Изотопно-геохимическая индикация палеотемператур и циклокриостратиграфических условий формирования сингенетических повторно-жильных льдов в позднем плейстоцене и голоцене в Российской Арктике (РФФИ)НИР

Isotope-geochemical indication of paleotemperatures and cyclocryogenetic conditions of syngenetic Late Pleistocene and Holocene ice wedges formation in the Russian Arctic

Источник финансирования НИР

грант РФФИ

Этапы НИР

# Сроки Название
1 4 июня 2018 г.-31 декабря 2018 г. Изотопно-геохимическая индикация палеотемператур и циклокриостратиграфических условий формирования сингенетических повторно-жильных льдов в позднем плейстоцене и голоцене в Российской Арктике
Результаты этапа: 1. Уточнена иерархия основных типов цикличности, рассмотрена необходимость дополнения трех четвертым типом цикличности - мегацикличностью. По этому направлению будет подготовлена к публикации 1 статья в рецензируемом журнале, индексируемом в базах данных WoS и SCOPUS 2. Будет уточнена длительность мезо- и макроциклов при формировании ряда датированных едомных толщ российской криолитозоны, с учетом новых 14С датировок, включая полученные в ходе выполнения данного Проекта: - циклитного полигонально-жильного комплекса в разрезе озерной толщи Ледового обрыва. - гетероциклитного полигонально-жильного комплекса в разрезе Усть-Алганского обрыва. - гетероциклитного полигонально-жильного комплекса в разрезе Сеяха на Ямале, с учетом новых, полученных в 2018 г. датировок. По этому направлению будет подготовлена к публикации 1 статья в рецензируемом журнале, индексируемом в базах данных WoS и SCOPUS 3. Будут изучены в поле, отобраны образцы и получены дополнительные изотопные данные детализирующие климатокриостратиграфию основных едомных толщ не менее чем в 1 опорном разрезе едомных толщ северной или центральной Якутии - в зависимости от их наилучшего вскрытия (Батагайка или Станчиковский Яр). По этому направлению будет подготовлена к публикации 1 статья в рецензируемом журнале, индексируемом в базах данных WoS и SCOPUS4. Будет проанализирован изотопно-геохимический состав, C, N и радиоуглеродный возраст изученных едомных и голоценовых толщ. По этому направлению будет подготовлена к публикации 1 статья в рецензируемом журнале, индексируемом в базах данных WoS и SCOPUS. Всего за 2018 г. подготовлены к публикации 2 статьи в рецензируемых журналах, индексируемом в базах данных WoS и SCOPUS, а также не менее 2 статей в журналах, индексируемых РИНЦ.
2 1 января 2019 г.-28 мая 2019 г. Изотопно-геохимическая индикация палеотемператур и циклокриостратиграфических условий формирования сингенетических повторно-жильных льдов в позднем плейстоцене и голоцене в Российской Арктике
Результаты этапа: Выполнено радиуоглеродное датирование позднеплейстоценовых и голоценовых отложений на о.Котельный, анализ стабильных изотопов в повторно-жильных льдах. Установлено, что вариации значений δ18О в повторно-жильных льдах, сформировавшихся в позднем неоплейстоцене, превышают 6 ‰ (от –30.6 до –24.0 ‰). Изотопный состав голоценовых повторно-жильных льдов был более стабилен, амплитуда колебаний значений δ18О не превышала 1.5 ‰ (от –23.1 до –21.6 ‰). Среднеянварская температура в позднем неоплейстоцене на Котельном была на 10–12 °С ниже современной. При этом среднезимние температуры в холодные периоды каргинского времени были ниже, чем в сартанское время. В течение позднего неоплейстоцена на о. Котельный отмечены периоды с достаточно высокими температурами вегетационного периода, обеспечивавшими существование отдельных массивов древесной растительности. Среднеянварская температура в раннем голоцене на острове могла быть на 1.0–1.5 °С ниже современной. В начале голоцена условия вегетационного периода были благоприятны для быстрого роста торфяников и распространения крупнокустарниковой растительности. Проведены лабораторные исследования изотопного состава воды в составе тонкодисперсных грунтов. Установлено, что при взаимодействии воды с грунтами, ее миграции и льдообразовании при промерзании происходит фракционирование изотопов 16О, 18О, 1Н, 2Н, которое зависит от состава и свойств грунта, при этом изотопный состав связанной воды более легкий, чем свободной. Опубликовано 2 статьи из списка Scopus и 2 из списка РИНЦ.
3 29 мая 2019 г.-31 декабря 2019 г. Изотопно-геохимическая индикация палеотемператур и циклокриостратиграфических условий формирования сингенетических повторно-жильных льдов в позднем плейстоцене и голоцене в Российской Арктике
Результаты этапа: Показано, что аккумуляция торфяников на побережье залива Онемен на востоке Чукотки и сингенетический рост повторно-жильных льдов в них происходило в начале голоцена, около 9–8 тыс. лет назад. Согласно палеотемпературным реконструкциям на основе изотопно-кислородных данных, температура воздуха самого холодного зимнего месяца в первой половине голоцена в районе залива Онемен была ниже современной на 2–3 °С. В изотопном составе льда ядра пинго на Гыданском полуострове отмечены не очень значительные вариации, что является результатом интенсивного пучения и довольно быстрого образования бугра. Исходя из особенностей бугра, можно предположить, что первоначально на этом участке было озеро размером 0,5–0,3 км. Затем в результате спуска воды в расположенную поблизости реку озеро начало осушаться и образовался хасырей, занимающий большую часть первичного озера. Сам же булгуннях (пинго) возник при промерзании хасырея при его постепенном осушении. Показан циклический характер формирования ледоминеральных бугров (литальза) в долине р.Сенца, Бурятия, выделено 3 стадии пучения. Возраст бугров около 200 лет, их формирование началось в период похолодания климата в начале 19 в.
4 1 января 2020 г.-28 мая 2020 г. Изотопно-геохимическая индикация палеотемператур и циклокриостратиграфических условий формирования сингенетических повторно-жильных льдов в позднем плейстоцене и голоцене в Российской Арктике
Результаты этапа: В июне-декабре 2019 г. и в январе-мае 2020 г. были выполнены следующие работы: 1. Уточнена зависимость изотопного состава современных жилок и температур воздуха в ряде новых пунктов севера Западной Сибири, Чукотки и Центральной Якутии. По этому направлению опубликованы 2 статьи. Буданцева Н.А. и др. 2020. Реконструкция зимней температуры воздуха раннего и среднего голоцена по изотопному составу ледяных жил восточного побережья полуострова Дауркина, Чукотка. Буданцева Н.А., Васильчук Ю.К. 2019. Вариации изотопов кислорода в ростках современных сингенетических повторно-жильных льдов в низовьях реки Колымы. Показано, что вариации значений δ18O в ростках современных ледяных жил в низовьях р.Колымы составляют около 4‰ от –23 до –27,1‰, средние значения по жилкам варьируют в более узком диапазоне от –23,7 до –25,8‰. Подтверждены зависимости, полученные около 30 лет назад Ю.К.Васильчуком для Сибири в целом и Нижнеколымского района, связывающих значения δ18O в ростках современных жил со среднеянварскими температурами воздуха [Буданцева, Васильчук, 2019]. Для континентальных районов Сибири не выявлено заметного влияния сублимации на изотопный состав зимних осадков. Снег в районе г.Якутска характеризовался наклоном линии соотношения δ18O-δ2Н равным 7,6, среднее значение дейтериевого эксцесса (dexc) составило 8,9, большая часть полученных значений расположена на глобальной линии метеорных вод (ГЛМВ). Работы коллег также корреспондируют с нашими исследованиями. Исследования на о.Самойлова в дельте р.Лены были проведены Э.Бём [2014] с целью изучения участия снега в заполнении морозобойных трещин и формирования современных ледяных ростков. Для этого отобрано и проанализировано на содержание стабильных изотопов около 250 образцов снега в различных районах острова. Э.Бём [2014] показано, что во льду в морозобойной трещине значения δ18O варьировали от –25,4‰ до –20,3‰, среднее –23,7‰. По образцам снега получены значения между –29,2‰ и –24,8‰, среднее значение –26,2‰ близко к наиболее низкому значению по льду из современных жилок. Образцы глубинной изморози характеризовались значениями δ18O между –26,4‰ и –22,9‰, среднее –24,3‰. Показано, что изотопный сигнал, сохраняющийся в годичной жилке, лучше всего соответствует изотопному сигналу снега из нижней части снежного покрова, глубинной изморози и талому снегу в понижениях над трещинами. Для периода исследований 2004-2010 гг. Э.Бём [2014] и К.Кляйне [Kleine, 2014] показана наилучшая корреляция изотопного состава снега с температурой холодного периода (r = 0,67). Исследования показали, что морозобойные трещины образуются преимущественно в декабре. Заполнение трещин происходит как после их образования в декабре (сухим снегом), так и в апреле-мае, когда начинается снеготаяние (талым снегом). Для о.Самойлова было показано преимущественное заполнение трещин в весеннее время [Kleine, 2014]. Авторами обобщены имеющиеся в настоящее время данные о дейтериевом составе ростков ледяных жил 9 полигональных массивов на территории севера Евразии от устья реки Нгарка-Тамбъяха на северо-востоке Европы до пос. Лорино на восточном побережье Чукотки (прил. 1 в файле Приложение А). Большинство линий регрессии δ18O-δ2Н для льда современных ростков, располагается вблизи ГЛМВ. В меридиональном распределении значений δ2Н в жильных ростках выявлен тренд снижения значений от побережья Байдарацкой губы на севере Европейской части России до побережья моря Лаптевых (от –141,9 ‰ до –137,3 ÷ –193,5‰) и далее на восток – повышение значений (до –99 ÷ –122 ‰) на восточном побережье Чукотки, что отражает изотопное облегчение осадков при перемещении атлантических воздушных масс над большей частью Российской криолитозоны и преобладающее влияние воздушных масс Тихого океана на Чукотке. Современные жилки на восточном побережье п-ова Дауркина характеризуются значениями изотопного состава кислорода - δ18O от –13 до –14,7‰, составляя в среднем –13,3‰ [Буданцева и др., 2020]. В районе пос. Уэлен за период 1929–2016 гг. средняя температура воздуха зимнего периода составляла –16,5°С, средняя температура воздуха наиболее холодного месяца (обычно февраля, реже января) – –21°С. Применяя зависимости, полученные Ю.Васильчуком [1989, 1992] с учётом корректировки значений изотопного состава современных жилок и среднеянварской температуры воздуха, можно сделать вывод, что в раннем и среднем голоцене среднезимняя температура воздуха на п-ове Дауркина варьировала от –18 до –21 ÷ –22 °С, среднеянварская (среднефевральская) – примерно от –25 до –29 ÷ –30 °С. Это находится в хорошем соответствии с палеотемпературными реконструкциями по раннеголоценовым повторно-жильным льдам (ПЖЛ) в районе г. Анадырь, в которых вариации значений δ18O не превышали 3 ‰ (от –16,6 до –19,4 ‰), а реконструированная средняя температура самого холодного зимнего месяца (января или февраля) составила от –25 до –29 °С [Буданцева и др., 2020]. Эта часть исследований характеризуется высокой степенью оригинальности и новизны, так как ранее исследования дейтерия и дейтериевого эксцесса в ростках жил выполнялось редко, а изотопные исследования жил в самой восточной части России (пос. Уэлен) выполнены впервые (прил. 2 в файле Приложение А). 2. Уточнена длительность мезо- и макроциклов при формировании ряда датированных едомных толщ российской криолитозоны: По этому направлению 1 статья опубликована [Васильчук, 2020] и 1 подготовлена к публикации [Васильчук, Васильчук, 2021]. Васильчук Ю.К., Васильчук А.К., 2021. Реконструкция январской палеотемпературы воздуха 48-15 тысяч калиброванных лет назад с использованием изотопно-кислородного состава едомы Зеленого Мыса. А. Установлена длительность формирования мезоциклов в едомных толщах севера Якутии: а. Из оторфованных линз (с погребенными ледяными жилами под ними) в разрезе едомы Зеленый Мыс получены радиоуглеродные датировки органического материала 28 600 ± 1500 лет (ГИН-3574) на глубине 12 м (из верхней линзы 1) и 37 600 ± 800 лет (ГИН-3576) на глубине 23,7 м (из нижней линзы 3), т.е. трехчленная слоистая толща мощностью примерно 12 м накопилась за 9 тыс. лет. Длительность субаквально-субаэрального мезоцикла в едоме Зеленого Мыса, состоящего из субаквальной супеси и субаэрального оторфованного горизонта мощностью 4 м, составила 3 тыс. лет [Васильчук, 2020]. Судя по совокупности 14С датировок общий период формирования едомных толщ Зеленого Мыса длился около 33 тыс. калибр. лет от 48 до 15 тыс. калибр. лет (прил. 3 в файле Приложение А). Нижний предел формирования едомной толщи зафиксирован тремя датировками по крупным веткам и костям мамонтовой фауны, а верхний предел определен 14С датировкой из погребенной почвы, отобранной близ кровли многолетнемерзлых пород 15,7 тыс. калибр. лет и AMS 14С датировкой, полученной непосредственно из повторно-жильного льда - 16,4 тыс. калибр. лет. Выделяются также три ритма в распределении содержания сульфат- иона и ионов калия и натрия, соответствующие изменениям режима осадконакопления. Высокое содержание сульфат-иона относительно хлорид-иона свидетельствует о высокой степени континентальности в период роста повторно-жильных льдов; б. Один субаквально-субаэральный мезоцикл в едоме Станчиковского яра мощностью 5 м накапливался за 3,3 тыс. лет. С.В. Губин и О.Г. Занина [2013] зафиксировали три уровня погребенных почв в разрезе едомы Станчиковского яра и датировали их по радиоуглероду от 27700± 300 лет (ГИН-10874) - верхний (располагающийся на высоте 37-40 м над урезом реки) до 37400 ± 1200 лет (ГИН-12870) - нижний (располагающийся на высоте около 20-22 м над урезом реки). В этом случае трехчленная слоистая толща мощностью примерно 15 м накопилась за 10 тыс. лет. В среднем можно говорить о том, что один субаквально-субаэральный мезоцикл в едоме Станчиковского яра мощностью 5 м накапливался за 3,3 тыс. лет [Васильчук, 2020].За весь период накопления едомных отложений Зеленого Мыса и Станчиковского яра было, по меньшей мере, три продолжительные субаэральные фазы, которые длились по 2–3 тыс. лет. Отложения субаквальных фаз явно преобладают в разрезах, но это связано не с длительностью осадконакопления, а с бóльшей его интенсивностью, т.е. в течение субаквальной фазы то же самое количество отложений накапливалось в 2-4 раза быстрее, чем на субаэральной фазе развития; в. Один мезоцикл в разрезе Сопливая гора на р. Яне мощностью в 3 м формировался около 3 тыс. лет. По всему разрезу Сопливая гора А.Э.Басиляном с соавторами [2015] выделено и прослежено 10 седиментационных циклов. Они выделяют именно седиментационные циклы, что Ю.К.Васильчуку [2020] видится правильным, но почему-то причиной их образования они считают климатические изменения, но тогда эти циклы не следовало называть седиментационными. Эти десять седиментационных циклов располагаются на высоте от 3 до 33 м, т.е. общая система узких иногда вложенных друг в друга, иногда разделенных 10 жилок, имеет мощность около 30 м, т.е. один мезоцикл составляет около 3 м. Время накопления этой толщи определяется примерно в 30 тыс. лет, судя по уран-ториевой датировке в основании толщи - около 71,4 тыс. лет и времени вреза в нее отложений второй террасы - около 40 тыс. лет [Басилян и др., 2015]. Таким образом, один мезоцикл в разрезе Сопливая гора на р. Яне мощностью в 3 м формировался около 3 тыс. лет [Васильчук, 2020].
5 1 июня 2020 г.-31 декабря 2020 г. Изотопно-геохимическая индикация палеотемператур и циклокриостратиграфических условий формирования сингенетических повторно-жильных льдов в позднем плейстоцене и голоцене в Российской Арктике
Результаты этапа: Опубликована 1 статья "Некоторые очевидные свидетельства внутригрунтового генезиса пластовых льдов на севере Евразии" Показано, что: 1). В пределах Евразийской Арктики ни на арктических островах с ледниковыми куполами - Северной Земле, Новой Земле, Шпицбергене, Земле Франца Иосифа, ни в горных районах Путорана, Верхоянья и др. не обнаружено ни одного существующего в настоящее время позднеплейстоценового ледника или его части, располагающейся под голоценовым ледником; 2). Изотопный состав подавляющего большинства обнаруженных на севере Евразии пластовых льдов имеет вполне "голоценовые" значения, тогда как на севере Канады и Аляски, нередко можно встретить пластовые льды с очень легким изотопным составом; 3). При интерпретации генезиса мощных пластовых льдов следует учитывать что голоценовые пластовые ледяные залежи морфологически схожие с позднеплейстоценовыми встречены в отложениях первой морской и лагунно-морской террас, пойм и лайд на севере Западной Сибири и Чукотки, где нет никаких оснований предполагать распространение ледников на равнины. Очень важны в качестве индикаторов внутригрунтового генезиса пласты льда вскрытые бурением на большой глубине, так как пластовые льды вскрытые глубоким бурением как правило могут быть только внутригрунтового генезиса. Пласты льда вскрытые глубоким бурением на западе Урала и на Пай-Хое в бассейне р.Ярейю, на гряде Силова-Мусюр и в бассейне р.Силовая описаны Н .Г. Оберманом [1983]. Здесь пластовые ледяные залежи вскрыты преимущественно в поздне- и среднеплейстоценовых морских и ледово-морских толщах, эпигенетически промерзших, они залегают в песках и суглинках на контакте друг с другом и с коренными породами на глубинах от 5 до 115 м. Пластовые льды представляют собой монолитные тела, мощностью как правило 10-15 м, чаще сложенные невыдержанными по простиранию, в основном наклонными от 0 до 90° к горизонту, чередующимися слоями бесцветного и грязно-серого льда мощностью 1-100 мм. Пластовые льды имеют очень высокую минерализацию (110-4717 мг/л) и, обычно, гидрокарбонатно-натриевый фоновый состав. Смена у подошвы пласта вскрытого в бассейне р.Силовая гидрокарбонатного расплава хлоридным при почти неизменной минерализации указывает по мнению Н .Г.Обермана на промерзание водоносного горизонта в условиях открытой системы с оттоком воды. Пласты льда вскрыты глубоким бурением на Бованенковской площади в центре Ямала в скважине 34-Р залегает на глубине от 28 до 32 м. А втором получен весьма однородный изотопный профиль по этому пластовому льду, значения δ18О варьируют от –16,95 до –18,29‰, а δ2H от –131,7 до –146‰ [Васильчук, 2010]. Пласт льда в северо-восточном Китае, в бассейне Хуола был изучен Б.Ваном [Wang, 1990] в юрских конгломератах, перекрытых 40-метровой толщей мелко- и грубозернистого песчаника. Здесь в пробуренной в 1985 г скважине ZKO вскрыт двухслойный пластовый лед: верхний слой мощностью 1,8 м в интервале от 40 до 41,8 м, нижний слой мощностью 16,45 м в интервале от 49,16 м до 65,3 м. Эти два пласта льда разделены углистыми аргиллитами мощностью 7,35 м, а в скважине H 6 – пласт льда имеет мощность более 20 м. Лед загрязнен пылеватыми частицами, его минерализация составляет 0,5 г/л. Основание льда совпадает с подошвой многолетнемерзлых пород, при этом лед подстилается немерзлым аргиллитом. Б.Ваном высказано предположение, что лед образовался в результате инъекции воды. Ю.К.Васильчуку представляется [2014], что это скорее сегрегационный лед, поскольку немерзлый трещиноватый аргиллит, вряд ли мог обеспечить водонепроницаемость, требующуюся для инъекции столь большого объема воды. Пласты льда на п-ове Пойнт, и в районе Инволютед Хилл на северо-западе Канады, по данным бурения, показали, что пластовый лед в скважинах РР 88-1, 16z и 21z залегает на глубине 8-10 м, имеет мощность нередко более 10-15 м, он подстилается песком, контакт с пластовым льдом резкий и неправильный и характеризуется брекчированной зоной мощностью 35 см [Mackay, Dallimore, 1992]. Распределение значений δ18О и δ2H по скважине РР 88-1 показывает отчетливый сдвиг на контакте диамиктона и пластового льда на глубине 9 м. Диамиктон характеризуется более высокими значениями δ18О в диапазоне от –25 до – 17‰, в пластовом льду изотопная изменчивость меньше - величины δ18О варьируют – от –32 до –29,9 ‰ [Mackay, Dallimore, 1992]. Дж. Росс Маккай и С.Р. Дэллимор пришли к выводу, что распределение значений δ18О и δ2H говорит в пользу внутригрунтового происхождения пластового льда [Mackay, Dallimore, 1992]. Скорее всего, пески на п-ове Пойнт и в районе Инволютед Хилл были немерзлыми до глубины 35 м подо льдом, когда происходило его формирование, что определило однородность изотопных профилей. П о полученным изотопным данным были построены линии соотношения δ18О-δ2H. Для диамиктона наклон линии соотношения δ18О-δ2H равен 8,06, по пластовому льду наклон равен 6,4, по подстилающему песку наклон равен 5,7. Известно, что наклон линии соотношения δ18О-δ2H более 7,2 предполагает формирование льда из атмосферной влаги (например, ледникового льда), а наклон менее 6 говорит о внутригрунтовом происхождении льда из подземной воды при промерзании в закрытой системе. Следовательно, наклон 6,4 для пластового льда, отмеченный по скважине РР88-1 предполагает промерзание в полузакрытой системе [Mackay, Dallimore, 1992].
6 1 января 2021 г.-30 сентября 2021 г. Изотопно-геохимическая индикация палеотемператур и циклокриостратиграфических условий формирования сингенетических повторно-жильных льдов в позднем плейстоцене и голоцене в Российской Арктике
Результаты этапа: Важнейшие результаты, полученные при реализации Проекта При реализации Проекта получены следующие важнейшие результаты: Достигнута основная цель проекта - выполнена изотопно-геохимическая индикация палеотемпературных и циклостратиграфических условий формирования повторно-жильных льдов в позднем плейстоцене и голоцене для ключевых районов Российской Арктики. Решены 4 заявленных в Проекте задачи. Результаты решения 1 задачи: выполнена реконструкция палеотемператур в позднем плейстоцене и голоцене на севере Западной Сибири, в Якутии и на Чукотке, а также арктических островах Котельный и Айон, на основании полученных изотопно-геохимических данных: 1.1. В позднем плейстоцене. 1.1.1. В 2021 г. исполнителями Проекта выполнены реконструкции среднеянварской температуры по разрезам низовий р.Колымы. Реконструкции среднеянварской (t°я) температуры получены на основании сравнения изотопного состава современных жильных ростков (δ18Oр.ж.) и современной среднеянварской температуры для периода формирования жильных ростков, т.е. последних 60-100 лет [Васильчук, 1992; Vasil'chuk, 1991]. В результате этого сравнения получено уравнение: t°я = 1,5 δ18Oр.ж. (±3 °C) Диапазон ±3 °C указывает на средний диапазон вариаций реконструируемой среднеянварской температуры в пределах анализируемого временного интервала. По приведенным уравнениям рассчитана среднеянварская температура воздуха позднего плейстоцена 48-15 кал. тыс. лет назад для отдельных периодов в опорных разрезах, изученных в низовьях р.Колымы. Для периода 47-42 кал. тыс. лет назад, наиболее низкая температура января отмечается для района Дуванного Яра –48°С, столь же низких значений в этот период среднеянварская температура достигала на о. Курунгнах. Как следует из результатов опробования ПЖЛ в едоме Зеленого Мыса на этом участке долины Колымы среднеянварская температура не поднималась выше –45°С. Позже в интервале 37-32 кал. тыс. лет назад в районе Зеленого Мыса среднеянварская температура снизилась до –49°С, в то время как на более северных территориях, например, на о. Котельном, среднеянварская температура в этот период не превышала –43°С. В интервале 30-25 кал. тыс. лет назад среднеянварская температура в районе Зеленого Мыса составляла –45°С, а в районе Плахинского Яра снижалась до –51°С. В период 24-22 кал. тыс. лет назад среднеянварская температура в долине Колымы по сравнению с предыдущим интервалом не изменилась: в районе Зеленого Мыса –45°С и в районе Дуванного Яра –48°С. 20-18 тыс. кал. лет назад в долине Колымы наиболее низкие среднеянварские температуры отмечены для района Плахинского Яра –48°С, в районе Дуванного Яра чуть выше –46°С, а в районе Зеленого Мыса –47°С, т.е. это не самые низкие температуры. Для острова Котельный реконструированная среднеянварская температура заметно выше –37°С. В период 16-12 тыс. кал. лет назад среднеянварская температура в долине Колымы оставалась низкой в районе Зеленого Мыса (–45°С) и в районе Дуванного Яра и Плахинского Яра (–46°С). Изотопные данные показывают, что среднеянварские температуры в наиболее холодные эпохи были на 12-15°C ниже современных и колебались от –48 до –51°C, а в более умеренные отрезки времени от –40 до –45°C. По результатам работ 2021 г.: а). Подтверждено циклическое строение толщи едомы Зелёного Мыса и циклическое изменение условий формирования ПЖЛ, выделены субаквальные и субаэральные этапы накопления едомных отложений и ПЖЛ. б). Показано, что в обнажении Зелёного Мыса, в низовьях р. Колыма развиты позднеплейстоценовые трёх-, двухъярусные широкие повторно-жильные льды и погребенные узкие ледяные жилы, фиксирующие отдельные этапы формирования едомного комплекса. в). Установлен календарный возраст едомы Зеленый Мыс: начало накопления едомной толщи датируется 48 кал. тыс. лет назад, завершение – 15 кал. тыс. лет назад. г). В разрезе Зеленый Мыс выделены три цикла в изменении изотопного состава повторно-жильных льдов: 46-41 кал. тыс. лет назад, 37-32 кал. тыс. лет назад, и примерно 22-24 кал. тыс. лет назад. д). Данные сопоставления с изотопным составом жил в опорных разрезах едомных толщ Плахинского Яра, Дуванного Яра, Станчиковского Яра, Черского и др. позволяют сделать вывод о существенно более суровых, чем современные, зимах, господствовавших в низовьях Колымы в конце поздненеоплейстоценового криохрона. Наиболее низкая среднеянварская температура воздуха (на 15 °С, ниже современной) в низовьях Колымы получена для периода от 37 до 25 кал. тыс. лет назад, что соответствует снижению температуры в глобальном масштабе. Результаты опубликованы в статье: Vasil’chuk Yu. K., Vasilchuk A.C. 2021. Air January paleotemperature reconstruction 48–15 calibrated ka BP using oxygen isotope ratios from Zelyony Mys yedoma. Earth's Cryosphere. 2021. Vol. XXV. N2, P. 48–61. doi: 10.15372/KZ20210205. 1.1.2. Ранее в 2020 исполнителями Проекта обобщены результаты исследования стабильных изотопов кислорода в позднеплейстоценовых повторно-жильных льдах близ пос. Кулар на севере Якутии и выполнены палеореконструкции зимних температур в ключевые периоды позднего плейстоцена. Установлено, что: а). Значения δ18O повторно-жильных льдов склоновой едомы Куларского хребта варьируют от –32.6 до –30‰, в текстурных льдах в едомной толще от –35.6 до –22.1‰, в сегрегационных ледяных линзах от –24.4 до –21.5‰. б). Для двух периодов позднего плейстоцена: 47–42 тыс. кал. лет назад и 37–32 тыс. кал. лет назад значения δ18Oж в Куларе составили –31 и –32.5‰ соответственно. в). Среднеянварская температура 47–42 тыс. кал. лет назад была на 1–3.8°С выше чем 37–32 тыс. кал. лет назад: в Куларе t°я составляла –46 и –49°С, в на севере Быковского п-ова –45 и –46°С, и в районе Ойгосского Яра –44 и –47.8°С соответственно. г). Наиболее низкие среднеянварские температуры (примерно на 10°С ниже современных) относятся к периоду 37-32 тыс. лет назад. Материалы по едоме Кулара опубликованы в журнале из списка Scopus (Q2): Earth's Cryosphere. Vol. XXIV. N3. P. 22-33. doi: 10.21782/EC2541-9994-2020-3(22-33) - "Isotope-Geochemical composition of the ice wedges in the slope yedoma on the Kular Ridge and reconstruction of the mean January air paleotemperature during 47,000-25,000 BP". 1.1.3. Также в 2020 исполнителями Проекта обобщены результаты исследования стабильных изотопов кислорода в позднеплейстоценовых повторно-жильных льдах на острове Котельный и выполнены палеореконструкции зимних температур в ключевые периоды позднего плейстоцена. Палеогеокриологические позднеплейстоценовые и раннеголоценовые реконструкции острова Котельный основаны на изотопном анализе сингенетических повторно-жильных льдов. Показано, что значения δ18О позднеплейстоценовых повторно-жильных льдов изменяются существенно, вариации δ18О превышают 8‰ (от –30‰ до –22.9‰), а в голоценовых – не более 1.5‰ (от –23.1‰ до –21,6‰). Значения среднеянварских температур менялись более чем на 10-12°С. Материалы о.Котельный опубликованы в журнале из списка Scopus: Earth's Cryosphere. 2019. Vol. XXIII. No. 2. P. 12–24. doi: 10.21782/EC2541-9994-2019-2(12-24) - "Late Pleistocene and Early Holocene winter air temperatures in Kotelny Island: reconstructions using stable isotopes of ice wedges". 1.1.4. Изучены в поле, отобраны образцы и получены дополнительные изотопные данные, детализирующие климатокриостратиграфию основных едомных толщ в 2 опорных разрезах едомных толщ северной и центральной Якутии: Станчиковский Яр и Черская едома. а). Изучены в полевых и лабораторных условиях криолитологические и изотопно-геохимические особенности повторно-жильных льдов, вскрытых в циклитной едомной толще Станчиковского Яра на реке Малый Анюй - левого притока реки Колымы. б). Возраст ледяных жил вскрытых Станчиковским Яром более 30-34 тыс. лет; в). Проведены реконструкции среднезимних и среднеянварских температур для периодов накопления повторно-жильных льдов. Судя по стабильно низким значениям изотопно-кислородного состава льдов, геокриологические условия были довольно суровыми, среднезимние температуры воздуха составляли –31, –33°С, а среднеянварские могли достигать –46, –47°С. Результаты опубликованы в статье: Арктика и Антарктика. 2021. № 1. г). Позднеплейстоценовые циклитно построенные повторно-жильные льды, вскрыты в новом разрезе едомной толщи исследованном участниками Проекта близ поселка Черский. Значения δ18О в позднеплейстоценовых жилах варьируют от –32,24 до –31,45‰, тогда как в голоценовой жиле близ Черского значения δ18О изменяются от –27,94 до –26,37‰. Эти данные хорошо согласуются с данными изотопно-кислородного состава по льду позднеплейстоценовых жил едомного комплекса Станчиковский Яр в низовьях р.Колымы: в жилах нижнего и среднего ярусов получены вариации значений δ18О от –31,06 до –33,18 ‰ и от –30,1 до –32,1 ‰. д). Применяя формулу изотопно-температурной зависимости Ю.Васильчука, можно сделать вывод, что в районе пос. Черского в конце плейстоцена среднезимняя температура воздуха варьировала в диапазоне от –31,5 до –32,5 °C, средняя температура воздуха наиболее холодного зимнего месяца (января или февраля) изменялась от –47 до –49 °С. Значения δ18О во льду жилы, вскрытой ручьем в голоценовых озерно-болотных суглинках, оказались в среднем на 4 ‰ выше, чем в жилах позднеплейстоценовой едомной толщи на окраине пос.Черский, и варьировали от –26,37 до –27,94 ‰. Результаты опубликованы в 2 статьях в рецензируемом журнале. 1.2. В 2019-2021 гг. выполнена реконструкция голоценовой палеотемпературы на севере Европейской территории России, на севере Западной Сибири, в низовьях Колымы, на Чукотке, а также арктических островах Котельный и Айон. В 2021 гг. реконструирована голоценовая палеотемпература на севере Западной Сибири и в низовьях Колымы. 1.2.1. На севере Западной Сибири по изотопным данным на 14 ключевых участках на п-овах Ямал и Гыданский получены новые результаты: а). Реконструированы среднеянварские температуры для ключевых периодов голоцена с применением уравнений Ю.Васильчука. б). Все средние значения δ18О по жилам нанесены на карту, что позволило построить изоскапы как для современных жильных ростков, так и для периодов голоцена, в течение которых происходило формирование повторно-жильных льдов. Основываясь на этих данных, построены карты современных среднеянварских изотерм для 3 ключевых периодов голоцена. в). Сопоставление карт изотерм показало, что среднеянварские температуры на севере Западной Сибири в течение гренландского – первой половины северогриппианского периодов голоцена, которые считаются термическим оптимумом, так и в течение мегхалайского периода, рассматриваемого как период ухудшения климатических условий, оставались практически постоянными, также как и субмеридиональный характер изотерм, который сопоставим с современным. г). Это позволяет делать вывод, что отмечаемые в голоцене климатические тренды касались преимущественно летних (и среднегодовых) температур воздуха, зимние же температуры оставались довольно стабильными, даже в период оптимума они были близки (а в некоторых районах и ниже) современных. д). Сопоставление голоценовых климатических трендов с другими регионами российской и североамериканской Арктики показывает, что начало голоцена однозначно фиксируется заметным утяжелением изотопного состава повторно-жильных льдов, активными процессами термокарста, заболачивания и формирования торфяников, а также распространением в зону тундры древесной и кустарниковой растительности. Эти данные свидетельствуют о заметном улучшении как летних, так и зимних климатических условий. Материалы по северу Западной Сибири переданы для публикации в журнал из списка Q1: Permafrost and Periglacial Processes - "Holocene January paleotemperature of northwestern Siberia reconstructed on stable isotope ratio of ice wedges". 1.2.2. В низовьях Колымы по полученным изотопным данным на 14 ключевых участках оценены вариации среднеянварской температуры воздуха в течение трех ключевых этапов голоцена. а). Наступление гренландского периода (нижняя граница голоцена датируется 11,7 кал. тыс. лет назад) на исследуемой территории зафиксировано повышением средней январской температуры воздуха минимум на 10°C по сравнению с поздним плейстоценом. Повышенная летняя температура и положительный водный баланс привели к повсеместному усилению термокарстовой активности. б). Во второй половине гренландского периода осушение и заболачивание термокарстовых бассейнов привело к активному сингенетическому росту ледяных жил. в). Северогриппианский этап (от 8,2 до 4,2 кал. тыс. лет назад), особенно его первая половина, характеризовался наиболее интенсивным развитием сингенетических ледяных жил на Колымской низменности. г). В мегхалайский период (последние 4,2 тыс. кал. лет) ледяные жилы часто образовывались внутри старых и новых аласов на водоразделах и террасах, а также в пойменных отложениях Колымы и ее притоков. Средняя январская температура воздуха в течение мегхалайского периода существенно не колебалась. д). На территории Колымской низменности в голоцене средние значения варьировали примерно от -33 до -41 °C. Современные средние январские температуры воздуха здесь характеризуются большой амплитудой межгодовых колебаний, но рост современных ростков жил, скорее всего, происходит в самые холодные зимы, и гораздо менее характерен для более мягких зим. Материалы по Колымской низменности опубликованы в журнале из списка Q1 Permafrost and Periglacial Processes - "Holocene ice wedge of the Kolyma Lowland and January palaeotemperature reconstructions based on oxygen isotope records". 1.2.3. На севере Европейской криолитозоны по полученным изотопным данным на 2 ключевых участках, вблизи г. Воркута и в устье рек Нгарка-Тамбъяха и Оюяха, установлено, что: а). Вблизи г. Воркута процессы заболачивания и активного торфообразования начались в первой половине гренландского периода голоцена – около 11–10 тыс. кал. лет назад. Скорость аккумуляции торфа между 10,5 и 8 тыс. кал. лет назад достигала 1 мм/год. б). Сингенетические повторно-жильные льды интенсивно формировались в торфянике между 10,5 и 9,7 тыс. кал. лет назад Одновременно с ледяными жилами в пределах более обводнённых участков торфяника появлялись грунтово-торфяные (или сначала торфяно-ледяные) жилы. в). Соотношение значений δ2H–δ18O во льду жил близ г. Воркута позволяет предположить их образование преимущественно за счёт талого снега. г). Вариации значений δ18O (от –15,5 до –16,4 ‰) в повторно-жильных льдах дают возможность реконструировать зимние температуры воздуха гренландского периода голоцена в районе Воркуты следующим образом: среднезимняя температура варьировала между –15 и –17 °C, а среднеянварская – между –23 и –25 °C. д). Зимние климатические условия гренландского периода голоцена были близки к современным, но январские температуры воздуха в экстремально холодные зимы были на 3–5 °С ниже современных, что способствовало активному промерзанию торфяников, росту и сохранению в них повторно-жильных льдов. Материалы по северу Европейской криолитозоны опубликованы в 2020 г. в журнале из списка Q1: Permafrost and Periglacial Processes - "Winter air temperature during the Holocene optimum in the north-eastern part of the east European plain based on ice wedge stable isotope records". 1.2.4. На Чукотке по полученным изотопным данным на 1 ключевом участке, вблизи г. Анадырь установлено, что: а). Формирование сингенетических повторно-жильных льдов в пределах торфяников на побережье залива Онемен на востоке Чукотки происходило в начале голоцена около 9-8 тыс. лет назад. б). Вариации δ18O в голоценовых жилах не превышали 3‰ и составили от –16.6 до –19.4‰, значения δ2Н варьировали от –129 до –147.1‰, dexc – от 6.1 до 14.1‰. в).В современных ледяных жилках в районе г.Анадырь значения δ18O составили –15.8, –16.6‰, δ2Н –122‰, dexc 4.4‰. г). В течение первой половины голоцена средняя температура самого холодного зимнего месяца (января или февраля) была ниже современной в среднем на 3-4°С и варьировала от –25 до –29°С. Материалы по криолитозоне Чукотки опубликованы в 2019 г. в журнале из списка Scopus: Лёд и снег - "Реконструкция зимней температуры воздуха в голоцене по стабильным изотопам из ледяных жил в районе города Анадырь". 1.2.5. На о.Котельном по полученным изотопным данным на 1 ключевом участке, установлено, что: а). В начальный период голоцена 10-7 тыс. лет назад на о. Котельном были условия для развития крупнокустарниковой растительности и накопления торфяников. б). Изотопный состав кислорода голоценовых повторно-жильных льдов острова Котельный изменяется несущественно, вариации δ18О не превышают 2‰, что свидетельствует о незначительной изменчивости климатических зимних условий в позднем голоцене. в). Рассчитанные по уравнениям взаимосвязи температур воздуха и изотопного состава жил среднемноголетние значения среднеянварских температур менялись не более чем на 3°С. Материалы по острову Котельный опубликованы в 2019 г. журнале из списка Scopus: Earth's Cryosphere - "Late Pleistocene and Early Holocene winter air temperatures in Kotelny Island: reconstructions using stable isotopes of ice wedges". Результаты решения 2 задачи: Изотопно-геохимическая индикация циклостратиграфического развития повторно-жильных льдов в плейстоцене и голоцене: 2.1. Циклическое формирование позднеплейстоценовых едомных толщ с мощными повторно-жильными льдами в позднем плейстоцене: 2.1.1. Уточнена иерархия и хронология основных типов цикличности, рассмотрена необходимость дополнения трех четвертым типом цикличности - мегацикличностью. Показано, что едома или позднеплейстоценовый полигонально-жильный комплекс - это в целом макроциклит, и голоценовый полигонально-жильный комплекс это тоже макроциклит. Если же говорить о мегациклитах, то это сочетание в одном разрезе полигонально-жильных комплексов возраст которых различается более чем на 0,3-0,5 млн. лет. Пока такие разрезы достоверно не описаны, хотя то, что повторно-жильные льды у Доусона на Клондайке датированы более чем 0,7 млн. лет говорит о том, что мегациклитность вполне реально может встречаться в криолитозоне. 2.1.2. Впервые выделены мезоциклиты в строении едомных толщ Аляски и Клондайка на Юконе: а). В строении полигонально-жильного комплекса МакЛеод Пойнт выделяется 3 мезоциклитных яруса: два представлены узкими позднеплейстоценовыми жилами: нижний, вероятно, старше 33 тыс. лет, средний возрастом 11-13 тыс. лет и третий - верхний - голоценовый возрастом более 8 тыс. лет; б). В обнажении и шурфе (тоннеле Волт Крик) в толще полигонально-жильного комплекса Чатаника, выделены 4 мезоциклитных яруса: три из них представлены позднеплейстоценовыми жилами: нижний – небольшие жилки, вероятно, старше 40-50 тыс. лет, выше - второй ярус возрастом более 34 тыс. лет, еще выше третий ярус - небольшие жилки возрастом старше 14,5 тыс. лет, и четвертый – верхний – голоценовый возрастом более 8,5 тыс. лет; в). В обнажении полигонально-жильного комплекса Иткиллик, выделены не менее 4 мезоциклитных ярусов – три яруса представлены позднеплейстоценовыми жилами: нижний – это небольшие погребенные жилки, формировавшиеся под захороненным торфяником, возрастом вероятно, старше 48 тыс. лет, второй и третий ярусы (суммарной высотой до 30 м) представлены, внизу мощными широкими жилами, высотой 15-20 м, вверху более узкими жилами, внедряющимися в нижние, высотой около 13-15 м, возрастом соответственно от 40-45 до 13-14 тыс. лет, и четвертый – верхний –голоценовый ярус - это жилы возрастом от 8,6 до 5,3 тыс. лет; г). В тоннеле, вскрывшем полигонально-жильный комплекс Фокс пермафрост, можно выделить не менее 4 мезоциклитных ярусов - три представлены, как правило, небольшими позднеплейстоценовыми жилами: нижний ярус - это более массивные жилы возрастом 35-31 тыс. лет, средний и верхний ярусы - жилы возрастом 14-11 тыс. лет и верхний - голоценовые жилы возрастом 8,5-7 тыс. лет; д). В строении полигонально-жильного комплекса, изученного в нескольких обнажениях в долине ручья Ласт Ченс Крик, вскрывается не менее 4 мезоциклитных ярусов: жилы нижнего яруса, залегающие в гравелистых грунтах, возрастом от 40 до 45 тыс. лет, выше располагаются три мезоцикла узких, разделенных между собой небольших жилок, возрастом от 30(40) до 10 тыс. лет и голоценовые жилы возрастом не менее 8-10 тыс. лет; е). На полуострове Съюарда встречаются мощные не менее чем двухъярусные сингенетические жилы высотой до 35 м, в долине р. Колвилл описана жила с признаком двухъярусности, в обнажении едомы на Северном склоне Аляски также встречены мощные ледяные жилы с признаками двухъярусности; ж). Для едомных толщ на Клондайке, близ г.Доусона (встреченных в долинах рр. Кварц Крик, Доминион Крик) характерны мощные двухъ-трехъярусные сингенетические жилы высотой более 30 м, возрастом 80 и 30 тыс. лет. Эта часть исследований характеризуется новизной, поскольку впервые проанализированы криогенные циклиты Северной Америки. 2.1.3. Уточнена длительность мезо- и макроциклов при формировании ряда датированных едомных толщ российской криолитозоны, с учетом новых 14С датировок, полученных в ходе выполнения данного Проекта: - циклитного полигонально-жильного комплекса в разрезе озерной толщи Ледового обрыва. - гетероциклитного полигонально-жильного комплекса в разрезе Усть-Алганского обрыва. В долине р.Майн на юге Чукотки изучены типы циклитности едомных толщ в долине реки Майн на юге Чукотки. Рассмотрены позднеплейстоценовые сильнольдистые синкриогенные толщи, вмещающие сингенетические повторно-жильные льды в долине р.Майн на юге Чукотки: озерные и озерно-аллювиальные отложения в обнажении Ледовый обрыв и аллювиальная толща Усть-Алганского обрыва. Эти толщи располагаются поблизости друг от друга и сложены очень разными по литологическому составу и фациальной принадлежности отложениями: от грубых песков с галечником русловых фаций до илистых старичных фаций, пронизанных мощными повторно-жильными льдами разной конфигурации. Основными выводами проведенного исследования являются: а). Уточнена иерархия основных типов цикличности, наблюдаемых в изученных синкриогенных толщах; б). Установлена длительность микро-, мезо- и макроциклов при формировании едомных толщ долины Майна; в). Показано, что микроциклы в разрезе гетероциклитного полигонально-жильный комплекса в едомной толще Ледового обрыва формировались в результате изменения глубины активного слоя и накопления тонкого осадка в течение нескольких лет. Их вертикальный масштаб варьирует от сантиметров до десятков сантиметров, а их время формирования колеблется от одного года до сотен лет. г). Также установлено, что мезоциклы в разрезе циклитного полигонально-жильного комплекса в озерной толще Ледового обрыва и в разрезе гетероциклитного полигонально-жильного комплекса Усть-Алганского обрыва являются результатом изменения уровня реки Майн, на заливаемой пойме и в старичных озерах, в пределах которых формировались эти толщи. Вертикальный масштаб выделенных мезоциклов составляет несколько метров, а их период формирования колеблется от нескольких сотен до нескольких тысяч лет. д). В долине р.Майн на юге Чукотки в едомных толщах Ледового и Усть-Алганского обрывов выделено 7 мезокриоциклитов, которые формировались в промежутки времени длительностью около 2-3 тыс. лет: 15-16, 20-21, 23-25, 27-28, 30-32, 33-34, 38-40 тыс. лет назад. е). На севере Западной Сибири в верхней части едомной толщи, вскрытой в устье р. Сеяха (Зеленая) выделено 3 мезоциклита, соответствующих максимумам содержания микроэлементов в интервале высот 14,6-15,2 м для Fe, Si, Mn, P, Ba, Sr, Zn, Ni, Cu, Cd, Mo, Sb, Pb; в интервале высот 13,5-13,8 м для Fe, Si, Mn, Zn, Ba, Sr; на высоте 12 м для Sb, Cd, Mo, Pb. Отмечено два тренда в распределении значений δ18О; в интервале высот 12 -14,2 м значения δ18О варьируют от –24,18 до –25,75 ‰, в интервале 14.2 -15,8 м значения δ18О увеличиваются с высотой на 2.6‰ от –25,75 до –23,15 ‰. Диапазон колебаний значений δ18О на высоте +15.2 м 1.49‰, от –23,41 до –24,9 ‰. Нижний фрагмент повторно-жильных льдов на высоте +6 м, характеризуется более существенной изменчивостью, значения δ18О во льду изменяются от –23,41 до –26,63 ‰. ж). Установлено, что полигонально-жильный комплекс едомной толща Станчиковского Яра, по всей вероятности, представлен ледяными жилами, располагающихся 3-4 ярусами. Головы ледяных жил залегают на высотах приблизительно 35, 25, 15 и 10 м. На ярусность строения комплекса также указывают узкие погребенные ледяные жилки толщиной 0,5 м. з. Показано, что Батагайский полигонально-жильный комплекс представляет собой мегациклит Согласно исследованиям авторов Проекта обнажение представляет собой почти вертикальную стену. В нижней части она близка к вертикальной, вверху довольно отвесная – больше 60°. Общая высота Батагайского обнажения варьирует от 50 до 70 м, однако если считать с придонной частью кратера, то глубина достигает 90 м. Мерзлая стенка обнажения с поверхности до глубины 25-30 м сложена сильнольдистыми циклитно построенными едомными отложениями. В западной части в верхней части едомной толщи наблюдается некий фациальный перьеобразный контакт с более поздним циклитом: озерной или таберальной толщей (с очень узкими жилами льда), залегающей в виде клина длиной около 150-200 м, она внедряется в едомную толщу, и сверху вновь едомная толща перекрывает это озерно-таберальное вклинивание. Основная едомная толща - верхний криоциклит - представлена довольно узкими ледяными жилами, не более 1,5-2 м шириной. В нижней части разреза вскрывается нижний мегациклит - довольно мощная древняя горизонтально-слоистая толща, представленная горизонтальным переслаиванием более темных и более светлых (скорее всего, суглинистых) отложений, тогда как едомная толща представлена преимущественно супесчаными отложениями. Эта часть исследований характеризуется оригинальность и принципиальной новизной, поскольку впервые изучена циклитность нового разреза Батагайской едомы Материалы по циклитности Батагайского разреза опубликованы в 2019 г. журнале из списка ВАК Арктика и Антарктика. 2020. № 2. doi: 10.7256/2453-8922.2020.2.32917 - Сингенетичность и циклитность едомных толщ севера Якутии. 2.2. Циклическое формирование голоценовых торфяников с мощными повторно-жильными льдами в голоцене. Голоценовые торфяники с циклитными повторно-жильными льдами встречаются достаточно редко: авторы Проекта встретили такой торфяник в долине р.Щучья на юге Ямала. Также возможно циклитные голоценовые жилы описаны сотрудниками AWI на берегу оз. Эльгыгытгын. 2.2.1. Голоценовый торфяник с циклитными повторно-жильными льдами в долине р.Щучья на юге Ямала. а). В центральной части Щучьинского торфяника сингенетические повторно-жильные льды высотой более 5 м, шириной в верхней части до 2 м, рассекают всю толщу торфа и проникают в подстилающие торф озерные супеси и глины. В краевых частях торфяника встречены з яруса ледяных жил, один из которых, сохранился под торфяником (они также сингенетические и вполне вероятно тоже голоценовые, что подтверждается данными изотопного состава льда). б). Признаками циклитности развития торфяника является ярусность небольших ледяных жил в краевой части и ритмичное распределение льдистости и криогенных текстур по разрезу - интервалы повышенной и пониженной льдистости сменяют друг друга через 2-5 см, также, как и криотекстуры, что обусловлено формированием отложений под воздействием периодически действующих факторов. в). В основании торфяника залегает 1,5- метровый горизонт древесного торфа, сложенного стволами березы диаметром 0,2–0,3 м с участием травяно-гипнового торфа. Древесные остатки встречаются во всех горизонтах торфяника, на глубине 1,2–1,5 м зафиксирован прослой чистого древесного торфа. Встречены стволы лиственницы, а также шишки ели и лиственницы. Присутствие корней и прикорневых веток свидетельствует об автохтонном характере залежи и о том, что деревья произрастали в котловине, занятой торфяником, а не были перенесены рекой. По данным ботанического анализа растительных остатков залежь сложена преимущественно травяно-гипновым торфом с древесными остатками, на глубине 3,2–3,4 м в центральной части торфяника отмечен прослой почти чистого вахтового торфа, который перекрыт хвощевым торфом в интервале 2,6–2,8 м. г). Возраст торфяника в краевой и центральной частях оказался одинаковым: подошва торфяника и начало накопления древесного горизонта датированы 7,4–7,1 тыс. лет, а кровля 6,1 тыс. лет. д). Синхронно накоплению древесного и торфяного горизонта формировались трехъярусные сингенетические ледяные жилы. На это указывает радиоуглеродная AMS-датировка стебелька мха, взятого из осевой части ледяной жилы – 7150 ± 75 14С л. н. (Hela-262), демонстрирующая, что формирование жильного льда началось сразу же после начала накопления торфа и продолжалось в течение почти всего периода формирования торфяника. Представляется маловероятным, что датированный материал аллохтонный: возраст основания торфяника и включения в повторно-жильный лед близки, никаких признаков переотложения органического материала при микроскопическом исследовании образцов льда из нижней части жилы не обнаружено, веточка торфа во льду при отборе имела зеленый цвет, что тоже указывает на автохтонное происхождение. е). Значения δ18O в двух ярусах сингенетических жил из торфяника варьируют от –19,8 до –18,2‰, а в погребенной нижней ледяной жилке третьего яруса значение δ18O изменяется от –20,3 до –17,5‰, т.е. во всех случаях отмечены значения δ18O, попадающие в интервал современных вариаций. В современном жильном ростке значения δ18O равны –18,2‰. Изменение значений δ2H в двух верхних жилах составили около 12‰ (от –151 до –139,6‰), а в нижней погребенной ледяной жилке – от –138,8 до –136,0‰, тогда как в современном жильном ростке значение δ2H = –135,7‰. Материалы по голоценовому торфянику с циклитными повторно-жильными льдами в долине р.Щучья переданы для публикации в журнал из списка Q1: Permafrost and Periglacial Processes - "Holocene January paleotemperature of northwestern Siberia reconstructed on stable isotope ratio of ice wedges". 2.2.2. Циклитные голоценовые жилы описаны сотрудниками AWI на берегу оз. Эльгыгытгын. Г.Швамборн с соавторами [Schwamborn et al., 2006] указывают на то, что терраса состоит из ПЖЛ двух генераций. Нижняя часть (от 5 до 1,2 м ниже дневной поверхности, 1 м в ширину) принадлежит широкой полигональной сети, с измеренными размерами полигонов 30 м в диаметре. Более узкая по размерам полигональная сеть (до 1,2 м ниже дневной поверхности) перекрывает нижнюю форму и состоит из четырех жил, формирующих маленькие полигоны с диаметром от 10 до 15 м. Авторы Проекта полагают, что в толще террасы оз. Эльгыгытгын встречены 2 мезоцикла ледяных жил, нижний - в интервале от 5 до 1,2 м и рассекающие жилы верхнего цикла в интервале 0,8-1,2 м. При этом жилы верхнего цикла в свою очередь рассечены жильным ростком. Таким образом, изучено циклическое формирование позднеплейстоценовых едомных толщ с мощными повторно-жильными льдами в позднем плейстоцене и даже а голоценовых разрезах. Уточнена иерархия и хронология основных типов цикличности, рассмотрена необходимость дополнения трех четвертым типом цикличности - мегацикличностью. Показано, что едома или позднеплейстоценовый полигонально-жильный комплекс - это в целом макроциклит, и голоценовый полигонально-жильный комплекс это тоже макроциклит. Если же говорить о мегациклитах, то это сочетание в одном разрезе полигонально-жильных комплексов возраст которых различается более чем на 0,3-0,5 млн. лет. Пока такие разрезы достоверно не описаны, хотя то, что, например, повторно-жильные льды у Доусона на Клондайке датированы более чем 0,7 млн. лет говорит о том, что мегациклитность вполне реально может встречаться в криолитозоне. Также, скорее всего мегациклитом представлен разрез близ пос. Батагай, так как возраст жил едомного цикла и нижележащих таберальных фрагментов различается вероятно более чем на 0,5 млн. лет [Murton et al., 2021]. Результаты решения 3 задачи: выполнены исследования, которые могут способствовать уточнению сведений о палеогеографических условий формирования повторно-жильных льдов: 3.1. Рассмотрены палеоэкологические аспекты исследования органики и использование для этого изотопно-углеродных данных и результатов исследования ПАУ в ледяных жилах и в буграх пучения: 3.1.1. Изучение содержания полициклических ароматических углеводородов (ПАУ) в ледяных жилах показало: а). Изотопный состав углерода липидов в органическом материале, включенном в ледяные жилы Батагайской едомы (изученный впервые) соответствует составу растений с типом фотосинтеза С3, то есть имеет педогенное происхождение. По мере увеличения глубины ледяной жилы и возраста включений изотопный состав углерода почвенных липидов обнаруживает тенденцию к облегчению. б). Высокое содержание ПАУ в ледяных жилах Батагайской едомы (до 430 нг/г, в среднем 170 нг/г) может указывать на то, что данный материал сформировался из богатых органическим веществом субстанций (гумусовых или заторфованных почвенных горизонтов). По сравнению с данными работ, выполненных для арктических почв, количество ПАУ в педогенном материале исследованных ледяных жил является несколько повышенным. В составе ассоциации ПАУ присутствуют гомологи нафталина и фенантрен в качестве доминирующих компонентов. в). Комбинации полученных параметров (содержания органического углерода от 1.2 до 3.2%, значения δ13С от –26.2 до –31.1‰, преобладание в составе ПАУ фенантрена и гомологов нафталина) в педогенном материале ледяных жил Батагайской едомы являются, по-видимому, результатом сочетания следующих процессов: привнесения ПАУ с богатыми органическим веществом субстанциями (материале гумусовых горизонтов древних почв и др.); привнесения некоторых количеств тяжелых углеводородов (в частности, бенз(а)пирена) с материалом, образовавшимся в результате природных пожаров; избирательного разложения липидных компонентов с последующим изотопным облегчением общей липидной фракции в процессе почвообразования (до момента попадания осадка в ледяные жилы). г). Содержание полиаренов и состав ассоциации ПАУ в ледяных жилах Батагайской едомы могут являться отражением смены ландшафтов на данной территории. Материалы по содержанию ПАУ в ледяных жилах опубликованы в 2020 г. в журнале из списка WoS (Q2): Eurasian Soil Science, 2020, Vol. 53, No. 2, pp. 187–196. doi: 10.1134/S1064229320020143 - "Carbon Isotope Signatures and Polyarenes in the Pedogenic Material of Ice Wedges of the Batagay Yedoma (Yakutia)". В 2021 г также выполнены методические исследования распределения ПАУ в буграх пучения и ПАУ в антропогенно нарушенных ландшафтах, которые позволяют диагностировать антропогенный вклад в ПАУ и их возможную миграцию и в полигональных ландшафтах. 3.1.2. Изучение содержания ПАУ в буграх пучения показало: a). ПАУ в торфе миграционных бугров пучения (пальза) у пос. Елецкий представлены в основном тяжелыми соединениями (бенз(а)антраценом, бенз(b)флуорантеном, бенз(k)флуорантеном); б). Максимумы ПАУ (360 и 260 нг/г), вероятно, обусловлены палеопожаром; в). Большое количество бенз(а)антрацена в сезонно-талом слое вероятно связано с антропогенным фактором, то есть поступлением поллютантов из атмосферы. При этом имеет место вертикальное перемещение вещества вследствие процессов промерзания-оттаивания, что способствует относительно равномерному его распределению до верхней границы многолетнемерзлой толщи; г). Изотопный состав углерода торфа в бугре пучения определяется условиями увлажнения и деградации органического вещества, а также изотопным составом растительности, из которой формируется торф; д). Изотопный состав углерода торфа миграционных бугров (пальза), у пос. Елецкий относительно легкий (величина δ13С равна −28 … −30‰). Такие величины говорят, вероятно, о том, что торф формировался преимущественно из травянистых растений. е). Имеют место заметные вариации изотопного состава. Эпизоды утяжеления, вероятно, говорят о периодах худшего увлажнения и аэробных условий; наоборот, эпизоды облегчения могут свидетельствовать о преобладании анаэробных условий и анаэробной деструкции органического вещества. Материалы по содержанию ПАУ в буграх пучения опубликованы в 2021 г. в журнале из списка WoS (Q2): Eurasian Soil Science, 2021, Vol. 54, No. 7, pp. 999–1006. doi: 10.1134/S1064229321070139. Vol. 53, No. 2, pp. 187–196. doi: 10.1134/S1064229320020143 - "Polycyclic Aromatic Hydrocarbons and Carbon Isotopes in a Palsa Peat (Bol’shezemel’skaya Tundra)". 3.1.3. Изучение распределения ПАУ на территории нефтегазовых месторождений и сопредельных районов показало: а). Можно выделить участки с различными вариантами землепользования, для которых проявляются определенные различия в изотопном составе углерода почвенных липидов. б). Установлен более тяжелый изотопно-углеродный состав почв междуречий (–26,9 …–29,2‰) по сравнению с аллювиальными (–29,4 …–31,3‰) почвами: разница составляет 1.5‰). Утяжеление изотопного состава происходит благодаря более эффективному водопотреблению у растений, приуроченных к сухим местообитаниям. в). При нефтяном загрязнении изотопный состав углерода почвенных липидов становится более легким (–29,3…–29,8 ‰), поскольку изотопный состав нефти на территории исследования легче, чем изотопный состав углерода почв (–28 и –29‰, соответственно). г). Влияние, оказываемое транспортом и инфраструктурой населенных пунктов, выражается в более легком изотопном составе (разница составляет –1.3‰). Более низкие величины δ13С (–28,4 …–30,6‰) возникают, предположительно, из-за локального понижения δ13С атмосферного углекислого газа, которое, в свою очередь, происходит из-за сжигания органического топлива (различие изотопного состава углерода между чистым воздухом и непосредственно выбросами составляет до 20‰). Материалы по содержанию на территории нефтегазовых месторождений опубликованы в 2020 г. в журнале из списка WoS (Q2): Eurasian Soil Science, 2021, Vol. 53, No. 12, pp. 1735–1742. doi: 10.1134/S1064229320120030. - "Isotopic Composition of Carbon in Soil Lipids in the Area of Oil and Gas Extraction, Volgograd Region". 3.2. Соотношение изотопных параметров δ2H-δ18О в позднеплейстоценовых и голоценовых повторно-жильных льдах Выполняя оценку соотношения изотопных параметров δ2H-δ18О в повторно-жильных льдах мы выделили три основных типа: нормальное соотношение изотопных параметров δ2H-δ18О в позднеплейстоценовых повторно-жильных льдах, нормальное соотношение изотопных параметров δ2H-δ18О в голоценовых повторно-жильных льдах и аномальное соотношение изотопных параметров δ2H-δ18О в голоценовых повторно-жильных льдах. 3.2.1. Нормальное соотношение изотопных параметров δ2H-δ18О в позднеплейстоценовых повторно-жильных льдах. Север Западной Сибири, п-ов Ямал. Соотношение изотопных параметров δ2H-δ18О в позднеплейстоценовых повторно-жильных льдах Сеяхинской едомы (прил. 1, см. Приложение 1). Обнажение едомы на севере Западной Сибири, на восточном побережье п-ова Ямал в устье р.Сеяха (70.157364° с.ш., 72.569100° в.д.) было неоднократно детально исследовано авторами. Это первое изучение типичной едомной толщи в западной части Сибири. Наклон линии соотношения δ2H-δ18О для жильного льда равен 7.86, что близко к наклону для глобальной линии метеорных вод (ГЛМВ). Это говорит о том, что жила формировалась в основном из осадков (талый зимний снег), не подверженных заметной изотопной трансформации. Едомные толщи северной Якутии. Соотношение изотопных параметров δ2H-δ18О в позднеплейстоценовых повторно-жильных льдах едомы Бизон. Соотношение изотопных параметров δ2H-δ18О в позднеплейстоценовых повторно-жильных льдах едомы Бизон (прил. 2). В обнажении детально опробованы 3 жилы: две жилы в интервале высот от +14 до +22 м над урезом реки Колымы – верхний ярус, и одна жила в интервале высот от +8 до +12 м над урезом реки. В жилах верхнего яруса линии соотношения δ2H-δ18О имеют наклон 7,2 и 7,6, показатель достоверности линейной аппроксимации R2 = 0,9 (прил. 2). Наклон линии соотношения δ2H-δ18О для жильного льда близок к наклону ГЛМВ. Линии расположены параллельно ГЛМВ, но заметно ниже нее Можно отметить в целом довольно низкие значения dexc – от 3,3 до 6,5 ‰, среднее значение 5,3 ‰. В жиле нижнего яруса едомы Бизон линия соотношения δ2H-δ18О имеет наклон 5,6 (прил. 3), что заметно ниже, чем наклон ГЛМВ. Значение свободного члена -71,2. Эти данные могут указывать на участие в формировании этой жилы поверхностных вод, возможно, паводковых вод реки Колымы. Значения dexc во льду этой жилы более высокие, чем в жилах верхнего яруса и варьируют от 5,8 до 15 ‰, составляя в среднем 7,6 ‰. Соотношение изотопных параметров δ2H-δ18О в позднеплейстоценовых повторно-жильных льдах едомы Дуванного Яра. В обнажении детально опробованы 2 жилы: в интервале высот от +46,7 до +51, 5 м над урезом реки – верхний ярус и одна жила в интервале высот от +14 до +20 м над урезом реки – нижний ярус. В жиле верхнего яруса линии соотношение δ2H-δ18О имеет наклон 8,2, значение свободного члена +15,6, точки изотопных значений расположены вблизи ГЛМВ. Наклон линии соотношения δ2H-δ18О для жильного льда близок к наклону ГЛМВ (прил. 4). Можно отметить в целом довольно низкие значения dexc – от 3,4 до 12 ‰, среднее значение 6,3 ‰. Для жилы нижнего яруса линия соотношения δ2H-δ18О имеет наклон 9,6, что заметно выше, чем наклон ГЛМВ. Значение свободного члена +58,7. Значения dexc во льду этой жилы более высокие, чем в жилах верхнего яруса и варьируют от 6,7 до 10,5 ‰, составляя в среднем 8,5 ‰. Изотопные значения по жилам характеризуются высокими показателями достоверности линейной аппроксимации R2 = 0,9. Едомные толщи центральной Якутии. Соотношение изотопных параметров δ2H-δ18О в позднеплейстоценовых повторно-жильных льдах едомы Мамонтовой Горы Жилы вскрыты в толще 50-м террасы р.Алдан, всего опробовано 4 жилы. Наклон линий соотношения δ2H-δ18О во льду жил составляет 6,6, 6,7, 7,3 и 8,2 (прил. 5). Для большинства жил получены высокие значения достоверности линейной аппроксимации R2 = 0,9-0,96, для одной жилы значение R2 = 0,7. Можно отметить, что основная часть изотопных значений расположена вблизи ГЛМВ и наклон линии соотношения δ2H-δ18О для жильного льда 7,3 и 8,2 близок к наклону ГЛМВ, однако несколько довольно высоких значений δ18О (от –25 до –27‰), нетипичных для позднеплейстоценовых жил центральной Якутии, и наклоны линий соотношения δ2H-δ18О, равные 6,6 и 6,7, могут указывать на участие в формировании льда жил вод неатмосферного происхождения – например, испарившихся вод сезонно-талого слоя или вод, скапливающихся в летний период в пределах полигональной ванны. Характерной особенностью изотопного состава льда жил Мамонтовой Горы являются довольно высокие значения dexc, для большей части образцов варьирующие от 7,8 до 20,8 ‰, составляя в среднем более 10 ‰. Однако, в некоторых, как правило, изотопно обогащенных, образцах отмечены гораздо более низкие значения dexc от 3,7 до 6,2 ‰, что еще раз подтверждает гипотезу участия в формировании жил поверхностных вод. Соотношение изотопных параметров δ2H-δ18О в позднеплейстоценовых повторно-жильных льдах едомы Сырдах. В позднеплейстоценовой ледяной жиле, исследованной в обнажении на оз.Сырдах, наклон линии соотношения δ2H-δ18О равен 6,3, большинство точек изотопных значений расположены ниже ГЛМВ (прил. 6). Значения dexc варьируют в диапазоне от 3 до 12 ‰, но для большей части образцов получены значения dexc ниже 5 ‰. Низкий наклон линии δ2H-δ18О и низкие значения dexc могут свидетельствовать о заметном участии в формировании льда жилы испаренных поверхностных вод. 3.2.2. Нормальное соотношение изотопных параметров δ2H-δ18О в голоценовых повторно-жильных льдах. Европейский Север. Соотношение изотопных параметров δ2H-δ18О в голоценовых повторно-жильных льдах Воркуты. В районе г.Воркута исследован голоценовый полигональный торфяник с повторно-жильными льдами. В одной из наиболее вскрытых жил выполнен отбор образцов для изотопного анализа. Наклон линии соотношения δ2H-δ18О равен 7,7, она расположена параллельно ГЛМВ и близко к наклону для глобальной линии метеорных вод (прил. 7). Значения dexc варьируют в диапазоне от 9 до 13,8 ‰, большинство значений близко к 11 ‰. Эти данные указывают на преимущественно атмосферный источник формирования льда, за счет зимнего снега. Соотношение изотопных параметров δ2H-δ18О в голоценовых повторно-жильных льдах в долине р.Нгарка-Тамбъяха. Под голоценовым торфяником в обнажении второй террасы р.Нгарка-Тамбъяха вскрыта ледяная жила. Наклон линии соотношения δ2H-δ18О равен 10,7 (прил. 8) значения dexc варьируют в диапазоне от 3,7 до 10,9 ‰. В целом можно говорить о преимущественно атмосферной природе воды, формировавшей жилу, однако, можно предположить некоторое участие поверхностных вод, судя по низким значениям dexc в половине исследованных образцов. Для сравнения, низкие значения dexc (около 3 ‰) получены по воде небольшого озера на поверхности полигонального торфяника. Север Западной Сибири, п-ов Ямал. На юге Ямала, в пойменной толще р.Еркутаяха опробована позднеголоценовая ледяная жила. Наклон линии соотношения δ2H-δ18О равен 8,2, при высоком значении достоверности линейной аппроксимации R2 =0,97 (прил. 9). Изотопные значения расположены вблизи ГЛМВ, наклон соотношения δ2H-δ18О близок к наклону для глобальной линии метеорных вод. Показатели dexc варьируют в диапазоне от 9,2 до 13,4 ‰. Формирование жилы происходило преимущественно за счет вод атмосферного происхождения. Соотношение изотопных параметров δ2H-δ18О в голоценовых повторно-жильных льдах в торфяниках Бованенково. В центральной части Ямала, в районе пос.Бованенково, в голоценовом торфянике, залегающем на поверхности третьей морской террасы, шурфом вскрыта жила. Уравнение для соотношения δ2H-δ18О почти соответствует уравнению для ГЛМВ (прил. 10), наклон линии соотношения равен 8, т.е. равен наклону для глобальной линии метеорных вод. Значения dexc варьируют в широком диапазоне от 5 до 14,9 ‰, в большинстве образцов они варьируют между 8 и 10‰. Формирование жилы происходило преимущественно за счет вод атмосферного происхождения. Северная Якутия, низовья р.Колымы. В обнажении высокой поймы протоки р.Колымы, ниже по течению от пос.Черский, исследована голоценовая жила. Наклон линии соотношения δ2H-δ18О равен 7,96, те.е. почти равен наклону для глобальной линии метеорных вод, при высоком значении достоверности линейной аппроксимации R2 =0,96 (прил. 11). Изотопные значения расположены вблизи ГЛМВ. Показатели dexc варьируют в диапазоне от 14,3 до 16,3 ‰. Формирование жилы происходило преимущественно за счет вод атмосферного происхождения. Алас в районе пос.Черский. Исследованы голоценовые повторно-жильные льды в пределах озерно-болотной котловина в районе пос.Черский, вблизи ст. Орбита. Под торфяником мощностью менее 1 м вскрыта жила, из которой отобран лед для изотопного анализа. Наклон линии соотношения δ2H-δ18О равен 6,7, при невысоком значении достоверности линейной аппроксимации R2 =0,7 (прил. 12). Возможно, что довольно узкий диапазон изотопных значений (менее 1‰ для значений δ18О и около 5 ‰ для значений δ2H) не позволяют в полной мере сопоставлять изотопные данные по жиле с ГЛМВ. Показатели dexc варьируют в диапазоне от 9,3 до 12,5 ‰. Скорее всего, формирование жилы происходило преимущественно за счет вод атмосферного происхождения, с некоторым участием болотных вод, учитывая высокую увлажненность исследуемого участка. Центральная Якутия, долина р.Алдан. Голоценовая жила исследована в обнажении поймы р.Алдан. Наклон линии соотношения δ2H-δ18О равен 7,2, т.е. очень близок к наклону для глобальной линии метеорных вод, при значении достоверности линейной аппроксимации R2 =0,9 (прил. 13). Показатели dexc варьируют в диапазоне от 8,3 до 14,4 ‰. Скорее всего, формирование жилы происходило преимущественно за счет вод атмосферного происхождения. Восточная Чукотка. Серия голоценовых жил была исследована на восточном побережье Чукотки от Анадыря до Уэлена. Соотношение изотопных параметров δ2H-δ18О в голоценовых повторно-жильных льдах близ г. Анадырь. Вблизи г.Анадырь, в обнажении первой морской террасы и в торфянике, вложенном в виде линзы в первую морскую террасы, исследованы повторно-жильные льды. Для льда жилы в обнажении морской террасы (ПЖЛ №1) наклон линии соотношения δ2H-δ18О равен 7,2, т.е. очень близок к наклону для глобальной линии метеорных вод (прил. 14), для жилы в торфянике наклон линии соотношения δ2H-δ18О равен 5,4, при довольно низком значении достоверности линейной аппроксимации R2 =0,6. Показатели dexc варьируют в жилах от 6,1 до 14,1 ‰, в большинстве образцов составляя 8-10 ‰. Скорее всего, формирование жил происходило преимущественно за счет вод атмосферного происхождения, в пределах торфяника в формировании жилы не исключается участие поверхностных вод. Соотношение изотопных параметров δ2H-δ18О в голоценовых повторно-жильных льдах близ пос. Лорино. В районе пос.Лорино в разные годы авторами были исследованы обнажения торфяников с повторно-жильными льдами. В жиле, исследованной в 2016 г., наклон линии соотношения δ2H-δ18О равен 8,1, т.е. почти равен к наклону для глобальной линии метеорных вод (прил. 15), все значения расположены вблизи ГЛМВ. Показатели dexc варьируют от 5,4 до 12,6 ‰. В жиле близ пос. Лорино, исследованной в 2017 г., наклон линии соотношения δ2H-δ18О равен 6,2 (прил. 16), что ниже наклона для ГЛМВ. Показатели dexc варьируют от 4,9 до 16,8 ‰. Скорее всего, формирование голоценовых жил в районе Лорино происходило за счет вод атмосферного происхождения (талый зимний снег), при периодическом участии вод сезонно-талого слоя или поверхностных вод, подвергавшихся испарению. Соотношение изотопных параметров δ2H-δ18О в голоценовых повторно-жильных льдах близ пос. Лаврентия. В районе пос.Лаврентия в торфянике исследована голоценовая ледяная жила. Наклон линии соотношения δ2H-δ18О равен 6,3 (прил. 17), что ниже наклона для ГЛМВ. Показатели dexc варьируют от 3,2 до 15,3 ‰. Наиболее вероятно участие поверхностных испаренных вод в формировании льда этой жилы. Соотношение изотопных параметров δ2H-δ18О в голоценовых повторно-жильных льдах близ пос. Уэлен. В районе пос.Уэлен, в самой восточной части Чукотки, в голоценовом торфянике исследована ледяная жила. Наклон линии соотношения δ2H-δ18О равен 7,6 (прил. 18), что близко к наклону для ГЛМВ. Показатели dexc варьируют от 7,4 до 16,8 ‰. Жила здесь, скорее всего, формировалась преимущественно из вод атмосферного происхождения. 3.2.3. Аномальное соотношение изотопных параметров δ2H-δ18О в позднеплейстоценовых и голоценовых повторно-жильных льдах. Забайкалье, район пос.Чара. В районе пос.Чара исследованы голоценовые ледяные жилы в обнажении Белый ключ. По одной из жил получен наклон линии соотношения δ2H-δ18О 7,5 (прил. 19, а), что близко к наклону для ГЛМВ. Для другой жилы получен очень низкий наклон линии соотношения δ2H-δ18О, равный 4,5 (прил. 19, б). Следует отметить, что для льда жил получены аномально низкие значения dexc от 3,2 до –16,3‰, и от 8,5 до –2,2‰. Эти данные могут указывать на то, что жилы формировались из снега, изотопный состав которого сильно преобразован в результате сублимации в условиях резко континентального климата, низких зимних температур воздуха и крайне низкой влажности в зимний период. Мерзлый Яр в аерховьях р.Енисей. Исследованы голоценовые ледяные жилы в обнажении Мерзлый Яр на р.Енисей. По одной из жил получен аномально низкий наклон линии соотношения δ2H-δ18О равный 3,6 (прил. 20), также отмечены аномально низкие значения dexc в диапазоне от 1,6 до –10,4 ‰. Это также, как в случае с Чарой, может указывать на существенное преобразование изотопного состава снежного покрова в зимнее время в результате сублимации. Пространственный анализ соотношение изотопных параметров δ2H-δ18О в позднеплейстоценовых и голоценовых повторно-жильных льдах для территории российской криолитозоны выполнен впервые. Материалы по соотношению изотопных параметров δ2H-δ18О в позднеплейстоценовых и голоценовых повторно-жильных льдах вошли в статью, подготовленную для публикации в рецензируемом журнале. 3.3. Изменение изотопного состава повторно-жильного льда в ледяных жилах и на контакте с вмещающими отложениями в результате самодиффузии. Использование данных по вариациям значений δ18О и δ2H в древних плейстоценовых и голоценовых повторно-жильных льдах требует оценки масштабов постгенетических изменений в изотопно-кислородном составе льда, то есть к вопросу о длительности консервации первичной изотопно-кислородной «информации». Отметим, что в настоящий момент эта задача не может быть решена строго, то есть в аналитическом виде. Можно предполагать в дальнейшем достаточно корректное математическое моделирование процессов диффузии с использованием итерационных процедур, однако такой подход потребовал бы большого количества дорогостоящих прецизионных масс-спектрометрических измерений в образцах по всему объему льда, что пока не представляется реальным. Поэтому мы предлагаем сравнительно простой метод учета влияния процессов самодиффузии на перераспределение палеоизотопного состава, который позволяет быстро, просто и с приемлемой точностью оценить изменение значений δ18О и δ2H в ледяных жилах на различные временные интервалы четвертичного этапа (1000 лет, 10000 лет, 100000 лет и 1 000000 лет). Необходимо уточнить, что, хотя вопросы диффузии в различных физико-химических системах рассмотрены достаточно полно, укажем на монографии Р. Бэррера [1958], В. Зайта [1958], однако в палеогеографической литературе они рассматривались весьма ограниченно [Боуэн, 1981; Юри и др., 1954], некоторые аспекты раскрыты в палеогляциологических работах [Dansgaard et al., 1969; Johnsen et al., 1972; 2000], а в палеогеокриологических – не затронуты вообще. При решении задачи диффузии каких-либо веществ (в том числе тяжелых изотопов кислорода и водорода в повторно-жильных льдах) возникает три главных аспекта: 1) поиск уравнения, дающего сравнительно простое решение, но все же с достаточной точностью аппроксимирующего реальный процесс диффузии во льду; 2) поиск значений необходимых коэффициентов, входящих в уравнения диффузии (в данном случае коэффициента самодиффузии во льду); 3) решение выбранных уравнений. Рассмотрим названные три аспекта. Основные закономерности протекания процесса диффузии в физико-химических системах описываются двумя дифференциальными формами законов диффузии Фика: m = –q×D×∂R/∂x ∂R/∂t = D×∂2R/∂x2 где m – количество вещества, диффундирующее в единицу времени через площадь q, при коэффициенте диффузии D, расстоянии х и градиента концентрации ∂R/∂x (R – концентрация вещества). Знак минус в правой части уравнения обозначает направление диффузии, поскольку она идет в сторону убывания концентрации. Дифференциальные уравнения диффузии Фика, были преобразованы нами [Васильчук, 1992] в интеграл Гаусса (консультировали нас в этом д.х.н. Г.Р.Энгельгардт и д.х.н. Ю.Ф.Опруненко), при расчете граничных значений которого использовались шестизначные таблицы Чемберса [Комри, 1964]. Первое из приведенных дифференциальных уравнений достаточно наглядно описывает процессы диффузии, но для их реального расчета в наших условиях оно малопригодно, так как невозможно представить себе ледяной массив, в котором градиент концентрации постоянен. Гораздо ближе они описываются вторым дифференциальным уравнением, которое позволяет рассчитывать распределение концентрации вдоль направления диффузии через определенные интервалы времени. Это уравнение является дифференциальным уравнением второго порядка в частных производных и вполне корректно при постоянном коэффициенте диффузии, то есть достаточно пригодно для нашей задачи, рассматривающей изменение концентрации под действием самодиффузии. Чтобы использовать второе уравнение для решения нашей задачи, его необходимо представить в интегральной форме с заданными определенными граничными условиями. Простейшие граничные условия можно рассмотреть в одномерной задаче с длинным цилиндром (или стержнем) с постоянным поперечным сечением, разделенным в середине плоскостью, перпендикулярной к оси цилиндра на два объема. Граничные условия и математический аппарат преобразования второго уравнения Фика из дифференциальной формы в интегральную можно отыскать, например, в работе В.Зайта [1958]. Путем сравнительно несложных алгебраических преобразований, используя интегральное преобразование второе уравнение мы представили в интегральной форме [Васильчук, 1992] . Нам представилось более целесообразным привести расчет не значений относительной концентрации в какой-либо точке стержня, а ее изменений через время t Для нашей задачи приращение концентрации в какой-либо точке х объема 2 в момент времени tn будет равно убыванию ее в объеме 1. Выведенный нами интеграл является известным интегралом вероятностей Гаусса, промежуточные значения которого приведены в соответствующих математических таблицах [Комри, 1964]. Одной из сложностей при расчете граничных значений полученного интеграла Гаусса было определение реальных значений коэффициента самодиффузии. Число экспериментальных определений коэффициента самодиффузии во льду весьма ограничено. Одна из наиболее обстоятельных публикаций принадлежит В. Куну и М. Тюркауфу [Kuhn, Thürkauf, 1958], которые измеряли диффузию между двумя ледяными блоками, один из которых состоял из природной воды, а второй был получен из воды, обогащенной дейтерием и тяжелым кислородом. Соединенные (смерзшиеся) блоки были помещены на 4–5 недель в термостат, где поддерживалась температура от –1,5 до –2,0 °С. После этого была измерена концентрация содержания тяжелых изотопов кислорода и дейтерия в обоих блоках и в разделяющей их тонкой пластинке из натурального льда. Были получены значения коэффициента самодиффузии D (равный 10×10 в –15-й степени м2/с, который по согласно [Kuhn, Thürkauf, 1958] в 10 в 5-й степени раз меньше, чем в воде. Важен и вывод о том, что диффузия во льду происходит посредством перемещения целых молекул, а не ионов и атомов его составляющих, т. о. скорость перемещения для 2Н, 1Н, 18О и 16О одинакова. Впоследствии О. Денгель и Н. Риль (Dengel, Riehl, 1963; Delibaltas, Dengel et al., 1966) измеряли диффузию трития в синтетических (искусственных) монокристаллах льда в диапазоне температур –10 – –35°С и получили величину D = 2×10 в -15-й степени м2/с, а значения энергии активации процесса самодиффузии – Еа = 13,5 ± 1 ккал/моль. К. Итагаки [Itagaki, 1964] провел весьма интересное исследование самодиффузии во льду с помощью паров, насыщенных тритием (получаемых при испарении тритированной воды с удельной активностью 30 милликюри на мл.) в образцах льда, привезенных с ледника Менденхалле (Аляска). Продолжительность опытов составляла от 1 до нескольких сотен дней. Замеры велись последовательно в слоях, снимаемых с помощью микротома, при этом, толщина их составляла 10 микрон. Полученный таким способом коэффициент самодиффузии при температуре –10°С составил (1,7–7,8) × 10 в -15-й степени м2/с (столь широкий диапазон приведенных значений D объясняется тем, что это диффузия и вдоль длинной оси кристаллов и вкрест ее простирания, средняя же величина коэффициента самодиффузии, если его рассчитать по приведенной в [Itagaki, 1964] энергии активации Еа = 15×7 ± 2 ккал/моль, составил D=2,51×10 в -15-й м2/с). Для температуры –30 °С ее оказалось невозможным измерять, ввиду слишком малой скорости диффундирования трития при этой температуре. Можно констатировать, что температурный режим в котором проводились замеры диффузии во льду, близки к природным, свойственным многим районам Субарктики и поэтому указанные значения можно считать достаточно приемлемым для решения задач изотопной палеогеокриологии. Предполагая, что недооценка самодиффизии может существенно исказить результаты наших палеопостроений, мы сочли необходимым рассчитать изменение концентрации для всего диапазона значений коэффициента самодиффузии, вернее, для его крайних значений D=(2–10)×10 в -15-й степени м2/с. Эти значения коэффициента самодиффузии было использовано нами в расчетах граничных значений интеграла Гаусса. Мы рассчитывали величину самодиффузии с применением интеграла вероятностей Гаусса, промежуточные значения которого определяются с помощью математических таблиц Чемберса, значения которых взяты из работы Комри [1964]. Использованы значения коэффициента самодиффузии, определенные лабораторным путем В табл. 1 приведены значения интеграла Гаусса (определенные с помощью таблиц Чемберса [Комри, 1964], входящего в выражение (3) при коэффициенте D=(2–10)×10 в -15-й степени м2/с, для ряда временных отрезков, на разных расстояниях между образцами с различной концентрацией. Для периода в 1000 лет его значения во всех случаях больше 0,99. Для более же длительных временных интервалов они существенно меняются. В табл. 2 (с использованием данных табл. 2 и интегральных уравнений Гаусса) приведены расчетные данные изменения значений δ18О в жильных льдах под действием самодиффузии для различных расстояний между точками с реально встреченными значениями δ18О в повторно-жильных льдах с запасом, укладывающимся в диапазоне 0–45‰, что соответствует диапазону абсолютной концентрации (т. е. отношению 18О/16О= (1,97–1,90)×10 в -3-й степени. Проведенные расчеты показали, что заметное изменение концентрации стабильных тяжелых изотопов кислорода (которые удобнее выражать через Δδ18О = δ118О— δ218О) в повторно-жильных льдах происходят весьма медленно. Таблица 1. Пределы изменения интеграла Гаусса при коэффициентах самодиффузии, изменяющихся от 2×10 в -15-й степени (первая цифра в таблице) до 10×10 в -15-й степени м2/сек (вторая цифра). Таблица приведена с сокращением детальности. ___________________________________________________________ Расстояние, Период годы м 10000 100000 1000000 ____________________________________________________________ 0,1 0,79-1,00 0,31-0,63 0,10-0,22 0,3 1,00 0,77-0,99 0,30-0,60 0,6 1,00 0,98-1,00 0,55-0,91 0,9 1,00 1,00 0,74-0,99 1,0 1,00 1,00 0,79-1,00 ___________________________________________________________ Таблица 2. Расчетные вероятностные значения изменения концентрации тяжелых изотопов кислорода (δ18О, ‰), в повторно-жильных льдах под действием самодиффузии на различных расстояниях и при разных градиентах концентрации. Таблица приведена с сокращением детальности. ___________________________________________________________________________ Градиент Период, лет 1000 100000 1000000 Расстояние, м 1,0 0,5 0,1 1,0 0,5 0,1 1,0 0,5 0,1 -5 0 0 0-0,53 0 0-0,13 0,93-1,73 0-0,58 0,4-1,3 1,95-2,25 -15 0 0 0-1,58 0 0-0,38 2,78-5,18 0-1,58 1,2-3,9 5,85-6,75 -25 0 0 0-2,63 0 0-0,63 4,63-8,63 0-2,63 2,0-6,5 9,75-11,25 -35 0 0 0-3,68 0 0-0,88 6,48-12,08 0-3,68 2,8-9,1 13,65-15,75 -45 0 0 0-4,73 0 0-1,13 8,33-15,53 0-4,73 3,6-11,7 17,55-20,25 ___________________________________________________________________________ Примечания: значение градиента дано в виде разницы между точками с меньшим значением δ18О и точкой с большим ее значением; в тех случаях, когда приведено значение 0, изменения составляют менее 2‰; первая цифра в таблице - при коэффициенте самодиффузии D=2×10 в -15-й степени м2/с, вторая при коэффициенте самодиффузии D=10×10 в -15-й степени м2/с. Для периода в 10000 лет изменения будут сколь-нибудь существенными лишь на расстоянии 0,1 м, во всех остальных случаях Для периода в 10000 лет изменения будут сколь-нибудь существенными лишь на расстоянии 0,1 м, во всех остальных случаях они не составят и 0,02‰ (табл. 1). Даже за период 100 000 лет на расстоянии 1,0 м при максимально возможных (точнее, мыслимых) градиентах концентрации между двумя точками в теле ледяных жил происходит перераспределение значений δ18О не более, чем на 0,02‰ (см. табл. 4). Несколько большие изменения первичной концентрации за 100 000 лет на расстоянии 0,5 м. Они уже заметно превосходят ошибку масс-спектрометрических измерений, составляя при градиенте 20‰ около 0,5‰ (см. табл. 2). На более близких расстояниях даже при градиенте в 5‰ перераспределение тяжелых изотопов кислорода за этот период настолько ощутимо, что может очень сильно исказить характер первичного их распределения и повлиять на достоверность палеореконструкций. Это подтверждают и данные натурных наблюдений. В трех жилах разного возраста на севере Якутии — более 40 тысяч лет (обнажение Дуванный Яр), 6–3 тысяч лет и менее 3 тысяч лет – нами были отобраны образцы по горизонтали через 3–5 сантиметров. Отбор был произведен так, что каждый образец включал не более 4–7 элементарных жилок. Проведенные измерения дали следующие значения δ18О: в позднеплейстоценовой жиле Дуванного Яра подряд слева направо –31,3; –32,4; –32,1; –32,2; –31,9; –31,1 ‰; то есть здесь сохранились различия в изотопном составе соседних частей жилы, разделенных 3–5 см при градиентах, превышающих 1‰. В голоценовой жиле (в толще аласа) возрастом 6–8 тысяч лет аналогичное опробование дало следующие результаты: δ18О = –25,1; –26,1; –27,0; –26,1; –26,4; –26,2‰, то есть здесь тоже соседствуют образцы, различающиеся на 1‰ по δ18О. В жиле (в толще поймы р. Колымы) возрастом менее 3 тысяч лет замеры таковы: –27,9; –27,6; –27,0; –26,7‰. Во всех жилах, как позднеплейстоценовых, так и голоценовых сохранились первичные различия изотопного состава элементарных жилок (подчеркнем, что эти различия значительно более чем в 5 раз превышают ошибку метода масс-спектрометрических измерений). Оценивая всю совокупность приведенных данных (указывающих на четкую дифференциацию изотопного состава внутри жил и между жилами разного возраста, можно вполне уверенно утверждать, что мерзлое состояние, особенно в условиях низких температур, где собственно и развиты жильные льды) обеспечивает почти идеальную сохранность первичного изотопного состава сингенетических пoвторно-жильных льдов. На вопрос о возможном обмене реликтовых жил с современной средой воздушным путем по трещинам достаточно определенный ответ получен при исследованиях содержания трития в мерзлой породе. Ф. Майкл и П. Фритц [Michel, Fritz, 1978] исследовали тритий в породах из шести глубоких 6–22 м скважин, причем в одной из них отбор произведен с интервалом 2–3 см. Во всех скважинах тритий был обнаружен только в верхней 3-метровой толще; ниже залегающие породы трития не содержали и следовательно залегают вне зоны активного обмена. Резкое снижение содержания трития было обнаружено Ф. Майклом [Michel, 1986] и на подошве сезонно-талого слоя в голоценовых толщах Юкона, сходные данные получены Д. В. Михалевым, исследовавшим концентрацию трития в мерзлых толщах Нижнеколымского района [Михалёв, 1990]. Исследования трития в различных генетических типах подземных льдов Южной Якутии показали, что в отличие от формирующихся в настоящее время повторно-жильных льдов, концентрации трития в которых превышает 230 ТЕ, реликтовые сингенетические льды (даже относительно молодые - голоценовые) и вмещающие их мерзлые породы содержат тритий в незначительных количествах (менее 15 ТЕ), свидетельствуя о том, что в настоящее время древние жилы находятся в стадии консервации, и современные морозобойные процессы их не затрагивают [Морковкина и др., 1982]. Заметим, что на отсутствие взаимодействия большинства жил с современной средой указывает прежде всего однородность их текстуры по вертикали, в подавляющем числе разрезов отсутствуют признаки более поздних внедрений. Различие в изотопном составе голоценовых и плейстоценовых жил – также признак весьма надежный, если бы взаимодействие происходило, то за столь длительное время эти сравнительно небольшие (в геологическом и не в палеотемпературном плане) различия несомненно бы выровнялись. Все эти факты указывают на длительную консервацию реликтовых сингенетических жил и на сохранность первичного распределения в них стабильных изотопов [Vasil'chuk et al., 1985]. Если перераспределение изотопно-кислородного состава в повторно-жильных льдах происходит в результате самодиффузии (при отсутствии иных причин, побуждающих к миграции изотопов), то оно ведет только к уравниванию значений δ18О и δ2H по всему объему жил, поэтому если к моменту определения сохранились существенные различия значений δ18О и δ2H по вертикали или по горизонтали жил, то можно безусловно утверждать, что лед формировался в различных температурных условиях. Изложенный материал дает возможность для выбора оптимального шага опробования при изотопно-кислородном обследовании сингенетических повторно-жильных льдов разного возраста. Для голоценовых жил отбор образцов можно проводить практически через любые интервалы, и процессами диффузии при палеогеокриологической оценке колебаний значений δ18О и δ2H можно во всех случаях пренебрегать так как диффузные преобразования в голоцене ничтожны. Для позднеплейстоценовых жил оптимальным шагом опробования является 1,0 м, при этом диффузию можно также не учитывать, при шаге менее 0,5 м уже необходимо допускать, что некоторое выравнивание значений между соседними образцами произошло. Материалы по оценке изменения изотопного состава повторно-жильного льда в ледяных жилах и на контакте с вмещающими отложениями в результате самодиффузии вошли в статью, подготовленную для публикации в рецензируемом журнале. Результаты решения 4 задачи: а. Создана новая электронная база данных из 60 статей, помещенная в один из крупнейших репозиториев мира - PANGAEA; б. По результатам выполнения Проекта авторы опубликовали данные исследований в 23 статьях ( в заявке 18) в журналах индексируемых Scopus и Web of Science, из них в журналах из top-25 и Q1 опубликовано 5 статей, и 1 представлено в журнал из списка Q1 (в заявке 6). Также результаты опубликованы в 20 статьях в журналах, индексируемых РИНЦ (в заявке 12). Ниже приведен список всех опубликованных за 3 года статей по Проекту. Статьи опубликованные в журналах Q1: 1. Winter air temperature during the Holocene optimum in the north-eastern part of the east European plain based on ice wedge stable isotope records 2. Holocene ice wedges of the Kolyma Lowland and January paleotemperature reconstructions based on oxygen isotope records 3. Holocene January paleotemperature of northwestern Siberia reconstructed on stable isotope ratio of ice wedges. 2021. 4. Pollen as a potential indicator of the origin of massive ice in northwest Siberia. 2021. 5. Stable oxygen and hydrogen isotope compositions of the Messoyakha and Pestsovoe pingos in northwest Siberia as markers of ice core formation. 2021. 6. Djankuat glacier station in the North Caucasus, Russia: a database of glaciological, hydrological, and meteorological observations and stable isotope sampling results during 2007–2017. 2019. Статьи опубликованные в журналах WoS и Scopus: 1. Реконструкция зимней температуры воздуха раннего и среднего голоцена по изотопному составу ледяных жил восточного побережья полуострова Дауркина. 2020. 2. Major and trace elements, δ13C, and polycyclic aromatic hydrocarbons in the Late Pleistocene ice wedges: A case-study of Batagay yedoma, Central Yakutia. 2020. 3. Air January paleotemperature reconstruction 48-15 calibrated ka BP using oxygen isotope ratios from Zelyony Mys yedoma. 2021. 4. Изотопный состав кислорода и водорода повторно-жильных льдов Центрального Ямала. 2021. 5. Isotope Signature Of The Massive Ice Bodies On The Northeast Coast Of Chukotka Peninsula. 2021. 6. Late Pleistocene and Early Holocene winter air temperatures in Kotelny Island: reconstructions using stable isotopes of ice wedges. 2020. Изотопный состав различных категорий воды в тонкодисперсных грунтах 7. Carbon Isotope Signatures and Polyarenes in the Pedogenic Material of Ice Wedges of the Batagay Yedoma (Yakutia) (Изотопный состав углерода и полиарены в педогенном материале ледяных жил Батагайской едомы (Якутия) 8. A variation of stable isotope composition of snow with altitude on the Elbrus mountain, Central Caucasus. 2019. 9. The First AMS Dating of Organic Microinclusions in an Ice Wedge of the Upper Part of the Batagay Yedoma Megaslump (Yakutia). 2019. 10. Syngenetic ice wedges and age of slope yedoma deposits on the foothill of the Kular ridge. 2020. 11. Variations of Stable Oxygen and Hydrogen Isotopes in the Ice Core of the Pingo (Southern Part of Gydan Peninsula)Распределение стабильных изотопов кислорода и водорода в ледяном ядре булгунняха на юге Гыданского полуострова). 2020. 12. Источники воды для образования пальза: изотопный подход. 2019. 13. Голоценовые повторно-жильные льды близ города Воркуты: история формирования и современная тенденция. 2019. 14. Реконструкция зимней температуры воздуха в голоцене по стабильным изотопам из ледяных жил в районе города Анадырь 15. Изотопная индикация условий образования ледяного ядра булгунняхов (пинго) 16. A variation of stable isotope composition of snow with altitude of the Elbrus Mountain, Central Caucasus 17. The Isotopic Composition of Carbon in Soil Lipids in the Oil and Gas Development Area in Volgograd Oblast, Russia Статьи опубликованные в журналах РИНЦ: 1. Соотношение содержания углерода, азота и значения δ13С в полигональных ландшафтах на побережье залива Онемен, Чукотка 2. Геохимический состав голоценовых и позднеплейстоценовых повторно-жильных льдов в едомных толщах Станчиковского Яра и у пос. Черский, северная Якутия. 2021. 3. Криогенные почвы близ пос. Елецкий, север-восток Республики Коми. 2020. 4. Микроэлементы в позднеплейстоценовых повторно-жильных льдах Сеяхинской едомы, Восточный Ямал. 2021. 5. Некоторые очевидные свидетельства внутригрунтового генезиса пластовых льдов на севере Евразии 6. Соотношение содержания углерода и азота в почвах литальза-ландшафтов в долине р. Сенца, Восточный Саян 7. Вариации изотопов кислорода в ростках современных сингенетических повторно-жильных льдов в низовьях реки Колымы. 8. Сингенетичность и циклитность едомных толщ севера Якутии 9. Парагенетические ансамбли повторно-жильных льдов со льдами различного генезиса. 10. Изотопный состав различных категорий воды в промерзающих дисперсных грунтах 11. Влияние крупности песка и температуры сушки на изотопный состав испаряющейся воды 12. Стабильные изотопы кислорода в новых разрезах едомных и голоценовых отложений поселка Черский, низовья реки Колымы 13. Вариации стабильных изотопов кислорода в повторно-жильных льдах циклитной едомы Станчиковского Яра на реке Малый Анюй 14. Типы циклитности едомных толщ в долине реки Майн, Чукотка 15. Едомные толщи Аляски и Клондайка с хорошо выраженными признаками цикличности 16. Засоленность голоценовых отложений и повторно-жильных льдов в низовьях р.Монгаталянгъяха, полуостров Явай 17. Палинологическая характеристика Матюйсалинского голоценового полигонально-жильного комплекса, север Гыданского полуострова 18. Состав иммобилизационных (защемленных) газов и спорово-пыльцевые остатки в торфяниках Сеймчано-Буюндинской впадины 19.Спорово-пыльцевая и гидрохимическая диаграммы и 14С возраст позднеплейстоценового полигонального массива в устье реки Монгаталянгъяха, полуостров Явай 20. Экспериментальное изучение изотопного состава испаряющейся влаги из песчаных грунтов

Прикрепленные к НИР результаты

Для прикрепления результата сначала выберете тип результата (статьи, книги, ...). После чего введите несколько символов в поле поиска прикрепляемого результата, затем выберете один из предложенных и нажмите кнопку "Добавить".

Прикрепленные файлы

№ Имя Описание Имя файла Размер Добавлен
1. Budantseva_Vasilchuk_2018_Mongatalyang_salinity-converted_1… Budantseva_Vasilchuk_2018_Mongatalyang_salinity-converted_1… 1,0 МБ 19 ноября 2018 [vasilchuk]
2. Vasilchuk_Budantseva_2018_Chersky_yedoma-converted.pdf Vasilchuk_Budantseva_2018_Chersky_yedoma-converted.pdf 1,9 МБ 19 ноября 2018 [vasilchuk]
3. Vasilchuk_2018_Paragenesis.pdf Vasilchuk_2018_Paragenesis.pdf 4,1 МБ 19 ноября 2018 [vasilchuk]
4. Vasilchuk_Budantseva_Bartova_Zimov_2018_Stanchik_yedoma-con… Vasilchuk_Budantseva_Bartova_Zimov_2018_Stanchik_yedoma-con… 2,8 МБ 19 ноября 2018 [vasilchuk]
5. Vasilchuk_Vasilchuk_2018_Pollen_Matyuisale_ice_wedge.pdf Vasilchuk_Vasilchuk_2018_Pollen_Matyuisale_ice_wedge.pdf 1,8 МБ 19 ноября 2018 [vasilchuk]
6. Vasilchuk_Bludushkina_Budantseva_2018.pdf Vasilchuk_Bludushkina_Budantseva_2018.pdf 729,7 КБ 19 ноября 2018 [vasilchuk]