопали из земли мамонтовой рог длиною в 2¹/₂-фута. У сего мыса изо льду гора давно зделалася... "^[22].

Одно из первых описаний едомных толщ выполнено на территории Аляски известным российским мореплавателем немецкого происхождения из Эстонии О.Е. фон Коцебу, который совместно со своим спутником, также балтийским немцем Й.Ф.Г. фон Эшшольцом, изучая в 1816 году в обрывах берегов Аляски залежи подземного (по всей вероятности повторно-жильного – едомного) льда, высказал мысль^[23], что их следует отнести к погребенным снежникам или скоплениям фирна – метаморфизованного, слежавшегося снега: "8 августа. Мы провели неприятную ночь посреди бури и дождя; так как и утро не предвещало лучшей погоды, то я решил возвратиться на корабль, но едва мы успели проплыть половину пути, как начался жестокий шторм от SO; в баркасе открылась сильная течь, и мы употребили все усилия, чтобы опять достичь того места, которое оставили незадолго перед этим. Мы промокли насквозь, и, найдя здесь, как и везде в этих странах, большое количество плавника, я велел развести огонь; мы высушили свое платье и сготовили похлебку. Кажется, что судьба послала этот шторм, чтобы доставить нам случай сделать здесь одно достопримечательное открытие, которым мы обязаны доктору Эшшольцу. Хотя мы во время первого привала много прогуливались, но не заметили, что ходим по ледяным горам.

Доктор, предприняв теперь более дальнюю прогулку, с удивлением увидел, что одна часть берега обрушилась и он состоит из чистого льда. Узнав об этом, мы, запасшись лопатами и пешнями, отправились для исследования этого дива; вскоре мы дошли до одного места, где берег возвышается над морем почти отвесно на 100 футов, а потом, наклонно поднимаясь, простирается вдаль. Мы видели здесь громады чистейшего льда в 100 футов вышины, которые были покрыты слоем, поросшим мохом и травою. То место, которое обрушилось, подвержено теперь влиянию воздуха и солнечных лучей. Множество мамонтовых костей и клыков (в числе которых нашел я один прекраснейший), выступавших на поверхности таявшего льда, служит неоспоримым доказательством, что этот лед первородный.

Покрывающий эти горы слой имеет не более полуфута в толщину и состоит из глины, смешанной с песком и с землей. Лед мало‑помалу тает под этим слоем, так что он скатывается вниз, продолжая и там питать приятнейшую зелень. Можно предвидеть, что по прошествии многих лет эта гора вовсе исчезнет, а ее место займет зеленеющая долина (по‑видимому, это едва ли не первый случай открытия ископаемого льда. Не удивительно, что он вызвал такое удивление.). По достоверному наблюдению мы определили широту косы 66°15'36'' с.ш."^[24]. Через два года после публикации О.Е. фон Коцебу Российское Адмиралтейство издало работу А.Е. Фигурина^[25], в которой сообщалось о широком распространении крупных залежей подземного льда и детально описывались условия его залегания в мерзлых берегах моря Лаптевых и впадающих в него рек. По мнению А.Е. Фигурина, ледяные тела в многолетнемерзлой толще возникли в "глубокой древности" и продолжают возникать в морозобойных трещинах в результате проникновения в них поверхностной и почвенной воды.

М. М. Геденштром во время трехлетней экспедиции на Новосибирские острова в 1809-1811 гг. выделил два типа залегания подземных льдов: 1) горизонтальные слои и 2) вертикальные жилы. Там же он впервые сформулировал вопрос о происхождении ледяных пластов. М. М. Геденштром ^{[26, стр. 119-120]} писал: «Состав земли поблизости Ледовитого моря представляет непостижимую тайну природы. Крутые берега ручьев и озер, на несколько сажен вышины, составлены из слоев земли и твердого льда. Ледяные слои большей частию также лежат горизонтально, как и земляные. Последние всегда покрывают первые. Пересекающие их иногда перпендикулярно ледяные жилы суть новейшего происхождения, от разрыва целой массы снежною водою. Каким образом могли составиться переменные слои льда и земли в горизонтальном положении? Всякие слои происходят от постепенной ненарушаемой осадки; но как себе представить массу воды, по времени замерзшей, покрывающеюся опять таковою же толщею земли, и так далее.».

И.Лопатиным^[27] в отложениях речных террас Енисейского Заполярья были описаны массы подземного льда и отнесены к жильным, образовавшимся в морозобойных трещинах из проникавшей в них сверху воды.

Конжеляционно-жильная гипотеза происхождения залежей подземного льда развивалась в 1886-1895 годах А.А.Бунге, который исследовал повторно-жильные льды в дельте Лены^[28,29] и на острове Б. Ляховском^[30,31]. Однако Э.Толь^[9,32], описавший обнажения подземных льдов в низовьях реки Яны, на Ляховских и Новосибирских островах отнес эти льды к остаткам материкового оледенения – захоронениям фирнового льда, хотя признаки повторно-жильных льдов в обнажениях были очень явными (рис. 3).

Рис. 3. Зарисовки подземных льдов Новосибирских островов, выполненные Э. Толем по фотографиям А. Бунге (из книги Э.Толя^[9])

Массивы повторно-жильных льдов, впервые описанные О.фон Коцебу и И.Ф. фон Эшшольцом на северном берегу полуострова Сьюард детально изучены Л.Квакенбушем^[33], который работал здесь в составе мамонтовых экспедиций в 1907–1908 гг. Выходы мощных льдов, обнаружены Л.Квакенбушем на протяжении многих километров по южному берегу залива Эшшольца.

Л.Квакенбуш^[33] детально описал 14 местонахождений льда в одном только Историческом обрыве, и хотя он описывает встреченный лед чаще как глетчерный, об одном из фрагментов обнажений он пишет: на реке Бакленд была замечена широкая клиновидная масса льда, погруженная в ил ^{[33, стр. 102]}, т.е. описывает типичную ледяную жилу, а на двух фотографиях им, несомненно, запечатлены едомные разрезы, на одной об этом говорит поле байджерахов^{[33, рис. 2 на вкладке XXI]}, а на второй, помимо байджераха, запечатлен типичный плейстоценовый повторно-жильный лед ^{[33, рис. 2, на вкладке XX]}.

В этот же период в составе мамонтовой экспедиции 1907 г. на Юконе и Аляске работал Ч. Гилмор^[34]. Он, например приводит фотографию в районе Палисейдс на Юконе обрыва, типичного для едомных толщ^{[34, рис. 2 на стр. 18]}, о котором пишет: Район обрыва... от ста пятидесяти до двухсот футов (т.е от 45 до 60 м) в высоту и прочно мерзлые, состоят в основном из очень мелкого ила зеленовато-серого цвета.... Их почти перпендикулярные обнажения постоянно подмываются быстрым течением, вызывающим откалывание больших масс грунта, происходящее многократно с ошеломляющим звуком и последующим всплеском, когда они падают в воду вниз. За два дня пребывания здесь грохот часто звучал так что мы были поражены резкостью звука^{[34, стр. 18]}. Также Ч. Гилмор^[34] описывает многочисленные выходы льда в обнажениях в районах Палисейдс, Олд Кроу и др. Он сравнивает места находок мамонтов с находкой мамонтового скелета на р. Березовка в Сибири в 1901 г.^{[34, стр. 20]}.

Идея сингенетического накопления мерзлых пород возникла в конце 19-го-начале 20-го веков независимо у И.Лопатина, Р.Аболина, Некипелова и Е. де К. Леффингвелла.

Р.И. Аболин^[35] объяснял образование многолетнемёрзлых толщ путем нарастания торфяного покрова и накопления осадков в долинах: “Если теперь мы примем во внимание, что на поверхности болота происходит постоянное накопление свежей органической массы, вызывающей все новое и новое повышение поверхности, то естественно, что горизонт предельного летнего оттаивания также будет из года в год повышаться. Вместе с этим соответственные ледяные прослои и гнёзда будут переходить из однолетних образований в категорию ископаемого каменного льда. Ледяные прослои в минеральной почве сохранятся более продолжительное время только при условии отложения на поверхности новых слоёв наноса, благодаря чему также повысится и горизонт предельного оттаивания грунта. Точно также и заполняющие трещины штоки льда в состоянии сохраниться неопределённо долгое время лишь при условии прикрытия их слоем какого-нибудь дурного проводника тепла. Условия сохранения в последнем случае более благоприятны лишь в том смысле, что трещины, например, образовавшиеся зимой от мороза, нередко заходят уже и в горизонт постоянно мёрзлого грунта и, как мы видели раньше, обычно расширяются под дерновым пластом. Последний в таких случаях, в особенности если он сильно торфянист и находится в постоянно влажном состоянии, является хорошим защитником припрятавшегося под ним ледяного образования против расплавляющего действия солнечных лучей. Если, как это обычно бывает на самом деле, при этом постепенно увеличивается торфянистый характер покрывающего дернового пласта и непрерывно продолжается накопление органической массы, то здесь мы имеем все данные к тому, чтобы и такая ледяная жила перешла в качестве равноправного члена в число современных наносов” ^{[35, стр. 101-102]}.

Процесс погребения осадков, погребающих мерзлые слои, геолог Некипелов объясняет следующим образом: “…Мне кажется, что мерзлота нарастала постепенно снизу вверх, при заполнении речных долин и горных склонов рыхлым материалом. Происходить это могло так: в продолжении зимы почва промерзла настолько, что за короткий летний промежуток не успевала оттаивать, и нижние её горизонты оставались мерзлыми и на следующий год.

В то же время сверху почва продолжала нарастать, покрываясь частью новым наносным материалом, частью растительным перегноем и, таким образом, нижний мерзлый слой делается еще более защищённым от протаивания, а над ним в следующую зиму намерзал второй и также, не успевший протаять за лето, оставался в условиях постоянной мерзлоты. Такое нарастание мерзлоты должно происходить все время пока продолжается накопление материала...” (“Геологическое описание местности в районе железной дороги от ст. Керак до ст.Чалдонка, составленное геологом Некипеловым” – цит. по Львову^{[36, стр. 628]}.

Одно из самых ранних исследований повторно-жильных льдов в южной части криолитозоны выполнено А.В.Львовым в его фундаментальном труде по Забайкалью^[36]: “Зимой во время суровых морозов, особенно при малом количестве снега, земля трескается на большую глубину, что способствует промораживанию более глубоких, горизонтов почвы. На эти явления обратили в своё время внимание Миддендорф, Майзель, Врангель и другие путешественники по Якутской области, связывая самое происхождение вечной мерзлоты с такими глубокими трещинами почвы. Такие трещины наблюдаются в Забайкалье и в районах Зап.-Амурской ж.д.; при измерении некоторых трещин на ст. Перевальной (в “грязной выемке”) и близ ст. Зубарево глубина их доходила от 3-х до 6,8 и более метров. Если в такие трещины весной при таянии снегов попадает вода, то последняя, замерзая, образует ледяные жилы, заполняющие бывшие трещины”^{[36, стр. 90]}.

Э. де К. Леффингвелл^[37,38] в период с 1906 по 1914 гг. провел девять летних сезонов и шесть зимних сезонов на арктическом побережье Аляски, совершив 31 поездку на собачьих упряжках или небольших лодках. Э. де К. Леффингвелл, пожалуй, первый исследователь повторно-жильных массивов и, в том числе, едомных толщ, которого можно назвать профессиональным геокриологом. Он создал первую точную карту большой части арктического побережья Аляски. Э. де К. Леффингвелл заключил, что формирование ледяных жил происходит в открытых морозобойных трещинах, которые заполняются водой, формирующейся в результате таяния снега, при этом: "рост льда в морозобойных трещинах происходит из года в год кроме лет с мягкими климатическими условиями, когда нет необходимости в снятии трещинами напряжения путем их раскрытия"^{[37, стр. 642]}. Максимальная длина, наблюдавшихся им ледяных жил составляла около 3 метров, однако, учитывая ширину жил Э. де К. Леффингвелл предполагал, выклиниваются жилы на глубине в 2-3 раза большей. Он заключил, что по мере того, как растущая жилка льда становится больше и более клиновидной, на её края начинает оказывать влияние давление. Это заставляет подниматься жилу вверх. Если поднятие будет происходить, лед будет поднимать и вышележащие слои грунта, в результате чего он может оказаться на уровне поверхности полигона или даже выше. Э. де К. Леффингвелл указал^{[37, стр. 647]}, что обычно выше льда залегает тонкодисперсный грунтовый материал, покрытый дерниной или торфом, сформированным сфагновым мхом. Если толщина этого покрытия увеличивается, смещается к поверхности и подошва сезонно талого слоя, что позволяет ледяному клину расти вверх (т.е описал процесс сингенеза в развитии жил). Наиболее мощные жилы, вероятно в едомных отложениях Э. де К. Леффингвелл исследовал в береговом обнажении р. Ноатак ^{[37, стр. 205-206]}.

Весьма точные замечания о строении и условиях формирования жильных льдов в долине р.Яны приводит гидрограф П.К.Хмызников, исследовавший долину в 1927-28 гг. “В строении средней террасы почвенный лед занимает не менее важное место, чем в составе верхней...Из форм наиболее типичной является форма рога, поставленного вертикально с расширением, направленным вверх”^{[39, стр. 44]}. О современном формировании жил П.К.Хмызников сообщает: “Образованье таких ледяных жил, видимо, происходит и в настоящее время. Отмечавшееся и прежними исследователями растрескивание почвы в Верхоянске в наиболее холодное время происходит и здесь, образуя первоначально узкую трещину, в дальнейшем расширяемую замерзанием стекающей в нее весной и летом воды. В Верхоянске этот процесс, в силу сухости воздуха и отсутствия избытка почвенных вод, не дает каналов шире 0,25–0,5 м, а высокая летняя температура растаивает образующийся в них за зиму лед. Очень интересен его вывод об особенностях распределения жил по долине реки Яны: “Выходящие из воды на дневную поверхность части морского дна, изменяемые процессами зарастания и отложением ветровых наносов, подвергаются дислокациям морозобойных трещин. Далее, указанным выше последовательным замерзанием идет формирование ледяных масс в преобладающей форме жилы. Отсюда ясно, что чем дольше находится площадь грунта над поверхностью воды, тем больше несет она льда.

Современное образование почвенного льда, надо думать, свойственно и другим дельтам якутских рек. Так, в дельте Лены имеются идентичные по высоте янской средней террасы острова, включающие ледяные образования. Так, например, острова Дашка, Черный и другие из архипелага на устье Быковской протоки дельты Лены обнаруживают узкие выходы льда, которые также следует причислить к жильным формам”^{[39, стр. 45-46]}.

П.К.Хмызников наблюдал и более древние жильные льды в разрезах высоких террас в среднем течении Яны и в низовьях от предгорий хребта Кюндюлунг до устья реки и описал байджарахи на берегах оз.Васильевского, близ пос. Казачий.

Позднее в середине 20-го века в работах Х.Гальвитца, Е.М. Катасонова и А.И. Попова была сформулирована идея сингенетического формирования мощных повторно-жильных льдов в едомных толщах.

Одним из выдающихся исследователей, который внес крупный вклад в исследования едомы является австрийский геолог Г.Гальвитц^[11]. Будучи специалистом по юрским породам, еще в середине 30-х годов Г.Гальвитц описал яруса клиньев-псевдоморфоз, в четвертичных отложениях на территории бывшего стекольного завода к северу от Трофа в городе Галле федеральная земля Саксония-Анхальт, Германия^[39]. В частности в этой работе он пришел к выводу, что лёссовый профиль можно разделить на более старый и более молодой лёсс. К этому лёссу приурочены более старая и молодая генерации мерзлотных трещин, что свидетельствует о значительном улучшении климатических условий в интерстадиал. Эту точку зрения подтверждает пыльца деревьев, обнаруженная в гумусовом горизонте интерстадиала. Более старые морозобойные трещины имеют определенные различия в размерах и форме по сравнению с более молодыми, что, по-видимому, связано с климатом^[39].

На основании этих своих полевых исследований, а также знакомства с работами Г.Штехе и В. Зёргеля^[40] по плейстоценовым псевдоморфозам и грунтовым клиньям и Э. де К. Леффингвелла^[37,38] по ледяным жилам Аляски Г.Гальвитц сформулировал несколько предпосылок: "Когда Э. де К. Леффингвелл после своих исследований ... впервые доложил о клиновидном росте подземного льда в морозобойных трещинах, в геологических кругах эта публикация получила мало внимания. Грунтовые структуры, которые могли указывать на такие ископаемые ледяные клинья, были еще едва известны. Это послужило причиной того, что первые описания глиняных клиньев, ...приводились не в связи с ледяными клиньями".

Г.Гальвитц^{[11, стр. 5]} замечает, что фотография Ф.Фреха^[41], которая показывает все своеобразие ледяных клиньев Сибири, не получила объяснения и дальнейшего внимания. Заслуга Г.Харасовитца^[42] в его исследовании бокситов в верхнем Гессене, заключается том, что он впервые объяснил клиновидные лессовые включения как ледяные клинья. Затем П.Кесселер^[43] узнал в песчаных трещинах в глинах бассейна Рабутзер и тюрингерскихместорождениях следы плейстоценовых ледяных клиньев. В. Зёргель^[40] подробно исследовал многочисленные последующие находки в Тюрингии и оценил плейстоценовые ледяные клинья как палеоклиматические. Далее Г.Гальвитц констатирует, что в последние 15 лет материал наблюдений ископаемых ледяных клиньев был приумножен многочисленными геологами в разных частях Германии и соседних стран, в результате чего, исследователи оказались лучше осведомлены о природе грунтовых (ледяных) клиньев из ископаемых находок, чем из наблюдений за современными ледяными клиньями в субарктических и арктических областях, исключая работы Э. де К. Леффингвелла^[37,38].

Г. Гальвитц ^[11] приходит к выводу, что все разнообразные формы ледяных клиньев можно расчленить на:

"1. Эпигенетические ледяные клинья.

Эти клинья образуются в уже накопившейся породе.

а). Их ископаемые формы заполнены тонкозернистым материалом: эпигенетические ненарушенные ледяные клинья.

б). Их ископаемые формы имеют деформированные стенки из-за вмещающих пород: эпигенетические нарушенные ледяные клинья.

2. Сингенетические ледяные клинья.

Эти ледяные клинья растут в накапливающихся осадках при поднятии поверхности:

а) сингенетические ненарушенные

б) сингенетические нарушенные ледяные клинья, в которых преобладают крупнозернистые осадки.

Отличить сингенетические ледяные клинья от эпигенетических часто не легко, так как оценка этого вопроса сохраняет важную форму. Чем тоньше осадок особенно того же грансостава, тем скорее можно предположить его эпигенетическое происхождение, если это не так можно предполагать его сингенетическую природу^{[11, стр. 19]}.

Важно, что Г. Гальвитц никогда не видевший ледяных жил, очень точно показал цикличность в развитии жил при сингенетическом промерзании, при однократном изменении скорости накопления отложений (а) и при постоянном нарастании высоты (рис. 4).

Рис. 4. Циклитное формирование ледяных клиньев при сингенетическом промерзании, при однократном изменении скорости накопления отложений (а) и при постоянном нарастании высоты (б). Из Г. Гальвитца^{[11, стр. 12]}

Всестороннее геолого-географическое обоснование жильного происхождения этих льдов было дано в 1949 г. А.И. Поповым, который, по выражению Е.М. Катасонова^[44,45]: "можно сказать, восстановил здравый смысл А.Е. Фигурина и А.А. Бунге в этом вопросе".

Начало 50-х годов XX в. стало временем начало профессионального всестороннего изучения едомных толщ, практически одновременно в Северной Америке и в Евразии.

Исследования едомных толщ во второй половине XX в.

50-е годы XX в. Публикации А.И.Попова^[12,13], Е.М. Катасонова^[45,46], Б.Н Достовалова^[47], П.А. Шумского ^[48,49], Б.И.Втюрина^[50] вызвали огромный интерес у всего мерзлотного сообщества и уже в первой половине 50-х годов в районы распространения повторно-жильных льдов направились десятки мерзлотных отрядов, почти в каждом из которых работали специалисты, среди важнейших научных задач которых было изучение ледяных жил. К выводу о сингенетическом образовании ледяных жил одновременно с накоплением осадков в поймах арктических рек пришел А.И.Попов, исследовавший в 1949 г. жильные льды на северном Таймыре. В дальнейших работах А.И.Попов, привел доказательства сингенетического жильного происхождения основных масс ископаемого льда северной Сибири^[12,13].

В Северной Америке мощные повторно-жильные льды были исследованы на побережье Аляски^[51,52,53]. Безусловно новаторским вкладом Т.Пéвé было внедрение радиоуглеродного датирования в практику мерзлотных исследований, менее чем через 5 лет после того как этот метод вообще был изобретен У.Либби в 1946 г. Т.Пéвé^[53] в 1951-52 гг. отобрал образцы макроорганики изо льда, древесины и супесчано-суглинистых отложений, вмещающих ледяные жилы в 40-метровом разрезе едомы Ива Крик. Образец древесины, отобранный им в 1951 г на 2,5 м ниже поверхности позднеплейстоценовых осадков, датирован возрастом 23300 ± 1000 лет (W-435), а образцы древесины, отобранные в 1952 г. в основании позднеплейстоценовой формации и около ее середины^[15], были отложены 23 тыс. лет (L-157А) и 30 тыс. лет назад (L-163J), возраст древесины в основании ледяной жилы составляет 24400 ± 650 лет (I-2116). Т.Певе в диссертации^[53] и в статье^[54] показал, что мерзлые едомные илы в долинах возвышенности Юкон-Танана в районе Фэрбенкс в центральной Аляске демонстрируют сложную историю формирования, эрозии, замерзания и оттаивания за последние 20 тыс. лет^[53]. Тонкий слой органического ила радиоуглеродным возрастом более 20 тыс. лет отложился на золотосодержащем гравии в днищах долин. Затем эту территорию по мнению Т.Певе, покрыл мощный лёссовый покров. Окаменелости радиоуглеродным возрастом от 12 до 16 тыс. лет встречаются в этих лессах, которые также содержат погребенные деревья, кости млекопитающих и несколько частичных туш вымерших млекопитающих.

Р.Ф.Блэк в диссертации^[53] и в статьях^[51,55,56] рассмотрел структурные особенности повторно-жильных льдов возле Барроу, Аляска. Его предоставляют подтвердили гипотезу сжатия Э. до К. Леффингвелла в развитии жильных льдов. Все ледяные жилы характеризуются множеством полос пузырьков воздуха и включений органического материала, а также ила, песка и гравия, которые в большинстве клиньев образуют заметную слоистость, субпараллельную боковым сторонам жил. Некоторые полосы перекрещиваются внутри ледяных жил. Большинство пузырьков воздуха и включений вытянуты по вертикали независимо от ориентации полосы, в которой они находятся. Движение внутри клиньев определяется рекристаллизацией зерен, трещинами растяжения, плоскостями сдвига, смещенными полосами пузырьков воздуха и включений.

К выводу о сингенетическом образовании ледяных жил одновременно с накоплением осадков в поймах арктических рек пришел А.И.Попов, исследовавший в 1949 г. жильные льды на северном Таймыре. В дальнейших работах А.И.Попов, привел доказательства сингенетического жильного происхождения основных масс ископаемого льда северной Сибири^[12,13].

А. И. Попов в 1952 г. публикует одну из важнейших своих работ посвященную морозобойным трещинам и проблеме ископаемых льдов^[13] которые он наблюдал во время работ на Таймыре, в связи с раскопками мамонта. Наблюдения ископаемых льдов на Северном Таймыре , выполненные А.И.Поповым совместно с Е. П. Шушериной показали, что в этом районе встречаются льды двух. генераций: 1) клиновидно-решетчатые, трещинные и 2) снежниковые, фирнизированные. А. И. Поповым было установлено, что льды первой генерации полностью отвечают типу трещинных клиновидных ископаемых льдов. Детально исследована мощная ледяная жила, которую удалось пробурить до самого её основания. Затем здесь был вырыт глубокий и широкий шурф, который дал представление о конфигурации клина, о структуре льда и строении окружающих клин горных пород. Глубина клина была около 6 м, ширина его в верхней части около 2,5 м. Е.П. Шушерина, принимавшая активное участие в общих наблюдениях над залеганием и распространением ископаемых льдов на Северном Таймыре, кроме того систематически исследовала в поле структуру льда, производила определение его объемного веса, определение количества минеральных примесей и изучала распределение их по глубине в ледяных клиньях. В Москве по образцам льда, взятым Е. П. Шушериной, определен его химический состав и состав диатомовых водорослей. По монолитам льда, доставленным в Москву в естественно-мерзлом состоянии, были сделаны снимки структуры льда в поляризованном свете. Характерная вертикальная полосчатость льда в клиньях была истолкована как результат ежегодного растрескивания с последующим затеканием мутной воды в трещины сверху. А.И. Попов^[13] заключает, что безусловно правы те исследователи, которые говорят, что разрастание клиньев льда происходит вследствие ежегодного глубокого растрескивания зимой всей мерзлой полигональной системы и заполнения трещин весной во время половодья водой, в результате замерзающей и наращивающей, таким образом, ледяные клинья. А.И. Попов^[13] замечает, что в разрезе подобные ледяные массивы, будучи обнажены рекой или морем, особенно вдоль простирания длинных ледяных клиньев, нередко - создают впечатление пластовых залежей, чем вводят иногда исследователей в заблуждение. По его мнению основное накопление клиновидных льдов происходит, невидимому, в период, когда поверхность террасы переживает пойменную стадию, т. е. когда эта поверхность периодически покрывается полыми водами, развивающийся полигональный рельеф и рост клиновидных льдов – взаимообусловленные явления, приуроченные к современным аккумулятивным террасам, т. е. поймам, которые в настоящее время в половодье покрываются водой. С прекращением пойменного режима и накопления осадков прекращается рост льдов и они, вместе с полигональным рельефом, становятся реликтовыми. А.И Попов заключает^[13]: основные накопления ископаемых льдов нашего севера и северо-востока – трещинные, клиновидно-решетчатые; они формировались и формируются в поймах аллювиальных равнин, в условиях сурового климата Арктики и Субарктики с малоснежной зимой. Их развитие в этих условиях определяется развитием самих пойм, которое зависит как от климатических, так и в значительной степени от тектонических причин.

В 1952 г. вышла работа Б.Н.Достовалова^[47] о физических условиях образования морозобойных трещин и развития повторно-жильных льдов в рыхлых породах. Б.Н. Достовалов^[47], пришел к некоторым конкретным выводам относительно физических причин возникновения тетрагональной сети трещин, а также об условиях и механизме развития трещин. Б. Н. Достовалов предположил, что задача, математически разрешающая физическую сущность образования трещин, им не только не разрешена, но еще и не поставлена, настолько она сложна математически. Б.Н. Достовалов^[47] предложил способ приближенного определения возраста трещинных льдов: а). В районе озера Абалах (центральная Якутия) в шурфе глубиной 10,5 м была обнаружена жила льда шириной около трех метров, уходящая вглубь. Скважины в этом же районе показали мощность, по-видимому, одновозрастного льда до 18 м. Полагая глубину растрескивания равной 5 м = 500 см и среднюю толщину элементарной жилки 0,5 см, число годовых циклов по Б.Н.Достовалову равно 2160. Таким образом, при этих данных период времени, в течение которого развивалась данная жила, не меньше, а скорее больше 2160 лет. б). На Новосибирских островах наблюдаются льды с вертикальной полосчатостью в виде клиньев и жил высотой 30 - 40 м и шириной около 15 м. Полагая среднюю глубину элементарной жилки 5 м и среднюю ее ширину 1 см, число годовых циклов составляет 12 000^[47]. Б.Н. Достовалов надеялся, что исследования структур трещинных льдов приведут к более точным определениям глубин и толщин элементарных жилок, что, в свою очередь, несомненно, позволит уточнить и определения возраста трещинных льдов^[47].

Одновременно вышла статья П.А. Шумского ^[48]. В ней установлены условия и форма залегания ископаемых льдов в виде решетки вертикальных жил, выработан критерий для визуального определения повторно-жильного льда, возможности отличать его от других видов подземных льдов, критерий этот заключается в вертикальной слоистости, создаваемой прослойками грунта или пузырьками воздуха, которая согласно П. А. Шумскому^[48] является достаточным доказательством принадлежности льда к повторно-жильному типу. Однако, полезно отметить, что в 1952 г. П.А.Шумский еще сомневался в сингенетичности ряда мощных ледяных жил. Он писал^[48]: "Как видно из приведенного описания, в структуре изученных нами жил нет никаких данных, которые позволяли бы говорить о росте их одновременно с накоплением осадков в пойме. Такой сингенетический рост, очевидно, должен был бы сказаться в наличии рядом, на одном и том же уровне частей элементарных жил – слоев, формировавшихся на разных глубинах под поверхностью и поэтому обладающих разной мощностью, размером кристаллов, кристаллографической ориентировкой, степенью развития оптических аномалий и т. д. и т. п. Никаких признаков подобного смещения верхушек слоев в вертикальном направлении обнаружено не было. По-видимому, рост жил ископаемого льда происходил сверху вниз при неизменном положении земной поверхности, то есть после отложения всей толщи осадков. Следовательно, при таком эпигенетическом типе роста, жилы, по-видимому, способны проникать на глубину до 20–25 м, на которой наблюдались нижние концы жил в буровых скважинах и обнажениях в районе Лено-Амгинского междуречья. Это, конечно, не значит, что в других условиях, например, при интенсивном промерзании толщи осадков одновременно с их накоплением, развитие ледяных жил не происходит сингенетически, в процессе накопления осадков в пойме, благодаря чему рост жил в вертикальном направлении был бы ограничен только мощностью данной толщи осадков, как предполагают Г.Гальвитц..., А. И. Попов... и Б. Н. Достовалов. Будущие исследования в Приморской низменности северной Якутии должны установить, связано ли исключительно сильное развитие ископаемых льдов этого района с сингенетическим или с эпигенетическим ростом повторных ледяных жил".

П.А. Шумский сообщает, что в 1950 г. в Институте мерзлотоведения Академии Наук СССР были организованы обстоятельные полевые исследования, направленные на решение проблемы подземных льдов в центральной Якутии. На Лено-Амгинское междуречье был направлен геофизический отряд, в составе которого П.А.Шумский при участии студента-практиканта Б. И. Втюрина (впоследствии профессора-криолитолога) занимались изучением условий залегания и строения ледяных тел в шурфах, состава, текстуры и структуры льдов, а Р. И. Коркина проводила геофизические работы. Работы по структурно-текстурному исследованию, начавшиеся несколько раньше геофизических, очень скоро привели к заключению, что подземные льды, принимавшиеся прежними исследователями за фирновые (и П.А. Шумский вначале тоже так считал), являются жильными, образовавшимися в морозобойных трещинах в грунтах. Основанием для такого заключения в поле, по данным изучения льда с лупой и поляроидами, послужил определенно первичный характер вертикальной «полосчатости» или «трещиноватости» ископаемого льда, как называли слоистость сторонники фирновой и погребенной ледниковой гипотез. Слои льда в исследованном шурфе экспедиции 1940 г. в Абалахе залегали в виде узкого, несколько расширяющегося кверху веера: в середине вертикально, а по бокам с падением внутрь не более 75^о. Как заключили П.А. Шумский и Б.И. Втюрин, вскрытое шурфом на глубину 10,5 м ледяное тело не могло быть ничем иным, кроме как вертикальной жилой ^[48].

В важнейшей для развития исследований едомы публикации 1953 г. А.И Попов^[12] развивает ранее полученные выводы, продолжая полемизировать с Э.В. Толем и А.А. Бунге, версии которых не объясняют условий образования мощного трещинно-полигонального льда, подчеркивая, что уже один только фациальный состав осадков, достигающих большой мощности и сопутствующих льду, служит указанием на одновременность накопления названных обоих компонентов. Он утверждает, что весьма показательным является уже упоминавшееся смятие, изгиб слоев пойменных осадков близ контакта со льдом. Если бы клинья или жилы трещинного льда росли сверху вниз, в уже отложенной толще осадков, как предполагал А.А. Бунге, проникая все глубже и все более расширяясь в верхней части, мы должны были бы наблюдать наибольшее смятие, изгиб слоев в верхних горизонтах толщи, так как здесь отжатие их неизбежно должно быть наибольшим. С глубиной степень изгиба слоев должна постепенно уменьшаться. Однако в действительности наблюдается нечто иное. С глубиной наблюдается изменение степени изгиба слоев близ контакта со льдом, что удается прослеживать на несколько десятков метров по вертикали. Обычно вниз по вертикали прослеживается то постепенное, то более или менее резкое изменение от очень сильно изогнутых слоев до почти горизонтальных, еще ниже снова наблюдаются сильно изогнутые слои, а далее – опять слабо изогнутые, почти перпендикулярные к плоскости, образуемой льдом. При этом оказывается, что пло-, скость соприкосновения льда и грунта вовсе не ровная, а также изогнутая в соответствии с изменениями в степени изгиба слоев. Такая картина в расположении слоев у контакта со льдом ясно указывает на то, что каждый из этих слоев откладывался уже при наличии льда рядом и лишь затем деформировался, но в разной степени в зависимости от интенсивности воздействия на него льда. 3начит интенсивность воздействия льда на грунт менялась по мере наслаивания осадков, а это могло происходить лишь в том случае, если одновременно же нарастал и лед. А.И Попов^[12] особо подчеркивает, что очень важным и, по-видимому, совершенно неопровержимым доказательством описываемого процесса является иногда наблюдаемое изменение фациального состава отложений в горизонтальном направлении – от середины «земляных» столбов к их периферии. Оно заключается в том, что к ледяным жилам происходит постепенное выклинивание сильно обогащенных" растительными остатками, скрепленных корешками трав, и торфянистых линз, представляющих отложения заболоченных внутриполигональных впадин. Близ самых ледяных жил они переходят в тонкие слои, сравнительно обедненные растительными остатками. Такие торфянистые линзы располагаются в несколько ярусов одна над другой и встречаются на разных глубинах в «земляных» столбах между ледяными жилами. В вертикальном направлении они перемежаются с минеральными слоями, значительно менее обогащенными растительными остатками. He представляет сомнения, что каждая торфяная линза отмечает положение некогда расположенного на поверхности пойменной террасы внутриполигонального болотца, перекрывавшегося осадками, по мере их накопления. А.И.Попов формулирует два важных вывода: 1). Признав мощный ископаемый лед Сибири, как трещинно-полигональный, а не фирновый или глетчерный, отпадает самый существенный довод в пользу былого покровного оледенения равнин Сибири и 2). Признание трещинно-полигональное происхождение основных масс ископаемого льда влечет за собой также отрицание существенных колебаний климата на протяжении длительного времени в четвертичный период Разная величина клиньев и жил льда в отложениях террас разного возраста свидетельствует не столько о климатических различиях, при которых формировались те и другие, сколько о времени, в течение которого терраса, т. е. ее поверхность, была в состоянии поймы, а также о режиме накопления осадков.

А.И.Попов^{[12, 13]} и Е.М.Катасонов^[45] блестяще продемонстрировали на примере Мус-Хаинского ледового комплекса в низовьях р.Яны, что даже очень мощные залежи подземных льдов могут формироваться сингенетически. Эти работы положили начало очень бурному развитию взглядов на происхождение едомных повторно-жильных льдов. Е.М. Катасонов первым в начале 50-х годов XX века криолитологически исследовавший Мусхаинскую едому (рис. 5) замечает, что "Разрез Мус-Хая...отличается от двух других типовых разрезов своей полнотой. В нем можно наблюдать коренное ложе, русловые, старичные и пойменные отложения. Разрезу свойственно своеобразное ритмическое строение... Ниже мы дадим полное описание этого обнажения, которое по богатству представленных в нем пород и по характеру строения последних в связи с присутствием в них льда можно назвать естественным музеем"^{[46, стр. 74]}.

Рис. 5. Едома Мус-Хая. Фото Е.М.Катасонова

Е.М. Катасонов^[45,46] подвел итог своим исследованиям Мусхаинской едомы: "Выделенные нами фациальные разновидности, как это следует из анализа литологической колонки... располагаются в определенном порядке, повторяются в разрезе Мус-Хая, с чем и связано его ритмическое строение. Обусловлено ли столь закономерное чередование фации во времени неравномерными тектоническими движениями (опусканиями), смещением русла пра-Яны или периодическим изменением ее гидрологического режима, сказать трудно. По-видимому, все эти причины имели место и накладывались друг на друга. Другой особенностью разреза Мус-Хая... Наиболее выдержанными в пространстве в обнажении Мус-Хая являются два нижних горизонта и слагающие их фации, что, по-видимому, связано с влиянием существовавшей здесь прежде старицы на морфологию поймы во время накопления первого и второго горизонтов. Наоборот, третий и четвертый пойменные горизонты значительно менее выдержаны в пространстве. Развитые в средней части обнажения образования сильнозаболоченных полигонов в западном направлении (западный цирк) местами переходят в фацию мокрого луга (пятый, шестой и седьмой горизонты); в восточном направлении они, наоборот, сменяются подфацией плоских малозаболоченных полигонов. Эти фациальные переходы наблюдаются только в обнажении Мус-Хая. За его пределами картина совершенно меняется...Третьей особенностью разреза Мус-Хая является его чрезвычайно большая льдистость. Ледяные жилы здесь достигают такого размера, что составляют по объему не меньше половины всей толщи... Кроме развития крупных ледяных жил обнажение Мус-Хая характеризуется также исключительно сильной льдистостью самих мерзлых пород за счет текстурообразующих льдов ..., которые отражают условия накопления и промерзания осадков и в то же время непосредственно связаны с жильным льдом. Они являются важным связующим звеном между ледяными жилами и вмещающими их породами. В данном случае в разрезе Мус-Хая эта связь между количеством текстурообразующих льдов (т.е. льдистостью самих пород), ростом ледяных жил и особенностями развития здесь фаций выступает наиболее резко. Отмеченные здесь особенности разреза Мус-Хая обусловлены, очевидно, одной и той же причиной. В качестве предположения можно допустить, что эта причина заключается в унаследованности старичного режима во времени. Иными словами, существование на месте Мус-Хая в прошлом крупной старицы сказывалось на всех последующих этапах осадконакопления, влияло на облик формировавшихся и сменявших друг друга фаций... ^{[46, стр. 97-99]}.

Н.А.Граве, А.И.Ефимов и П.А.Соловьев в Центральной Якутии собрали интересный материал о составе и строении ископаемых льдов, значительно уточнили пределы их распространения.

Н.Н.Романовский^[57,58], исследовавший остров Большой Ляховский подтвердил ранее полученные выводы о том, что на территории острова полностью отсутствуют ледниковые отложения. Мощная толща льдов представляет собой не захороненные ледники, а аллювиальные отложения с повторно-жильными льдами. В связи с этим чрезвычайно затруднено сопоставление, с районами, где отмечены следы оледенений. Все отложения острова представлены континентальными фациями, за исключением горизонта серых супесей с неясной волнистой слоистостью, лежащих в основании разреза. Они, по мнению Н.Н.Романовского^[57] относятся к образованиям лагунного типа.

60-е годы XX в.

В следующем десятилетии исследование едомы продолжилось как в Якутии, так и на Чукотке, и даже в Западной Сибири (хотя вначале западно-сибирские жильные комплексы к едомным не относили).

Река. Нурма-Яха, п-ов Ямал. Г.И. Дубиков^[59,40] исследовал повторно-жильные льды в Западной Сибири, и на основании этого привел некоторые соображения по климату позднего плейстоцена. В долине р. Нурма-Яха в толще второй террасы Г.И. Дубиков^[59] описал мощные погребенные повторно-жильные льды. Видимая высота их достигает 8 м. Ширина клиньев льда вверху 3-4 м, внизу 1,5-2,0 м; расстояния между ними 5-6 м. Выполненный им подсчет показал, что полная высота ледяных тел должна составлять около 12 м. В некоторых случаях наблюдаются мелкие жилы льда генераций более высокого порядка (ширина 0,5-1,5 м, видимая высота 1,0-1,5 м), формирование которых связано с дальнейшим растрескиванием крупных полигонов. Такие жилы разбивают породу на блоки размером 1,5-2,0 м. Ледяные клинья покрыты слоем (1,5-3 м) ненарушенных серых, слабо ожелезненных суглинков с неясной горизонтальной слоистостью. Отложения, вмещающие клинья льда, вверху представлены темно-серыми тяжелыми суглинками с большим количеством горизонтальных и косых прослойков льда толщиной от 3 до 10 см. Между толстыми ледяными шлирами порода имеет тонкосетчатую криогенную текстуру. Большая высота ледяных жил, высокая льдистость горизонта вмещающих суглинков, чередование в вертикальном разрезе пачек ненарушенных горизонтальных слоев с пачками слоев, изогнутых в различной степени, - все это указывает по мнению Г.И. Дубикова^[59] на синхронность роста клиньев льда и осадконакопления, что возможно только в условиях очень сурового климата. Лишь в конце формирования аллювиальных отложений второй террасы, вероятно, имело место небольшое потепление. Оно обусловило прекращение льдонакопления, но было недостаточным, чтобы вызвать вытаивание ранее образовавшихся ледяных клиньев. В распространении древних повторно-жильных сингенетических льдов устанавливается четкая закономерность. Во-первых, ископаемые сингенетические жилы развиты в северной части низменности. В южной зоне возможны единичные находки такого рода частично вытаявших жил на большой глубине. Во-вторых, с продвижением на восток, где климат более континентален, количество сингенетических ледяных и льдогрунтовых жил в аллювии террас уменьшается, а граница их распространения передвигается к северу. В-третьих, на севере Гыданского п-ова особенно широко развиты озерно-болотные отложения, накопление которых сопровождалось одновременным промерзанием и жильным льдообразованием. На п-ове Ямал подобные отложения по заключению Г.И. Дубикова^[60] встречаются эпизодически в центральной части.

Б.И.Втюрин^[61] обобщил наблюдения за криогенным строением четвертичных отложений и повторно-жильными льдами на территории Анадырской низменности. Повторно-жильный лед с хорошо выраженной вертикальной слоистостью был встречен даже в грубообломочном эллювии на склоне останца коренных базальтовых пород в долине р. Анадырь. Правда, это единственный случай за все годы работы Б.И. Втюрина (в литературе им таких сведений также не встречено). Ширина наблюдавшейся жилы поверху была 0,75 м, вертикальное протяжение ее – около 2,5 м. Жила расклинивала два крупных базальтовых блока и сверху была перекрыта 1,5-метровым слоем разнозернистого делювия. В разрезе второй террасы в среднем течении р. Канчалан он зафиксировал, что вертикальное протяжение ледяных жил, вероятно, болеё 20 м. Размеры нижних частей жил, оставшихся от вытаивания, еще большие: ширина поверху около 1 м, а по глубине они уходят под урез реки. На одном из участков 10-метровой (первой) террасы р. Анадырь наблюдались крупные сингенетические ледяные жилы шириной поверху до 3 м. Вертикальное протяжение их установить не удалось, так как вскрываются они до глубины всего 3 м^[61]. Б.И.Втюрин отмечает, что повторно-жильный лед хорошо развит также в делювиально-солифлюкционных отложениях. Как правило, это жилы шириной поверху 0,5–0,7 м и вертикальным протяжением 2–3 м. Верхние 0,3–0,5 м жил обычно сингенетические. Более крупные ледяные жилы наблюдались на склоне сопки, сложенной коренными породами, в районе пос. Анадырь. В верхней части склона, где делювиально-солифлюкционные отложения представлены мерзлым несортированным суглинком со щебенкой слоисто-сетчатой криогенной текстуры, ширина ледяных жил поверху 1 м и более, максимально до 2 м. Вертикальная слоистость выражена слабо. Много включений газа и мало твердых примесей (около 0,2% от веса породы). В нижней части склона в суглинке меньше примесей грубообломочного материала и окатанность его большая. В целом порода более льдистая. Ледяные жилы встречаются чаще. Ширина жил поверху часто превосходит 1 м, максимальная – до 3 м. Одна из выработок на протяжении 20 м вскрыла четыре ледяные жилы шириной поверху более 1 м. В отличие от жил верхней части склона здесь текстура льда ярко выраженная вертикально-слоистая. Она образована многочисленными включениями грунта в виде вертикальных прослоек толщиной 2–5 мм. Иногда во льду можно наблюдать ксенолиты грунта длиной 20–40 см и шириной 5–10 см. Помимо этого, во льду встречаются частицы гравия, галечника и щебенки^[61].

Ш.Ш.Гасанов^[62,63] охарактеризовал подземные льды Чукотского полуострова. В процессе исследований им было изучено более 400 выходов повторно-жильного льда. В отложениях нижних частей склонов в районах низкогорного рельефа часто встречаются двухъ- и трехъярусные ледяные жилы. К югу и юго-востоку от старого днища оз. Нижнего вдоль нижней части склона гряды Гребешки прослеживается небольшой останец речной террасы шириной до 350 м. Абсолютные отметки поверхности террасы возрастают от 8 до 12 м. Глубокие термокарстовые ложбинки образованы по сингенетическим ледяным жилам. Вертикальное протяжение сингенетической жилы здесь более 7 м, а максимальная ее ширина около 4 м. В нижней части жилы довольно много ксенолитов вмещающей породы. Головки элементарных жилок выходят на извилистые боковые контакты, что является признаком сингенетичности жилы^[63]. Большая группа обследованных Ш.Ш.Гасановым жил располагается в пределах склона гряды Гребешки, где развиты делювиально-солифлюкционные оторфованные суглинки и супеси о разноокатанной галькой и небольшими валунами. К подошве склона мощность слоя отложений достигает 8-9 м. По мнению Ш.Ш.Гасанова^[63] наибольший интерес из рассматриваемой группы повторно-жильных льдов представляет жила, расположенная в нижней части склона на границе с речной террасой. Ледяная жила имеет двухъярусное строение и состоит из двух вложенных одна в другую жил, различающихся по размерам, строению и происхождению. Ширина поверху нижней жилы более 3 м, вертикальное протяжение нижней жилы более 8 м, а соответствующие размеры верхней жилы равны 1,8 и 5 м. Головки элементарных жилок в нижней ледяной, жиле выходят на боковые контакты, а в верхней – на верхний контакт, что свидетельствует о сингенетическом происхождении нижней жилы и эпигенетическом – верхней ^[63].

Мыс Барроу на Аляске. Первая попытка радиоуглеродного датирования жильного массива была предпринята Дж. Брауном в разрезе на мысе Барроу на Аляске^[64]. Один из массивов повторно-жильных льдов залегал на глубине 3 м. Возраст перекрывающих его отложений с остатками осок и пеллетами леммингов был определен примерно в 14 тыс. лет, к этому времени отнесено прекращение роста повторно-жильных льдов.

Полуостров Сьюарда.Несмотря на то, что первые североамериканские едомные толщи были изучены именно в этом регионе О.фон Коцебу и И.Ф. фон Эшшольцом^[23,24], а затем Л.Квакенбушем^[33], впоследствие они исследовались редко и довольно схематично, тем не менее Д.Хопкинсом^[65] получены данные о широком распространении в пределах полуострова сильнольдистых едомных толщ с мощными системами ледяных жил.

70-е годы XX в.

Примерно через 20 лет после пионерных работ Е.М. Катасонова в разрезе Мусхаинской едомы К.А.Кондратьевой с соавторами^[66] выделены и описаны 7 пойменных горизонтов – закономерно построенных циклов из двух или трех литологических разностей, мало отличающихся друг от друга, представленные супесями пылеватыми от легких до тяжелых разностей коричневато-серого цвета. Возрастные пределы накопления Мус-Хаинского ледового комплекса определены радиоуглеродной датировкой с глубины 2,0 м 11500 ± 210 лет (МАГ-137), с глубины 5,0 м 15500 ± 50 лет (ГИН- 500)^[66], также радиоуглеродная дата 23360 ± 720 лет (МАГ-175) получена с глубины 15,5 м^[66] . Кость мамонта из Мус-Хаинской толщи датирована автором методом AMS в Аризонской радиоуглеродной лаборатории^[67] – около 35 тыс. лет (35400 ± 2000, AA – 27373), а ранее эта кость датирована Л.Д.Сулержицким – 34600 ± 470 лет (ГИН-8711). Можно, с большой долей уверенности, предположить, что датировки получены по хорошо сохранившейся органике и достаточно надежны и Мус-Хаинская едома формировалась от 35-40 до 11 тыс. лет назад.

Несколько весьма значимых для исследования едомы работ опубликовала Т.Н. Каплина с соавторами^[68-71]. Это работы в которых рассмотрены климатическая модель эпохи накопления едомной свиты^[68] и скорости накопления едомных толщ Приморской низменности Якутии^[69]. Две публикации посвящены результатам работ на опорных разрезах Колымо-Индигирского региона: Сыпном Яру на Индигирке^[70] и Дуванному Яру на Колыме^[71].

Сыпной яр. Криогенное строение, условия формирования и возраст констративной Сыпного Яра на Индигирке описали Т.Н. Каплина и А.В. Шер ^[70]. Здесь на большом протяжении вскрывается преимущественно песчаная толща аллювиальных осадков мощностью около 50 м. Сыпной яр расположен на правом берегу р. Индигирки, в крутой излучине, в 25-40 км выше по течению от устья р. Шангиной и вскрывает мощную толщу осадков, выполняющих тектоническую депрессию Шангинского дола. Абсолютные отметки поверхности здесь постепенно снижаются с юга на север, в сторону р, Шангиной от 80 до 50 м. Протяженность яра вдоль реки составляет около 15 км. Уступы основной поверхности, выходящей к берегу, имеют высоту над рекой 48-52 м. В вершине излучины р. Индигирки располагается обрыв, протяженностью 1200 м, который в июне-июле 19 75 г. (в высокую воду) представлял собой отвесную стенку с непрерывным обрушением крупных блоков оттаявшей, а иногда и мерзлой породы. Нижняя по течению часть яра вскрыта на протяжении 2 км, она образует откос крутизной до 50-55 , хорошо доступный для изучения практически по всей высоте, за исключением нижних 4-5 м над пляжем, закрытых осыпями. Для толщи Сыпного яра в целом характерно отсутствие крупных скоплений костей различных животных. Это обстоятельство отражает констративный тип накопления толщи, отсутствие интенсивного перемыва осадков, приводящего обычно к вторичной концентрации костных остатков. Маломощный прослой торфа в тонкослоистых песках, разорванный псевдоморфозами по ледяным жилам, описан также на высоте 5 м над урезом р, Индигирки. Т.Н. Каплина подчеркивает, что наличие двух ярусов ледяных жил, по крайней мере, одного яруса псевдоморфоз в нижней пачке осадков с древесными остатками позволяет уверенно говорить о том, что процессы формирования полигонально-жильных льдов протекали не только после завершения, но и в ходе ее накопления. Более того, несмотря на то что ледяные жилы погребались под песками и, следовательно, испытывали хотя бы временное затопление, они не вытаивали. Ледяные жилы в супесчано-суглинистых пачках имеют различные размеры, причем отмечается связь как вертикальных, так и горизонтальных размеров с мощностью пачек. Наиболее мощные ледяные жилы были обнаружены на высоте 14-18 м над рекой, где ширина жил по верху составляла 2,5 м. Размеры полигонов в среднем составляют 7-9 м, но следует отметить, что часто встречаются сгущения сетки до 3-4 м, правда, в этих случаях сами жилы имеют меньшие размеры. Особый интерес, по мнению Т.Н. Каплиной и А.В. Шера представляет взаимоотношения супесчано-суглинистых осадков, песков и ледяных жил. При резкой смене снизу вверх по разрезу (при налегании) русловых песков на алевриты супеси (легкие суглинки) верхняя поверхность ледяных жил имеет обычно ровный горизонтальный срез. При постепенных переходах (через постепенное изменение супесчано-суглинистого состава на песчаный или через переслаивание заиленных и мелкозернистых песков) часто у ледяных жил сохраняются небольшие ростки, иногда в разрезах можно видеть несколько вложенных ярусов ледяных жил, что свидетельствует о динамичности, изменчивости условий их роста, вероятно, о достаточно быстром накоплении наслаивающихся друг на друга пачек аллювия. Все исследованные нами жилы имели высокую степень загрязненности грунтом - много вертикальных полосок, состоящих из тонкого песка или пыли. Большинство ледяных жил, залегающих в супесях и заиленных песках, начиная с высоты (от нижнего конца) 0,7-1 м, имеют на боковых контактах характерные признаки сингенеза – ступенчатость и припаивание ледяных "поясков" к плечикам жил, а также выходы элементарных ледяных жилок на боковые контакты. Однако в тех же осадках менее крупные жилы были явно эпигенетическими. Последние в мощных пачках супесчано-суглинистого состава обычно залегают в несколько ярусов. Наряду с ледяными в разрезах были встречены некрупные ледогрунтовые жилы - шириной до 0,3 м, вертикальной протяженностью до 1,5 м. Такие жилы встречены в заиленных песках, но часто приурочены и к мелкозернистым пескам, т.е. они росли в нижней части прирусловой отмели. Они отличаются особенно часто перестроенными решетками. Такие системы в целом являются синхронными вмещающим осадкам. В свое время Ю.А. Лаврушин наметил два типа разрезов констративного аллювия, в которых размещение ледяных жил может быть ярусным. В первом случае ярусность обусловлена четкими сменами литологии, во втором – климатическими колебаниями. Т.Н. Каплина заключает, что Сыпной яр является ярким примером толщи первого типа.^[70]

Дуванный яр. На Колымской низменности наиболее полный и мощный разрез ледового комплекса вскрыт в обнажении Дуванный яр, расположенном на правом берегу р. Колыма в 35-43 км ниже по течению от устья р. Омолон. Этот разрез был сравнительно давно известен, однако до работ Т.Н. Каплиной с коллегами^[71] подробного освещения он не получил. В нижней части почти 50-метрового обнажения Т.Н. Каплина с соавторами^[71] встретили горизонт голубовато-серых суглинков. На протяжении 6 км от верхнего по течению конца яра выходы этих суглинков размываются рекой на бечевнике, а в середине яра кровля их поднимается до высоты 8–9 м над урезом. Наиболее характерные отличительные признаки осадков этого горизонта: голубовато-серый цвет, отсутствие полигонально-жильных льдов и наличие системы псевдоморфоз по ледяным жилам. Породы большей частью неслоисты или в них отмечается неясная горизонтальная слоистость по цвету от палевого до серого; в них встречаются включения вивианита и разбросанные мелкие растительные остатки – обрывки мхов, корни трав. Этот горизонт в последующие годы практически не вскрывался. Также впоследствие не вскрывался и непосредственно перекрывающий голубовато-серые суглинки горизонт озерно-болотных отложений – торфяник, имеющий мощность до 1,5 м, залегающий на высотах 8–10 м над урезом и выходивший на протяжении 0,6 км отдельными линзами. Нижние 0,4–0,5 м торфяника состоят почти полностью из веток и корней кустарников и кустарничков, содержат много крупных древесных остатков, принадлежащих березе и лиственнице; здесь захоронено много шишек лиственницы хорошей сохранности. Древесный торф перекрыт слоем мохового (0,3–0,4 м), а над ним лежит слой травяного (осокового) торфа мощностью 0,4–0,5 м. Самые верхние 0,2–0,3 м представляют переслаивание торфа с суглинком и знаменуют смену болотного режима осадконакопления на аллювиальный. Из основания торфяника получена радиоуглеродная датировка 36 900 ± 300 лет (МГУ-469). Древесина березы из основания разреза аласа была датирована 37 600 ± 1100 лет (МГУ-468). Близость дат МГУ-469 и МГУ-468, полученных для разных точек «древесного» слоя, позволило Т.Н. Каплиной^[71] считать эти данные достаточно достоверными. Т.Н. Каплина отмечает, что подошва собственно ледового комплекса на большей части протяженности Дуванного Яра находится на высоте 6—8 м над урезом Колымы, в нижней по течению части яра она располагается ниже уровня бечевника. Вскрытая в обрывах яра мощность ледового комплекса составляет 40—50 м. Ледовый комплекс Дуванного яра при общем его единстве разделен^[71] по литологическим особенностям на два подгоризонта. Нижний подгоризонт имеет мощность от 5 до 10 м. В нем наблюдается отчетливое переслаивание песков и супесей. В самой верхней по течению части яра все основание разреза от пляжа до высоты 10–12 м сложено переслаиванием мелкозернистых желтых и пылеватых серых песков с мощностью слоев 0,2—0,5 м. Вниз по течению на 2 км нижний подгоризонт представлен переслаиванием серо-коричневых супесей (0,5-2 м) и такого же цвета пылеватых песков. По мнению Т.Н. Каплиной и др. ^[71], нижний подгоризонт ледового комплекса имеет все черты аллювиальных отложений с достаточно богатым набором фаций — от русловых до пойменных. Особенность криогенного строения нижнего подгоризонта заключается в его весьма высокой льдистоети за счет конституционных льдов и в присутствии частей решетки достаточно крупных полигонально-жильных льдов. Чрезвычайно высокой льдистостью отличаются русловые пески. Им свойственны массивные текстуры (часто базального типа) и сетчато-слоистые частые тонкошлировые текстуры; влажность мелких и средне-зернистых песков достигает 75-85%. В супесях и заиленных песках спектр криотекстур- разнообразен. Здесь встречаются текстуры от массивных до сложных двухпорядковых или как их часто называют «поисковых». Часто наблюдается ритмичное переслаивание пород с атакситовой криотекстурой с неполнослоистой, частой, тонкошлировой текстурой (слои по 3–7 см). Суммарная влажность грунтов в таких пачках, достигающих мощности 1–2 м, составляет 80–100%. Основная система ледяных жил образована жилами шириной 2–4 м, расположенными на расстоянии 9–10 м друг от друга. Ледяные жилы нижними эпигенетическими концами внедряются в описанный выше торфяник и даже в голубовато-серые алевриты. Около жил наблюдаются загибы слоев вверх инбгда на 1,5–2 м. В нижнем подгоризонте в супесчаных слоях были обнаружены полости, выложенные обломками стеблей трав. Диаметр полостей в поперечном срезе около 10 см, вытянутые ходы можно было наблюдать на протяжении до 1 м. Норы были полностью заполнены льдом. В одной из них был обнаружен неполный скелет обского лемминга (Lemmus obensis Brants; определение В. С. Зажигина). Как известно, лемминг является обитателем тундры и лесотундры. Верхний подгоризонт ледового комплекса имеет видимую мощность до 30 м, он отличается значительной однородностью как по разрезу, так и по простиранию. Он сложен серо-коричневыми супесями. По мнению Т.Н. Каплиной^[71] в верхней части ледового комплекса участвуют русловой и пойменный аллювий. Наличие косых срезов и полого-волнистой слоистости связано с текучей водой. Горизонтальное напластование и оторфованность-отражают скорее пойменный режим. Именно на пойме осадконакопление периодически замедлялось, что позволило развиваться почвенным процессам. Эпизодически возникали полигоны с вогнутыми центрами, в которых шло заторфовывание. Однако такие периоды в ходе формирования рассматриваемого разреза были кратковременными. Верхний подгоризонт ледового комплекса Дуванного яра формировался в условиях достаточного содержания влаги, по крайней мере в основании СТС, о чем говорит высокая льдистость пород. В то же время существенной миграции влаги в ходе промерзания не происходило. Отсюда напрашивается объяснение, что быстрая фиксация влаги связана с большой скоростью промерзания СТС снизу, т. е. с крайне низкими температурами многолетнемерзлых пород. По заключению Т.Н. Каплиной^[71] это подтверждается характером решетки полигонально-жильных льдов. Основная система состоит из ледяных жил шириной 1,3–2,0 м, образующих полигоны размером 8–12 м. Эти большие полигоны повсеместно заключают более мелкую решетку с размером полигонов 4–6 м, образуемую жилами шириной 0,3–0,5 м. Эти две системы присутствуют повсеместно. Локально наблюдается решетка третьего порядка, часто неполная. Ее размеры 2–2,3 м, образующие ее жилки имеют ширину 0,1–0,3 м. Трактовка этой сложной системы Т.Н. Каплиной^[71] представляется такой: постоянно, видимо ежегодно, происходило растрескивание по основной системе размером 8–12 м. Такие размеры характерны для современной полигональной решетки высокой поймы Колымы и других рек Колымской низменности. Реже, но тоже систематически, шло растрескивание по сгущенной решетке размером 4–6 м. В настоящее время решетка таких размеров наблюдается на участках едомы в зоне тундры, откуда сдувается снежный покров и где среднегодовые температуры пород не выше –9°C.^[71] Система третьего порядка современных аналогов не имеет и свидетельствует об особо суровых зимних условиях, а формирование по ней ледяных жил – о чрезвычайно низких среднегодовых температурах. Предпринятая ранее Т.Н. Каплиной и И.Л. Кузнецовой попытка реконструкции среднегодовых температур пород по решетке ледяных жил и ширине элементарных жилок дала среднегодовые температуры пород не выше –15°С и среднегодовые температуры воздуха не выше –20°С. Согласно выводу Т.Н. Каплиной^[71], криогенное строение свидетельствует об экстремально холодных климатических и геокриологических условиях эпохи накопления верхнего подгоризонта ледового комплекса Дуванного яра. Анализ строения ледяных жил дал Т.Н.Каплиной^[71] основание еще для одного важного вывода. Дело в том, что ледяные жилы имеют относительно небольшую ширину (до 2–2,5 м), а составляющие их элементарные ледяные жилки, напротив, характеризуются значительной для этих форм шириной – до 1,5–2 см. Небольшая ширина жил может, согласно наблюдениям Т.Н. Каплиной^[71] определяться двумя условиями. Во-первых, не ежегодным приростом. Это условие мало вероятно, поскольку наличие еще двух систем ледяных жил такую возможность практически исключает. Во-вторых, быстрым осадконакоплением. Простой расчет, в котором учитывается ширина жил основной решетки, ширина элементарных жилок и возможная вертикальная протяженность последних (3–5 м), выполненный Т.Н. Каплиной показал, что верным является второе допущение и что для формирования ледяных жил вертикальной протяженностью 30–40 м, а следовательно, и для накопления ледового комплекса той же мощности достаточно нескольких десятков тысячелетий. В сопоставлении с радиоуглеродными датировками из подстилающего торфяника эти соображения привели Т.Н. Каплину с соавторами ^[71] к выводу о молодости и относительной краткости эпохи накопления ледового комплекса в рассматриваемом разрезе.

В. И. Соломатин на основании исследований едомных повторно-жильных льдов дельтах рек Яны и Омолоя и о. Муостах заключил, что осадконакопление едомных толщ происходило в условиях колоссальной обводненности территории в мелководных бассейнах, мигрирующих по поверхности аллювиально-озерной равнины, подобных мелким термокарстовым озерам аласов на плакорных, типа Яно-Омолойского междуречья, участках и озерах внутренней поймы и дельт, подобные наблюдаемым ныне в долинах и дельтах рек.^[72] По строению контактов В. И. Соломатин^[72] выделил два основных типа жил — с наличием деформаций вмещающих отложений и без них. В строении изогнутых на контактах слоев отсутствуют следы значительных динамических нагрузок, соответствующих масштабам деформаций; изгибание начиналось вместе с промерзанием пород и развивалось после него; нарушения не выходили за рамки области пластических деформаций, ледяные слои не испытывали нарушений скола, разрыва и т. д. По наблюдениям В. И. Соломатина^[72], на боковых контактах жил интенсивно развиваются сегрегационные процессы льдообразования. Изучение им текстуры и структуры сегрегационных шлиров, параллельных боковым контактам жил, дало основание для заключения, что шлиры формируются уже в мерзлой породе. ^[72] В. И. Соломатину удалось проследить постепенный переход сегрегационных шлиров в жильный лед, что объясняет кайму жил сегрегационными процессами.^[72] Важной особенностью, текстур жильного льда, по наблюдениям В. И. Соломатина является то, что включения во льду соответствуют вмещающим отложениям на данном уровне и сменяются по вертикали со сменой литологии пород. Этот факт, во-первых, ставит под сомнение существенное выдавливание льда, а, во-вторых, доказывает, что включения попадали в жильный лед не сверху, вместе с заливающейся с поверхности в трещины водой, а привносились из вмещающих отложений и фиксировались на том уровне, где они ранее были в породе, не перемещаясь в, жиле по вертикали. по мнению В. И. Соломатина^[72], подобная особенность текстур может служить подтверждением поступления воды из вмещающих отложений К контактам в ходе сегрегационных процессов, причем частицы грунта оказывались включенными в лед жил. Структурный анализ показал, что жильный лед состоит из последовательно наращивавшихся вертикальных слоев.^[72]

В 1975 г. Н.Н. Романовский защитил докторскую диссертацию^[73] по материалам изучения полигонально-жильных структур, и в 1977 г. опубликовал эти данные в монографии^[74]. В разделах: о механизме роста сингенетических повторно-жильных льдов и признаки сингенетического развития повторно-жильных льдов Н.Н. Романовским подчеркивается, что в широких частях растущих ледяных жил, особенно в мощных ледяных жилах древнего аллювиального комплекса северных районов Якутии, многие особенности, свойственные небольшим развивающим жилам, теряются. Ледяные шлиры внутриполигональных блоков утрачивают связь с жилами, оторваны от них, исчезает резкая зубчатость по контакту ледяных жил. Признаки сингенеза Н.Н. Романовский^{[74, стр. 124-128]} предложил разделить на четыре группы – признаки, связанные: а) со строением самих ледяных жил, т. с. их текстурными особенностями и морфологией; б) со взаимоотношением ледяных жил и шлиров миграционно-сегрегационного льда во вмещающих отложениях; в) с мерзлотно-фациальными особенностями пород, вмещающих ледяные жилы, которые обусловлены характером осадконакопления и формирования криотекстур в условиях полигонального микрорельефа, а также изменений, условий морозобойного трещинообразования; г) с включением в состав мерзлой толщи грунтовых частей полигонально-жильных образований, находившихся в СТС над ледяными жилами. Также Н.Н. Романовский опубликовал работу по особенностям формирования повторно-жильных льдов и развитию полигонально-жильных льдов в специальном выпуске журнала Перигляциальный Бюллетень "Periglacial phenomena and paleogeography of the Pleistocene"^[75].

Волт Крик на р. Чатаника. В 15-метровом обнажении на берегу реки Чатаника, в 2 км ниже по течению от моста на шоссе Эллиотт через реку Чатаника, в 40 км к северу от Фэрбенкса на северо-западе, Т.Пéвé^[15] описано обнажение отложений формации голдстрим, вмещающими мощные сингенетические ледяные жилы. В отложениях отмечен слой вулканического пепла мощностью от 1 до 10 мм. Радиоуглеродная дата 14 760 ± 850 лет (GX-0250) была получена из норки суслика на 4 м. ниже слоя пепла. Дата 14 510 ± 450 лет (W-2703) была получен по копролитам суслика из ила в 1 м над слоем пепла. Таким образом, пепел датирован около 14 тыс. лет. и ледяные жилы в отложениях формации голдстрим датируются самым концом позднего плейстоцена. Т.Пéвé в 1967 г. отобрал образцы макроорганики изо льда, древесины и супесчано-суглинистых отложений, вмещающих ледяные жилы в 40-метровом разрезе едомы Ива Крик. В лаборатории Аризонского университета по ¹⁴С получено несколько дат возрастом более 25 тыс. лет. Т.Пéвé считает, что более детальное датирование могло бы дать возраст жил между 25 и 30 тыс. лет, т.к. отобранные в начале 50-х годов образцы древесины датированы между 23 и 30 тыс. лет назад (L-163J), возраст древесины в основании ледяной жилы 24400±650 лет (I-2116).^[15]

80-е годы XX в.

Первая датированная по радиоуглероду изотопно-кислородная диаграмма. 17 декабря 1982 г. во время защиты кандидатской диссертации автором^[76] была впервые представлена датированная по радиоуглероду изотопно-кислородная диаграмма Сеяхинской едомной толщи на восточном побережье Ямала, которая была опубликована в ДАН в середине 1984 г.^[77]. Эти работы положили начало новому этапу изучения едомных толщ - получению обоснованных количественных характеристик зимних палеотемператур времени формирования едомных повторно-жильных льдов. Этими работами и еще рядом публикаций установлено широкое распространение отложений особого генетического типа: отложений полигонально-жильного органо-минерального комплекса, интенсивно формировавшихся 30-22 тыс. лет назад, имеющих важное значение для палеогеографических и стратиграфических построений. В августе 1984 г. эти материалы доложены на 29 сессии Международного геологического конгресса в Москве. Термин едома применительно к Сеяхинской толще впервые употребил В.Ф. Болиховский^[78], посетивший этот разрез несколькими годами позднее.

Воронцовский Яр. В 1975-1976 гг. отрядом ТИГ ДВНЦ выполнено исследование одного из наиболее известных обнажений едомы - Воронцовского Яра^[79]. Разрез расположен на правом берегу р. Индигирки, в районе устья р. Большая Эрча, у гидрометеопоста Воронцово, на удалении около 250 км от берегов Северного Ледовитого океана. Район Воронцовского Яра находится в полосе гипоарктической тайги. Исследовались осадочные отложения мощностью 50 м , залегающие между абсолютными высотами 91 и 41 м. Воронцовский Яр представляет собой активный термокар, возникший в результате спуска вод небольшого термокарстового озера в р. Индигирку через едомную перемычку и формирования в ней каньонообразной долины прорыва. Собственно едома - суглинки и супеси пылеватые, серого и темно-серого цвета, горизонтальнослоистые с ископаемыми почвами, вмещающие непрерывные повторно-жильные льды. Расстояние между повторно-жильными льдами 8-12 м, ширина жил в кровле около 1,2 м. На глубине 40-41 м едомный грунт представлен волнистослоистыми пылеватыми мелкозернистыми песками. Примечательная особенность Воронцовской едомы - наклонное положение многих повторно-жильных льдов и грунтовых ядер полигонов. Максимальное отклонение их длинных осей от вертикали 20°. Видимая мощность едомы в обнажении около 41 м, а общая несколько более 50 м. В термокарстовом уступе Воронцовского Яра протяженностью 650 м летом 1975 г. было выявлено 68 крупных ледяных жил. По характерным признакам залегания и строения повторно-жильных льдов принадлежат к сингенетическому типу. Они сформировались в условиях активного формирования многолетнемерзлых пород параллельно с накоплением материала вмещающих пород. Неравномерность скорости седиментации нашла отражение в морфологии ПЖЛ. Так, в период формирования ископаемых почв, когда темп осадконакопления был минимальным, происходил относительный рост повторно-жильных льдов в ширину. Максимальная ширина повторно-жильных льдов (до 4-6 м ) в несколько раз больше их обычной ширины по разрезу. Рост повторно-жильных льдов вширь при замедлении осадконакопления сопровождался смятием вмещающих пород, о чем можно судить по приподнятым краям параллельно-слоистых криотекстур на контакте повторно-жильных льдов и вмещающего грунта. Сингенетический повторно-жильный лед принадлежит преимущественно к конжеляционному типу; доля сублимационного материала в нем невелика. Пузырьков воздуха в ПЖЛ Воронцовского Яра немного по сравнению с ПЖЛ разреза Мус-Хая, исследовавшегося Б.И. Втюриным на р. Яне. Преобладают мелкие пузырьки сферической формы, диаметром 1 мм и менее. Зоны сгущения пузырьков тяготеют к прослойкам с твердыми примесями. Такой характер газовых пузырьков указывает на их чисто водное происхождение. Вывод о позднеплейстоценовом возрасте едомных отложений Воронцовского Яра, сделанный по ископаемой териофауне, подтверждается конечной радиоуглеродной датировкой древесины из воронцовской ископаемой почвы на глубине 29,6 м - 37 000 ± 1100 лет (ГИН-1675). Из этой же почвы по древесине получена дата > 37 000 лет (МГУ-535). Еще одна дата получена по остаткам травянистых растений из гнезда грызуна, найденного в бывшем сезонно-талом горизонте под самой древней ископаемой почвой, на глубине 35 м . Она составляет > 41 000 лет (ГИН-1674). Верхние 40 м едомной толщи (до абсолютной отметки 101 м ) накопились за 37 000 лет со средней скоростью 1,1 мм в год. Изотопно-кислородный анализ выполнен С.А. Горбаренко и В.И. Киселевым на модернизированном масс-спектрометре МИ-13-09^[80]. Низкие значения δ¹⁸О в едоме Б.И. Втюрин и В.Ф. Болиховский^[79] связывают с более холодными климатическими условиями по сравнению с современностью.

Несколько важных для исследования едомы работ в этот период опубликовала Т.Н. Каплина с соавторами^[81-85]. Это статьи в которых изучены опорные разрезы едомных толщ на р. Аллаихе (низовья Индигирки)^[81], Молотковский Камень (р. Малый Анюй) ^[82], песчаная едома в Туостахской впадине^[83], и обобщающая работа по истории мёрзлых толщ Северной Якутии ^[84]. В 1987 г. в Институте мерзлотоведения СО РАН в Якутске Т.Н. Каплина защитила очень важную для развития представлений о едоме докторскую диссертацию на тему: "Закономерности развития криолитогенеза в позднем кайнозое на аккумулятивных равнинах Северо-Востока Азии"^[85].

Река Аллаиха. Обнажения на р. Аллаиха были изучены в 1975 г. Т. Н. Каплиной и А. В. Шером^[81]. Основные исследования проведены на обнажениях в 4,5–4,8 км выше устья протоки Аччагый-Аллаиха, и в 2,2-2,7 км выше ее устья. В разрезах левого берега протоки Аччагый-Аллаиха выделяются две толщи. Нижняя, мощностью около 20 м, сложена слабо льдистыми плотными суглинками с выдержанными прослоями торфа. Верхняя, мощностью до 25 м, представляет собой супеси и суглинки с мощными полигонально-жильными льдами^[81]. В отдельных пачках аллювиальных осадков присутствуют погребенные полигонально-жильные льды. В родном из разрезов протоки Аччагый-Аллаиха встречено два яруса ледяных жил. Нижний описан в слое суглинков на высоте от 5,5 до 9 м (ниже жилы не кончаются, но засыпаны осыпью). В этом разрезе интересен не только сам факт сохранения ледяных жил, но и сингенетический характер их контактов с вмещающими породами – наличие ледяных шлиров («поясков») в породе и их припаивание к плечикам ледяных жил. В интервале от 6 до 15 м над урезом повторно-жильные льды имеют сравнительно небольшие размеры: 1,5-3,0 м по вертикали при ширине 0,5-1,0 м. Их присутствие, по мнению Т.Н. Каплиной свидетельствует о том, что в ходе накопления аллювия осуществлялось локальное протаивание мерзлых пород с вытаиванием небольших ледяных жил. Разрезы озерных отложений часто венчаются торфяниками, имеющими мощность от 0,3 до 1,5 м, но в 20 км выше устья протоки Аччагый-Аллаиха Ю. А. Лаврушин описал разрез озерных и озерно-болотных осадков мощностью около 10 м. Большей частью торфяники залегают «плитами», ограниченными по простиранию несколькими метрами. При общем единстве, заключающемся в наличии мощных полигонально-жильных льдов, отложения едомной свиты испытывают по разрезу и по простиранию некоторые изменения. В наиболее полном разрезе расположенном выше устья протоки Аччагый-Аллаиха свита подразделяется на две пачки. Нижняя пачка едомной свиты залегает здесь на высоте от 20 до 23 м и, по-видимому, выполняет эрозионное понижение в кровле аччагыйской свиты. В основании ее залегают серо-коричневые суглинки, отличительная черта которых - чрезвычайно высокая льдистость пород в блоках между ледяными жилами. Здесь преобладают атакситовые криотекстуры; прослеживается ритмическое чередование по вертикали, слоев с большей и меньшей льдистостью, измеряемых несколькими сантиметрами, то есть строение пачки типично для сингенетически промерзавших осадков. На небольшом протяжении в пачке прослеживаются изменения: в одной стенке цирка суглинки имеют неясную горизонтальную слоистость и насыщены корешками трав; в противоположной стенке в пачке видны следы размывов и слои налегают друг на друга косо, со срезом. Здесь породы содержат много кусков аллохтонного торфа, местами дернины с травой, сохранившей зеленый цвет. Здесь же захоронено много костей млекопитающих с остатками мягких тканей, причем некоторые из них в сочленении (позвонки бизона). Эти признаки говорят о быстром (до катастрофического) накоплении потоковых. Данные, полученные Т. Н. Каплиной и А. В. Шером ^[81] по разрезу рыхлых отложений на р. Аллаиха, по их мнению показывают, что этот разрез запечатлел несколько этапов эволюции природной среды в плейстоцене. Так, накопление видимой части разреза аллаиховской свиты началось в обстановке лесотундры, существовавшей в условиях континентального достаточно сухого климата и развития многолетнемерзлых пород. Отложения аччагыйской свиты, соответствующие этой фазе, фиксируют интенсивное, хотя и не сплошное, протаивание многолетнемерзлых пород. Это протаивание придало своеобразный облик нижней толще, обусловленный низкой льдистостью ее осадков и преобладанием эпигенетических криогенных текстур. Нижняя пачка едомной свиты начинает формироваться еще в довольно мягких условиях, однако в процессе ее накопления быстро нарастает суровость и сухость климата и происходит изменение растительности от лесотундры к кустарниковым тундрам и тундростепям. Сходство палеоклиматической характеристики верхов нижней толщи и в этой части разреза позволили Т.Н. Каплиной предположить, что здесь зафиксирована одна и та же фаза потепления и смягчения климата. Выше по разрезу едомной свиты происходит дальнейшее изменение условий в сторону типичной криоксеротической обстановки и формирования наиболее холодного и сухого варианта тундростепей. Верхняя часть видимого разреза едомной свиты запечатлела, по-видимому, начало новой фазы смягчения климата.^[81]

Туостахская впадина располагается в пределах Яно-Адычанского эрозионно-денудационного плоскогорья, в области редкостойных лиственничных лесов в нижнем течении р. Адыча (правый приток Яны). Абсолютные отметки днища впадины повышаются с севера на юг от 300 до 800 м. Современные русла р. Адыча и ее притоков располагаются на отметках 145–135 м. Хорошо выраженный элемент долин во впадине – терраса высотой около 70 м над реками, сложенная преимущественно песками. Разрез ее изучен Т.Н. Каплиной с соавторами^[83] по правому берегу р. Адыча в обнажениях Хотон-Хая (в 1 км выше с. Бетенкёс) и Улахан-Сулар (в 7,5 км ниже с. Бетенкёс). Наиболее интересны два горизонта разреза Улахан-Сулар это линза серых песков, которые вверх по разрезу постепенно обогащаются прослойками заиленных песков и автохтонного торфа. По подошве линзы располагаются пни хвойных деревьев, захороненные в прижизненном положении. Сохранность древесины очень хорошая, обломки и пни имеют очень «свежий» вид. В нижней части линзы отмечается обилие мелкой древесины, в том числе ветвей кустарников. Наиболее интересную особенность этой пачки составляет наличие в ней системы полигонально-жильных льдов. Расстояние между ледяными жилами составляет 10-12 м, ширина их поверху не превышает 0,5 м. Ледяные жилы являются эпигенетическими по отношению к вмещающим их осадкам и росли в то время, когда дневная поверхность соответствовала отмеченной выше погребенной почве. Осадки этой пачки по заключению Т.Н. Каплиной^[83] накопились в пойменной (возможно, старичной) ложбине. Погребенная почва свидетельствует о некотором перерыве в осадконакоплении, однако этот перерыв вряд ли был длительным, но для роста описанных выше ледяных жил было достаточно промежутка времени в несколько сотен лет.^[83] Пачка слагающая основную часть разреза Улахан-Сулар сложена преимущественно серыми и желто-серыми мелкими песками и кажется монотонной, однако в ней Т.Н. Каплина выделила^[83] слои, различающиеся по литологическим особенностям. В кровле этой пачки отмечены псевдоморфозы по достаточно крупным ледяным жилам – размером до 4 м по вертикали и до 2 м в ширину. Псевдоморфозы выполнены песком с кусками торфа, вероятно попавшими в них в результате деятельности потока, так как во вмещающих и непосредственно перекрывающих псевдоморфозы осадках торф отсутствует. Псевдоморфозы фиксируют перерыв в осадконакоплении. Наличие в разрезе улахан-суларской свиты трех систем (ярусов) ледяных жил свидетельствует о том, что свита начиная с высоты 12 м накапливалась при существовании многолетнемерзлых пород. Среднегодовые температуры мерзлых толщ были не выше –3 – –5° С, поскольку ледяные жилы росли в песках прирусловых отмелей и часто заливаемых ложбин. Мало того, на протяжении накопления свиты существование мерзлых пород было непрерывным, и даже под руслом реки, отложившей песчаную толщу, сквозных таликов не возникало. Это обстоятельство, по заключению Т.Н. Каплиной также свидетельствует о суровом геотемпературном режиме эпохи накопления улахан-суларской свиты.^[83]

Описания едомных обнажений, расположенных на крупных островах Новосибирского архипелага, позволили С.В. Томирдиаро^[16] выделить единый регион останцов лёссово-ледовой равнины:

а) о. Столбовой: формируются обрывистые берега, сложенные льдом... По всему обрыву из льда прослеживаются в виде окон земляные включения. Последние имеют треугольную форму и ярусное расположение... Высота береговых склонов, где обнажаются такие льды, достигает 20–25 м, а байджарахи на них располагаются в несколько рядов, причем более высокие располагаются в нижнем ярусе. Это описание согласно С.В. Томирдиаро^[16]вполне соответствует внешнему облику детально изученной едомы Ойгосский Яр. название которой присвоено шельфовому типу едом.

б) о. Новая Сибирь. Термотерраса образуется на берегах острова с выходами мощных ископаемых льдов (рис. 7) за счет превышения скорости отступания и оттаивания ледяной толщи (воздействие метеорологичсских агентов) над скоростью отступания нижележащей малольдистой толщи, размываемой морем. Такое же явление наблюдается на обнажении Ойгосский Яр. О развитии на острове едомы шельфового типа свидетельствует исключительно тонкий грунтовый слой на мощной ледяной толще. Важным параметром, определяющим мощность этой едомы, залегающей па подстилающих малольдистых отложениях, является высота внутренних ледяных уступов термотеррасы, она в центральной части террас обычно не превышает 8 м.

в) о. Бол. Ляховский: Э. В. Толль ^[95], описывая мощные обнажения льдов и вмещающих грунтов на о. Бол. Ляховский, был твердо уверен, что это ископаемые ледники. Самым убедительным документальным доказательством наличия на острове едомы шельфового типа является по мнению С.В. Томирдиаро^[16] фотография, сделанная Н. Н. Романовским. На ней видны почти вертикальные сечения «земляных столбов» в мощном льду и очень тонкий грунтовый покров на ледяных телах. Хорошо различимы характерные несогласно залегающие пачки поисковой криогенной слоистости (толстошлировая полнослоистая криотекстура). Поставленные на голову криогенные слои каждой нижележащей пачки срезаются подошвой вышележащей пачки. Пачки с толстошлировой криотекстурой прослеживаются до самого верха едомы, не замещаясь сплошным ярусом лёссовой породы с микрошлировой криотскстурой.

На исследованных С.В. Томирдиаро^[16] разрезах едомы Ойгосского Яра в верхней части толщи до самого покровного слоя сезонного протаивания, по его описаниям, тоже развиты толстошлировые слоистые криотекстуры.

г) о. Котельный. Четвертичные отложения развиты на западном побережье острова. Верхняя граница льда находится на высоте 15–16 м над уровнем моря. Море подмывает ледяной обрыв с жилами, его мощность не менее 16 м... образуют при таянии льда байджарахи высотой 6–7 м. Это описание, по заключению С.В. Томирдиаро^[16] свидетельствует о развитии на острове едомы шельфового типа.

д) о. Фаддеевский: по мере движения к водоразделу последовательно сменяются урочища дренированных тетрагональных болот байджараховыми и, наконец, заключительным членом эволюционного ряда сниженными байджараховыми. Как было установлено С.В. Томирдиаро^[16] при аэровизуальном обследовании острова, на не нарушенных эрозией водоразделах развит не байджараховый, а блочно-бугристый микрорельеф, который указывает на едому шельфового типа.

В 1979 г. в восточном крыле обнажения Оягосский Яр С.В. Томирдиаро были впервые отобраны образцы органики, залегавшей in situ в блоках лёссовых пород с микрошлировой и толстошлировой криотекстурой. Это были сильно заторфованные грунты, местами с тонкими пропластками торфа, которые фиксировались на обнажении в виде своеобразных «кочек». По ним получены следующие датировки: больше 35000 лет (МАГ– 551)– образец из подстилающей едому террасы высотой 8 м над уровнем моря; больше 41000 лет (МАГ– 545) – образец из тонкого (0,2 м) торфяного пропластка, отобранный на высоте 18 м над уровнем моря; 37 700 ±200 (МАГ– 543) – образец из аналогичного торфяного пропластка (0,2 м), отобранный на высоте 26 м над уровнем моря; 34 200±200 (МАГ– 544)– образец из торфяного пропластка (0,2 м), отобранный на высоте 30 м над уровнем моря. Эти датировки позволяли думать, что отложения едомной свиты в разрезе Оягосского Яра формировались в течение каргинского интервала и, по-видимому, в течение предшествовавшего ему зырянского интервала. Но согласно позициии С.В. Томирдиаро данный вывод не может быть принят, т. к., во-первых, противоречит основным особенностям криогенного строения и составу едомной толщи, во-вторых, по образцам из едомы Оягосский Яр (глубина 5 м) получена новая радиоуглеродная датировка больше 46 360 лет (ЛУ– 1219А). Учитывая вышеизложенное, С.В. Томирдиаро заключил, что исследованные отложения едомного комплекса Ойгосский Яр формировались в зырянское время.

Ручей Балтылах. Одно из самых южных местонахождений аллювиально-пролювиальных отложений с мощными повторно-жильными льдами в российской криолитозоне встречено на правобережье р. Олекмы на междуречье рр. Имангры и Хани. Здесь (56°47΄ с.ш., 121° 02΄ в.д.) руч. Балтылах (правый приток р. Имангракан) в правом борту в 0,5 км от устья подмывает террасовидную поверхность (террасо-увал) высотой 7-8 м. В крутой излучине ручья на протяжении около 50 м в почти отвесной стенке высотой 7–8 м О.Г.Боярским, А.Б.Чижовым, Н.И.Чижовой и др.^[86] наблюдались два слоя, отличающиеся по составу и характеру слоистости пород и морфологией повторно-жильных льдов. Верхняя часть разреза представлена торфом темно-коричневым, плохо- и среднеразложившемся, мощностью 0.5–0.8 м. Ниже залегает песок тонкий и мелкий, пылеватый, оторфованный в верхней части, в нижней – с линзами и прослоями песка средне- и грубозернистого с дресвой. Мощность слоя изменяется от 1.5 до 2.5 м. В нижней части этого слоя содержание дресвы увеличивается до 20–25%. Криогенная текстура преимущественно частая тонколинзовидная (толщина шлиров от 2 до 10 мм), участками тонкосетчатая, с гнездами льда до 0.5 см. В правой части обнажения наблюдаются повторно-жильные льды шириной в верхней части 0.35–0.4 м. Нижние концы жил проникают в нижележащие отложения, вертикальная протяженность их 2–4 м. Здесь непосредственно под слоем протаивания (с глубины 0.5 м) наблюдался ледяной росток шириной 2–3 см, вклинивающаяся в “голову” жилы, залегающую на глубине 0.65 м. Высокое содержание трития (64 ТЕ) в образец льда из жилы с глубины 0.8 м, по мнению Н.И.Чижовой и А.Б.Чижова^[86], говорит о том, что рост повторно-жильных льдов происходит в настоящее время. В разрезе нижнего слоя наблюдаются повторно-жильные льды двух ярусов (рис. 6), нижний – скорее всего позднеплейстоценового возраста – едомного типа. Ширина повторно-жильных льдов в верхней части от 2 м до 3.4 м. Головы жил залегают на глубине 1.8–3.0 м. Видимая вертикальная протяженность жил (до уреза воды) – 5.0–6.5 м, ширина их на уровне уреза 0.5–1.0 м. Отложения, вмещающие крупные повторно-жильные льды – пылеватые тонкие и мелкие пески прослоями разнозернистого песка, с включениями большого количества дресвы (до 20–30%). В нижней части разреза появляется щебень.

Рис. 6. Вероятно самая южная находка едомной толщи - аллювиально-пролювиальные отложения с мощными повторно-жильными льдами на правобережье р. Олекмы на междуречье рр. Имангры и Хани. Здесь (56°47΄ с.ш., 121° 02΄ в.д.) в долине руч. Балтылах (правый приток р. Имангракан) в правом борту в 0,5 км от устья. Фото О.Боярского

Иногда полигоны, образованные современными жилами, совпадают в плане с полигональностью позднеплейстоценовых жил, и тогда современные жилы могут внедряться хвостами в позднеплейстоценовые. Обнажение на руч. Балтылах является скорее всего самой южной находкой типично едомной толщи, хотя позднеплейстоценовые жилы на этих широтах и даже южнее ранее встречались^[87,88]. А.Г.Костяев описывает обнажение позднеплейстоценового аллювия на р.Тында ^[88]. В отложениях второй надпойменной террасы р. Тынды в районе г. Тынды (55^о08΄ с.ш., 124 в.д.) на востоке Забайкалья, уже в Амурской области при строительстве железнодорожной станции описаны, вероятно, позднеплейстоценовые повторно-жильные льды вертикальной протяженностью от 4,9 до 6,0 м. Залегают жилы на разных глубинах (1,0 и 7,8 м), что свидетельствует о наличии двух или более горизонтов с повторно-жильными льдами^[88]. В котловане под железнодорожную станцию в отложениях пойменной фации наблюдалась ортогональная, иногда трапециевидная система ледяных жил. Первая их генерация образует решетку поперечником 4 м, ширина жил варьирует от 0,25–0,4 до 1-1,35 м. Вторая генерация жил образует полигоны размерами около 1 м, ширина жил (ледяных или ледогрунтовых) - 5–10 см, иногда всего 1,5–2 см. В пределах одной генерации ширина жил тем больше, чем дисперснее и гумусированнее вмещающая порода. На контакте с крупными ледяными телами последняя обычно обогащена растительными остатками (войлок). Лед большинства жил отличается четкой вертикальной полосчатостью, вверху вдоль бортов слои пород слабо приподняты. По заключению А.Г.Костяева, верхние части жил являются синкриогенными. Отмечается утоньшение и выклинивание ледяных жил по горизонтали, а именно в направлении участков залегания промытых желтых или бурых песков. Вертикальная мощность жил, судя по отрывочным данным бурения, составила 6 и 4,9 м. Залегание льда на разных глубинах указывает на наличие двух или более горизонтов жил, что свойственно также II и I террасам в бассейне р. Олекмы^[87].

В.Ф.Болиховский первым из исследователей употребивший термин едомные отложения, применительно к северным районам Западной Сибири^[78], напомнил, что о существовании отложений с сингенетическими ПЖЛ позднеплейстоценового возраста в Западной Сибири сообщалось Б.И. Втюриным по результатам изучения обнажения Селякин мыс в низовьях Енисея. Затем на большом фактическом материале В.В. Баулиным и Г.И. Дубиковым показано, что образование отложений с сингенетическими повторно-жильными льдами – одно из крупнейших событий плейстоцена Западной Сибири. По наблюдениям В.Ф.Болиховского^[78] современный этап изучения едомных отложений региона характеризуется применением комплекса методов: криолитологических, палеонтологических, геохимических, изотопных. Именно так исследованы разрезы отложений с сингенетическими ПЖЛ в устьях рек Сеяха (восток п-ова Ямал) и Монгаталянгяха (север Гыданского полуострова)^[76,77]. Такой же комплекс методов использовался В.Ф.Болиховским при изучении едомных толщ в центральной части п-ова Ямал (урочище Манор в верховьях р. Левая Сабъяха) и центральной части Гыданского полуострова (долина р. Юрибей, район устья его правого притока Лысукансе), а также Сеяхинского обнажения.^[78] В.Ф.Болиховским выполнен синтез палеогеографических и геохронологических материалов по едомным отложениям Западной Сибири.^[78] Он отмечает, что среди едом преобладают песчано-пылеватые разности, при этом, чем тоньше гранулометрический состав едомных отложений, тем больше в них захороненных in situ остатков травянистых растений. На некоторых уровнях едомной толщи они образуют сгущения, фиксирующие этапы замедления седиментации терригенного материала. На заболоченных участках в ядрах полигонов накапливались мхи, которые хорошо сохраняются в синкриогенной едомной толще в виде слабо- и среднеразложившегося автохтонного торфа. Мощность торфянистых горизонтов едомы обычно невелика (до 0,5 м), но в случае сохранения болотного режима осадконакопления на одном месте в течение тысячелетий их мощность может быть весьма значительной – 10-15 м, как в Сеяхинском обнажении. Следует отметить, что единая система сингенетических ПЖЛ Сеяхинского обнажения охватывает не только его торфянистую толщу^[77], но и верхнюю песчано-пылеватую часть этого обнажения. Суммарная мощность едомных отложений Сеяхинского разреза составляет около 25 м. Это пока рекордная величина для Западной Сибири. Мощность едомных отложений III террасы Майорского разреза 18 м, а II террасы – 14 м. Подошва едомной толщи III террасы Лысуканского разреза располагается на глубине 11 м от поверхности. Максимальная ширина сингенетических ПЖЛ (до 3 м) отмечена в торфянистой части Сеяхинского обнажения. В песчано-пылеватых разностях едомных отложений ширина ледяных жил на превышает 1- 1,5 м. В.В.Баулиным и Г.И.Дубиковым установлено, что отложения с сингенетическими ПЖЛ сохранились на полуостровах Ямал и Гыданском севернее 68-69° с.ш. Они приурочены в основном к II-III террасовым уровням региона в пределах абсолютных отметок рельефа от 20-25 до 40-45 м соответственно. Палинологическое изучение более чем 100 образцов едомных отложений Манорского разреза Ю.И. Мешковой и Э.М. Румянцевой позволило выявить в них остатки крио- и ксерофитов: Lycopodium cf. pungens, Diphazium cf. alpinum, Selaginella sibirica, Ephedra, Artemisia. Это палеоботанические, по мнению В.Ф. Болиховского и Н.С. Болиховской, свидетельства того, что по крайней мере на отдельных этапах едомонакопления позднего плейстоцена Западной Сибири климат был существенно холоднее и суше, чем в современной тундре региона. В.Ф. Болиховский подчеркивает, что палиноспектры едомных отложений содержат большую примесь переотложенной или дальнеприносной пыльцы древесных растений. Л.И. Алексеевой определены костные остатки Mammuthus primigenius Blum, позднего типа, происходящие из едомных толщ III террасы Сеяхинского обнажения и II террасы Лысуканского разреза. Радиоуглеродные датировки едомных отложений Западной Сибири пока охватывают период от 30 200±800 лет назад (ГИН-2470, образец из основания торфянистой части Сеяхинского обнажения) до 16 680±500 лет назад (МГУ-1047, образец из II террасы Лысуканского разреза). Анализы остатков диатомовых водорослей более чем 40 образцов едомных отложений Манорского, Лысуканского и Сеяхинского обнажений, выполненные B.C. Гуновой, указывают на их континентальное происхождение. Для сравнения с современностью анализировались пробы наилков из речных пойм и лайды Обской губы. В отложениях едомы присутствуют панцири диатомовых водорослей, обитающих на дне мелких пресных водоемов Севера: Stauroneis anceps, Neidium iridis, Navicula amphibola, Pinnularia borealis v. brebissoni; речные формы - Navicula cryptocephala, Gomphonema parvulum; почвенные диатомовые водоросли – Hantzschia amphioxys, Navicula contenta; представители болотных местообитаний из рода Eunotia (Е. papilio, Е. monodon). Такое сочетание экологических групп диатомовых водорослей свойственно обстановкам седиментации на периодически заливаемых поймах и лайдах пресноводных эстуариев. Во всех проанализированных образцах едомных отложений, а также в наилках из речных пойм и лайды Обской губы встречены морские диатомовые водоросли, характерные для палеогеновых отложений Западной Сибири и Зауралья. Они обладают толстостенными кремнистыми панцирями, иногда сильноминерализованными. Многие из них несут следы многократного переотложения. Химический состав ПЖЛ и водных вытяжек из вмещающих жилы отложений свидетельствует, по заключению В.Ф. Болиховского, о незначительной засоленности едомы. Лед жил едомных отложений обычно пресный. Большинство исследованных образцов едомного грунта содержит меньше 0,2% легкорастворимых солей. Преобладающим анионом обычно является гидрокарбонат-ион, но бывает, что преобладают сульфат-ион или хлор. Среди катионов чаще всего доминирует кальций или магний, но иногда ведущая роль принадлежит натрию. При столь малом содержании солей преобладание хлора среди анионов и натрия среди катионов, по мнению В.Ф. Болиховского, не может служить доказательством участия морских вод в аккумуляции едомных толщ, поскольку такие же соотношения ионов наблюдаются в отложениях речных пойм и водах современных озер региона. Эти факты могут быть объяснены импульверизацией солей с морских акваторий. Кроме того, В.Ф. Болиховский указывает, что следует иметь в виду, что на севере Западной Сибири длительное время существовали морские обстановки, в период которых отложения неоднократно переформировывались и участвовали в образовании едомных толщ. Ввиду высокой подвижности ионы натрия и хлора легко перемещались со стоком и накапливались в подчиненных геохимических ландшафтах суши. Перераспределение солей по профилю в ходе накопления синкриогенных толщ вследствие промерзания и протаивания, увлажнения и иссушения сезонноталого слоя в первую очередь касалось хлоридов натрия. Этим, по мнению В.Ф. Болиховского, объясняется образование в едоме горизонтов с несколько повышенной концентрацией солей, среди которых ведущая роль принадлежит хлоридам натрия. Единственным пока аргументом в пользу предположения о возможном участии прибрежно-морских фаций в строении едомных толщ Западной Сибири, по ведениям В.Ф. Болиховского, можно считать комплекс ископаемых фораминифер – обитателей холодного морского бассейна плейстоцена с глубинами до 50 м, который обнаружен Г.Н. Недешевой в одном из серии образцов (глубина 2,1 м), отобранных Ю.К. Васильчуком из песчано-пылеватой части Сеяхинского обнажения. Раковины хорошей сохранности, без явных признаков переотложения. Тем не менее, учитывая противоречие этого факта другим данным о генезисе едомы, автохтонность вышеупомянутого комплекса фораминифер и его принадлежность едомной толще Сеяхинского обнажения нуждаются в подтверждении на новом фактическом материале. Отметим, что попытка Г.Н. Недешевой обнаружить фораминиферы в представленных нами пяти образцах едомных отложений Лысуканского обнажения не увенчалась успехом. Преобладание аллювиальных фаций среди едомных отложений Западной Сибири дало основание В.Ф.Болиховскиму^[78] использовать аллювиально-криогенную концепцию А.И. Попова ^[12-14] для объяснения едомонакопления и в Западной Сибири. Выполненное В.Ф. Болиховским радиоуглеродное датирование II и III террас Лысуканского разреза, показало, что завершающая стадия накопления едомного аллювия III террасы, последовавший за ней врез, аккумуляция едомного аллювия II террасы заняли всего лишь 2-3 тыс. лет (от 18-19 до 16-17 тыс. лет назад). Это - время термического минимума позднего плейстоцена и минимума гляциоэвстатической регрессии океана. Особенно быстро накапливался едомный аллювий II террасы. Вероятный временной интервал накопления 10-метровой толщи II террасы, по оценкам В.Ф. Болиховского, составляет примерно 500 лет. В отдельных прослоях захороненные in situ остатки мхов Drepanocladus fluitans, D. aduncus, D. exannulatus в мерзлом состоянии сохраняют свой первичный зеленоватый оттенок. Это значит, что прихваченные морозом растения уже в ближайшее половодье могли быть погребены аллювием, а следующей зимой перейти в многолетнемерзлое состояние. Врез, после аккумуляции аллювия III террасы, начался, когда береговая линия океана прошла сильно выположенную полосу шельфа и переместилась в зону со значительно более крутыми уклонами его поверхности. Аккумуляция едомного аллювия возобновилась, когда в результате подъема уровня океана на рубеже плейстоцен-голоцена был затоплен крутосклонный участок шельфа. Дальнейшее повышение уровня океана привело к сокращению длины рек и увеличению их уклонов, повлекших за собой активизацию эрозионной деятельности в речных бассейнах и формирование уступа II террасы. Гумидизация климата и увеличение водности рек в голоцене благоприятствовали этому процессу. I терраса рек, судя по многочисленным радиоуглеродным датировкам, имеет голоценовый возраст. В.Ф.Болиховскиму^[78] представляется целесообразным выделение континентальных отложений с сингенетическими ПЖЛ позднеплейстоценового возраста на Севере Западной Сибири в особую свиту со стратотипическим разрезом в районе устья р. Сеяха на восточном побережье п-ова Ямал.^[76,77]

Едомные толщи в низовьях Колымы

Автором с коллегами выполнены изотопно-геохронологические исследования опорных разрезов едомных толщ Зелёного Мыса^[89], Плахинского Яра^[90] и Дуванного Яра^[91] в низовьях Колымы, Быковской едомы в дельте Лены^[90], Куларской едомы и едомных толщ Чукотки на о. Айон^[92] и в долине р. Майн^[92]. Эти исследования позволили получить изотопно-температурную зависимость и построить палеотемпературные карты для развития едомы в ключевые этапы позднего плейстоцена, которые впервые были представлены в Каунасе в 1989 г. на 3-го Всесоюзном симпозиуме "Изотопы в гидросфере"^[93]

Зелёный Мыс. Данные, полученные автором^[89] в процессе изучения строения разреза позднеплейстоценовой органо-минеральной толщи, включающей представительный (как по вертикали, так и по объему льда в целом) полигонально-жильный комплекс на правобережье р. Колымы, в ее нижнем течении, дают основания для весьма определенных выводов о климатических изменениях в позднем плейстоцене, во всяком случае в период формирования изученной толщи. Высота обнажения, вскрытого временным водотоком, более 30 м, однако нижние 3 м в период наблюдения были закрыты осыпью. Разрез отчетливо разделяется на две части. Верхняя, менее льдистая часть – в интервале 0–10 м сложена однородной, практически неслоистой темно-серой тяжелой супесью, сильно пылеватой. В более льдонасыщенной нижней части в интервале 10–27 м отмечено три пачки темно-серой супеси мощностью 1,8, 3,3, 3,4 м, насыщенных органикой, представленной корешками и веточками мелких кустарников, стебельками трав и мхов, разделенных слоями супеси без остатков растительности, мощность которых 3,3 и 3,6 м. Важнейшая особенность строения разреза — наличие комплекса сингенетических повторно-жильных льдов. Преобладают мощные жилы, рассекающие всю толщу отложений, видимая их высота более 26 м. Из вмещающей повторно-жильные льды толщи и непосредственно из жил отобраны образцы, в которых определялось содержание стабильных изотопов кислорода и проводился палинологический, гидрохимический и радиоуглеродный анализы. Для определения содержания тяжелого изотопа кислорода отобрано 26 образцов из двух расположенных рядом жил, в интервале глубин 1–27 м. В результате получена диаграмма распределения изотопов кислорода по глубине, на которой выделено 4 контрастных отрезка — изотопно-кислородные зоны. Время формирования жил весьма надежно определено посредством радиоуглеродного датирования вмещающих жилы отложений, точнее, их органической составляющей — аллохтонного детрита. Образец с глубины 23,7 м датирован в 37 600 ± 800 лет (ГИН-3576), с глубины 16,4 м - 27 900 ± 1200 лет (ГИН-3575), с глубины 12,0 м - 28 600 ± 1500 лет (ГИН-3574). Близкие к этим даты приведены в^[94]. Для сильно оторфованных прослоев едомы, вскрытых в 8 м над рекой на правом берегу Колымы, в районе пос. Черского, А.В. Ложкиным ^[94] были получены даты 35.2, 28.2 и 27.2 тыс. лет. Это свидетельствует о достоверности этих определений и позволяет считать, что формирование жил происходило в интервале 40–16(18?) тыс. лет назад (верхний предел указан с учетом того, что "головы" жил залегают более чем на 10 м выше отложений, датированных в 28 тыс. лет). Это дало основание авторувесьма суровые климатические условия для всего указанного интервала, а для периода, на который получена изотопно-кислородная диаграмма – 37–16(18?) тыс. лет назад, можно уверенно говорить о существенно более суровых, чем современные, климатических условиях: зимние температуры были ниже современных на 5–15 °С.^[89]

Дуванный Яр. Из сингенетических повторно-жильных льдов, залегающих в органо-минеральной толще, авторами^[91] проведено детальное опробование на анализ изотопного состава кислорода. Отобрано 62 образца по вертикали и более 30 по горизонтали (вкрест простиранию жил на трех уровнях). По замерам из образцов, расположенных по вертикали, составлены изотопно-кислородные диаграммы, а данные по образцам горизонтальных срезов использовались для контроля. Диапазон между крайними значениями δ¹⁸O в позднеплейстоценовых жилах Дуванного яра составил 4,0%,, при максимальном значении δ¹⁸O –28,7‰ и минимальном –32,7‰. На изотопных диаграммах авторами выделены изотопно-кислородные зоны с шагом 2‰. Сравнивая с величинами δ¹⁸O в современных сингенетических жилках (в среднем составляющими –26‰), эти зоны можно охарактеризовать следующим образом: в интервале от –28 до –30‰ – умеренно легкая (УЛ); от –30 до –32‰ – легкая (Л) и ниже –32,4‰, очень легкая (ОЛ). Интерполируя радиоуглеродные датировки из синхронных жилам вмещающих толщ, можно заключить, что изотопная диаграмма среднего фрагмента обнажения охватывает интервал времени от 40 до 20 тыс. лет назад и нижняя ее часть синхронна верхней части диаграммы, составленной для нижнего фрагмента обнажения, датируемого 45-30 тыс. лет назад. Средние значения δ¹⁸O зимних осадков в изученном районе составили около –26,7‰, что очень близко к величине δ¹⁸O в современных сингенетических жилках, а в воде р. Колымы –20,4‰ (в сентябре). В малых же водоемах величины δ¹⁸O колеблются от –20‰ до –5‰. Таким образом, полученные нами данные по сингенетическим жилам Дуванного яра наряду с палеоклиматической информацией отражают и изменения вклада различных вод в формирование жил. Авторы пришли к выводу^[91], что палеомерзлотная оценка полученных материалов с использованием ранее предложенной методики интерпретации изотопно-кислородных данных^[6] и указанных выше ограничений позволяет судить о том, что геокриологическая обстановка всего периода формирования ледяных жил в органо-минеральном комплексе Дуванного яра была существенно суровее современной (температуры грунтов были не менее чем на 4–10 °С ниже современных), и хотя палеоклиматические флуктуации несомненно происходили, они практически не отразились на режиме формирования жил^[91].

Плахинский Яр. Здесь жилы имеют вертикальную протяженность около 14 м, они, как правило, узкие (шириной 1– 1,5 м), располагаются на расстоянии 3–4 м друг от друга, имеют ленточную форму ^[90]. Вмещающие их супеси включают сравнительно небольшое количество органического материала, которым удалось датировать время начала формирования жил – около 30–27 тыс. лет назад. Завершение накопления толщи, вероятнее всего, произошло не позднее 15–16 тыс. лет назад. Формирование жильного комплекса происходило в достаточно суровых условиях. На это указывают данные спорово-пыльцевого анализа из вмещающих толщ и из самих жил. И в тех и в других при спорадической встречаемости пыльцы древесных пород заметно преобладает пыльца группы кустарничков и трав, содержание ее почти во всех образцах превышает 75% от общего состава спектров. О суровом режиме формирования жил убедительно свидетельствует их изотопно-кислородный состав (проанализировано 19 образцов). Значения δ¹⁸O в едомных жилах колеблется от –34,7 до –29,9‰ (здесь же, на пойме, росток сингенетической жилы характеризуется значениями δ¹⁸O от –27,0 до – 25,3‰). Экстремально низкие содержания тяжелых изотопов кислорода (ниже –33‰), указывающие на наиболее суровые зимы периода формирования жил, отмечается в нижней половине диаграммы и в ее самой верхней части, что примерно соответствует временным отрезкам 30–25 и 15–17 тыс. лет назад (датированный образец из средней части разреза отобран Н. Кудрявцевой). Значения δ¹⁸O выше –31,0‰ на разделяющем их отрезке диаграммы свидетельствуют о не столь суровой геокриологической ситуации^[90]

Быковский полуостров, близ мерзлотной станции. Автором^[90] в разрезе 20–25-метровой террасы Быковского полуострова в едомной толще отмечено, что повторно-жильные льды залегают весьма сложно. Здесь в обнажении вскрывается толща, состоящая из ритмично чередующихся прослоев песка с гравием и галькой, супеси, нередко с обилием органики (в виде детрита и кочек торфа), глины. Всего в разрезе отмечено до 3–4 таких слоистых пачек, им, как правило, соответствует и число ярусов ледяных жил, так как головы жил чаще всего приурочены к горизонтам оторфованных супесей, а их "хвосты" выходят в подстилающие гравелистые пески. В отдельных случаях вышезалегающие жилы входят в жилы нижнего горизонта и образуют единый многоярусный ледяной клин. Наличие хорошо окатанного гравия, вероятнее всего, указывает на аллювиальный генезис основной части толщи. В толще современной поймы (лайды губы) отмечено идентичное строение разреза, и там также головы сингенетических жил приурочены к оторфованным грунтам в верхней части разреза, а хвосты выходят в подстилающие пески с гравием. Время формирования ледяных жил и толщи осадков, слагающих террасу, достаточно надежно датируется серией радиоуглеродных дат, которые указывают на то, что начало формирования описываемой толщи произошло около 40 тыс. лет назад, а завершение сингенетического накопления жил произошло, судя по ранее опубликованным датам, не позднее 28–30 тыс. лет назад. Значения δ¹⁸O основной массы едомных жил (проанализировано 49 образцов) варьируют от –34,9 до –29,8‰. Верхний, голоценовый ледяной клин насыщенный пузырьками воздуха и имеющий белый цвет, контрастирующий с серым льдом едомы характеризуется значениями δ¹⁸O от –28,7 до –263‰ (в современном ростке сингенетической жилы на лайде губы Буор-Хая δ¹⁸O = –24,2‰). На изотопной диаграмме явно выделяется период наиболее суровых зимних климатических условий (более чем на 10° С холоднее современных) около 40–38 тыс. лет назад, значительно суровее современного был и этап 36–34 тыс. лет назад, затем зимы смягчились, в интервалах 38–36 и 33–30 тыс. лет назад зимы были суровее современных "лишь" на 5–6 °С.^[90]

Едомные толщи Чукотки

Айон. В едомной толще о. Айон (на западном побережье), залегающей в интервале абсолютных высот от +5 до +30 м, автором зафиксированы^[92] хорошо выраженные три прослоя органики в интервалах от +8 до +10 м; от +19 до +21 м; от +29 до + 30 м. Прослои органики датированы по радиоуглероду: нижний – на высоте +8 и +9 м, по скоплению корешков и трав получены даты около 28 тыс. лет назад; верхний - на высоте +30 м - более 10 тыс. лет назад. Из этого разреза получена детальная характеристика изотопно-кислородного состава повторно-жильных льдов и текстурного льда из вмещающих их грунтов. Отметим, что часть голов ледяных жил, вскрытых в разрезе, залегает на уровне горизонтов, насыщенных органикой. В теле жил, рассекающих всю толщу супесей, на этих же уровнях отмечаются четко выраженные плечики, что заставляет думать о том, что наиболее мощные жилы состоят из трех, вложенных друг в друга клиньев. В изотопном профиле, построенном по жильному льду, также можно выделить указанную циклитность. Эта цикличность проявляется на фоне общей тенденции утяжеления изотопного состава ледяных жил (68 определений) снизу вверх по мере их омоложения значения δ¹⁸O возрастают от от –34,0 до –28,7‰. Характер изотопной кривой по жилам – циклический: в интервалах от +6 до +9 м и от +12 до +15 м значения δ¹⁸O имеют тенденцию к уменьшению, а в интервалах от +5 до +6 м, от +9 до +12 м и от 15 до +24 м они возрастают и лед становится изотопически положительнее. Характерной особенностью комплекса является сравнительно однородное распределение по вертикали изотопов кислорода в текстурных льдах (9 определений) из вмещающих жилы пород, в них значения δ¹⁸O колеблются от –31,2 до –29,0‰. Близость величин δ¹⁸O во льдах разных типов указывает на то, что фациальные обстановки времени накопления и промерзания отложений и циклов формирования жил были близки между собой. Надо полагать, что супесчаные отложения накапливались в эстуарии большой реки и практически сразу же промерзали, а при переходе в условия высокой поймы здесь начинали формироваться мощные повторно-жильные льды. Преимущественно субаэральный рост жил и атмосферное происхождение воды, их питавшей, подтверждается и анализом минерализации льда жил: сухой остаток колеблется от 36 до 108 мг/л (65 мг/л – среднее по данным 40 определений), преобладают бикарбонаты (44%) и сульфаты (17%) натрия. Такая ситуация на исследованном участке повторялась не менее 3 раз. Автор рассчитал по ранее опубликованной формуле^[6], что средние температуры зимы, судя по вариациям значений δ¹⁸O в отдельные периоды времени формирования жил, были на 5–8°С холоднее современных, а в среднем были лишь на 2–4°С холоднее (очевидно сказывалось смягчающее влияние близкого океана) и составляли от –33 до –28°С, среднеянварские температуры от –53 до –45°С.^[92]

Майн. В долине р.Майн автором^[92] наиболее детально охарактеризован разрез едомной толщи Ледового обрыва, сложенный супесями (опесчаненными), циклически переслаивающимися с насыщенными органикой горизонтами. Число циклов разное, в зависимости от мощности вскрытой толщи едомы. При наибольшем вскрытии – свыше 50 м – их шесть, около 30 м – пять, в момент обследования автором толща составляла 22–25 м. Четко выделялось не более трех горизонтов органики. В предшествующий нашим исследованиям этап изучения по Ледовому обрыву А.Н. Котовым и В.К.Рябчуном^[95] получена серия из 10 ¹⁴С-дат без инверсий от 42 000 ± 1300 лет (МАГ-801) до 19 500 ± 500 лет (МАГ-815).

В изотопно-кислородном составе повторно-жильных льдов обнажения Ледовый обрыв четко выделяется цикличность распределения величин δ¹⁸O по вертикали. Изменяясь в целом от– 28,8 до– 26,2‰, значения δ¹⁸O обнаруживают выраженную тенденцию к росту в интервалах от +26 до +29 м, от +38 до +42 м, от +46 до +48 м. Еще более выражены отрезки с заметным уменьшением тяжелых изотопов кислорода, выделяемых в интервале от +29 до +38 м, от +42 до 46 м. Судя по этим колебаниям, можно уверенно говорить о цикличности формирования изотопного состава ледяных жил, образовавшихся от 40 до 20 тыс. лет назад. Эта цикличность была связана с периодическими изменениями климата и с криоциклическим характером формирования повторно-жильных льдов, активный рост которых происходил в периоды осушения участков формирования повторно-жильных льдов, синхронно с накоплением прослоев, обогащенных торфом и остатками кустарниковой растительности. В периоды накопления чисто минеральных отложений – сильно опесчаненных аллювиальных супесей – рост жил резко замедлялся или прекращался вовсе.

А.А Архангелов и др.^[96] и М.А. Коняхин^[97] исследовали криостратиграфию и изотопный состав едомных толщ Дуванного Яра, мыса Чукочий, обнажения Красивое на р. Мал. Анюй как показатель условий их формирования и генезиса. В диссертационной работе М.А. Коняхина ^[97] сформулировано положение о палеотемпературном контроле изотопного состава повторно-жильных льдов, заключающемся в том, что: а). Значения δ¹⁸O атмосферных осадков хорошо коррелируют с температурой приземного слоя воздуха; б). Значения δ¹⁸O поверхностных вод Колымской низменности отражает величину δ¹⁸O атмосферных осадков, но в отличие от них значения δ¹⁸O поверхностных более стабильны. Изотопный состав половолдной воды рек и озер определяется величинами δ¹⁸O талой снеговой воды. В окрестностях пос. Черский разница между ними не превышает 2-3‰; в). Вода, заполняющая морозобойные трещины питается в основном талой снеговой водой; г). Быстрое замерзание воды в морозобойной трещине приводит к тому, что изотопный состав элементарной жилки и воды, из которой она образовалась, практически не отличаются друг от друга; д). Отмечается хорошая корреляция между изменением изотопного состава современных повторно-жильных льдов и среднезимних температур приземного воздуха. М.А. Коняхиным^[97] рассчитано, что изменение среднезимней температуры воздуха (в пределах Колымской низменности) на 1°С приводит к изменению значений δ¹⁸O повторно-жильных льдов на 1,25‰. Согласно приблизительным рассчетам М.А. Коняхина^[97] в эпохи похолоданий среднезимняя температура воздуха понижалась по сравнению с современными значениями на 2-5 °С в конце среднего плейстоцена, на 5-8 °С в зырянскую эпоху, на 4-7 °С в сартанскую эпоху. В периоды потепления климата среднезимняя температура воздуха была 1-2 °С холоднее современных значений в конце казанцевской эпохи. М.А. Коняхин^[97] предположил, что регрессия моря на 750-800 км в зырянскую и сартанскую эпоху приводила к понижению 2-4 °С. Хорошая корреляция современных среднезимних и январских температур позволила М.А. Коняхину^[87] предположить, что минимальные значения среднеянварских температур времени накопления едомных толщ понижалась до –42 – –50 °С.

Полуостров Тактояктак. Дж. Росс Маккаем^[98] впервые обобщены данные по вариациям изотопов кислорода в многолетнемёрзлых породах полуострова Тактояктак. Данные по едомным жилам в работе единичны - на острове Хупера органическое вещество из активного слоя, лежащего непосредственно на гипситермальном несогласии (от слоя от­таивания), было датировано в 8765 ± 230 лет (СгХ–4352). Образец льда из плейстоценовой ледяной жилы, вершина которой была срезана этим несогла­сием, дал значение δ¹⁸О, равное –32,3‰, которое значительно лег­че, чем у современного жильного льда. Для льда современной ледяной жилы, п-ов Тактояктак Дж.Росс Маккай приводит значения δ¹⁸О от –22 до –26‰. Несмотря на малое количество данных по едоме, работа Дж.Росс Маккая^[98] сыграла важную роль в изотопных исследованиях едомы, так как продемонстрировала дополнительные новые возможности в ее изучении.

МакЛеод Пойнт. Р.Ф. Блэком^[99] описаны три уровня позднеплейстоценовых и голоценовых ледяных жил, в районе МакЛеод, в 120 км к юго-востоку от Барроу, на севере Аляски в обрыве высотой 7,2 м. В обрыве вскрыта система активно растущих, крупных приповерхностных ледяных жил (в верхнем горизонте), перекрывающих срезанные окончания двух погребенных, наложенных одна на другую систем неактивных ледяных жил в отложениях двух нижних горизонтов. Четыре радиоуглеродных образца из основания верхнего торфяника между крупными приповерхностными жилами датируют начало формирования жил в вогнутых полигональных болотах приблизительно 12 тыс. радиоуглеродных лет назад. Две даты > 33,200 и > 40,000 лет назад, полученные по нижнему горизонту органики, который разделяет отложения двух нижних горизонтов, указывает на древний возраст самой древней системы ледяных жил. Р.Блэк объяснил происхождение ярусности в данной системе повторно-жильных льдов не климатическими, а седиментационными причинами^[99].

Фокс пермафрост туннель. Около от г.Фэрбенкс, на восток от долины Голдстрим сотрудниками CREEL в течение 1963-1966 гг вырыт туннель длиной 110 м. В 1969 г была выполнена наклонная подземная выработка длиной 61 м от главного туннеля около входа в подстилающий гравий примерно в 6 м ниже дна туннеля. Детальное исследование позднеплейстоценовых едомных отложений вскрытых в Фокс пермафрост туннеле выполнено Т.Д.Хэмилтоном, Дж.Л.Крейгом и П.В.Селлманом^[100]. Фокс Пермафрост туннель представляет ненарушенные обнажения льдонасыщенных супесей и суглинков, которые перекрывают гравий и коренные породы. Крупные ледяные жилы встречаются как в верхним, так и в нижнем горизонтах супесчано-суглинистых отложений. Жилы в нижнем горизонте имеют вертикальные размеры 3-4 м и ширину в верхней части 2-4 м. По Фокс Пермафрост туннелю получены 33 радиоуглеродные датировки. Девять более молодых дат примерно между 38500 и 30000 лет назад фиксируют период быстрого накопления едомных супесчано-суглинистых отложений, сопровождаемого ростом ледяных жил. Большая часть интервала между 33 и 30 тыс. лет назад, должно быть, была периодом замедления накопления лессов и формированием поверхностного дерна, роста ледяных жил и более позднего срезания некоторых из них. Даты по семи образцам, отобранных около входа в туннель, лежат в интервале от 11300 до 14280 лет. Пять самых молодых дат получены по пролювиальным обломочным отложениям, которые сформировались в краевой части долины, находятся между приблизительно 12,5 и 11 тыс. лет.^[100]

Река Ипикпук. На р. Ипикпук, на Аляске в обнажении террасы с повторно-жильными льдами был Р.Нельсоном с соавторами^[101] получен ряд радиоуглеродных датировок от 8,8 до более чем 49 тыс. лет. Разным оказался возраст, определенный по монолитным образцам (13,3-30,3 тыс. лет) и по отдельным идентифицированным остаткам растений (9-9,5 тыс. лет) из тех же образцов. По-видимому, большая часть органического материала была переотложена, хотя и имела прекрасную сохранность. Этим подтвержден вывод о возможности обнаружения переотложенной органики в субаквальных отложениях в условиях развития многолетнемёрзлых пород.^[101]

Река Титалук. Надежность радиоуглеродного датирования была удачно подкреплена термолюминесцентным датированием, датированием по U/Th и другими методами. Л.Д.Картеру^[102] удалось датировать формирование ледяных жил на р.Титалук на Аляске от 35 до 27 тыс. лет назад. Результаты параллельного радиоуглеродного и термолюминесцентного датирования были весьма близки. Для верхнего 25-метрового фрагмента берегового обнажения были получены три радиоуглеродных даты: 31,2; 29,5 и 35,3 тыс. лет и три термолюминесцентных даты: 27,9; 27,4 и 27,3 тыс. лет.

90-е годы XX в.

Изотопно–температурная зависимость и палеотемпературные карты для развития едомы в ключевые этапы позднего плейстоцена. Материалы доклада автора в Каунасе в 1989 г.^[93] получили продолжение в виде публикаций на русском и английском языке в специальном выпуске журнала Водные ресурсы^[103] и в трудах Международной конференции по мерзлотоведению в Пекине,^[104] а также были защищены^[105] в виде докторской диссертации 29 октября 1991 г. в Институте мерзлотоведения СО АН СССР. Новое представление о геотемпературной эволюции мёрзлых толщ криолитозоны Северной Евразии в течение последних 40 тыс. лет – главный результат проведенных автором исследований.^[105] Изучение более 50 разрезов позднечетвертичных синкриогенных толщ на севере Евразии от Ямала до Чукотки комплексным сопряжённым геокриологическим анализом, в котором важнейшую роль играют изотопные методы, позволили выполнить межрегиональные криостратиграфические корреляции и палеогеокриологические реконструкции. Ориентировочные количественные палеотемпературные характеристики дают возможность более определённо представить условия развития едомных синкриогенных толщ в позднечетвертичное время. Заключительный этап позднего плейстоцена – период 40–10 тысяч лет назад – выделяется автором как единый криохрон с очень суровыми зимами, внутри которого осцилляции температур воздуха и мёрзлых толщ были незначительны.^[105] Формирование циклического характера свойств и строения синкриогенных толщ нередко происходило автономно, даже при относительной стабильности климата. Методические и теоретические разработки опираются на анализ обширных геокриологических данных. Выполненное автором геокриологическое полевое изучение разрезов синкриогенных мёрзлых толщ на всем изученном пространстве криолитозоны северной Евразии производилось в едином ключе. Это изучение включает, наряду с принятыми в сопряжённом палеогеографическом анализе методами (палинологическим, микро– и макрофаунистическим, геохимическим, радиоуглеродным), мерзлотно–фациальный анализ и новый метод исследования – изотопно–кислородный анализ макро– и мезотекстурообразующих льдов. Применение изотопно–кислородного метода позволяет перейти от качественных оценок к ориентировочным количественным реконструкциям динамики мёрзлых толщ в прошлом. Косвенные данные о палеотемпературных условиях получены при использовании криолитологических, криогидрохимических, ботанических, микро– и макрофаунистических методов; прямые – ориентировочные(численные) палеотемпературные характеристики получены для летних условий с помощью палинологического метода, а для зимних – изотопно–кислородного; – возрастная привязка полученных палеогеотемпературных данных осуществлена (приближённо) для синкриогенных толщ. Для повышения достоверности возрастных определений проводилась оценка синхронности накопления осадков и органического материала, захороненного в толще, который нередко оказывается переотложенным, что потребовало применения массового радиоуглеродного датирования. Найдены и исследованы палеогеокриологические индикаторы температур воздуха и пород, позволяющие получать ориентировочные количественные показатели, характеризующие изменение геотемпературных условий во времени и в пространстве. Основной метод реконструкции – сопоставление изотопных данных по позднечетвертичным синкриогенным толщам с современными аналогами и поиск корреляционных зависимостей изменения содержания тяжёлого кислорода в подземных льдах и температур воздуха и мёрзлых пород.^[105] Изучение опорных разрезов позднеплейстоценовых и голоценовых синкриогенных толщ в пределах различных районов севера Евроазиатской криолитозоны методом сопряженного изотопно–палеогеокриологического анализа позволило уточнить особенности их строения и состава и создать новую базу палеогеокриологических данных, дополняющих ранее известные, а также впервые получить ориентировочные количественные характеристики изменения палеотемператур мёрзлых толщ для последних 40 тысяч лет. Установлены главные особенности изотопно–кислородного состава подземных льдов в синкриогенных многолетнемёрзлых толщах, формировавшихся в заключительные 40 тысяч лет позднечетвертичного времени: а). Определен тренд распределения кислорода–18 в жилах различного возраста на севере Евразии: – в позднеплейстоценовых повторно–жильных льдах тренд изменений δ¹⁸О был подобен современному: δ¹⁸О уменьшается при продвижении с запада на восток на 8–10‰, от –19 до –25‰ в западно–сибирских жильных системах до –30, –35‰ в североякутских, а затем вновь возрастает на 2–3‰: до –28, –33‰ на севере Чукотки и на 6–8‰, до –23, –29‰ на востоке Чукотки.^[105] Эти данные указывают на то, что характер воздушного переноса на большей части евроазиатской Субарктики в конце позднего плейстоцена был подобен современному, преобладал западный перенос воздушных масс. Влияние Атлантики (на всем пространстве от Ямала до северной Якутии) было существенным, хотя и несколько слабее современного. В самых восточных районах (Чукотка) влияние тихоокеанских воздушных масс было заметно меньше современного. Здесь, особенно в зимнее время, преобладал антициклональный континентальный режим; – в голоценовых повторно–жильных льдах сохранилась та же тенденция распределения δ¹⁸О – уменьшение на 6–8‰ на восток: от –14, –20‰ в западно–сибирских жильных системах до –23, –28‰ в северо–якутских, однако существенно положительнее стали значения δ¹⁸О в чукотских жилах: до –15, –21‰. Очень близкое к этому и распределение значений δ¹⁸О в современных жильных ростках и в снежном покрове (для осредненных значений за зиму). Впервые составлены изотопно–кислородные диаграммы по позднечетвертичным едомным жилам, на которых показано изменение δ¹⁸О и Δδ¹⁸О (разница от современных значений) с абсолютным возрастом для последних 40 тыс. лет. Разработан новый сценарий эволюции температуры воздуха и мерзлых толщ в верхних горизонтах криолитосферы в позднечетвертичное время на основании данных, полученных при использовании сопряжённого изотопно–палеогеокриологического анализа: – массовые данные палинологических (более 2000), радиоуглеродных (около 400) и изотопно–кислородных определений (более 1500) послужили основой для составления новой шкалы палеоклиматических изменений на севере Евразии для последних 40 тыс. лет: выделяются 2 этапа – позднеплейстоценовый криохрон и голоцен. В период формирования едомы 40–10 тыс. лет назад средние зимние температуры воздуха на севере Евразии были на 6–8°С ниже современных (и достигали –22, –33°С), а среднеянварские – на 8–I2°С ниже современных (до –33,–49°С)^[106]. Установлены новые криолитологические аспекты формирования синкриогенных толщ и повторно–жильных льдов в них на севере Евразии в последние 40 тысяч лет и подчеркнута их роль как стратиграфических и палеогеографических индикаторов: разработано новое представление о макроцикличности механизма формирования мощных синкриогенных повторно–жильных льдов, о циклическом развитии сингенетических мерзлых пород) в едомных толщах позднего плейстоцена. Формирование ледяных жил приурочено преимущественно ко времени накопления прослоев субаэральных отложений в переслаивающихся субаквально–субаэральных толщах разного генезиса: аллювиального, озёрного, делювиального и т.д., а в субаквальной фазе оно замедлялось или прекращалось. Это приводило к образованию ярусных жил – криоциклитов ^[105].

Установлено, что приморские равнины Субарктики, в пределах которых распространены недеформированные плейстоценовые повторно–жильные льды в синкриогенных толщах ледового комплекса, не перекрывались покровными оледенениями как в период формирования жил, так и впоследствии. Составлены палеогеотемпературные и палеоклиматические карты для разных хроносрезов позднего плейстоцена и голоцена, на которых впервые показано изменение во времени и пространстве ориентировочных численных значений среднезимних и среднеянварских температур воздуха, сумм температур зимних и летних сезонов и среднегодовых температур многолетнемёрзлых пород [103–105].

Эти материалы были опубликованы автором в виде 2-х томной монографии^[6]. В ней детально рассмотрены палеогеографические и палеотемпературные условия формирования едомных толщ, и, в дополнение к тем данным, которые содержатся в докторской диссертации в гл. 9 подробно рассмотрены особенности динамики глобального изотопного обмена в воздушном переносе в восточном секторе северного полушария в позднечетвертичное время, т.е. во время формирования едомы^{[6, стр. 346-353]}.

Подводя итог рассмотрению опорных разрезов едомы и и их изотопной характеристике автор пришел к следующим выводам^{[6, стр. 286-287]}:

"1). Толщи ледового комплекса позднего плейстоцена разнородны по условиям своей седиментации.

2). В современных на первый взгляд единых едомных массивах могут сочетаться (и сочетаются) фрагменты различных фаций и даже разных генетических типов отложений.

3). Возраст едомных толщ в подавляющем большинстве случаев – позднеплейстоценовый (от 40 до 10 тысяч лет), однако едомные отложения разных районов не синхронны и даже в пределах геоморфологически единых массивов встречаются гетерохронные фрагменты едом.

4). Спектр фаций в которых формировались едомные толщи с мощными сингенетическими жилами, мог быть шире coвременного: жилы формировались в различных фациях долинного - речного, склонового, озерного, болотного и даже (редко) прибрежно-морского комплексов. Жилы могли развиваться и в субаквальных (в том числе, хотя и редко, на участках прибрежно-морской литорали) условиях.

5). Одной из главных причин активного роста жил в позднем плейстоцене были заметно более холодные, чем современные, зимы и в целом более суровая геокриологическая ситуация.

Суммируя в целом материал, изложенный в этой части^[6], автор отметил:

1). Методом сопряженного изотопно-палеогеокриологического анализа изучены опорные разрезы позднеплейстоценовых ледовых синкриогенных толщ в пределах различных районов криолитозоны севера Евразии. Тем самым создана новая фактологическая основа, позволившая впервые получить прямые ориентировочные характеристики палеотемпепатур мерзлых толщ для последних 40 тысяч лет.

2). Определен широтный тренд распределения кислорода-18 в жилах различного возраста на севере Евразии.

В позднеплейстоценовых повторно-жильных льдах величина δ¹⁸О уменьшается при продвижении с запада на восток: от –19-=–25‰ в западно-сибирских жильных системах от –30 до –35‰ в северо-якутских, а затем вновь возрастает до –28 – –33‰ на севере Чукотки и до –23 – –29‰ на востоке Чукотки. Эти данные указывают на то, что характер воздушного переноса на большей части евроазиатской Субарктики был подобен современному, преобладал западный перенос воздушных масс. Влияние Атлантики было существенным, хотя и несколько слабее. В самых восточных районах влияние тихоокеанских воздушных масс было заметно меньше современного. Здесь, особенно в зимнее время, преобладал антициклональный континентальный режим,

3). Определены палеотемпературные условия развития синкриогенных многолетнемерзлых толщ н особенности формирования подземных льдов в конце позднего плейстоцена. Составлена новая шкала палеоклиматических изменений на севере Евразии для последних 40 тысяч лет. На ней, в отличие от принятых схем В. А. Зубакова, Н. В. Кинд и др. осцилляции палеоклимата даны в ориентировочном численном виде с использованием массовых данных радиоуглеродных и изогопно-кислородных определений.

4). Пересмотрены существующие воззрения, согласно котором экстремально суровым был заключительный этап позднего плейстоцена – 20–10 тыс. лет назад. На базе изотопно-киелородных данных показано, что климат 40–10 тыс. лет назад был сравнительно однородный, несколько более суровыми были природные условия во временные интервалы 40–38 и 30–25 тыс. лет назад. В эти периоды среднезимние температуры воздуха в большинстве районов криолитозоны были на 6–8 °С ниже современных, среднелетние температуры были ниже современных на 1–5 °С, среднегодовые температуры пород в ряде районов в эти периоды были ниже современных на 5–9 °С, в остальные временные отрезки конца позднего плейстоцена (криохрона – 40–10 тыс. лет назад) палеоклиматическая и палеогеокриологическая ситуация также были суровее современных. Температуры многолетнемерзлых пород составляли на севере Западной Сибири от – 10 до –15 °С, на севере Якутии от – 18 до –21 °С, в Центральной Якутии от – 16° до – 18 °С, на севере Чукотки от – 15 до –19 °С.

5). Продемонстрировано значение локальных фациальных изменений в формировании строения и состава синкриогенных толщ. Разработано представление о макроцикличности механизма процесса формирования мощных синкриогенных повторно-жильных льдов в толщах ледового комплекса позднего плейстоцена, приводившего к образованию ярусных жил – криоциклитов; формирование ледяных жил приурочено ко времени накопления прослоев субаэральных отложений в переслаивающихся субаквально-субаэральных ледовых толщах разного генезиса: аллювиального, озерного, делювиального и т. д. Предложены приемы исследования генетической природы толщ ледового комплекса и частоты циклов формирования жил на основе сопоставления характера изотопно-кислородных диаграмм в повторно-жильных льдах и в текстурных льдах из вмещающих их отложений.

6). Доказано, что все приморские равнины Субарктики, в пределах которых распространены недеформированные плейстоценовые повторно-жильные льды, не перекрывались покровными оледенениями, как в период формирования жил, так и впоследствии"^{[6, стр. 286-287]}.

В заключительной главе монографии автор резюмирует^{[6, стр. 346-353]}: "В решении проблемы эволюции глобального изотопного обмена, связанного с динамикой воздушного переноса на севере Евразии изотопные исследования мерзлых толщ могут сыграть конструктивную роль. При этом сейчас результаты изотопных исследований скорее опровергают, чем подтверждают многие существующие палеоклиматические и палеогеографические построения для севера Евразии. Прежде всего, это касается проблемы покровного оледенения. Еще раз напомним, что согласно господствующей палеогляциологической парадигме на протяжении последних 40–50 тысяч лет происходили существенные изменения площади и объемов ледников Северного полушария. По некоторым оценкам в поздневюрмскую эпоху площадь покровных ледников была даже максимальной, хотя сейчас все больше преобладает точка зрения о незначительном распространении ледников в этот период,

В голоцене покровные ледники, как известно, почти полностью исчезли (автору представляется, что следует признать, что климатические условия вюрма были весьма холодными, это обусловливало низкое содержание влаги в воздухе и препятствовало разрастанию ледниковых покровов). Кроме того, превалируют взгляды, что объемы покровного оледенения сильно варьировали в позднем вюрме и внутри временного интервала 40–10 тысяч лет назад. Минимальных размеров при этом оледенении достигало в межстадиальные эпохи, такие как, например, каргинское (брянское, денекамп и другие их региональные синонимы) время. Исследования автора продемонстрировали нереалистичность такой палеогляциологической модели. На это прежде всего указывает длительное время сохранявшийся устойчивый тренд облегчения изотопного состава с запада на восток от Атлантики к северо-якутским равнинам. Стабильность значений δ¹⁸О в атмосферных осадках, реконструированных автором по сингенетическим ледяным жилам, формировавшихся от 40 до 10 тысяч лет назад, практически исключает возможность заметных перестроек в атмосфере и гидросфере в этот период, а появление или уничтожение больших ледниковых покровов должно было решительным образом сказаться на динамике изотопного состава континентальных осадков. Таким образом устойчивая стабильность изотопного состава в сингенетических повторно-жильных льдах, формировавшихся 40–10 тысяч лет назад на большом протяжении Евроазиатской криолитозоны от Ямала до Чукотки, позволяет с большой уверенностью говорить о стабильности атмосферной циркуляции в течение всего этого времени и о нереалистичности палеогляциологических реконструкций, предполагающих изменение объема ледников восточного сектора Северного полушария в этот период. И еще более необъяснимым для подобных палеогляциологических построений является сохранение изотопного тренда в атмосферных осадках при переходе от позднеплейстоценового криохрона к голоцену. Сохранение, той же разницы в 8–10‰, на которую отличаются ямало-гыданские жилы от ceверо-якутских. отмеченное в жильных системах, датируемых позднеплейстоценовым криохроном, в голоценовых и в современных жилах, безусловно, указывает и на стабильность направленности глобального воздушного переноса в северных районах Евразии в течение указанного времени. А то, что в целом изотопный фон в голоцене был иным, чем в позднем плейстоцене, свидетельствует, как автору представляется, лишь о разных температурных условиях, прежде всего, о более суровых зимах, присущих эпохе позднеплейстоценового криохрона, по сравнению с голоценом я современностью.

Не менее важным вопросом является проблема динамики перераспределения влаги зимой на севере Евразии. Еще раз обратим внимание на данные..., согласно которым не севере Евразии около 80% снега образуется из атлантической влаги и только около 20% – из тихоокеанской. Роль влаги, приносимой из Арктики в зимнее время, – ничтожна, хотя на температурных условиях арктический антициклон сказывается несомненно заметнее. Вполне логичным представляется предположение, что в эпоху позднеплейстоценового криохрона привнос влаги из Арктики был еще менее значительным в силу некоторого увеличения ледовитости из-за похолодания. Надо сказать, что изотопные исследования по ледяным жилам Северной Евразии это подтверждают. Влияние Атлантики четко фиксируется для современных, голоценовых и позднеплейстоценовых жил от Ямала до о. Айон (немного восточнее долины Колымы, а влияние Тихого океана сказывается преимущественно в узкой полосе – в основном это Чукотка и Магаданская область....

Как уже сказано, сейчас имеется множество противоречивых, фактов «за» и «против» развития обширных равнинных ледниковых покровов в эпоху вюрма в Евразии. Против этой парадигмы говорит, прежде всего, для регионов Азиатской криолитозоны широкое развитие позднеплейстоценовых синкриогенных толщ с мощными недеформированными повторно-жильным льдами, а для Европейского региона на былое распространение многолетнемерзлых пород указывают встреченные во многих точках прямые индикаторы мерзлых толщ – псевдоморфозы. Причем они обнаружены и в тех районах, которые, традиционно считались покрытыми ледниками в позднем вюрме....

Как известно, преобладающий западный перенос воздушных масс и атмосфере определяется температурной горизонтальной неоднородностью (разницей температур между тропиками и полюсами) и отклоняющим действием вращения Земли вокруг своей оси. При этом на высоких уровнях отмечаются ветры, как правило, только западного направления, а в приземном слое они регулируются, кроме того, конкретным расположением областей высокого и низкого давления.

В период позднеплейстоценового криохрона, пожалуй, важнейшими отличиями от современных все же следует считать существование оледенения Северной Америки, оледенение (главным образом зимой) Северной Атлантики и обширные оледенения горных районов Альп и Скандинавии (выходившие и на прилегающие равнины). Это приводило к формированию области высокого давления, существовавшей практически круглогодично в этих регионах. Наиболее вероятно, зимой этот обширный антициклон был более глубоким. Направление влагонасыщенных атлантических воздушных масс смещалось под его влиянием на север в район Алеутских островов, откуда они приобретали преимущественно западное направление, а достигая, северных районов Восточной Европы, смещались на юг (усиление северо-западной компоненты воздушного-переноса здесь также определялось западноевропейско-североатлантическим антициклоном). Важным регулятором зимнего перемещения воздушных масс был и Сибирский антициклон, который, несомненно, был и более глубоким, и центр его несколько смещался на север. Взаимодействие этих двух крупных антициклонов и существование области несколько более низкого давления на юге Западной Сибири приводило к тому, что на западной окраине Западной Сибири преобладал северо-западный и северный перенос воздушных масс, а на ее восточной окраине (и соответственно на западной периферии Средней Сибири) – южный и юго-западный перенос. Это вело к заметному увеличению количества выпадавших осадков (снега) на юге Западной Сибири (хотя еще южнее над Казахстаном количество осадков было низким). На севере Западной Сибири возможность увеличения количества осадков в этот период проблематична. А далее на восток, на севере Якутии, где также сохранялся западный перенос воздушных масс, количество снега заметно уменьшалось (и было вероятно даже, меньше, чем в настоящее время).

Как уже сказано, Северная и Центральная Якутия в эпоху криохрона испытывала в зимнее время сильное влияние глубокого сибирского антициклона. Взаимодействие этого же антициклона на его восточной периферии с северо-тихоокеанским циклоном приводило к интенсивному фронтогенезу с обильными осадками на Чукотке и Камчатке при преобладании юго-западного переноса воздушных масс.

В летнее время ситуация радикально менялась. Сибирский антициклон в летние периоды разрушался, а вот западно-европейский – североатлантический скорее всего сохранялся, вследствие незначительно уменьшавшейся площади оледенений Альп и Скандинавии, хотя летнее разрушение ледяного покрова Северной Атлантики приводило к смещению центра этого антициклона па территорию Европы. По западной окраине этого антициклона (возможно захватывая Англию и Ирландию) усиливались осадки (дожди), а температура, в целом, понижалась. Блокирующее влияние западно-европейского антициклона проявлялось прежде всего в том. что в центральной части Западной Европы и в Скандинавии было сухо и холодно, а в Восточной Европе также холодно, хотя и не столь сухо. Далее на восток циркулярная деятельность была в криохроне, скорее всего, сходна с современной (есть основания полагать, что блокирующее влияние антициклонов, спровоцированных несколько увеличивавшимся оледенением Верхоянья было несущественным), т. е. в средней и верхней тропосфере преобладал западный перенос воздушных масс, а в нижней тропосфере происходило частое образование подвижных циклонов и антициклонов (под влиянием бароклниной неустойчивости западного переноса), смещающихся на восток.

В процессе изотопных исследовании выявился целый ряд дискуссионных моментов, на которые автору кажется не лишним также указать.

При интерпретации изотопно-кислородных данных автор вынужденно игнорировал процессы сублимации, активность которых в районах с различной степенью континентальности могла быть разной: небольшое испарение снега зимой было во влажном морском климате и, очевидно, более заметное в резкоконтинентальном.

Этот аспект в работе не рассматривался ещё и потому, что степень континентальности в подавляющем большинстве прибрежных районов Северной Евразии, на базе изучения которых составлена глобальная реконструкция, примерно одинакова. Хотя более значительное осушение Северной Якутии в конце вюрма недоучитывать не следует.

Внесение необходимых поправок в палеопостроения, также как и учёт континентального эффекта для центральных и южных районов Восточной Сибири – это одна из важных задач, которую предстоит решить. Нельзя не указать и на то, что в работе нет данных по обширным пространствам Средней Сибири. Объясняется это, главным образом, тем, что упомянутый регион представляет собой преимущественно горную территорию, и здесь искажающий эффект высотной зональности на настоящем этапе исследования было трудно учесть.

Нуждается в дополнительной проработке, вероятно, вопрос о выделении изотопных зон, поскольку хотя предложенная автором шкала (где зоны выделяются через 2‰) и позволяет выполнять межрегиональные корреляции, но имеющийся опыт повторных изотопных анализов (когда результаты отличались более чем на 1‰) и установление, заметных (1 – 1,5‰) колебаний в изотопном составе образцов из одного горизонта, заставляет критически отнестись к отнесению льда, отличающегося на 2‰, к разным изотопным зонам, но еще раз подчеркнем, что это первая попытка установления количественных критериев для изотопного зонирования и, кроме того классификации подобного рода всегда несут элемент произвольности и волюнтаризма.

Наверное в будущем еще предстоит исследование строгости использования современных зависимостей между величинами δ¹⁸О в жилах и температуры воздуха для древних объектов (или поиск поправочных региональных коэффициентов), хотя сейчас для такой ревизии данных недостаточно"^{[6, стр. 346-353]}.

Позднее В.И. Соломатин^[106] об обобщающих работах автора написал: "Нам представляется, что наиболее перспективное направление реконструкции палеотемператур связано с анализом изотопно-кислородного состава ледяных жил. Впервые такое исследование было выполнено Ю.К. Васильчуком^[93] ... В результате исследований автор пришел к выводу, что среднезимние температуры воздуха в эпоху накопления ледового комплекса Северной Якутии были на 15 °С холоднее современных. Значение этой работы трудно переоценить, поскольку она фактически открывает новое перспективное направление исследований подземных льдов, имеющее собственный метод и позволяющее получить важнейшие результаты, которые невозможно получить иным способом"^{[106, стр. 236]}.

В середине 90-х А.Ю. Деревягин и А.Б. Чижов начали выполнение совместно с Г.-В.Хуббертеном, К. Зигерт и др. совместного российско-германского проекта по изучению изотопного состава едомных повторно-жильных района оз.Лабаз ^[107] и мыса Саблера^[108] на Таймыре.

На значительно более холодные, чем современные палеоклиматические условия времени накопления едомы на оз. Лабаз указывает изотопный состав отложений ледового комплекса. Согласно исследованиям А.Б. Чижова и др.^[107] отложения ледового комплекса на оз.Лабаз залегают на глинах и валунных суглинках времени зырянского оледенения. Возраст их на основании датировки растительного детрита из составил 43,9 тыс. лет. Отложения включают сингенетические повторно-жильные льды, мощностью до 10 м. Среднезимние температуры в период формирования этих льдов были примерно на 7°С холоднее современных. Судя по изотопному составу - значения δ¹⁸O варьируют от –30,7 до –29,4‰, а величины δ²H изменяются от –233,6 до –230,6‰ среднезимние температуры в период формирования этих льдов, пересчитанные по формулам Ю.Васильчука^[6] были примерно на 7°С холоднее современных. Современные повторно-жильные льды здесь тяжелее δ¹⁸O варьирует от –25,5 до –23,0‰, а δ²H от –194,4 до –143,6‰.^[107]

Полевыми работами было установлено, что позднеплейстоценовые и голоценовые отложения 30-метровой террасы, высотой 30 м на мысе Саблера вмещают три яруса мощных повторно-жильных льдов. По вмещающим ледяные жилы отложениям мыса Саблера получены почти безинверсионные серии датировок. Одна серия датировок от 28,5 до 13,5-14 тыс. кал. лет назад получена Л.Д. Сулержицким^[109] для отложений в интервале глубин 1-17 м; позднее, 13 датировок от 35,1 до 11,8 тыс. кал. лет назад получены для отложений на глубинах от 3 до 25 м^[99]. Согласно датировкам, едомные отложения на мысе Саблера формировались между 35 и 13-12 тыс. кал. лет назад.

Значения δ¹⁸О во льду жил, датированных от 34,5 до 30,9 тыс. кал. лет назад, варьировали от –31,5 до –28,3 ‰; в жилах, датированных между 22 и 14 тыс. кал. лет назад, значения δ¹⁸O варьировали от –29,5 до –24,3 ‰. Более тяжелый изотопный состав характерен для современных ростков голоценовой ледяной жилы, где диапазон изменения величин δ¹⁸О составляет –20,6‰, –20,1‰, а диапазон изменения значений δ²H соответственно равен –158, –153‰.^[108] Проведенные А.Ю.Деревягиным и др.^[108] на основании полученных изотопных данных палеотемпературные расчеты по известным формулам^[6] показывают четко выраженную тенденцию к потеплению зим с конца каргинского времени, когда среднезимние температуры были примерно на 6-7°С ниже современных. Результаты детального опробования позднеплейстоценовых жил позволяют предположить наличие тренда к понижению среднезимних температур в конце каргинского времени примерно от –28°С до –31°С и повышение их на протяжении сартанского времени от –28 ¸ -29°С до –25°С, что лишь на 1,6°С ниже средней температуры современных зим^[108].

Первые прямые AMS радиоуглеродные датировки микровключений органического материала экстрагированного непосредственно из едомных повторно-жильных льдов. В начале сентября 1999 г. в Вене на конференции по ускорительной масс-спектрометрии Ю.К. Васильчук с коллегами^[110] доложили о результатах первого в мире практически прямого определения возраста едомных повторно-жильных льдов. Возрастные определения произведены на основании AMS радиоуглеродного датирования микровключений органики экстрагированной из жил Сеяхинской едомы^[110]. Удалось определить возраст позднеплейстоценовых сингенетических ледяных жил двумя различными способами. Вначале был получен ряд радиоуглеродных датировок по торфу из вмещающих отложений, который показал, что 11 м сингенетически промерзших осадков в основании разреза накопились, от 30 до 22 тыс. лет назад^[77], примерно, в течение 7,5-8 тыс. лет. Ледяные жилы были датированы по микровключениям и щелочной вытяжке изо всей органики, содержащейся во льду. Для двух верхних образцов щелочная вытяжка оказалась старше. Это может быть, скорее всего, объяснено загрязнением льда жил древней тонкой органической пылью. Напротив, AMS-датировки щелочного экстракта и микроорганики в нижнем образце почти идентичны: повторно-жильные льды, вскрытые в основании разреза, начали формироваться около 21 тыс. лет назад, а AMS-датировка из верхней части 11 м слоенки, залегающей в основании разреза показала, что слоенка завершила свое накопление 14,7 тыс. лет назад^[110]. Впервые удалось подтвердить вертикальную возрастную стратификацию повторно-жильного льда, сформировавшегося путем последовательного проникновения талой воды по морозобойным трещинам геологически одновременно с накоплением осадков на поверхности. Эти данные через год были опубликованы в ДАН^[111], EPSL^[112] и NIM^[113].

Разрезы, едомных толщ, насыщенные щебнем в верховьях р. Колымы. Мощные сингенетические повторно-жильные льды обычно встречаются в едомных толщах в долинах рек, на побережьях морей и озер, в горных и предгорных районах они изучены гораздо меньше - мощные позднеплейстоценовые сингенетические жилы встречены^[19] в едомных разрезах Феникс и Утиная и супесчано-суглинистых отложениях, насыщенных дресвой, галечником, гравием в котловинах Верхнеколымского нагорья, в пределах речных долин Восточного Саяна, Оленек-Анабарского пластового плато.

Юго-западнее устья р.Утиная, выше по течению Колымы, в нескольких километрах от г.Синегорье, в 25 км южнее пос.Ясный (62^o15' с.ш., 150^o45' в.д.) располагается золотоносный прииск "Феникс", где в среднегорье, в долине небольшого ручья Ясный, впадающего в Колыму справа, на склоне на абсолютной высоте 412–434 м, залегает позднеплейстоценовый полигонально-жильный комплекс, выраженный в рельефе в виде полого-наклонной террасы. В нижней части разреза вскрываются супесчано-щебнистые отложения мощностью около 1 м.^[19]

Выше с четким контактом, отделяющим их от нижней толщи, залегает 15–16-метровая толща с крупным (5–15 см) щебнем, насыщенная текстурообразующим льдом – до 50–60% общего объема породы.

Система мощных двухъярусных сингенетических повторно-жильных льдов рассекает всю толщу. Высота ледяных жил нижнего яруса около 9–10 м, лед в нижней части желто-серый. Ледяные жилы верхнего яруса сложены прозрачным, реже светло-серым вертикально полосчатым льдом. Ширина жил обоих ярусов составляет 1,2–1,5 м, они несколько расширяются вверх. В нижней части обнажения в щебнисто-супесчаной толще встречается торф с корнями, ветками и обломками стволов лиственницы.

Значения δ¹⁸O в позднеплейстоценовой сингенетической жиле в верхней части прииск "Феникс" варьируют от –30,4 до –32,6‰. Определения δ¹⁸O в нижней части полигонально-жильного комплекса дали значения от –25,7 до –27,7‰. Близ подошвы разреза Утиное значения δ¹⁸O были также относительно высоки: от –24,9 до –29,3‰. AMS датировка микроорганики из верхней части жилы верхнего яруса на прииске "Феникс" 11000 ± 80 лет (SNU02-143), указала на завершение формирования жил в разрезе Феникс около 11 тыс. лет назад, радиоуглеродное датирование торфа и древесины, взятых на высоте 332,8–334,9 м в супесчано-щебнистых грунтах, вмещающих ледяные жилы на прииске Утиное, показало, что повторно-жильные льды начали формироваться от 32,1 до 42,1 тыс. лет назад. Средние температуры января большую часть времени формирования жил были ниже современных на 7–9°С и составляли –46 ... –48°С. В настоящее время температуры здесь соответственно –24... –27°С и –37... –40°С.^[19]

Циклитность едомных отложений и повторно-жильных льдов. Ю.К. Васильчук^[114] предложил новую структурную модель формирования мощных сингенетических повторно-жильных льдов. Основу модели составляет мезо-, и макроциклический механизм формирования сингенетических жил. Логическая суть предложенной модели состоит в том, что процесс сингенетического формирования мощных ледяных жил рассматривается не в рамках принятой парадигмы – как процесс непрерывного формирования льда, а в несколько иной трактовке как пульсирующий – циклический процесс. Главное отличие этой модели от имеющихся моделей циклического развития жил состоит в не климатическом запускающем механизме выявленной цикличности (т.е. цикличность проявляется независимо от климатических ритмов потеплений или похолоданий). Согласно этой модели главным детерминирующим механизмом была неоднократная повторяющаяся смена субэрального и субаквального характера осадконакопления на поверхности полигонального массива.^[114] Под субаквальным режимом понимается небольшая мощность воды на поверхности полигонального массива, она редко превышает 1–1.5 м (в противном случае залегающие ниже жилы даже в суровых условиях позднего плейстоцена могли бы протаять). Обычно предполагается, что сингенетические ледяные жилы формируются только в условиях медленного непрерывного осадконакопления, сопровождающегося повторяющимся морозобойным растрескиванием. Однако, мы полагаем, что такая ситуация бывает достаточно редко и такой тип седиментации в течение последних 50 тысяч лет проявлялся эпизодически, чаще субаквальное осадконакопление сменялось субаэральными условиями роста повторно-жильных льдов. Смена субаэрального режима субаквальным может быть связана с образованием небольших термокарстовых озер, формирующихся в результате частичного вытаиванием жил, а также с подпруживанием небольших рек, подтоплением пойм, опусканием побережий морей, заливов и губ, образованием запруд или обширных соров и т.д.^[114]

Ю.К. Васильчук^[114] выделил три типа циклитности в сингенетических отложениях с повторно-жильными льдами, в том числе и в едоме: микро-, мезо и макроцикличность, отражающейся в циклитности строения разрезов и расположения сингенетических повторно-жильных льдов.

Микроциклитность связана с межгодовой периодичностью изменения глубины деятельного слоя и накопления тонкого слоя наилка, Длительность микроциклов исчисляется от первых лет до сотен лет. Вертикальный масштаб микроциклов сантиметры – десятки сантиметров.

Мезоциклитность связана с пульсирующим изменением уровня водоема, по берегам которого, или на отмелях которого идет формирование жил. Длительность мезоциклов обычно исчисляется от многих сотен до первых тысяч лет. Вертикальный масштаб мезоциклов первые метры.

Макроциклитность связана с коренной перестройкой режима седиментации или реже (в основном на юге ареала повторно-жильных льдов) с крупными климатическими осцилляциями. Длительность макроциклов обычно исчисляется многими десятками- и иногда сотнями тысяч лет.^[114] Вертикальный масштаб макроциклов может достигать десятков метров. Едома или позднеплейстоценовый полигонально-жильный комплекс это в целом макроциклит, и голоценовый полигонально-жильный комплекс это, возможно, тоже самостоятельный макроциклит.

Д.В. Михалевым в кандидатской диссертации^[115] выполнен анализ вариаций изотопно-кислородного состава текстурообразующих льдов в едомных разрезах: Колымской низменности - "Дуванный яр", "Мыс Чукочий", "Крестовка", "Красивое", "Алёшкинская заимка". Этот анализ показал, что текстурообразующие льды синкриогенных плейстоценовых толщ Колымской низменности характеризуются значительно более низким содержанием тяжелых изотопов ¹⁸0 по сравнению со льдами отложений современного деятельного слоя. Низкое содержание изотопов тяжелого кислорода в опробованных льдах отражает суровую палеоклиматическую обстановку периода формирования "ледового комплекса". Однако Д.В. Михалевым сделано предположение, что в течение периода сингенетического накопления едомных толщ климатические условия не были неизменными, а происходившие климатические флюктуации проявились в частичной деградации многолетнемёрзлых толщ (формирование горизонтов отложений древнего аласного комплекса "Дуванного яра", а также в накоплении пачек отложений с повышенным содержащем во льдах тяжелых изотопов кислорода (горизонты отложений в толще "Дуванного яра", "молотковские" слои в основании разреза "Красивое".

М.А. Коняхин, Д.В. Михалев и В.И. Соломатин обобщили данные двух диссертаций ^[93,115] - в виде учебного пособия.^[116]

Остров Хершел в море Бофорта. Двухъярусный повторно-жильный комплекс встречен В.Поллардом в пределах верхних 10-15 м мёрзлых тонкодисперсных отложений. Ледяные жилы составляют до 60% льда в мёрзлых отложениях верхних 10-ти метров на одном из участков в заливе Тетис, где в 150-ти метровом обнажении была вскрыта 31 жила ^[117]. Повторно-жильный лед часто характеризуется постепенным изменением в структуре и текстуре от центра жилы, где как полагает В.Поллард располагается более молодой лёд к боковым сторонам клиньев (где встречен более древний лед). Полигонально-жильный комплекс о.Хершел имеет отчетливо выраженную циклитность, осложненную выдавливанием более древней едомной реликтовой жилы раннего цикла, в процессе формирования, более молодой жилы позднего цикла

Едома в долине ручья Ласт Ченс. На Клондайке подземные льды встречаются в виде очень широко распространенных ледяных клиньев в позднеплейстоценовых едомных толщах^[118]. Ледяные жилы нижнего яруса, залегающие в основании разреза датированы по радиоуглероду, их возраст от 40 до 45 тыс. лет: по корневищам, собранным непосредственно над гравием, и древесине из криотурбированных фаций получены ¹⁴С даты: 45500 ± 580 лет (BGS-2019) и 40060 ± 280 лет (BGS-2018) соответственно. Диапазон значений δ¹⁸O, определенный для образцов из этих жил: от –28,3 до –26,3 ‰, а диапазон значений δ²H составил от –225 до –209 ‰^[119].

Заключение

В XIX веке были выполнены первые наблюдения едомных толщ в российской и североамериканской Арктике. В XX веке исследования едомы вышли на новый уровень: сформулированы основные принципы механизма аккумуляции едомных толщ, показан различный генезис едом, получены радиоуглеродные датировки, позволившие определенно судить о возрасте едомы, начато исследование стабильных изотопов кислорода и дейтерия, давшее основание реконструировать зимние палеотемпературы формирования повторно-жильных льдов в едоме.