В последние десятилетия повысилось внимание исследователей к буграм пучения, большой интерес представляют случаи и последствия взрывов бугров пучения на территории Ямало-Ненецкого автономного округа [Schurmeier et al., 2023; Khimenkov, Stanilovskaya, 2022]. Увеличение частоты взрывов исследователи связывают с деградацией многолетнемерзлых пород в результате глобальных климатических изменений, и в перспективе это может быть актуально для обширных областей криолитозоны в других районах [Leibman et al., 2018; Chuvilin et al., 2020; Zolkos et al., 2021; Vorobyev et al., 2019].

Изучение строения бугров пучения в данном регионе показало наличие таликов с высокой концентрацией газа как в самих таликах, так и в подстилающих бугры пучения толщах горных пород [Bogoyavlensky et al., 2020; Chuvilin et al., 2020; Kraev et al., 2019, 2022]. Это позволяет предположить, что существуют механизмы поступления газа из недр по зонам тектонических нарушений. Во множестве озер в форме кратеров или воронок наблюдается газовыделение через разломы и трещины на их дне [Bogoyavlensky et al., 2020; Kraev et al., 2019, 2022]. Данные электроразведки и сейсморазведки показывают существование под буграми пучения субвертикальных аномалий физических полей (удельного электрического сопротивления и продольной скорости сейсмических волн), которые могут интерпретироваться как флюидопроницаемые зоны трещиноватости горных пород [Olenchenko et al., 2015; Misyurkeeva et al., 2022].

Цель настоящей работы – на основе данных по содержанию стабильных изотопов кислорода и водорода в расплавах льдов и реконструкции режимов осадконакопления определить условия формирования льда в буграх пучения в районе р. Ерката-Яха.

Район исследования представляет интерес из-за большой концентрации бугров пучения [Badu, Nikitin, 2020], расположенных на различных морфологических уровнях, имеющих многообразие форм рельефа.

Исследуемая территория расположена в Западной Сибири, на Ямальской низменности, в южной части п-ва Ямал в нижнем течении р. Ерката-Яха (рис. 1) с абсолютными отметками от 2 до 15 м. Согласно климатической классификации Кёппена-Гейгера [Beck et al., 2018], климат территории субарктический с температурой января порядка –20 °С с равномерным распределением осадков в течение года от 20 мм зимой до 40–50 мм летом. Стандартные нормы годовой суммы осадков составляют 300–400 мм, 50–60 % которых выпадает в виде снега. Период с отрицательными значениями температуры воздуха длится восемь месяцев.

В соответствии с мерзлотным районированием [Trofimov et al., 1987] исследуемая территория относится к Байдарацко-Юрибейской геокриологической области и находится в зоне сплошного распространения многолетнемерзлых пород со средней мощностью 150–250 м и температурой от –2 в поймах рек до –8 °С на высоких водоразделах. Глубина сезонного оттаивания составляет 0.8–1.0 м. В 2017–2021 гг. средняя глубина сезонного оттаивания увеличивалась со скоростью около 4 см/год [Circumpolar…, 2021]. Начиная с 1970 г. температура воздуха в Арктике повышается примерно на 1 °С в десять лет [Stocker et al., 2013]. В среднем по региону температура воздуха за это время повысилась примерно на 2.8 °С.

На большей части территории водоразделы представлены с поверхности льдистыми морскими отложениями казанцевского времени, которые промерзали эпигенетически во время завершения трансгрессии моря около 70000 л. н. [Astakhov, 2004]. Изредка встречаются останцы салехардской среднеплейстоценовой равнины. По мере дальнейшего отступания моря на протяжении всего неоплейстоцена сформировалась серия из трех морских и лагунно-морских террас (III – зырянского времени (начало неоплейстоцена), II – каргинского (30–24 тыс. л. н.), I – сартанского (20–13 тыс. л. н.), лайды и поймы (голоцен) суглинистых озерных и речных террас, сложенных синкриогенными толщами с преимущественно песчаным составом вплоть до настоящего времени [State Geological Map…, 2015].

Постоянно холодные условия, в том числе в периоды, традиционно рассматриваемые как межледниковья, вызвали формирование и современное широкое распространение подземных льдов различных генетических типов: инъекционно-сегрегационные ядра сезонных и многолетних бугров пучения, син- и эпигенетических полигонально-жильных льдов и пластовых залежей и погребенных льдов.

Закартированные бугры пучения [Badu, Nikitin, 2020] в окрестностях научно-исследовательского стационара «Еркута» Российского центра освоения Арктики (РЦОА) классифицированы по гипсометрическому положению, отношению длины к ширине, морфологической структуре, на которой они находились, удаленности от стационара. Положение скважин выбиралось по карте бугров пучения, наложенной на геоморфологическую карту 1:200000. Высота бугров пучения сверялась по программе ArcticDEM. ArcticDEM – это цифровая модель поверхности Арктики с высоким разрешением, созданная Полярным геопространственным центром (Polar Geospatial Center, PGC) Университета Миннесоты на основе оптических стереоизображений, полученных с помощью WorldView-1, WorldView-2, WorldView, Спутники-3 и GeoEye-1 с использованием фотограмметрических методов [Porter et al., 2018]. Приоритетными объектами исследования выделены бугры пучения, расположенные на максимально разнообразных поверхностях, преимущественно вытянутой формы (с максимальным отношением длины к ширине), наибольшей высоты, и приближенные к стационару.

Наибольший интерес представляли бугры, в которых ранее были выявлены признаки наличия талых горизонтов. По результатам наземных сейсмических исследований выбрано три бугра пучения для более детального изучения, проведения буровых работ, описания и отбора образцов, аналитических и изотопных исследований.

В привершинных частях бугров пучения станком УКБ-12/25 колонковым снарядом вращательным способом пробурены скважины ЕКТ-11/21, ЕКТ-12/21 и ЕКТ-18/21 глубиной до 10–12 м. В ходе бурения промывочные жидкости не использовались. Диаметр бурения составлял от 112 до 76 мм, снижаясь по мере увеличения глубины. Проходка проводилась укороченными рейсами по 30–50 см, в зависимости от типа грунта и размеров керноприемника. Извлечение керна из керноприемника проводилось механически.

Скважина ЕКТ-11/21 пробурена в бугре пучения длиной в основании 115 м, шириной 65 м, абсолютная высота 10 м, относительная высота 4 м. Бугор расположен на первой озерно-аллювиальной террасе, которая широко распространена в котловинах крупных озер на всех геоморфологических ступенях [State Geological Map…, 2015]. Террасу слагают озерно-болотные образования – торф, илы, глины, алевриты и пески, мощностью более 5 м. Обилие остатков растительности указывает на формирование основной части разреза в климатический оптимум голоцена.

Скважина ЕКТ-12/21 пробурена в средней части склона бугра пучения, одна из сторон которого была разрушена примерно в 1985 г. (согласно космоснимкам), и подмывается озером. Длина бугра в основании 80 м, ширина 70 м, абсолютная высота 10 м, относительная высота 6 м. Бугор сформирован в аллювиальных отложениях пойменного комплекса голоценовых террас, характеризующихся накоплением светло-серых и серых хорошо отсортированных тонко- и среднезернистых песков, алевритов, глин и суглинков [State Geological Map…, 2015]. Мощность отложений до 3–5 м. Пойменный комплекс террас имеет широкое распространение в долинах рек района. Широко развиты полигональные тундры и термокарстовые озера, связанные с полигонами. Керн состоит из чередования мелких пылеватых песков, супесей, прозрачного и молочно-белого льда с многочисленными пузырьками газов.

Скважина ЕКТ-18/21 пробурена на останце пойменной террасы р. Томбой-сё, абсолютной высотой 14 м, относительной высотой 3 м. Отложения террасы представлены светло-серыми и серыми хорошо сортированными тонко- и среднезернистыми песками, алевритами и глинами. Керн состоит из чередования мелких пылеватых песков и супесей. Верхняя часть разреза представляет из себя лед с включениями супеси.

Проводилось изучение минеральных частиц под микроскопом, определялся размер и форма зерен, соотношение различных фракций с заданными физическими свойствами [Shvanov, 1987; Yapaskurt, 2008].

Для проведения изотопных исследований были предусмотрены особые условия отбора и транспортировки материалов. Мерзлый керн ненарушенного сложения доставлялся в контейнере с постоянной отрицательной температурой в ЦКП «Геодинамика и геохронология», г. Иркутск. В лабораторных условиях керн распиливался вертикально на две равные части. На основании различий литологии и криотекстуры образцов грунта были выделены интервалы, из которых отбирались пробы ледяных шлиров размером от 3 мм. Отобранные образцы оттаивали при комнатной температуре в закрытых условиях. Из грунтовых проб вода выделялась способом отстаивания. При недостаточной очистке пробы во время отстаивания использовалась центрифуга. Предварительно проведены тесты на образцах по влиянию центрифугирования проб на изотопный состав в связи с возможным влиянием поровых вод в составе глинистых минералов. Сравнивался изотопный состав нецентрифугированных проб и проб, побывавших в центрифуге единожды и дважды при оборотах центрифуги от 6000 до 8000 в минуту. Результаты исследования показали, что использование центрифуги в процессе пробоподготовки не влияет на их изотопный состав. Отклонение значений δ18O и δD при измерениях не превышало пределов погрешности метода измерения.Из 16 кернов, содержащих лед и льдонасыщенные пески, супеси и суглинки, получено 56 водных проб. Из девяти интервалов керна скважины ЕКТ-12/21 выделить водную пробу не удалось из-за малого влагосодержания.Изотопный состав δ18O и δD измерялся с помощью анализатора WS-CRDS Picarro L2140-i (https://www.picarro.com/company/technology/crds, Picarro, USA) по методике, разработанной в Арктическом и антарктическом НИИ, г. Санкт-Петербург [Ekaikin, 2016]. Полученные значения обозначаются как отношения в промилле (‰) к Венскому стандарту среднего значения океанической воды (Vienna Standard Mean Oceanic Water – VSMOW). Погрешность измерений составляет для δ18O не более 0.05 ‰, для δD – не более 0.9 ‰.Изотопный состав образцов льда сравнивался с глобальной линией метеорных вод (GMWL), которая описывается уравнением регрессии δD=8δ18О+10 [Craig, 1961]. Отклонение полученных точек δ18О и δD от GMWL оценивается по величине избытка дейтерия (d-excess) и рассчитывается как d=δD–8δ18O [Dansgaard, 1964].

С целью изучения условий формирования отложений, слагающих бугор пучения, под микроскопом определялся размер и форма зерен, соотношение различных фракций с заданными физическими свойствами. Выявлены характерные для разрезов подобного типа параметры минеральных частиц (степень окатанности, раковистый излом, параллельная штриховка, характер распределения).

При анализе обозначенных параметров по скважине EKT-12 наблюдается тенденция, которая прослеживается сверху вниз, – это практически исчезновение частиц с раковистым изломом к нижней части скважины, что говорит об изменении источников поступления кластического (обломочного) материала. Частицы с раковистым изломом, по-видимому, поступали из относительно недалеких источников, поскольку остальной материал имеет параллельную штриховку (серия параллельных, в зависимости от угла скола, царапин), свидетельствующую о механической обработке, связанной с мерзлотными процессами [Mahaney, 2002].

По степени окатанности материала также выделяется одна определенная для всего материала тенденция. Чем крупнее зерно, тем оно более окатанно, т.е. очевидным является способ транспортировки материала при формировании структуры. Более крупное и тяжелое зерно склонно переноситься с помощью речного (водного) или ледового разноса, постепенно округляясь, в отличие от более тонкозернистого материала, имеющего преимущественно эоловый характер распространения в данных условиях [Astakhov et al., 2022]. Таким образом, вероятнее всего, нижняя часть разреза накопила тонкозернистый пылеватый и пелитовый материал, переносимый в основном с ветром и атмосферными осадками. Верхняя часть, наоборот, формировалась посредством водного стока и ледового разноса, о чем может свидетельствовать повышенное содержание фракций, относимых к песку. Условную границу между верхней и нижней частью разреза можно провести по интервалу 4.2–4.7 м, представленному пузырчатым льдом [Vologina et al., 2005].

Материал в скважине EKT-11/21, при сравнении с материалом скважины EKT 12/21, имеет относительно большую степень окатанности крупнозернистого материала, что говорит о динамике водного стока, однако тенденция к радикальному снижению степени окатанности средне- и тонкозернистой части осадка сохраняется (рис. 2).

Следует отметить, что пелитовая часть в разрезе скважин по данным микроскопии представлена преимущественно зернистой фракцией, весьма обедненной глинистыми минералами. То есть под микроскопом глин, которые образуются и вызревают на водосборной площади (пониженных зонах рельефа) при относительно теплых температурах, а потом поступают в водоемы стока, в исследуемом материале в существенных объемах не обнаружено. Таким образом, можно предположить, что условий для потеплений и переотложения материала осадков при формировании и за время существования бугров пучения практически не существовало.3.2. Изотопный состав атмосферных осадков в районе исследованияДля оценки влияния атмосферных осадков в процессах формирования подземных и поверхностных вод, участвовавших в образовании льда бугров пучения, были проанализированы данные по стабильным изотопам кислорода и водорода современных осадков в районе исследования. На рис. 3 – график соотношений среднемесячных изотопных значений δD и δ18О в осадках по данным Глобальной сети изотопов в осадках (GNIP) МАГАТЭ [IAEA…, 2022]. Для сравнения использованы среднемесячные значения изотопного состава осадков ближайшего г. Салехарда (58 точек), который расположен в 210 км к юго-западу от объектов исследования, и с. Амдерма (74 точки), расположенного в 355 км к северо-западу на берегу Карского моря. Для г. Салехарда имеются среднемесячные значения за 1996–2000 гг., для с. Амдермы – за 1980–1990 гг. Средневзвешенный изотопный состав δ18О и δD летних осадков имеет значения –11.43 и –92.37 ‰ соответственно. Изотопные данные приведены в Прил. 1, табл. 1.1. Состав зимних осадков δ18О и δD равен –22.47 и –163.91 ‰. В течение года среднемесячные значения изотопного состава варьируются в широких пределах. В летние месяцы по δ18О значения изменяются от –7.6 до –14.1 ‰ и по δD – от –65.9 до –110.3, в зимние месяцы по δ18О – от –14.2 до –30.2 и по δD – от –113.7 до –236.8 ‰. Коэффициенты наклона линий регрессии на рис. 3 несколько ниже 8 и характерны для областей с низкой температурой конденсации.

В Прил. 1, табл. 1.2, представлены измеренные изотопные данные. Все опробованные интервалы глубин расположены глубже нижней границы сезонно-талого слоя. По всем расплавам льда диапазон значений составляет по δ18O от –13.8 до –19.37, по δD от –106.31 до –151.05, d-excess – от 2.49 до 11.99 ‰.Диапазоны изотопных значений расплавов льда, отобранных из скважин ЕКТ 11/21 и ЕКТ-12/21, для которых имеются наиболее полные данные, значительно различаются (рис. 4). По скв. ЕКТ-11/21 изотопные значения изменяются по δ18О от –13.8 до –16.16, по δD от –106.31 до –121.01, d-excess – от 3.97 до 8.28 ‰. Как видно в табл. 2, с увеличением глубины значения δ в целом становятся тяжелее, а d-excess уменьшается. Уравнение регрессии имеет вид δD=6.45∙δ18О–17.2. Угловой коэффициент линии регрессии 6.45 отличается от коэффициента, характерного для глобальной линии осадков (GMWL), и совпадает с предсказанным моделью повторного замерзания в системе вода – лед с участием процесса изотопного фракционирования Релея [Gat, 1996; Jouzel, Souchez, 1982; Lehmann, Siegenthaler, 1991; Souchez, Jouzel, 1984; Souchez, Groote, 1985]. Точки интервала 2.8–2.9 м в уравнение не включены по причине их значительного выпадения из ряда и смещения в сторону локальной линии метеорных вод (для г. Салехарда). В разрезе от 2.8 до 4.2 м во время бурения был вскрыт интервал грунта в оттаявшем состоянии, он представлял собой водонасыщенный песок, из которого проба воды выделялась путем отстаивания.

В расплавах льда скв. ЕКТ-12/21 изотопные значения составляют по δ18О от –17.05 до –19.73, по δD – от –125.74 до –151.05, d-excess от 2.49 до 11.99 ‰. По мере увеличения глубины значения δ в пробах скважины становятся меньше. Уравнения регрессии δD–δ18О для разных интервалов глубины скважины несколько различаются. В нижней части на глубине 6–12 м уравнение имеет вид δD=7.4∙δ18О–4.9, R2=99, n=14 (исключая интервал глубины 10.52–11.20 м). Затем на глубине 4.4–5.1 м δD=7.05∙δ18О–9.14, R2=48, n=10. В верхней части скважины на глубине 2.20–2.37 м δD=4.2∙δ18О–53.8, R2=89, n=5. По скв. ЕКТ-18/21 изотопные значения расплавов льда лежат на глобальной линии осадков и составляют по δ18О от –17.01 до –17.22, по δD от –124.85 до –126.49, d-excess от 10.83 до 11.36 ‰. δD=5.6∙δ18О–30.2, R2=99, n=5.Наклоны линии регрессии 7.05 и 7.40 близки к таковым для атмосферных осадков района исследования. Наклоны линии регрессии 4.2 и 5.6 более характерны для снежных покровов и показывают изменение изотопных концентраций в процессах метаморфизации снега после выпадения [Hashimoto at al., 2002]. Предполагается, что во влажном снежном покрове при 0 °C рост и таяние снежинок происходят одновременно [Raymond, Tusima, 1979]. Во время таяния снега изотопное фракционирование игнорируют из-за затрудненных процессов диффузии в ледяной матрице [Jouzel, Souchez, 1982; Souchez, Groote, 1985].Слабый коэффициент детерминации R2=48 между δD и δ18О на глубине 4.4–5.1 м, скорее всего, говорит о смешении воды из разных источников.На рис. 4 точки интервала 10.52–11.20 м скв. ЕКТ-12/21 находятся ниже местной линии осадков (для г. Салехарда). На глубине от 9.3 до 11.3 м прослеживался вертикальный контакт супеси с чистым льдом без примесей, что может говорить о возможности инъекционных процессов формирования льда.Изотопные значения расплавов льда в кернах скважины ЕКТ-12/21 до глубины 4.57 м и в верхних горизонтах скважины ЕКТ-18/21 находятся в диапазоне δ18O от –17 до –21 ‰, это соотносится с данными по сингенетическим повторно-жильным льдам Ямала, отнесенным к MIS-1 [Streletskaya et al., 2013, 2021]. Изотопные данные свидетельствуют о подобных условиях формирования льда и согласуются с положением бугров пучения ЕКТ-12/21 и ЕКТ-18/21 в аллювиальных отложениях голоцена.3.4. Источники воды, формирующей лед в буграх пученияДля определения источника льда в буграх пучения используется значение избытка дейтерия d-excess и дополнительный параметр – угловой коэффициент линии регрессии между d-excess и δD (Sd-D).На рис. 5, а, б, приведено соотношение d-excess и δ18О/δD. Для атмосферных осадков района исследования уравнение регрессии d-excess-δD имеет положительный или близкий к нулю угловой коэффициент Sd-D и характеризуется отсутствием корреляции (рис. 6). Такие же параметры уравнения характерны для теоретических параметров льда, имеющего происхождение из фирнизированного снега [Lacelle, 2011]. Положительный наклон Sd-D 0.02 и 0.09 и отсутствие корреляции наблюдаются в уравнениях для интервалов глубин от 4.9 до 12 м в скв. ЕКТ-12/21 (см. рис. 4). Это сравнение говорит о том, что источником воды для формирования льдов служили разновременные атмосферные осадки в виде снега.

Дейтериевый эксцесс 2.49–2.87 ‰, полученный для двух проб интервала 10.52–11.20 м ЕКТ12/21, в совокупности с формой залегания ледяного шлира может свидетельствовать о его инъекционной природе. В арктических районах Якутии значения d-excess ниже 3.5 ‰ наблюдались в поверхностных водотоках, озерных водах, водах межмерзлотных источников и наледях [Galanin et al., 2019].

Точки скв. ЕКТ-11/21, ЕКТ-18/21 и интервалов скв. ЕКТ-12/21 до глубины 4.57 м выстраиваются в наклонные линии с отрицательным соотношением Sd-D (см. рис. 5, б). Полученные значения углового коэффициента между d-excess и δD от –0.14 до –0.70 близки к теоретическим значениям для льда, сформировавшегося в условиях равновесного замерзания воды, когда скорость замерзания меньше, чем коэффициент диффузии молекул воды [Lacelle, 2011]. При этом формируется сегрегационный или инъекционно-сегрегационный пластовый лед [Vasil’chuk, 2012].

Результаты измерения стабильных изотопов кислорода и водорода в расплавах льдов из скважин, пробуренных в буграх пучения, позволили выделить два основных типа льда (по источнику формирования). Первый – лед, образовавшийся в результате медленного замерзания объема воды в жидкой фазе с возможностью изотопного фракционирования, второй – из фирнизированного снега [Gat, 1996; Jouzel, Souchez, 1982; Lehmann, Siegenthaler, 1991; Souchez, Groote, 1985].

В пробах льда скв. ЕКТ-11/21 соотношение δD – δ18О с наклоном 6.45 (см. рис. 4) показывает криогенное фракционирование с последовательным понижением значений δD и δ18О в процессе замерзания водонасыщенных озерных отложений от первых порций льда к последующим с одновременным увеличением d-excess (см. рис. 5, б), что свидетельствует о промерзании в закрытой системе в условиях изолированного талика [Vasil’chuk еt al., 2016, 2019]. На это же указывают отрицательные коэффициенты наклона Sd-D –0.49 и –0.58 и значимая корреляция между d-excess и δD. При этом, как видно на рис. 5, б, промерзание водонасыщенных отложений и образование льда происходили в направлении от нижних горизонтов к верхним, поскольку в распределении значений отмечается более тяжелый изотопный состав расплавов в нижней части разреза и его последовательное облегчение в вышезалегающих интервалах опробования. Подобный механизм льдообразования наблюдается при промерзании и деградации подозерного талика, который сопровождается интенсивным ледообразованием в таликовой зоне и выпучиванием вышележащих талых грунтов [Zhestkova, Shur, 1982].Изучение степени окатанности минерального материала в пробах подтверждает озерно-аллювиальное происхождение минеральных частиц, переработанных водным стоком и осажденных в озерных условиях.Для расплавов льдов нижних интервалов скв. ЕКТ-12/21 6–12 м (за исключением двух точек 10.52–11.20) характерно соотношение δD – δ18О с наклоном, близким к 7, свойственное атмосферным осадкам территории исследования. Уравнения на рис. 5, б, с положительными угловыми коэффициентами и отсутствием корреляции между d-excess и δD также указывают на состав льда, близкий к атмосферным осадкам.На глубине 4.57 м происходит смена источника льда, что подтверждается изотопными данными: коэффициенты регрессии δD – δ18О существенно понижаются до 4.2 и 5.6, а наклон Sd-D до –0.29 и –0.7 со значимой корреляцией становится характерным для равновесного замерзания воды, сопровождающегося изотопным фракционированием. Также меняется и характер распределения минеральных частиц в пробах грунта – эоловый материал в нижней части разреза и частицы, переносимые водным стоком, – в верхней. Вероятно, формирование бугра пучения ЕКТ-12/21 происходило многостадийно. Одна из стадий связана с аккумуляцией фирнового снега, сопровождающейся накоплением эоловых отложений с последующей метаморфизацией снежно-фирновой толщи и смешением с талыми водами. Другая стадия – последующее перекрытие осадками, образованными водными потоками. Льдообразование при этом, возможно, происходило сингенетично с накоплением осадков.

На основании проведенных исследований удалось определить условия формирования льда бугров пучения, связанные с осадконакоплением озерно-аллювиальных и эоловых отложений террас и многоэтапным промерзанием грунтов.

Изотопные соотношения, рассчитанные для образцов льда из керна скважин, пробуренных в нижнем течении р. Ерката-Яха, помогли определить особенности формирования льда в многолетнемерзлых породах бугров пучения.

На основании полученных данных удалось выявить различные источники подземных и поверхностных вод, атмосферных осадков, участвующих в формировании льда бугров пучения, а также установить влияние других факторов (циклы промерзания и оттаивания, метаморфизации льда). По типу источника выделяются сингенетические, эпигенетические и инъекционные льды. Сингенетические льды образовались из атмосферных осадков в виде фирнизированного снега с прослоями эоловых отложений. Они претерпели изменение в ходе последующей метаморфизации осадков и перекристаллизации льда. Эпигенетические льды возникли при промерзании водонасыщенных грунтов подозерного талика. Их формирование сопровождалось фракционированием изотопов в ходе образования льда в закрытых условиях. Инъекционные льды отмечаются в интервалах с вертикальными трещинами, расплавы льдов при этом имеют пониженное смещение по дейтерию относительно других типов расплавов льда.

В работе задействовано оборудование ЦКП «Геодинамика и геохронология» Института земной коры СО РАН.

The work was conducted using equipment and infrastructure of the Centre for Geodynamics and Geochronology at the Institute of the Earth’s Crust, Siberian Branch of the Russian Academy of Sciences.

Все авторы внесли эквивалентный вклад в подготовку рукописи, прочли и одобрили финальную версию перед публикацией.

All authors made an equivalent contribution to this article, read and approved the final manuscript.

Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов, связанного с этой рукописью.

The authors declare that they have no conflicts of interest relevant to this manuscript.