Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. История изучения полигонально-жильных льдов 13
1.1. Механизмы и условия формирования полигонально-жильных льдов 13
1.2. Криогенные процессы и образования, осложняющие строение полигонально-жильного льда 25
Выводы по главе 1 36
Глава 2. Методика проведения работ 38
2.1. Методы исследований 38
2.2. Диагностические признаки новообразований льда 42
Выводы по главе 2 52
Глава 3. Строение полигонально-жильных льдов севера Гыдана 57
3.1. Геокриологические условия Северо-Гыданской области 57
3.2. Криолитологическое строение II озёрно-аллювиальной террасы 58
3.3. Структурно-текстурные характеристики полигонально-жильных льдов севера Гыдана 72
Выводы по главе 3 81
Глава 4. Строение полигонально-жильных льдов Пур Тазовского междуречья 85
4.1. Геокриологические условия Устьпуровско-Тазовской области 85
4.2. Криолитологическое строение торфяника хасырея Пур-Тазовское междуречье 86
4.4. Структурно-текстурные характеристики полигонально-жильных льдов торфяника хасырея Пур-Тазовского междуречья 92
Выводы по главе 4 104
Заключение 111
Список литературы 115
- Механизмы и условия формирования полигонально-жильных льдов
- Диагностические признаки новообразований льда
- Структурно-текстурные характеристики полигонально-жильных льдов севера Гыдана
- Структурно-текстурные характеристики полигонально-жильных льдов торфяника хасырея Пур-Тазовского междуречья
Механизмы и условия формирования полигонально-жильных льдов
Полигонально-жильные льды широко распространены в криолитозоне Евразии [Рекомендации по геокриологической…, 1984]. Исследование этого типа залежеобразующего льда началось в XIX в. и показало, что основным механизмом является морозобойное растрескивание поверхности и верхней части мёрзлой толщи в условиях сурового климата – при среднегодовых температурах воздуха ниже -2С. Разнообразие строения полигонально-жильных льдов, связано, с одной стороны, с колебаниями климата, с другой – с ландшафтно-фациальными условиями накопления и генезисом вмещающих отложений. Поэтому вопросы закономерностей формирования ледяных, ледогрунтовых жил и осложняющих их строение элементов к настоящему времени, остались спорными.
В начале исследований клиновидных форм льда появилась гипотеза контракционного образования, разработанная Е.А. Фигуриным в 1823 г, А.А. Бунге в 1887 г и Е. Леффингвеллом [Leffingwell, 1915; Втюрин, 1975], которая в дальнейшем была оформлена в теорию [Попов, 1952; Шумский, Швецов, Достовалов 1955; Достовалов, 1952; Втюрин, Втюрина, 1960; Lachenbruch, 1962; Достовалов, Попов, 1963; Романовский, 1977; Попов, Розенбаум, Тумель, 1985]. Контракционная теория объясняет образование полигонально-жильных льдов за счёт многократного повторного морозобойного растрескивания мёрзлой толщи и замерзании в трещине, преимущественно, талой воды в весенний период с образованием элементарных ледяных жилок. Последующее многократное повторение растрескивания льда приводит к росту жилы в ширину и высоту на фоне аккумуляции осадков. Необходимым условием для образования полигонально-жильного льда является наличие мёрзлого субстрата, в котором образуется морозобойная трещина и сохраняется элементарная жилка льда ниже сезонно-талого слоя. Полигонально-жильный лёд в рельефе образует полигональную сеть из межполигональных понижений над жилами и прямоугольных, квадратных, пяти- и шестиугольных полигонов над вмещающими отложениями.
В середине XX в. в ходе картирования криолитозоны стали придавать значение геолого-геоморфологическим условиям накопления осадков, определяющих рост и распространение полигонально-жильных льдов. На основе фактических наблюдений А.И. Попов пришёл к выводу о приуроченности полигонально-жильных льдов к аллювиальным, преимущественно пойменным, отложениям. Но в 1952 г вышла работа Б.Н. Достовалова о развитии полигонально-жильных льдов в рыхлых породах, что доказало возможность развития полигонально-жильных льдов в любых по генезису породах и расширило районы их распространения. Появились понятия «сингенетической жилы», растущей одновременно (в геологическом смысле) накоплению осадков, и «эпигенетической» – растущей после накопления и промерзания толщи [Попов, 1955; Романовский, 1977; Катасонов, 2009]. При сингенетическом промерзании вместе с накоплением осадков приращение мёрзлой толщи идёт путём последовательного перехода нижней части сезонно-талого слоя в мёрзлое состояние. По мере осадконакопления рост ледяной жилы происходит как в ширину, так и в глубину с образованием характерных для этого типа промерзания элементов – плечиков, неровных зубчатых контактов с вмещающей породой, в основном, изогнутых вверх слоёв вмещающих отложений (рис. 1). Промерзание отложений по эпигенетическому типу (обычно сверху вниз) начинается после частичной литификации, когда комплекс диагенетических физико-химических процессов завершился. Рост ледяных жил происходит, в основном, в ширину, слои вмещающих пород, чаще изогнуты вниз, горизонтальны по отношению к жиле [Романовский, 1993; Murton, 2013].
По мере изучения полигонально-жильных льдов возникли спорные вопросы о причинах роста ледяных жил в ширину, образования валиков над растущими жилами, изгибании слоёв и слоистых криогенных текстур вмещающих пород. А.Д. Маслов выделил клиновидные ледяные образования, сформированные за счёт замерзания воды в открытой полости и считал, что элементарные жилки могут не играть главенствующую роль в формировании жилы [Маслов, 1965].
При детальных исследованиях в строении жил стали выделять выступающие крупные и мелкие плечики, зоны с разной окраской, содержанием примесей, полосчатостью и каймы льда, а также деформации вмещающих отложений, которые не имели объяснения в рамках механизма морозобойного растрескивания и образования в морозобойных трещинах элементарных ледяных жилок. Для объяснения части этих особенностей строения, ширины полигонально-жильных льдов, валиков над ними и слоистости вмещающих отложений А.И. Попов [1955] выдвинул гипотезу «фронтального роста» полигонально-жильного льда за счёт формирования льда в горизонтальных полостях над кровлей жилы. Его гипотеза «фронтального роста» ледяных жил вверх основана на представлениях о нарастании полигонально-жильных льдов за счёт примораживания снега и льда в возникавшей горизонтальной полости [Бобов, 1960] на границе сезонно-талого слоя и мёрзлых пород. Им же выдвинуты 7 морфологических признаков роста жилы не только за счёт морозобойного растрескивания [Попов, 1955]: 1) «элементарные жилки рассекают прозрачный или белый непрозрачный лёд»; прозрачный лёд – лёд линзы в горизонтальной трещине, а непрозрачный – снежный лёд и преобразованный прозрачный лёд под влиянием сжатия; 2) минеральные примеси рассеяны во льду, что говорит о попадании их в тело жилы не только путём проникновения с водой в морозобойную трещину; 3) выпуклая линза «чистого» льда на верхней поверхности ледяных жил частично затронутая или не затронутая вертикальными трещинными полосками; 4) слоистость вмещающих полигонально-жильный лёд пород меняет плавный изгиб в центре полигона на крутой у контакта со льдом; плавный изгиб слоёв возникает в процессе деформации изгибы при охлаждении пород, ведущей к образованию горизонтальных трещин на краях полигона; крутой изгиб обусловлен отжатием пород ледяными жилами; 5) валики, ограничивающие полигоны, расположенные над полигонально-жильными льдами, образуются не только от выжимания грунта при расширении ледяных жил, а, возможно, связаны с плавным изгибом слоёв внутри полигона; 6) чередование минеральных слоёв и торфяных линз в разрезе полигонов объясняется не изменением высоты половодий, а «закономерным саморазвитием ледо-органо-минерального комплекса»; 7) зубчатый контакт полигонально-жильного льда и вмещающей породы; зубчики (плечики) представляют собой «острые концы ледяных линз «чистого» льда», остальная часть этих линз переработана элементарными жилками.
Представленные А.И. Поповым морфологические признаки фронтального роста были подвержены критике П.А. Шумского [1960]: о первом признаке он писал: «прозрачным, лишенным примесей жильный лёд никогда не бывает», «белый непрозрачный (от обилия воздушных включений)» – «всегда обладает скрытой вертикальной слоистостью». Минеральные примеси во льду жилы (2 признак), по его мнению, могут попадать туда только через морозобойные трещины. Линзу «чистого» льда (3 признак) П.А. Шумский отнёс к, вероятно, термокарстово-пещерному льду, но не признал наличие этого льда признаком фронтального роста жилы. Изгиб слоёв в разрезе полигона и на контакте с полигонально-жильным льдом (4 признак) объяснил вторичной деформацией в процессе криогенеза. Причину образования валиков (5 признак) отнёс к выжиманию вмещающих осадков растущими в ширину ледяными жилами. П.А. Шумский не согласился с толкование разреза полигона с чередованием минеральных слоёв и торфяных линз (6 признак). Зубчатость контактов ледяных жил (плечиков) и вмещающей толщи (7 признак) П.А. Шумский считал показателем сингенетического типа их формирования.
Одноименная гипотеза «фронтального роста», но принципиально отличная от вышеназванной, предложена Н.Н. Романовским [1959]. Он объяснял прирост сингенетических полигонально-жильных льдов вверх нарастанием шлиров сегрегационного льда к «голове» жилы, который также пробивается элементарными жилками. На участие сегрегационного льда в строении полигонально-жильных льдов указывали также Г.И. Дубиков, Ш.Ш. Гасанов, Т.Н. Каплина, Л.Н. Максимова [Романовский, 1977]
Гипотеза о выжимании вверх ледяных жил тоже была названа «фронтальным ростом» [Конищев, Маслов, 1969]. В процессе роста полигонально-жильного льда вширь за счёт ежегодного внедрения элементарных жилок, увеличивается давление на контакте с вмещающими отложениями. Коэффициент линейного расширения/сжатия у мёрзлой породы больше, чем у льда [Вотяков, 1966; Шушерина, Барковская, Ревина, 1973; Рогов, 2009], таким образом, при летнем прогревании и расширении мёрзлой породы, жила выжимается наверх, снимая вызванное напряжение на лёд. Движение вверх жилы, при этом, происходит совместно с мёрзлой породой на контакте, что приводит к изгибанию мёрзлых льдистых отложений.
В.И. Соломатин [1979] пришёл к выводу о снятии боковых напряжений при росте жил в ширину за счёт элементарных жилок путём перекристаллизации с удлинением кристаллов ранее образовавшегося льда и перемещения мёрзлых отложений вверх вдоль боковых контактов жилы без механического движения самой ледяной жилы. За счёт миграции влаги из вмещающих отложений происходит сегрегационное нарастание кайм прозрачного льда на боковых стенках жил. Температурный вертикальный градиент в слое годовых колебаний отрицательных температур и латеральный градиент от пород к ледяной жиле обеспечивает миграцию влаги для образования режеляционной каймы на контакте с породой. В процессе промерзания грунта миграция влаги не ограничивается фронтом промерзания, а продолжается в мёрзлой части и сопровождается приростом сегрегационного льда в боковых частях ледяных жил [Ершов, 1982; Solomatin, Xu, Xiaozu, 1994].
Диагностические признаки новообразований льда
Полигонально-жильные льды, в основном, состоят из элементарных жилок льда, которые формируются в морозобойных трещинах. При попадании преимущественно талой воды в трещину происходит быстрое льдовыделение с ростом мелких кристаллов перпендикулярно стенкам трещины навстречу друг к другу. Элементарные жилки имеют характерные структурно-текстурные признаки, обусловленные механизмом их образования, часть из которых сохраняется и при перекристаллизации льда жилы.
В долине р. Юрибей на полуострове Ямал в термокарстовой террасированной котловине, сложенной голоценовыми озёрно-болотными отложениями [Государственная геологическая карта…, 2000], были изучены полигонально-жильные льды с неперекристаллизованными элементарными жилками [Тихонравова и др., 2017б]. В составе полигонально-жильных льдов выделены позднеголоценовые элементарные жилки шириной 0,3-1,0 см. Кристаллы в сечении близки к шести- или прямоугольнику (Cf 1,12), имеют изометричную форму (Cel 1,04), вытянуты перпендикулярно стенкам трещины к осевому шву (рис. 16), размеры кристаллов: S 0,04 см2, D 0,2 см, P 0,9 см (Cdiff = 7-14) (табл. 1). Полученные результаты соответствуют данным исслёдований по элементарным жилкам [Соломатин, Крючков, 1981].
Термокарстово-полостной лёд
На полуострове Ямал в районе месторождения Бованенково в пределах III морской равнины [Криосфера нефтегазоносных месторождений…, 2013] расчисткой БВН-6-11 (рис. 17, А) в межполигональном понижении под торфом вскрыт термокарстово-полостной лёд на глубине 0,25-0,3 м [Тихонравова и др., 2017б]. Полость, вмещающая лёд, в плане округлая с отходящими вбок прожилками, имеет в разрезе V-образную форму, ширину вверху 20 см, внизу 3-5 см. Термокарстово-полостной лёд имеет радиально-лучистую текстуру, образованную цилиндрическими пузырьками, вытянутыми от стенок полости к центру. В верхней части ледяного тела отмечено два осевых шва из скоплений круглых пузырьков воздуха (см. рис. 17, Б). Внизу узкой части тела выражен один осевой шов, выполненный фрагментами растительных остатков из торфа, перпендикулярно шву ориентированы цилиндрические пузырьки воздуха.
Кристаллы, образующие термокарстово-полостной лёд, в двух горизонтальных срезах («с1» и «с2») имеют сложную форму (Cf 1,55), вытянуты (Cel = 1,56) и ориентированы по нормали к стенкам и осевому шву (см. табл. 1). В верхнем срезе «с1» кристаллы имеют S = 0,7 см2, D = 1,1 см, P = 5,6 см, однородны по размеру (Cdiff 5); органические примеси во льду расположены вблизи стенок мёрзлого торфа, пузырьки воздуха, главным образом, приурочены к границам кристаллов и швам. В горизонтальном срезе «с2», в нижней части термокарстово-полостного льда, кристаллы имеют S = 0,4 см2, D = 0,8 см, P = 3,6 см, однородны по размеру (Cdiff 5); органические примеси во льду приурочены как к краям, так и к осевому шву, пузырьки воздуха расположены внутри кристаллов. Изометричные формы, наименьшие размеры S, D, P и (Cdiff = 5) характерны для базисных плоскостей кристаллов, которые выходят в вертикальном продольном срезе «в» (см. табл. 1).
Лёд трещин отседания
На севере Гыданского полуострова в районе с. Гыда в береговом обнажении II озёрно-аллювиальная террасы [Государственная геологическая карта…, 2000], сложенной мёрзлыми слоистыми песками и супесями, вскрыты льды трещин отседания, примыкающие к боковым стенкам полигонально-жильных льдов (расчистка В5, рис. 18) и секущие их (расчистка В3, рис. 19) [Тихонравова и др., 2017б].
Трещины отседания, примыкающие к полигонально-жильному льду, (расчистка В5, см. рис. 18) шириной 5-20 см, имеют чёткие контуры и выполнены льдом, залегают в мёрзлых слоистых песчаных отложениях на глубине 1,3-2,3 м. Трещины расходятся вниз и вверх вдоль бокового контакта с жилой, не пересекая её. В верхней части трещины лёд вытаял, на что указывает просевшие слои охристовых песков надо льдом и вдоль стенок трещины. Лёд в трещинах прозрачный с незначительной примесью минеральных частиц в середине и круглых пузырьков, ориентированных вертикально, без осевого шва (см. рис. 18, Б). Осевой шов выражен только в трещинах, залегающих глубже от поверхности. На контакте с жилой трещинный лёд содержит торф, проникший из покровного горизонта.
Структуру трещинного льда в вертикальном поперечном срезе «а» формируют кристаллы, имеющие близкую к шестиугольнику форму (Cf = 1,28), изометричные (Cel 1,09), однородные по размеру (Cdiff = 3), S = 1,2 см2, D = 1,4 см, P = 5,7 см, хаотично ориентированные (см. табл. 1). Пузырьки воздуха и органические включения расположены внутри и на контактах кристаллов.
Трещины отседания секущие полигонально-жильный лёд (расчистка В3, см. рис. 19), дугообразной формы, имеют ширину 10–20. Лёд в трещинах прозрачный, без минеральных примесей, с чётким белым осевым швом шириной до 2 см, выполненным скоплением минеральных примесей и мелких пузырьков. Цилиндрические крупные пузырьки воздуха вытянуты от стенок трещины ко шву (см. рис. 19, Б).
Структура льда выполнена кристаллами сложной формы (Cf = 1,4-1,6), однородными по размеру (Cdiff = 3-5). В срезе «c» кристаллы изометричны (Cel 1,16), ориентированы перпендикулярно трещине, S = 0,9 см2, D = 1,2 см, P = 5,5 см. В срезе «а» кристаллы имеют S = 1,8 см2, D = 1,7 см, P = 8,1 см и более вытянутую форму (Cel 1,4) (см. табл. 1). Величина угла наклона не отражает упорядоченность кристаллов, они удлинены по нормали к стенкам и плавно изогнуты к поверхности вблизи осевого шва. В осевом шве круглые пузырьки воздуха приурочены к границам кристаллов, цилиндрические – расположены как внутри, так и на контактах кристаллов.
Лёд трещин тыловой зоны оползневого блока
На полуострове Ямал в пределах оз. Сохонто в береговом уступе IV морской равнины [Государственная геологическая карта…, 2000; Слагода и др., 2015], осложнённой термоцирками с блоками оползших пород, расчисткой Sh-1-2015 (рис. 20, А) в трещине вскрыт лёд. Разрез равнины внизу сложен льдистыми голубовато-серыми слоистыми засолёнными глинами и алевритами. Полость клиновидной формы выполнена льдом и смешанной глинистой породой (брекчия трения с кусочками плотных глин) вскрыта внизу обнажения между оползневым блоком и ненарушенными льдистыми глинами – в зоне скольжения. Видимый размер ледяного клина более 0,9 м по вертикали, ширина поверху – 10 см, внизу – 5–3 см. Ледяной клин плавно изогнут, сужается внизу, имеет неровные границы, осложнён трещинами – прожилками льда, отходящими вбок во вмещающие мёрзлые отложения. Лёд прозрачный без осевого шва с включениями глин 0,15–1,5 см и пузырьков воздуха (см. рис. 20, Б). Угловатые кусочки плотных глин, вертикально вытянутые скопления частиц с извилистыми контурами и пузырьки воздуха расположены, в основном, вблизи боковых контактов лёдяного клина, параллельных зоне скольжения.
Структуру льда в срезах «с» и «а» формируют преобладающие крупные кристаллы близкие к шестиугольной форме (Cf 1,2), изометричные (Cel 1), хаотично ориентированные, S 1,1 см2, D 1,3 см, P 5 см (Cdiff 7). Между ними зажаты мелкие минеральные частицы и пузырьки воздуха. Вокруг вытянутых скоплений глин выделены зоны мелких изометричных хаотично ориентированных кристаллов (S 0,08 см2, D 0,3 см, P 1,4 см, Cf 1,1, Cel 1, Cdiff 8 (см. табл. 1).
Структурно-текстурные характеристики полигонально-жильных льдов севера Гыдана
Две генерации сингенетических ледяных и ледогрунтовых жил вскрыты в слоях 1, 2 разреза террасы и элементарная жилка в покровном торфе расчистки В5а (см. рис. 28, В). Крупная ледяная жила 1-й генерации вскрыта внизу разреза В5 имеет ширину -2,0 м и видимый вертикальный размер 4,0-4,5 м, по-видимому, уходит под урез р. Гыда. Более узкие ледяные и ледогрунтовые жилы 2-й генерации (расч. В5 и В3) шириной 1,0-1,5 м и видимым вертикальным размером более 4,5 м. Жилы осложнены наложенными в зоне обнажений трещинами отседания, термоабразионной нишей с новообразованным льдом [Тихонравова и др., 2017а, 2017б].
Ледяная жила 1-й генерации (расч. В5, высота от уровня р. Гыда 3,5 м, см. рис. 28, В) имеет вертикальную полосчатость, образованную круглыми воздушными пузырьками и редкими тонкими прожилками (толщиной до 5 мм) минеральных частиц и растительного детрита. В поляризованном свете выражена чёткая ровная вертикальная полосчатость, образованная осевыми швами элементарных жилок, но характерные для них кристаллы - удлинённые по нормали к шву, не выявлены, что указывает на перекристаллизацию льда [Рогов, 2009; Соломатин, 2013]. Основной массив льда представлен однородными по размеру изометричными, редко слабо удлинёнными и хаотично ориентированными кристаллами, D = 0,43 см (табл. 8).
Ледяная жила 2-й генерации (расч. В5, высота от ур. р. Гыда 7,0 м, см. рис. 27, В) имеет субвертикальные прожилки песка и супеси толщиной 0,5-3 мм, прерывистые, параллельные с резкими границами и вертикальные цепочки крупных круглых пузырьков воздуха. В поляризованном свете выделяется вертикально-полосчатая текстура, от сохранившихся осевых швов элементарных жилок, но их кристаллы не отмечены (рис. 31, В), а основной массив льда формируют однородные по размеру изометричные кристаллы, редко слабо удлинённые, D = 0,6 см. Размеры кристаллов в вертикальном срезе больше, чем в горизонтальном (см. табл. 8). Вблизи минеральных прожилков отмечены мелкие кристаллы, не включенные в расчёт.
Ледогрунтовая жила 2-й генерации (расч. В5, высота от ур. р. Гыда 5,0-5,3 м, см. рис. 28, В) состоит из чередования параллельных вертикально-волнистых чётко ограниченных прожилков преобладающего льда и тонкодисперсного грунта. Во льду отмечено небольшое количество круглых пузырьков воздуха. В поляризованном свете чётко выделяются мелковолнистые изогнутые параллельные друг к другу швы смыкания кристаллов с защемлёнными мелкими пузырьками воздуха, плёнками мути, которые отличаются от осевых швов элементарных жилок. Изометричные и слабо удлинённые параллельно прожилкам кристаллы льда повторяют вертикально-волнистую слоистость грунта внутри жилы, D = 0,55 см (см. рис. 31, Б), что характерно для сегрегационного льда [Шумский, 1955; Рогов, 2009]. Размеры кристаллов в горизонтальном срезе больше, чем в вертикальном (см. табл. 8).
Ледогрунтовый «хвост» жилы 2-й генерации (расч. В3, высота от ур. р. Гыда 1,0 м, см. рис. 28, В) состоит из чередования вертикально-волнистых прожилков льда, песков разной крупности и супеси. В прожилках грунта отмечены криогенные микротекстуры: вертикально-волнистая слоистая плойчатая (), массивная ( 3 ), тонкая параллельная линзовидная (), порфировидная (); грунты разделены вертикальными и извилистыми прожилками льда разной толщины (Ф, рис. 31, В). Криогенные микротекстуры грунта в жиле по ориентировке не совпадают с горизонтальными линзовидными и плойчатыми криогенными текстурами вмещающих пород. В ледяных прожилках в поляризованном свете отсутствует образованная кристаллами полосчатая текстура и швы элементарных жилок. В тонких (до 0,5 см) прожилках льда кристаллы вытянуты в виде цепочки между ровных (уплотнённых) стенок грунта и имеют пластинчатую форму, D -0,2 см. В прожилках более 1,0 см кристаллы расположены в несколько рядов, имеют изометричную, слабо удлинённую и неправильную формы разделены, D -0,5 см (см. табл. 8). Распределение кристаллов льда согласовано с вертикально-волнистой слоистостью грунта, что характерно для сегрегационного текстурообразующего льда (см. рис. 13, Б), [Рогов, 2009].
Первая генерация жил останца II озёрно-аллювиальной террасы залегает в отложениях слоя 1 первой половины сартанского периода позднего неоплейстацена (см. табл. 4), представлена крупными ледяными клиновидными образованиями с незначительной примесью минеральных частиц в составе. Вторая генерация жил залегает, в основном, в отложениях слоя 2 и «хвостами жил» в отложениях слоя 3 первой половины сартанского периода (см. табл. 4), отличается наличием в составе ледогрунтовых включений, характеризующихся чередованием вертикальных частоволнистых прожилков льда и песка.
Эти нижнесартанские ледяные жилы имеют вертикально-полосчатую текстуру льда, сформированную осевыми швами из зажатых между кристаллами плёнками мути и пузырьками воздуха. Элементарные жилки в основном массиве льда жилы выражены частично, т.к. преобразованы процессом перекристаллизации [Рогов, 2009; Соломатин, 2013], т.е. кристаллы элементарных жилок стали крупнее по размеру и утратили удлинение, приобрели изометричную, близкую к шестиугольной форму. В составе льда жил 1-й и 2-й генераций определены ионы гидрокарбоната, натрия, магния, кальция; мутность 4-11 мг/л; минерализация 47-50 мг/л, содержание гумуса 11-13 мг/л и железа 0,3-0,8 мг/л. Состав ледяных жил 1-й генерации гидрокарбонатный, натриево-магниево-кальцевый, ледяных жил 2-й генерации – гидрокарбонатный, магниево-кальциево-натриевый (табл. 9, 10).
Ледогрунтовые элементы строения представлены чередованием вертикально-волнистых прожилков льда из сегрегационного льда и грунта с разной криогенной текстурой, также выполненной сегрегационным льдом – микролинзовидной, массивной и др. Кристаллы сегрегационного льда наиболее дифференцированы по размеру, т.к. связаны с условиями льдовыделения (температурой, объёмом внутригрунтовой влаги). Составы расплавов ледогрунтовых элементов жилы гидрокарбонатный, кальциево-магниево-натриевый и хлоридно-гидрокарбонатный кальциево-магниевый; мутность 43– 100 мг/л; минерализация 66–117 мг/л, содержание гумуса 28–37 мг/л и железа 1,7–3,7 мг/л (см. табл. 9, 10).
Ледогрунтовая жила в хасырее II озёрно-аллювиальной террасы Полигонально-жильный лёд шириной 0,3-0,5 м и вертикальным размером 1,5 м (расч. В4, см. рис. 28, В) вскрыт в слоях 1, 2 расчистки В4, нижняя часть перекрыта осыпью и отложениями пляжа. Жила представлена в нижней части, расширенным за счёт плечиков, «чистым» льдом (), а в верхней более узкой части с неравномерно обтаявшей кровлей - ледогрунтовыми включениями сбоку и в центре жилы [Tikhonravova at el, 2017]. Вертикально вытянутые включения ледогрунта состоят из прожилков льда, супеси и тонкого песка; изометричные включения песка с внедрениями торфа из псевдоморфозы без видимых включений льда секут жилу (, рис. 32, А).
Ледяная нижняя часть жилы (высота от ур. р. Гыда 2,1 м, см. рис. 28, В) имеет полосчатую текстуру из вертикально ориентированных цепочек круглых и вытянутых пузырьков воздуха, отдельных включений растительного детрита и плёнок мути. В поляризованном свете выражена чёткая ровная вертикальная полосчатость льда, образованная осевыми швами элементарных жилок с зажатыми между кристаллами пузырьками воздуха. Основной массив полосчатого льда выполнен неоднородными по размеру изометричными кристаллами, D = 0,25 см. Отдельные фрагменты элементарных жилок состоят из ориентированных перпендикулярно осевому шву удлинённых кристаллов, D = 0,1 см (см. рис. 32, В, табл. 11).
Ледогрунтовое включение в верхней части жилы (высота от ур. р. Гыда 2,2 м, см. рис. 28, В) представлено чередованием вертикально-волнистых прожилков супеси и прожилков льда. В шлифе в поляризованном свете выделено 3 зоны (см. рис. 32, Б): а) зона «чистого» льда с вертикально-полосчатой текстурой из осевых швов элементарных жилок; б) зона вертикально-волнистого супесчаного прожилка в теле жилы; в) зона контакта льда жилы и вмещающих отложениями.
Зона «а» аналогична по строению с вышеописанной нижней частью ледяной жилы (табл. 11), представлена изометричными кристаллами, D = 0,3 см, и фрагментами элементарных жилок из кристаллов, вытянутых перпендикулярно осевому шву. В зоне «б» внутри прожилка супеси мелкие кристаллы, D 0,1 см, образуют вертикальные цепочки вдоль уплотнённых минеральных частиц и формируют вертикально-волнистую микролинзовидную криогенную текстуру. Зона «в» представлена, в основном, крупными вертикально вытянутыми и изометричными кристаллами, D = 0,4 см, которые пересечены элементарной жилкой с удлинёнными кристаллами, ориентированными перпендикулярно осевому шву, D = 0,1 см (рис. 32, Б).
Структурно-текстурные характеристики полигонально-жильных льдов торфяника хасырея Пур-Тазовского междуречья
В разрезе В8 вскрыт полигонально-жильный лёд в виде клина с крупными и широкими плечиками. Часть жилы уходит под воду, надводная часть составляет 1,7 м, подводная 1,6 м; ширина вверху 2,2-2,3 м, в зоне крупных плечиков на глубине 0,8 м ширина жилы уменьшается до 1,2 м, а на глубине 1,5 м расширяется до 2,0 м. Лёд жилы имеет отчётливую вертикальную полосчатость, образованную чередованием прозрачного льда и белёсого за счёт пузырьков воздуха. Боковые контакты жилы, местами, имеют узкую (2-4 см) кайму прозрачного льда. В плечике жилы выделена зона подтаивания (толщиной 5-6 см), представленная мутным светло-коричневатым льдом с рассеянными растительными остатками. Кровля жилы неровная, волнистая с зоной подтаивания (толщиной до 8 см), которая выполнена прозрачным льдом с вертикально вытянутыми пузырьками воздуха. В верхней части жилы три выступа клиновидной формы, похожие на ростки. Над кровлей жилы и над ростками в торфе присутствуют изометричные и неправильной формы включения (размером 5-15 см и более) прозрачного льда с горизонтальными швами, выполненными круглыми и вытянутыми пузырьками воздуха. К жиле в кровле и к её плечикам присоединены волнистые шлиры льда (толщиной 2-20 см), слабоизогнутые вниз или вверх по отношению к жиле и вверх под полигоном (повторяющие морфологию поверхности).
В расчистке выделены следующие ледяные элементы разреза (см. рис. 37): центральная часть жилы с полосчатой текстурой льда, крупные плечики жилы, два клиновидных образования в кровле жилы в виде ростков и крупные шлиры льда, присоединенные к жиле.
Полигонально-жильный лёд
Центральная часть жилы на глубине 2,0 м имеет вертикально-полосчатую текстуру из круглых и цилиндрических пузырьков воздуха. Во льду также отмечены секущие наклонные, диагональные «полосы» круглых мелких пузырьков. Лёд содержит редкие обрывки растительных остатков. В структуре льда выражены фрагменты неперекристаллизованных элементарных жилок со швами, формирующие полосчатую текстуру (рис. 37).
Основной массив льда состоит из однородных по размеру (Cdiff = 7-8) изометричных и слабо удлиненных в вертикальном срезе кристаллов: lmax от 0,09 до 0,9 см, D = 0,3-0,4 см, S = 0,05-0,1 см2. Элементарные жилки состоят из кристаллов: D = 0,2-0,3 см, S = 0,04-0,05 см2. Лёд ультрапресный, слабокислый, имеет хлоридно-сульфатный, натриево-кальциевый состав (табл. 15). Концентрация метана 54 ppmV.
Плечико жилы на глубине 0,8-1,0 м (см. рис. 37) имеет вертикально-полосчатую текстуру, на контакте с торфом выделена зона подтаивания в виде мутного коричневатого льда с извилистой нижней границей и многочисленными растительными остатками (рис. 39). Лёд жилы пересечён отдельными косыми полосами из параллельных друг к другу вытянутых пузырьков воздуха. Основной массив льда жилы с полосчатой текстурой состоит из, преимущественно, чётко выраженных кристаллов элементарных жилок, в основном, однородных по размеру (Cdiff = 4-11), изометричных, lmax = 0,1-1,3 см, D = 0,3-0,4 см, S = 0,09-0,1 см2. Разные по ширине от 0,6 до 1,0 см элементарные жилки выполнены кристаллами с D от 0,2 до 0,4 см и S = 0,01-0,08 см2, соответственно.
В зоне подтаивания, на контакте с торфом выделены тонкие слои из призматических, однородных по размеру (Cdiff = 6-11) (см. табл. 15), ориентированных параллельно друг другу кристаллов. В вертикальном срезе: lmax = 0,2-0,9 см, D = 0,6 см, S = 0,1 см2; в горизонтальном срезе: lmax = 0,2-1,9 см, D = 0,6 см, S = 0,3 см2, т.е. кристаллы слабо вытянуты в горизонтальной плоскости. Также в зоне подтаивания, в основном на участках прозрачного льда в вертикальном срезе, выделены длинные призматические параллельно ориентированные кристаллы и изометричные, формирующие радиально-концентрическую текстуру. Длинные кристаллы неоднородны по размеру (Cdiff = 16), lmax = 0,3-5,1 см, D = 1,1 см, S = 1,0 см2. Радиально-концентрическую текстуру образуют однородные по размеру кристаллы (Cdiff = 6), lmax = 0,3-1,9 см, D = 0,6 см, S = 0,2 см2. Лёд плечика ультрапресный, умеренно кислый имеет гидрокарбонатно-хлоридный, магниево-кальциевый состав (см. табл.13); концентрация метана – 60 ppmV.
Лёд в кровле жилы на контакте с перекрывающим торфом и крупным шлиром льда имеет белёсый цвет из-за большого количества вертикально направленных слабо вытянутых и круглых пузырьков воздуха, редкие растительными остатками в составе. Он выполнен перекристаллизованными элементарными жилками (рис. 40): однородными по размеру (Cdiff = 6), lmax = 0,1-0,7 см, D = 0,3 см, S = 0,07 см2. На верхнем контакте полигонально-жильного льда со шлиром льда кристаллы имеют размеры lmax до 1,4 см, D = 0,7 см, S = 0,4 см2 – наибольшие по сравнению с основным массивом кристаллов жилы в центральной части (см. табл. 15).
Основной массив кристаллов полигонально-жильного льда представлен, преимущественно, элементарными жилками разной степени перекристаллизации с чёткими осевыми швами. В кровле полигонально-жильного льда на контакте со шлиром льда кристаллы элементарных жилок имеют самые крупные размеры по сравнению с основным массивом льда жилы в центральной нижней части. В зоне подтаивания в плечике жилы выделены: слои кристаллов сегрегационного льда, характерного для образования из слабосвязанной воды; длинные кристаллы термокарстово-полостного льда, характерные для льдообразования из свободной воды; а также секущие лёд полосы, которые, вероятно, являются наложенными трещинами напряжения в зоне обнажения (см. табл.15).
Лёд ростка 1 в центральной части жилы на глубине 0,5-0,6 м (см. рис. 41) имеет вертикально-полосчатую текстуру и нечёткую горизонтальную полосчатость из прозрачного и белёсого льда. В верхней части ростка выражена зона подтаивания в виде слабо вогнутой вниз полосы прозрачного льда (0,5 см). Сбоку из торфа к ростку причленены тонкие шлиры льда (рис. 42).
Росток 1 состоит, в основном, из однородных по размеру (Cdiff = 3-4) кристаллов элементарных жилок: 1тах от 0,2 до 0,9 см, D = 0,3-0,4 см, S = 0,06-0,1 см2. Поскольку эти жилки сливаются, пересекаются и дробят друг друга, основной массив кристаллов ростка неоднороден по размеру (Cdiff = 12) - 1тах от 0,07 до 0,9 см, D = 0,2-0,3, S = 0,05 см2 и, что отличает его от строения вышеописанного крупного полигонально-жильного льда (см. табл. 15, рис. 42, Б). Зона подтаивания в кровле ростка 1 выполнена прямоугольными, слабо удлиненными однородными по размеру кристаллами (Cdiff = 3), вытянутыми по нормали к нижней границе зоны: 1тах = 0,4-1,4 см, D = 0,7 см, S = 0,4 см2.
Сбоку из торфа в росток внедряются тонкие шлиры льда и образуют нечёткие горизонтальные слои более прозрачного льда (рис. 42, А). Кристаллы этих шлиров в разрезе вытянуты вертикально по отношению к поверхности, а в плане – вытянуты параллельно поверхности. В горизонтальном срезе однородные по размеру кристаллы (Cdiff = 7) имеют lmax = 0,4-3,2 см, D = 1,1 см, S = 0,9 см2. Лёд тонких шлиров пересекает и прерывает часть элементарных жилок, а отдельные элементарные жилки, в свою очередь, пересекают их (рис. 42, В). Концентрация метана льда ростка 1 составила 94 ppmV.
Лёд ростка 2 в боковой части жилы на глубине 0,6 м (см. рис. 43) мутный и прозрачный, содержит большое количество удлиненных мелких пузырьков воздуха, подчёркивающих радиально-лучистую текстуру вокруг треугольного включения торфа. Сбоку к нему примыкают короткие линзы льда (длиной до 5,0 см, высотой до 0,5 см). В кровле ростка 2 выделена зона подтаивания в виде прозрачного льда с крупными цилиндрическими пузырями воздуха без чёткой нижней границы. Лёд ростка 2 с радиально-лучистой текстурой выполнен в вертикальном срезе неоднородными по размеру (Cdiff = 14) кристаллами, lmax = 0,4-5,2 см, D = 1,1 см, S = 0,9 см2; в горизонтальном срезе – однородными по размеру кристаллами (Cdiff = 5), lmax = 1,0-4,8 см, D = 1,9 см, S = 3,0 см2. Строение ростка 2 характерно для льдообразования из свободной воды. Кристаллы в линзах льда внутри торфа на контакте с ростком 2: однородны по размеру (Cdiff = 4), lmax = 0,3-1,0 см, D = 0,5 см, S = 0,2 см2 (см. табл. 15).
Клиновидные ростки в кровле полигонально-жильного льда отличаются между собой по структурно-текстурным характеристикам. В ростке 1 преобладают кристаллы элементарных жилок, а строение ростка 2 характерно для термокарстово-полостного льда [Тихонравова, 2017б]. Признаки, приведенные для кристаллов льда в тонких шлирах льда во вмещающем торфе и в зоне подтаивания, а также в горизонтальных прослоях прозрачного льда ростка 1 характерны для сегрегационного льда [Рогов, 2009].