WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!

 

На правах рукописи

УДК 551.345.1 (На правах рукописи

УДК 551.345.1 (268.53)

Гаврилов Анатолий Васильевич

КРИОЛИТОЗОНА
АРКТИЧЕСКОГО ШЕЛЬФА ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ

(современное состояние и история развития

в среднем плейстоцене - голоцене)

Специальность 25.00.08 «Инженерная геология,

  мерзлотоведение и грунтоведение»

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание ученой степени

доктора геолого-минералогических наук

Москва - 2008

Работа выполнена на кафедре геокриологии и Лаборатории охраны геологической среды и взаимодействия поверхностных и подземных вод геологического факультета Московского государственного университета им. М.В.Ломоносова

Научный консультант доктор геолого-минералогических наук, профессор

Николай Никитич Романовский

Официальные оппоненты доктор геолого-минералогических наук, профессор

Юрий Кириллович Васильчук

  доктор геолого-минералогических наук, профессор

Сергей  Михайлович Фотиев

  доктор геолого-минералогических наук

Татьяна Николаевна  Каплина

Ведущая организация  Институт мерзлотоведения Сибирского

  отделения Российской академии наук

Защита диссертации состоится  19 декабря 2008 года в 14 часов 30 минут на заседании диссертационного совета Д 501.001.30 в Московском государственном университете им. М.В.Ломоносова, геологический факультет, аудитория № 415.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке геологического факультета геологического факультета МГУ – зона «А» главного здания, 6 этаж.

Отзывы на автореферат в двух экземплярах, заверенные печатью организации, просим направлять по адресу: 119991, ГСП-1, г. Москва,  Ленинские горы, МГУ им. М.В.Ломоносова, геологический факультет, ученому секретарю диссертационного совета В.Н.Соколов. Fax: 932-88-89

Автореферат разослан 19 ноября 2008 г.

Ученый секретарь диссертационного совета,

доктор геолого-минералогических наук,

профессор В.Н.Соколов

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность темы. Субмаринная криолитозона (КЛЗ) на шельфах Северного по­лушария за­нимает площадь около 5 млн. км2. В ее строении выделяются ярусы охлажден­ных ниже 0С и многолетнемерзлых пород. Многолетнемерзлые породы  (ММП) в подав­ляющем большинстве являются реликтовыми. Последние, в отличие от толщ субаэраль­ных ММП, характеризуются в своем развитии ярко выраженной цикличностью. На этапе осушения шельфа они формируются (аградируют), на этапе затопления – деградируют.  Их современное распространение, глубина залегания и мощность более существенно, чем параметры субаэральных ММП, зависят от истории развития природной среды.

Будущее топливно-энергетического комплекса России связано с освоением нефте­газовых ресурсов арктических шельфов. Поэтому региональная геокриология находится на пороге становления нового научного направления, связанного с изучением субмарин­ной КЛЗ, требующем изучения истории развития природной среды и ее роли в формиро­вании современного состояния криолитозоны. Под последним понимаются данные о ее вещественном составе; вертикальном строении; распространении и мощности; глубине залегания и мощности яруса мерзлых пород, их температуре на современном этапе развития КЛЗ.

Современное состояние криолитозоны необходимо знать также для составления прогнозных сценариев глобального потепления климата. В настоящее время оценивается только эмиссия парниковых газов, высвобождающихся при разрушении берегов арктиче­ских морей, сложенных ММП. Между тем, при донной абразии в море также поступает законсервированный в мерзлых толщах органический углерод. А наиболее крупной его «емкостью» является зона стабильности гид­ратов газов (ЗСГГ), залегающая в пределах и ниже яруса ММП. Поэтому оценка эволюции яруса ММП и ЗСГГ приобретает большое практическое значение.

Обусловленность современного состояния КЛЗ по-преимуществу факторами, имевшими развитие в прошлом, определяет необходимость использования ретроспектив­ного (геоисториче­ского) подхода к исследованию. Оно осуществляется с использованием математического моде­лирования эволюции температурного поля пород, проводимого на основе сценария разви­тия природной среды и геолого-тектонической модели региона. Увязка модельных и натурных данных дает возможность использовать зависимости ММП от природных факторов, полученные при моделирова­нии, для распространения буровых, геотермических и геофизических материалов по пло­щади исследований. Современное компьютерное программное обеспечение позволяет ре­шать уравнение теплопроводности при любых краевых условиях не только в одномерном, но и двухмерном вариантах. Ос­новная проблема, сдерживающая получение представи­тельных модельных данных, обу­словлена трудностью составления реалистичного сцена­рия динамики природной среды в связи с ее слабой изученностью в Арктике.

Одним из наименее изученных является шельф Восточной Сибири (морей Лапте­вых и западной части Восточно-Сибирского). Первые оценки распространения и мощно­сти яруса ММП этого шельфа сделаны в 60-80-е годы ХХ века на базе исследований в прибрежной части моря и математического моделирования. Полученные результаты – вплоть до диаметрально противоположных - обусловливались крайней недостаточностью опор­ных данных, различиями в представлениях о колебаниях  климата и уровня моря, слабым развитием вычислительной техники.

Основной массив опорных данных настоящего исследования сосредоточен на при­морских низменностях, окаймляющих шельф с юга, и Новосибирских островах. Это район, где в мерзлых толщах заключен большой объем палеогеокриологической инфор­мации. Здесь сохранились поздне- и среднеплейстоценовые синкриогенные породы, со­держащие мощные повторно-жильные льды (ПЖЛ). Периодом, оставившим след и сфор­мировавшим криолитозону Северо-Восточной Сибири в ее современном виде, счита­ется средний плейстоцен – голоцен.

Указанные проблемы определили цель исследованияизучение современного состояния  криолитозоны шельфа Восточной Сибири как результата ее развития в среднем плейстоцене - голоцене.

Для достижения указанной цели были поставлены следующие задачи.

1. Модифицировать методику составления палеогеографического сценария для изучения эволюции и современного состояния КЛЗ и составить сценарий на средний плейстоцен – голоцен для шельфа Восточной Сибири, адаптирован­ный для математиче­ского моделирования и учитывающий глобальную цикличность кли­мата, уровня моря и специфику развития природных условий региона.

2. Установить роль геологического строения, глобальных колебаний климата и уровня моря в геокриологи­ческом развитии шельфа Восточной Сибири в среднем плей­стоцене-голоцене. Составить реконструкцию  позднеплейстоцен-голоценовой трансгрес­сии моря с учетом изменений рельефа шельфа.

3. Обосновать представления о развитии локального, преимущественно пассивного оледенения в Восточно-Сибирской Арктике.

4. Составить модель современного состояния криолитозоны шельфа Восточной Сибири на основе синтеза результатов компьютерного моделирования ее эволюции в среднем плейстоцене-голоцене и фактических данных.

5. Подразделить арктические шельфы по условиям формирования КЛЗ и устано­вить основные геокриологические особенности шельфа Восточной Сибири.

Научная новизна.

1. Разработан метод составления региональных палеотемпературных сценариев, основанный на преобразовании кривых содержания δ18О и δ2Н в ледниковых щитах Ан­тарктиды, Гренландии и осадках океанов с использованием региональных палеотемпера­тур­ных данных. На основе разработанного метода составлен адаптированный для матема­ти­ческого моделирования сценарий развития природной среды Восточно-Сибирской Арк­тики в среднем плейстоцене-голоцене. В сценарии учтены глобальная цикличность кли­мата, колебания уровня моря, а также региональные особенности динамики природной среды.

2. Впервые разработаны представления о геокриологической цикличности на шельфе Вос­точной Сибири, которая наследует цикличность глобальных колебаний кли­мата и уровня моря, и проявлена в циклических сменах направленности в разви­тии крио­литозоны и криогенного морфолитогенеза. Представления о цикличности криогенного морфолитогенеза и различия в ее выраженности в положительных и отрицательных не­отектонических структурах позволили впервые реконструировать ход позд­неплейстоцен-голоценовой трансгрессии моря с учетом изменения рельефа шельфа.

3. На основании комплекса признаков выдвинуты представления о существовании локальных, преимущественно пассивных ледников в Восточно-Сибирской Арктике в похо­лодания среднего плейстоцена - голоцена. В качестве признаков использованы геотерми­ческие, геокриологические, геодинамические, геоморфологические, геологические и гид­рогеохимические явления, территориально связанные с  районом установленных оледене­ний.

4. Получены принципиально новые представления о современном состоянии ре­ликтовой КЛЗ шельфа Восточной Сибири. Это – криолитозона со сплошным ярусом ММП, распространенном в интервале современных глубин моря от 0 до 50-60 м. В интер­вале глубин  от 50-60 до 80-100 м (бровка шельфа) ярус ММП имеет прерывистое и ост­ровное распространение.

5. Произведено подразделение арктических шельфов по географическому положе­нию, позволившему отделить их друг от друга по условиям формирования криолитозоны и ее современному состоянию. Установлено, что особенности КЛЗ шельфа Восточной Си­бири определяются крио­генными процессами, обусловленными влиянием азиатского кон­тинента. В формировании криолитозоны других шельфов в среднем плейстоцене – голо­цене существенную роль играло климатиче­ское и гидрологическое влияние океанов - Ат­лантического или Тихого.

Предметом защиты является разработанная автором концепция эволюции и со­временного состояния криолитозоны шельфа Восточной Сибири в среднем плейсто­цене голоцене, формировавшейся, начиная с плиоцена в связи с колебаниями климата, уровня моря и тектоническим развитием региона. Концепция включает в себя следующие основные за­щищаемые положения.

1. Методологической основой изучения современного состояния криолитозоны шельфа Восточной Сибири является ретроспективный (геоисторический) подход к иссле­дованиям, реализуемый на основе синтеза натурных данных и результатов математиче­ского моделирования. Необхо­димый для моделирования сценарий динамики природной среды представляется в виде семейства региональных кривых динамики температуры пород, скоррелированных с ходом глобальных колебаний климата. Сценарий составляется путем преобразования леднико­вых или океанских кривых содержания δ18О и δ2Н с помощью региональных данных, характеризующих динамику температуры воздуха и пород, уровня моря, ландшафтов, раз­витие криосферных процессов.

2. Глобальная цикличность в колебаниях климата и уровня моря в среднем плейсто­цене – голоцене обусловливает проявление геокриологической цикличности в развитии шельфа Восточной Сибири. Она выражается в цикличности  аградации и де­градации яруса ММП и КЛЗ, в циклических сменах направленности в разви­тии криоген­ного морфолитогенеза. Характер проявления цикличности морфолитогенеза был связан с неотектоническими структурами. Этапы формирования сильнольди­стых синкриогенных отложений ледового комплекса (ЛК) чередовались в отрицательных структурах с этапами озерно-термокар­стового преобразования ЛК на осушенном шельфе, а в положительных – пре­имущественно с этапами  разрушения ЛК тер­мо­абразией в ходе трансгрессии моря. Геоструктурный контроль озерно-термокарсто­вого и термоабразионного преобразо­вания ЛК определил ход позднеплейстоцен-голо­ценовой трансгрессии моря, современ­ное распределение суши и моря, основные зако­номерности современного распростра­нения и мощности яруса ММП и  шельфовой криолитозоны в целом.

3. В криохроны при господстве перигляциальных условий, сопровождавшихся на­коплением ЛК (под­земное оледенение), существовали локальные, холодные, преимуще­ственно пассивные ледники. Их приуроченность к Новосибирскому архипелагу и воз­вышенному обрамлению Лено-Анабарского сектора приморских низменностей реконст­руируется по геотермиче­ским, геокриологическим, геодинамическим, геологическим, геоморфологическим и гид­рогеохимическим признакам. Максимум развития локальные ледники имели в конце среднего плейстоцена и зырянское время.

4. Криолитозона  шельфа Восточной Сибири состоит в основном из трех яру­сов. Ярус ММП имеет сплошное распространение в интервале глубин моря от 0 до 50-60 м, прерывистое и островное – при глубинах от 50-60 до 80-100 м, отвечающих бровке шельфа. Он пере­крыт и подстилается ярусами охлажденных ниже 0С осадков и пород мощностью 5-80 и 50-100 м соответственно. Мощность яруса ММП составляет от 100 до 700 м. В зоне сплошного распространения яруса ММП существуют сквозные эндогенные сейсмогенные, часто напорно-фильтрационные талики. Одни из сквозных таликов насы­щены водами морского состава, другие – опресненными водами, имеющими питание на континенте.

5. Географическое положение арктических шельфов, определявшее сектори­альные закономер­ности динамики тепло-влагообмена в плейстоцене – голоцене, обу­слов­ливает современное состояние шельфовой КЛЗ и служит ос­но­вой ее рай­онирова­ния. По сокращению площади современного рас­пространения и мощности КЛЗ и яруса ММП арктические сектора  располагаются в следующей последовательности: Се­веро-Американский (шельф моря Бофорта) Восточно-Сибир­ский (шельф мо­рей Лапте­вых и Восточно-Сибирского) Притихоокеанский и Западно-Си­бирский (Чукотский и Карский шельфы) Приатлантический (Баренцевоморский шельф). Современное со­стояние КЛЗ Вос­точно-Сибирского сектора обусловливается глу­боким промерзанием в перигляциаль­ной обстановке на регрессивном этапе и протаива­нием ММП только снизу в силу от­рица­тельной температуры морской воды в течение всего трансгрессивного этапа. В пределах других евразийских секторов климатическое и гидрологическое влияние Се­верной Атлан­тики или Тихого океана определяло менее глу­бокое промерзание пород в криохрон и су­ществование периодов протаивания ММП в термохрон не только снизу, но и сверху.

Практическое значение. Результаты настоящего исследования могут обеспечи­вать управленческие решения при планировании поисков и разведки полезных ископае­мых на шельфе, применяться при составлении прогнозных сценариев изменения климата Арктики и Земли, а также в научных исследованиях. О практическом значении настоящей работы могут свидетельствовать большие средства, вложенные и вкладываемые в гео­криологиче­ское изучение шельфа моря Лаптевых министерством науки и техноло­гии Германии и нефтегазовыми корпорациями. Предложенный автором метод составления ре­гиональных палеотемпературных сценариев используется на кафедре геокриологии при подготовке магистерских и кандидатских работ и может найти широкое применение при изучении любого малоисследованного района криолитозоны. Материалы диссертации ис­пользуются при чтении курсов «Основы криогенеза литосферы» и «Криолитозона аркти­ческих шельфов» на кафедре геокриологии геологического факультета МГУ.

Личный вклад автора. Диссертация выполнена на геологическом факультете МГУ. Автор принимал участие в мерзлотно-гидрогеологических и инженерно-геологиче­ских съемках севера Якутии, проводившихся кафедрой геокриологии; в обобщениях по геокриологии Северо-Восточной Сибири (Геокриологическая карта СССР масштаба 1:2 500 000, 1996; «Геокриология СССР. Восточная Сибирь и Дальний Восток», 1989; «Основы гео­криологии. Региональная и историческая геокриология», 1996; атлас «Косми­ческие ме­тоды геоэкологии», 1998). С 1996 г. по настоящее время участвует в изучении геокриоло­гии шельфа морей Лаптевых и Восточно-Сибирского в составе исследователь­ского кол­лектива по грантам РФФИ №№ 97-05-64206; 00-05-64430; 03-05-64351; 06-05-64197а, гранту министерства науки и технологии Германии № 5254003 0G0517A (в соот­ветствии с российско-германской научно-исследовательской программой «Система моря Лапте­вых»), а также по гранту NSF USA № OPР-9986626. Основным содержанием иссле­дова­ний автора являются изучение истории развития природной среды и толщ ММП Вос­точно-Сибирской Арктики, разработка методологии и методики исследований. Резуль­таты исследований получены автором самостоятельно; в тех случаях, когда исследования выполнялись коллективом, автор являлся их идеологом и основным разработчиком. Ком­пьютерное моделирование эволюции КЛЗ и криогенных процессов проводилось аспиран­тами кафедры геокриологии А.Л.Холодовым, В.Е.Тумским, М.В.Касымской, А.А.Елисеевой по составленным автором палеогеографическим сценариям и геологиче­ским моделям.

Апробация работы. Основные результаты исследований, изложенные в диссерта­ции, доложены и обсуждены на международных конференциях: геокриологических - в Пущино (1997-2003, 2005), Йеллоунайфе (Канада, 1998), Новосибирске (1998), Цюрихе (Швейцария, 2003), Тюмени (2004; 2006; 2008) и Салехарде (2007), тектонической (Санкт-Петербург, 2001), геофизической  (Сан-Франциско, 2002), береговой (Геленджик, 2007), по проблемам геологии Арктики: в Целле (1998), Санкт-Петербурге (1999; 2000; 2006), по инженерной геологии (Москва, РГГРУ, 2007); на конференциях геокриологов России (Мо­сква, МГУ, 2001; 2005), Ломоносовских чтениях (Москва, МГУ, 2007; 2008).

Публикации. По теме диссертации опубликовано 43 работы, в том числе  в перио­дических рецензируемых изданиях: отечественных «Криосфера Земли», «Вестник МГУ, серия геология» - 15 работ, иностранных «Permafrost and Periglacial Processes», «Quaternary Science Reviews», «Geo-Marine Letters», «Polarforschung» - 7 работ. Четыре работы являются монографиями, написанными в соавторстве.

Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, 6 глав, заключения и списка литературы. Рукопись включает 288 страницы, в том числе текст с 91 рисунками и 18 таблицами – 254 страницы, список литературы из 445 наименований.

Благодарности. Автор выражает глубокую признательность и благодарность на­учному консультанту профессору Н.Н.Романовскому, который инициировал эту работу. Его внимание, доброжелательность, ценные советы, критические замечания и многолет­няя всесторонняя поддержка способствовали написанию работы. Автор особенно благо­дарен к.г.-м.н. В.Е.Тумскому – за обсуждение отдельных разделов работы и постоянную разнообразную помощь. Очень ценными были для автора советы и поддержка к.г.-м.н. О.М.Лисицыной,  А.Ю.Деревягина, к.г.-м.н. Л.Н.Максимовой, к.г.-м.н. К.А.Кондратьевой, д.г.н. В.Н.Конищева, к.г.-м.н. А.Б.Чижова, д.г.-м.н. И.А.Комарова,  к.г.-м.н. В.Н.Зайцева, а также материалы, предоставленные ав­тору академиком В.М.Котляковым, д.ф.-м.н. В.А.Большаковым, к.г.н. Т.С.Клювиткиной, к.г.н. Е.Е.Талденковой. Автор благодарит коллег, работавших вместе с ним по тематике грантов РФФИ: к.ф.-м.н. Г.С.Типенко, А.Л.Холодова, к.г.-м.н.А.А.Елисееву, М.А.Касымскую, А.Б.Белан; сотрудников кафедры геокриологии МГУ и Института по­лярных исследований им. А.Вегенера в Потсдаме (Германия): профессора Х.-В.Хуббертена, докт. К.Зигерт, докт. А.А.Андреева, докт. Л.Ширрмайстера, В.Шнайдера.

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

Глава 1.  ГЕОКРИОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ.

Изучаемый регион на севере ограничен бровкой шельфа (изобаты 80-100 м; 76-79с.ш.), на юге -  северными склонами Среднесибирского плоскогорья (71-72с.ш.) и Яно-Колымской горной системы (69-70с.ш.), на западе - Хатангским заливом и восточ­ным побережьем Таймыра (110-115в.д.), на востоке – правобережьем Колымы в ее ни­зовьях и восточной оконечностью Медвежьих островов (162в.д.).

Природные условия. Геологическую структуру региона определяет его располо­жение на стыке Евразийской и Северо-Американской литосферных плит. Основная часть площади  относится к окраинно-материковой платформе, сформированной на гетероген­ном фундаменте мезозойской консолидации, который обнажен на Новосибирских остро­вах (Драчев, 1999; Объяснительная записка…, 1999; 2000). Важнейшим структурным эле­ментом региона является рифтовая система моря Лаптевых. Крайний юго-запад региона относится к северной части Сибирской платформы. В морфоструктурном отношении ре­гион представляет собой аккумулятивную равнину, сформированную в процессе общего прогибания шельфа и приморских низменностей в кайнозое, которое компенсировалось осадконакоплением.

Кайнозойские отложения. В постскладчатом осадочном чехле наиболее древними являются верхнемеловые терригенно-угленосные толщи, а также палеоценовая кора вы­ветривания. Отложения палеогена и миоцена во внутренних районах низменностей явля­ются континентальными, на побережье и островах – в основном морскими и прибрежно-морскими. Плиоцен - раннечетвертичные отложения представлены  галечниками бегунов­ского горизонта (N21), песками и алевритами кутуяхской свиты (N22), тонкозернистыми песками и алевритами с горизонтами погребенных почв олерской свиты (Е-I1). Континен­тальный режим осадконакопления на подавляющей части низменностей обусловливал не­полноту их позднекайнозойского разреза.

Нижнюю часть разреза среднего плейстоцена на острове Б.Ляховский слагают сильнольди­стые синкриогенные отложения «древнего» ЛК, вмещающие мощные ПЖЛ (200-180 тыс. лет назад (т.л.н.) и древнее по 230Тh/U- и палеомагнитным данным - Schirrmeister et al., 2002; Andreev et al., 2004). Их перекрывают аласные отложения, криотурбированный покров­ный слой и малольдистые алевриты куччугуйской свиты (рис.1-Е). На побережье Ко­лымского залива выделяются аллювиально-морские отложения коньковской свиты. На Яно-Колымской низменности наиболее широко распространены отложения керемесит­ского надгоризонта. В состав последнего входят среднеплейстоценовые куччугуйская, хромская, мастахская, ал­лаиховская свиты, сложенные преимущественно малольдистыми песками или опесчанен­ными алевритами (рис.1-Ж). Верхние части хромской и аллаиховской свит представляют собой ледовый комплекс.

Низы разреза позднего плейстоцена представлены крест-юряхской, аччагыйской свитами, кыл-бастахскими слоями, относимыми к казанцевскому термохрону (Каплина, 1987). Они сформировались в результате термокарста по ЛК в верхах аллаиховской, куч­чугуйской, хромской свит. Сложены озерно-болотными оторфованными алевритами и торфом с древесными остатками. Основная часть разреза позднего плейстоцена представ­лена полигенетическими сильнольдистыми синкриогенными отложениями ЛК, включаю­щими мощные ПЖЛ. По более, чем 150 датам, время их формирования составляет от 60 т.л.н.  и древнее до 10 т.л.н.

К западу от долины Лены в строении низменностей и шельфа принимает участие толща пресноводных песков мощностью 50 м, содержащая песчано-ледяные жилы (100- 50 т.л.н., Куницкий, 2007; Деревягин и др., 2007) (рис.1Д). Здесь же на шельфе в 12 км от берега вскрыты казанцевские (110 т.л.н.) морские осадки (М.Н.Григорьев и др., 2006).

К концу позднего плейстоцена - голоцену относятся отложения аласового ком­плекса (13-5,4 т.л.н.), к раннему голоцену - покровный слой, сформировавшийся за счет глубокого сезонного оттаивания пород в голоценовый оптимум и последующего промер­зания снизу, аллювий I надпойменной (9,4-6,7 т.л.н.) и отложения морской (9,7-7 т.л.н.) террас. Рельефообразующими на низменностях являются отложения позднеплейстоцено­вого ЛК и аласового комплекса. Первые образуют останцовые возвышенности – едомы, вторые выполняют депрессии, возникшие в предголоценовые и первые голоценовые поте­пления в результате озерного термокарста по ЛК. Поверхность шельфа по меньшей мере до 75-77с.ш., отражая общность истории развития его и низменностей, нередко представ­ляет собой сочетание подводных останцов ЛК и аласов, частично или полностью перекрытых морскими го­лоценовыми осадками.

Климат Восточно-Сибирской Арктики весьма суров и связан с ее высокоширотным положением, воздействием Сибирского антициклона, малой доступностью суши для воздуш­ных, а морей - для водных масс атлантического и тихоокеанского происхождения. Высо­кое давление летом над ледовитым морем, низкое - над прогреваемой сушей определяет частые адвекции арктического воздуха и зональность летней температуры на приморских низменностях. Зимой температуры воздуха наоборот понижаются с юга (от ядра Сибирского антициклона) на север. Поэтому среднегодовая температура воз­духа (tв) (-13÷-15С) почти не меняется в широтном направлении. Важно отметить, что ядро ан­тициклона, располагалось всегда южнее региона, а область высокого летнего давления – также всегда – севернее, над холодным морем. Это позволяет предполагать азональное распределение tв в среднем плейстоцене-голоцене как в термохроны, так и в криохроны. Распределение растительного покрова носит зональный характер. Выделяются зоны и подзоны: лесотундры, южной кустарниковой, субарктической, арктической тундр и арк­тической пустыни. Ландшафтная зональность напрямую связана с зональностью летних температур воздуха.

Субаэральная криолитозона изучена в результате многолетних инженерно- и гидрогеокриологических съемок кафедры геокриологии МГУ (с участием автора), изуче­ния стратиграфии и криолитологии кайнозойских отложений кафедры криолитологии и гляциологии МГУ, геокриологических исследований ПНИИИС, Севморгео, Института мерзлотоведения им. П.И.Мельникова СО РАН, Института физико-химических и биоло­гических проблем РАН и других организаций. Результаты этих исследований опублико­ваны в работах А.А.Архангелова, Ф.Э.Арэ,  В.Е.Афанасенко, В.Т.Балобаева, О.Г.Боярского, Ю.К.Васильчука, М.А.Великоцкого, Б.И.Втюрина, Е.А.Втюриной, Д.А.Гиличинского, Г.Ф.Грависа, М.Н.Григорьева, Н.Ф.Григорьева, С.В.Губина, И.Д.Данилова, В.Н.Девяткина, А.Ю.Деревягина, Л.А.Жигарева, В.Н.Зайцева, О.Г.Заниной, Т.Н.Каплиной, Е.М.Катасонова, С.Ф.Колесникова, К.А.Кондратьевой, В.Н.Конищева, И.Л.Кузнецовой, Т.П.Кузнецовой, В.В.Куницкого, П.И.Мельникова, Н.И.Мухина, Я.В.Неизвестнова, И.А.Некрасова, И.Р.Плахта, В.М.Пономарева, А.И.Попова, Г.Э.Розенбаум, Н.Н.Романовского, П.Д.Сиденко, Е.А.Слагоды, В.А.Соловьева, О.Н.Толстихина, А.Н.Толстова, С.В.Томирдиаро, В.Е.Тумского, А.И.Фартышева, А.Л.Холодова, С.Ф.Хруцкого, А.Б.Чижова, П.Ф.Швецова, А.В.Шера, Н.А.Шило, Н.А.Шполянской, Ю.Л.Шура, В.С.Якупова  и многих других исследователей, включая ав­тора.

Низменностям свойственна КЛЗ сплошного распространения. Среднегодовая тем­пература пород (tср) на едомах изменяется от -5÷-7 в зоне редколесий до -15С в зоне арк­тических пустынь, в аласах - от -6÷-7 до -11÷-13С. Основным фактором, определяющим tср, является снежный покров. Его высота и плотность обусловливаются растительностью. В редколесьях на едомах вклад снежного покрова в формирование tср достигает макси­мальных значений (8-10С), в арктических тундрах и пустынях, где снег сдувается с по­ложительных форм рельефа, - минимальных (близких к 0С). Зависимость tср от расти­тельного покрова является весьма важной при составлении сценария динамики tср. Рекон­струируемая динамика растительности несет информацию об изменении температуры по­род.

Криолитозоне низменностей на эпимезозойской плите свойствен один ярус - ярус ММП. Его мощность в грабенах, выполненных кайнозойскими отложениями, изменяется от 340 до 460 м, на положительных морфоструктурах (в породах верхоянского комплекса) - от 415-450 до 640 м. В пределах террасированных аласов на низком приозерном уровне мощность мерзлых пород составляет 200-300, на высоком – 300-400 м. В пределах КЛЗ севера Сибирской платформы и Новосибирских островов ниже яруса ММП существует ярус охлажденных пород, а общая мощность КЛЗ достигает 1 км.

Субмаринная КЛЗ и ее изученность. Первые сведения о наличии мерзлых пород на дне морей Лаптевых и Восточно-Сибирского, имевшие косвенный характер, относятся к XVIII-XIX векам. Начальный этап исследований КЛЗ шельфа (конец XIX-го – 30-е годы  XX в.в.) связан с именами Э.В.Толля, М.В.Бруснева, Ф.А.Матисена, А.В.Колчака, К.К.Неупокоева, Х.У.Свердрупа, В.П.Кальянова, П.В.Виттенбурга, М.М.Ермолаева, П.К.Хмызникова. В 30-40-е годы ХХ в. проведены исследования с термометрией в сква­жинах до глубины 400-500 м В.М.Пономаревым (1937; 1950) в бухте Кожевникова, кото­рые на сегодняшний день остаются самыми глубинными в пределах субмаринной КЛЗ Российской Арктики. Впервые толщи ММП на арктических шельфах были показаны на мерзлотной карте СССР С.Г.Пархоменко (1937). Первая оценка их распространения и мощности сделана В.Н.Саксом в 1953 г.. В 1960 г. на Геокриологической карта СССР масштаба 1:5 000 000 И.Я.Баранов границу распространения субмаринных ММП прово­дит по изобате 100 м. В 1970-е годы шельфовая КЛЗ И.С.Барановым, Ф.Э.Арэ, В.А.Кудрявцевым, Н.Н.Романовским, С.М.Фотиевым типизируется в зависимости от со­отношения в ее разрезе ярусов ММП и охлажденных ниже 0С пород, образования ее в континентальных или в прибрежно-морских условиях.

В 60-80-е годы ХХ века в результате геокриологических исследований в прибреж­ной зоне шельфа Восточной Сибири Н.Ф.Григорьева, И.Д.Данилова, Л.А.Жигарева, М.С.Иванова, Е.М.Катасонова, Е.В.Молочушкина, Я.В.Неизвестнова, И.Р.Плахта, Г.Г.Пудова, В.А.Соловьева, В.И.Соломатина, Е.В.Телепнева, В.А.Усова, О.Н.Фишкина, А.И.Фартышева и др. были получены весьма разноречивые данные о распространении яруса ММП в верхней части разреза КЛЗ. Глубина бурения (50-200 м) не давала возмож­ности судить о мощности и распространении мерзлых толщ.

В представлениях о распространении и мощности яруса ММП в 80-х – начале 90-х годов существовали две основные точки зрения. Согласно первой (Я.В.Неизвестнов, В.А.Соловьев, Л.А.Жигарев, И.Д.Данилов) считалось, что ярус сплошных ММП мощно­стью до 200 м и более существует близ берегов и на месте островов-реликтов ЛК, разру­шенных в историческое время; в акватории развиты только охлажденные породы, острова ММП - крайне редки. Согласно второй (Фартышев, 1993) - ярус ММП на шельфе распро­странен повсеместно, а его мощность равна многим сотням метров.

Различия в представлениях были связаны с ограниченной фактологической базой, которая находила отражение и в палеогеографических сценариях. Сценарии – упрощен­ные, слабо обоснованные палеогеографическими данными - охватывали только часть по­следнего гляциоэвстатического и климатического цикла. Изменения уровня моря в по­следний трансгрессивный этап принимались в соответствии с существенно разными схе­мами. Для задания tср в пессиумы использовались современные значения или сартанские, но полученные в других регионах. Не учитывалось также существование геотемпературной зональ­ности. Использование моделирования не могло разрешить разногласия в представлениях о КЛЗ шельфа.

Глава 2.  НОВЫЕ ДАННЫЕ И ОСНОВНЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ РЕТРОСПЕКТИВНОГО ИЗУЧЕНИЯ КРИОЛИТОЗОНЫ ШЕЛЬФА

В 1990-2000-е годы были созданы предпосылки  для изучения шельфа на новом  информационном и методическом уровне. Новые данные о КЛЗ акватории, о динамике природной среды в регионе и на Земле в целом явились, совместно с ранее полученными материалами, основой для создания более обоснованных представлений о криолитозоне шельфа Восточной Сибири. Основными из указанных данных являются следующие.

1. В результате российско-германских исследований, в которых автор принимал участие, были получены многочисленные свидетельства практически сплошного распро­странения ММП в районе изобат 20 -110 м. К ним относятся данные многочисленных  в восточной части моря Лаптевых сейсмоакустических профилей (рис.2), для геокриологи­ческой интерпретации которых использован мерзлый керн с кристаллами и  линзами пре­сного льда из многочисленных колонок (Dehn et al., 1995) и четырех скважин в акватории  моря Лаптевых (Kassens et al., 2000). Температурный градиент также свидетельствует о мерзлом состоянии пород шельфа. Составляя  под дном -1,5÷-1,3С, температура с глуби­ной понижается, в то время как  на континентальном склоне, наоборот, повышается (Kaul et al., 2000). Важным ориентиром для прогнозирования мощности яруса ММП являются результаты интерпретации сейсмической отражающей поверхности в качестве подошвы яруса ММП (Hinz et al., 1997). Ее глубина севернее и западнее островов Анжу с учетом скорости, характерной для «вялой мерзлоты», составила 225-630 м.

2. В последние десятилетия ХХ – начало XXI в.в. в результате исследований Д.Имбри, Д.Хейса, Н.Шеклтона, Д.Куклы, В.Дансгора, А.П.Жузе, М.С.Барраша, В.М.Котлякова, С.Д.Николаева, Н.И.Баркова, В.Я.Липенкова, М.И.Кузьмина и многих других ученых были получены многочисленные записи (кривые) колебаний климата, за­фиксированные в вариациях изотопного состава раковин фораминифер из океанских осадков, ледниковых кернов Гренландии и Антарктиды, в вариациях содержания биоген­ного кремнезема в осадках оз. Байкал. Идентичность конфигурации кривых, почти полная синхронность основных климатических экстремумов показывают, что  колебания климата в разных точках Земли были практически одновременны. Таким образом, изучение исто­рии развития климата и природной среды самых различных регионов стало возможным на принципиально новой глобальной основе.

3. К концу ХХ в. оформились современные представления о колебаниях уровня моря в плейстоцене-голоцене и его связи с ледниково-межледниковыми изменениями климата, гравитационного поля Земли (Каплин, Селиванов, 1998; Тараканов и др., 1992; Клиге и др., 1998) и гляциоизостатическими движениями (Былинский, 1980; 1996). Выяв­ленными закономерностями были созданы предпосылки для учета наиболее значимых факторов при составлении региональных моделей изменения уровня моря.

4. В результате седиментологических исследований на шельфе моря Лаптевых были получены реперы смены субаэрального осадконакопления морским в ходе позднеп­лейстоцен-голоценовой трансгрессии (Bauch et al., 2001). Это дало возможность автору составить модель ее хода с учетом изменений рельефа шельфа.

5. К концу ХХ – началу ХХI в.в. был накоплен обширный палеотемпературный ма­териал по датированным отложениям Восточно-Сибирской Арктики (реконструкции Т.Н.Каплиной, В.Н.Конищева, Ю.К.Васильчука, В.Т.Балобаева, А.А.Величко, А.А.Андреева, В.А.Климанова, М.А.Коняхина, А.В.Ложкина, Г.Э.Розенбаум, Н.А.Шполянской и др.). Этот материал вкупе  последующими данными сделал возмож­ным сопряженный анализ региональных данных и кривых, характеризующих глобальные колебания климата, для составления сценария динамики tв и tср.

6. Крупные региональные обобщения последних лет (Тектоническая карта морей Карского и Лаптевых, 1998; Драчев, 1999; Имаев и др., 2000) создали геолого-структурное и сейсмогеологическое обоснование геокриологического изучения шельфа Восточной Си­бири.

7. Современные компьютерная техника и программное обеспечение позволяют ре­шать задачу теплопроводности в самых различных вариантах и эффективно изучать зако­номерности эволюции температурного поля пород и нижних границ КЛЗ и яруса ММП .

Основные положения ретроспективного подхода при геокриологическом изу­чении шельфа. Низкая геокриологическая изученность шельфа Восточной Сибири, не­смотря на значительный объем морских данных, а также ранее полученных в прибрежной зоне, определяет необходимость использования ретроспективного подхода к исследованиям.  Ретроспективный подход предусматривает изучение современного состояния КЛЗ на ос­нове восстановления и прослеживания истории развития природной среды и криолито­зоны от начала исследуемого периода до настоящего времени. Этот подход включает:

составление сценария динамики природной среды;

составление геолого-тектонической модели региона;

математическое моделирование эволюции температурного поля пород;

увязку модельных и натурных данных и составление модели современного состоя­ния КЛЗ.

На рис.3 представлена последовательность изучения современного состояния шельфовой криолитозоны.

Составление сценария динамики природной среды предусматривает ее изучение и представление результатов изучения в виде семейства кривых температуры пород. Созда­нию кривых предшествует составление сценария регрессий и трансгрессий моря (кривых колебаний уровня моря), позволяющего включить в состав семейства кривые динамики tср для разных современных глубин моря. В семействе кривых отражаются также изменения tср, вызванные изменением климата, ландшафтной зональности, развитием криосферных процес­сов (озерного термокарста, термоабразии, образования – таяния локальных холодных лед­ников). Криосферные процессы определяли изменение рельефа шельфа и влияли на ход трансгрессий моря. Кривые дина­мики tср адаптировались для использования при численном моделировании эволюции теп­лового поля пород.

Важнейшим элементом методики составления сценария является использование наряду с региональными глобальных данных, в первую очередь – изотопно-геохимических кривых . Использование последних позволяет решать проблемы, связанные с наличием перерывов в осадконакоплении на континентах, с недостаточной изученностью истории развития региона и дискретностью региональных палеотемпературных данных и данных о динамике уровня моря. 

Геолого-тектоническая модель шельфа призвана обобщить и схематизировать  в соответствии с его геолого-тектоническим строением изменчивость в разрезе и по пло­щади состава, влажности, теплофизических характеристик пород и задать величины гео­термического потока.  Математическое моделирование, производимое в соответствии со сценарием динамики природной среды и геолого-тектонической моделью региона, имеет целью реконструировать эволюцию криолитозоны и ее современное состояние. Выпол­няемое при различных условиях (состав и свойства пород, глубины моря, геотермический поток, географическая широта и проч.) моделирование позволяет выяснять закономерно­сти формирования мощности яруса ММП и КЛЗ в целом, их изменение по площади аква­тории.

Модель современного состояния КЛЗ составлена на основе синтеза результатов моделирования и разнообразных данных по шельфу, приморским низменностям и островам Восточно-Сибирской Арктики (данных о мерзлом состоянии, составе и свойствах пород, геотермических, геофизических, исторических и проч.). Важную роль играло также сопоставление с криолитозоной шельфа моря Бо­форта с учетом особенностей ее формирования.

Глава 3.  ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ РАЗВИТИЕ ШЕЛЬФА И СЦЕНАРИЙ РЕГРЕССИЙ И ТРАНСГРЕССИЙ МОРЯ

Наиболее сильно действовавшим фактором, определявшим формирование и эво­люцию шельфовой КЛЗ, являлись регрессии и трансгрессии моря. Особенно тесно совре­менное состояние КЛЗ связано с последним максимумом регрессии (20-15 т.л.н.) и по­следней трансгрессией моря (15-13 т.л.н.- современность). Поэтому, а также в связи с су­щественно разной изученностью, сценарий регрессий и трансгрессий для интервала от 400 до 20-15 т.л.н. составлен с допущением неизменности современного рельефа шельфа в прошлом, а для последних 20-15 т.л. – с учетом изменений рельефа шельфа.

Интервал от 400 до 20-15 т.л.н. Геологическое развитие шельфа Восточной Си­бири в условиях слабо выраженных тектонических движений следовало за циклическими колебаниями глобального климата и уровня моря. Основным являлся связанный с вариа­циями эксцентриситета земной орбиты 100-тысячелетний цикл, наиболее отчетливо проявленный в изо­топно-геохимических кривых в последний миллион лет. Автором выдвинуты представле­ния о геокриологической цикличности на шельфе, отражающей климатические и гляцио­эвстатические 100-тысячелетние циклы. Существование таких геокриологических циклов иллюстрируется наибольшей их выраженностью как в колебаниях температуры воздуха и пород (рис.1-Б,В,Г), так и в колебаниях уровня моря (рис.1-А), являющихся основными факторами формирования и многолетней динамики КЛЗ шельфа Восточной Сибири. Представления о руководящей роли 100-тысячелетних циклов в динамике КЛЗ по крайней мере в последние 400 тыс. лет являются развитием сложившихся в геокриологии пред­ставлений о цикличности криогенеза литосферы, связанной с циклами охлаждения - на­гревания, промерзания – протаивания различной периодичности.

Геокриологическая цикличность выражается в смене направленности (аградации, деградации) в развитии толщ шельфовых ММП. Аградация толщ ММП происходила в пе­риоды крупных похолоданий (ранга ледниковий) – криохроны - и регрессий моря. Их продолжительность составляла преобладающую часть продолжительности (85-90%) каж­дого 100-тысячелетнего климатического и гляциоэвстатического цикла. Она выражалась в понижении tср и увеличении мощности ММП, изменении строения КЛЗ, в промерзании засоленных морских осадков, в преобразовании ионно-солевого состава подземных вод и локализации мест их разгрузки вплоть до прекращения последней. Ведущим процессом криолитогенеза в регрессивные эпохи являлась аккумуляция сильнольдистых синкрио­генных континентальных отложений ЛК, насыщенных мощными ПЖЛ. Аккумуляция ЛК на осушавшемся шельфе определялась существенно меньшими уклонами его поверхности (0,12-0,2 м/км), чем на низменностях (преимущественно 0,4-1м/км). Впервые это было по­казано С.Д.Зимовым.

Периоды потеплений (ранга межледниковий) – термохроны - и трансгрессий моря являлись периодами деградации толщ ММП и развития  деструктивных криогенных про­цессов по отложениям ЛК, объемная льдистость которых достигала 70-95%. Продолжи­тельность каждых термохрона и периода трансгрессий в последние 400 т.л. (МИС-11с; МИС-9е; МИС-7с или 7е; МИС-5е; МИС-1) не превышала 10-15 т.л. А продолжительность термических оптимумов, судя по продолжительности голоценового оптимума, вряд ли была больше, чем 1-2 тыс. лет (рис.1-Б,В). Повышение температуры пород, особенно значительное (с -15-25 до -1-1,8С), происходило при переходе толщ ММП из субаэраль­ного в субмаринное положение. Протаивание субмаринных ММП в связи с отрицательной температурой морской воды осуществлялось преимущественно снизу пропорционально плотности теплового потока из недр Земли.

Сценарий колебаний уровня моря в интервале от 400 до 20-15 т.л.н. Формирование ЛК свидетельствует об отсутствии мощных ледников в похолодания плейстоцена на шельфе Восточной Сибири. Поэтому для описания колебаний уровня морей Лаптевых и Восточно-Сибирского использовались гляциоэвстатические кривые колебаний уровня Мирового океана (Lambeck, Chappell, 2001 - для интервала 140 т.л.н. – современность; Bassinot et al., 1994 - для интервала 400-140 т.л.н.), которые корректировались региональ­ными данными. Это - данные о распространении, возрасте и абс. высотах морских террас и отложений, о степени континентальности палеоклимата, полученные по результатам изучения береговых разрезов. Указанные данные отражают суммарное воздействие гло­бальных и региональных факторов  и использовались как реперы высотного положения уровня морей Лаптевых и Восточно-Сибирского в тот или иной момент времени. В каче­стве указанных реперов принимались следующие данные.

1. Шельф Восточной Сибири в пик сартанской регрессии осушался до его бровки (абс.выс. -80-100 м). Об этом свидетельствуют данные грунтовой колонки в верхней части континентального склона (современная глубина моря 270 м). Здесь в диапазоне 17,6-13 календарных (кал.) т.л.н. фиксируются смена континентального осадконакопления морским (Bauch et al., 2001) и опреснение морских вод за счет речного стока (Polyakova et al., 2005; Клювиткина, 2007).  Указанные данные согласуются с существованием глубоких каньонов на продолжении речных палеодолин на континентальном склоне (www.ngdc.noaa.gov./mgg/image/shelf_rivers.jpg), а также с наличием ММП на бровке шельфа (рис.2-Д).

Сартанские данные использовались для оценки высотного положения уровня моря в предшествующие пессиумы (рис.1-А).

2. Мнение о каргинском море с уровнем ниже современного в восточном секторе Российской Арктики в настоящее время является господствующим. Согласно исследова­ниям в Восточно-Сибирском море абс. отметки кровли слоев, содержащих  каргинскую морскую фауну, составляют -40 м (Коваленко, Купцова, 1979) (рис.1-А), что согласуется с данными о континентальности каргинского климата на современном побережье, полученных по береговым разрезам.

Абс. высота уровня каргинского моря позволила внести региональные коррективы в используемые гляциоэвстатические кривые как для каргинского, так и для более ранних межстадиалов. Для каргинского уровня, показываемого гляциоэвстатическими кривыми (Lambeck, Chappell, 2001) и (Bassinot et al., 1994), поправки составили +5÷+15 и +25 м со­ответственно (рис.1-А).

3. Казанцевская береговая линия в основном была близка к современной (рис.1-А), хотя пролив Дм. Лаптева, по данным обнажения южного берега о-ва Б. Ляховский (Кузь­мина, 2001; Andreev et al., 2004), скорее всего, не существовал. Абс. высоты морских тер­рас на островах Нов. Сибирь и Фаддеевский (35-50 м), где описаны гляциальные пластовые льды (Анисимов Тумской, 2002), показывают гляциоизостатическое происхождение тер­рас и, соответственно, - формирование локальных маломощных ледников в МИС-6 на се­веро-востоке региона. Мощность прибрежно-морских и лагунных отложений (30 м) не противоречит мнению о таком генезисе террас.

4. В трансгрессивные фазы среднего плейстоцена расположение береговой линии было близким к современному (рис.1-А). Об этом свидетельствуют отложения коньковской ингрес­сии по берегам Колымского залива.

Интервал 20-15 т.л.н. современность. Автором в результате исследований в со­трудничестве с Н.Н.Романовским и В.Е.Тумским установлено, что важнейшим проявле­нием геокриологической цикличности в развитии шельфа Восточной Сибири являлась цикличность криогенного морфолитогенеза. Основные положения указанных представле­ний заключаются в следующем.

1. Циклические изменения криогенного морфолитогенеза на шельфе обусловлива­лись сменой их направленности, которая определялась в свою очередь сменой знака гло­бального температурного тренда и глобальной направленности в изменении уровня моря. В период регрессий моря и отрицательного температурного тренда при аградации ММП на шельфе сформировались мощные толщи ЛК. Период положительного температурного тренда и трансгрессий моря являлся периодом деградации ЛК и рельефа, связанного с его аккумуляцией. В деградации участвовали озерный термокарст и термоабразия.

2. Накопление мощных толщ позднеплейстоценового ЛК с объемной льдистостью 70-95% предопределило развитие озерного термокарста на осушенном шельфе во время первых же потеплений после сартанского пессиума. Наиболее ранние 14С-даты аласных торфяников (13.5-13 т.л.н. - Schirrmeister et al., 2002; Безродных и др., 1986), завершающих развитие озерного термокарста, показывают, что начало формирования термокарстовых озерных котловин следует относить к  15-14 т.л.н. Это раньше, чем считалось прежде (Каплина, 1981; 1987), и совпадает с последними данными о времени наиболее крупных позднесартанских по­вышений летних температур на современном побережье (рис.4-А). Термокарст, начав­шись на полностью осушенном шельфе на 1-1,5 тыс. лет раньше начала трансгрессии моря (рис.4-Б),  продолжался на постепенно сокращавшейся осушенной части, в общей сложности с 15-14 до 8-7 т.л.н.

3. Озерный термокарст был приурочен к отрицательным морфоструктурам, отве­чающим в рифтовой системе моря Лаптевых рифтовым грабенам. Здесь мощность ЛК достигала 60 м, он залегал ниже уровня моря, а отсутствие дренирования обусловливало прогрессивное развитие процесса. Формирование термокарстовых озерных котловин носил массовый характер. Глубокий их врез в днища грабенов определял первоочередное (ингрессионное) проникновение моря по грабенам, тогда как возвышенности горстов оставались сушей. Ингрессионное продвижение моря по грабенам характеризовалось превращением термокарстовых озер­ных котловин по мере повышения уровня в «термокарстовые лагуны».

Приуроченность термокарстовых котловин к отрицательным морфо- и неотектоническим структурам на приморских низменностях отмечена в работах Т.Н.Каплиной, М.Г.Овандер и многих других исследователей, включая автора. На шельфе она выявляется по данным сейсмоакустики (рис.5), а в прибрежной зоне - по буровым данным о наличии несквозных субмаринных таликов в проливах Дм. Лаптева, Санникова и  губах Буорхая и Ванькиной.

4. В пределах положительных морфоструктур, где подошва ЛК находилась выше, а термокарстовые водоемы могли дренироваться, термокарст затухал. Морфоструктуры горстов затапливались позже грабенов. На этапах быстрого повышения уровня моря ледовый комплекс горстов, переходивший в субмаринное положение, подвергался захоронению. Очередность затопления проявлена в современной конфигурации береговой линии. Все острова, полуострова, мысы приурочены к горстам, а заливы, губы, проливы – к грабенам, освоенным термокарстом.

5. При медленном подъеме уровня моря ЛК горстов разрушался термоабразией. Медленный подъем был характерен в заключительную фазу трансгрессии. К этому времени грабены были по-преимуществу затоплены, а количество и площадь горстовых полу­островов и островов под действием термоабразии неуклонно сокращались. Автором реконструировано местополо­жение островов - реликтов ЛК, сущест­вовавших в последнюю тысячу лет. По­казано, что они, как и разрушенные термоабразией в XVIII-XX веках ост­рова Диомида, Фигурина, Васильев­ский, Семеновский, слагавшиеся ЛК, относились к горстам.

6. Термоабразией берегов в пре­делах горстов разрушались те гори­зонты ЛК, которые располагались выше уровня моря. Нижние горизонты, переходившие в субмаринное положение, подвергались воздействию донной термоабразии. Скорость уг­лубления дна мелководий, формировавшихся на месте бывших островов, составляет по оценкам ряда исследователей и автора в первые десятилетия после исчезновения острова 0,05-0,07 м/год. Для последних 200-300 лет автором получена величина 0,03-0,05 м/год. Высокая скорость углубления  свидетельствует об участии в строении дна мелководий нижних частей ЛК и развитии по ним донной термоабразии.

7. Деградация ЛК на шельфе, усиливавшая контрастность абс. высот поверхности горстов и днищ грабенов, обусловливала  различия морского морфолитогенеза в пределах этих структур. В грабенах изменения рельефа (термокарстовые котловины термокарстовые лагуны депрессии на дне моря) определяли преобладание аккумуляции. Поэтому в днищах термокарстовых котловин накопление аласного комплекса по мере затопления и повышения уровня моря сменялось лагунным, прибрежно-морским и морским осадконакоплением. В пределах горстов, являвшихся положительными формами как на субаэральном, так и на субмаринном этапах развития рельефа,  доминировали денудационные процессы. Береговая и донная термоабра­зия, а также донная абразия служили поставщиками материала для заполнения грабенов.

Представления автора являются развитием разработок Т.Н.Каплиной о циклично­сти криогенного морфолитогенеза, выполненных для приморских низменностей Якутии. В отличие от низменностей, на шельфе цикличность обусловливалась не только цикличностью климата, но и цик­личностью колебаний уровня моря, а также - зависела от морфо- и неотектонического строения. Наличие разновозрастных ледовых и аласных комплексов показывает, что циклическое развитие криогенного рельефа и литогенеза, явля­лось неотъемлемым свойством истории развития КЛЗ шельфа Восточной Сибири по крайней мере в среднем плейстоцене – голоцене.

Сценарий позднеплейстоцен-голоценовой трансгрессии моря (рис.6, 7) составлялся на основе представлений о цикличности криогенного морфолитогенеза на шельфе Вос­точной Сибири и данных грунтовых колонок, характеризующих смену субаэрального осадконакопления морским в конце позднего плейстоцена – голоцене (Bauch et al., 2001; Объяснительная записка…, 1999). К настоящему времени опубликованы ряд моделей позднеплейстоцен-голоценовой трансгрессии (Holmes, Creager, 1974; Дегтяренко и др., 1982; Селиванов, 1995; Bauch et al., 2001; Клювиткина, 2007). Их общей чертой является отсутствие учета развития криогенных процессов, изменявших рельеф шельфа и влияв­ших на ход трансгрессии.

При составлении сценария трансгрессии учитывалось, что данные грунтовых коло­нок подняты из долин рек и грабенов. Они отражают ход ингрессии моря, продвигавше­гося по долинам и системам термокарстовых озерных котловин в днищах грабенов (кри­вая 1 на рис.6). При составлении кривой затопления горстов (2 на рис.6) исходной явля­лась разница абс. высот  их поверхности, остававшейся сушей, и абс. высот затапливаемых днищ термокарстовых котловин в соседнем грабене. Эта разница принималась численно равной мощности ЛК, поскольку ЛК в грабене вытаял, а на горсте сохранился. При этом условии запаздывание затопления горстов по сравнению с затоплением термокарстовых депрессий в грабенах равнялось промежутку времени, необходимому для подъема уровня моря на высоту, равную мощности ЛК. Последняя оценивалась на основании мощности ЛК на па­леоостровах Семеновский, Васильевский, Фигурина и сокращении ее в направлении к внешнему шельфу. Она принята равной 20 м в диапазоне современных глубин моря 0-50 м и около 10 м на шельфе с глубинами более 50 м . В соответствии с изменением во вре-мени роли термокар-ста и термоабразии в пре­образовании ре-льефа шельфа, сфор-мированного нако-плением поздне-плейстоценового ЛК, в ходе трансгрессии выделяются три этапа.

В первый этап – от 15 до 13-12 календарных (кал.)т.л.н. – термокарстовые котло­вины были редкими. Поэтому окраина шельфа затапливалась в соответствии с гипсомет­рией поверхности, сформированной  в сартанский пессиум (рис.7-а,б). К 13-12 кал.т.л.н. была затоплена ничтожная часть внешнего шельфа (рис.7-б). Во второй этап (13-5 кал.т.л.н.) трансгрессия имела вид первоочередной ингрессии по долинам рек и системе  формирующихся термокарстовых котловин в грабенах с последующим затоплением гор­стов по мере повышения уровня моря. На  данном этапе была за­топлена основная часть шельфа (рис.7-в,г,д), что подтверждается материалами по иско­паемым микроводорослям (Клювиткина, 2007). Если в 12-11 кал.т.л.н. в долинах и грабе­нах внешнего, а в 10-8 кал.т.л.н. - центрального шельфа,  преобладала обстановка побере­жий (рис.7-в,г), то к 5 кал.т.л.н. (рис.7-д) по всем грунтовым колонкам фиксируется нали­чие морских условий.

В третий этап (5 кал.т.л.н. - современность), когда уровень моря достиг современ­ных отметок, и большая часть грабенов оказалась под уровнем моря, затоплению подвер­гаются прилегающие к современной суше горсты (рис.7-д,е). Сложенные ЛК, они пред­ставляли собой полуострова и острова, возвышавшиеся над уровнем моря на 20-25 м. Ос­новным инструментом трансгрессии на этом этапе становится термоабразия берегов, сложенных ЛК. Термоабразионное отступание берегов рассчитывалось на основании мно­гочисленных данных, полученных в настоящее время в различных условиях: на современ­ной акватории, в заливах, в пределах выступающих в море мысов, при более высокой по сравнению с современной и более низкой летней температуре.

Кривые затопления (1 и 2 на рис.6) и картосхемы (рис.7) показывают, что в периоды быстрого повышения уровня моря горсты затапливались на 0,5-2 т.л. позже грабенов. Начиная с 8 т.л.н., когда уровень моря приблизился, а около 5 т.л.н. достиг со­временных отметок, запаздывание  достигало 5-8 т.л.

В результате реконструкции произведено районирование шельфа по продолжи­тельности затопления, т.е. по продолжительности деградационного периода в развитии КЛЗ шельфа. Важность районирования заключается в том, что сроки затопления и про­должительность деградации оказались связаны не только с современными глубинами моря, но также - с распределением тектонических структур. Положительные и отрица­тельные структуры, почти не различаются в современной батиметрии. Поэтому все мо­дели, характеризующие ход трансгрессии в зависимости от современных глубин моря, менее реально отражают продолжительность деградации КЛЗ в разных частях шельфа, чем модель, предложенная автором.

Сценарий (рис.6, 7) выявляет общее соответствие хода трансгрессии моря на шельфе Восточной Сибири ее глобальному ходу, а также - не­равномерность изменения уровня моря. Наиболее быстрый подъем уровня (25 мм/год) был свойствен ин­тервалам 14С 15-11 и 9-7,5  т.л.н. Периоды подъема сменялись периодами снижения уровня, наиболее значительное из которых связывается с похолоданием позднего дриаса (рис.6). Современных отметок (около 0 м) уровень моря достиг около 5 кал.т.л.н., когда полно­стью деградировали позднеплейстоценовые ледниковые щиты.

Глава 4.  СИСТЕМА

РЕГИОНАЛЬНЫХ ПАЛЕОТЕМПЕРАТУРНЫХ РЕПЕРОВ

Анализ принципов и методологии палеотемпературных реконструкций пока­зывает, что историческая геокриология в настоящее время располагает общим методоло­гическим подходом к изучению истории развития ММП (работы И.Я.Баранова, В.А Куд­рявцева, А.И.Попова, В.В.Баулина, С.М.Фотиева и др.) и разнообразными методами для получения палеотемпературных реконструкций. Температурные условия реконструируются: по ширине эле­ментарных жилок и другим параметрам ПЖЛ (Т.Н.Каплина, Н.Н.Романовский), по минералогическим особенностям пород (В.Н.Конищев, С.Ф.Колесников, В.В.Рогов), по гео­термическим особенностям разреза ММП (В.Т.Балобаев), по ионно-солевому составу крио­пэгов (Я.В.Неизвестнов, С.М.Фотиев, И.А.Комаров, Н.Г.Волков), по мощности голоцено­вого покровного  слоя (Т.Н.Каплина, А.Л.Чеховский, Г.Ф.Гравис, Л.А.Конченко). По изотопному составу ПЖЛ оцениваются среднезимние температуры воздуха (М.Н.Коняхин, Д.В.Михалев, В.И.Соломатин, А.Ю.Деревягин, А.Б.Чижов, Х.Майер), а среднемноголетние – в сочетании с палеоботаническими данными (Ю.К. и А.К.Васильчук). Использование палеоэкологических методов и данных освещается в работах Р.Е.Гиттерман, М.П.Гричук, А.В.Ложкина, А.В.Шера, С.В.Киселева, С.А.Кузьминой, А.А.Величко, А.А.Андреева, В.А.Климанова, А.В.Алфимова, Д.И. Бермана и др. Для изучаемого и смежных регионов составлены температур­ные реконструкции также расчетным методом с контролем по современным параметрам ММП (Г.Э.Розенбаум, Н.А.Шполянская), с помощью гармо­нического анализа региональных данных по температуре воздуха (Э.Д.Ершов, Л.Н.Максимова, Н.П.Левантовская, А.В.Медведев), по кривым содержания диатомовых водорослей и биогенного кремнезема в осадках оз. Байкал (С.М.Фотиев). Для реконструкций, как правило, используется один  из методов, хотя известно, что применение комплекса методов повышает их достоверность.

Для Восточно-Сибирской Арктики составлен ряд моделей эволюции темпера­туры пород и воздуха. Модели Т.Н.Каплиной в эоплейстоцене - голоцене и В.Н.Конищева в палеогене - голоцене характеризуют ее главные закономерности: соот­ветствие общему ходу глобального кайнозойского похолодания и его специфическое про­явление в условиях приморских низменностей Якутии. Опубликованы также представле­ния о температурной динамике в плиоцене-голоцене (Л.Н.Максимова, В.Н.Зайцев), в среднем плейстоцене-голоцене (Г.Э.Розенбаум, Н.А.Шполянская). Перечисленные модели представляют несомненный интерес, однако их использование при математическом моде­лировании формирования и эволюции КЛЗ шельфа представляется невозможным. Это связано с тем, что модели составлены на основании разреза приморских низменностей, который содержит перерывы в осадконакоплении. Они используют мате­риал, полученный в 60-80 гг. ХХ в., когда датирование  базировалось преимущественно на биостратиграфических данных с низким временным разрешением. Температурные оценки носят дискретный характер, а для их производства используется лишь один из методов, располагаемых в настоящее время исторической геокриологией. Модель, освещающая динамику tв в последние 40-30 т.л. (Ю.К.Васильчук), имеет большое значение, поскольку с этим периодом связаны особенности совре­менной КЛЗ севера Восточной Сибири. Составленная по данным 18ОПЖЛ, она дает значения температуры, отличающиеся от значений, получаемых другими методами. Поэтому интерпретация данных изотопно-кислородного состава ПЖЛ  является в настоящее время предметом дискуссии.

Система региональных палеотемпературных реперов (ПТР). Система регио­нальных ПТР необходима для преобразования изотопных палеотемпературных кривых (18О или 2Н) в региональные кривые динамики tв. В качестве ПТР используются рекон­струкции tв и tср, полученные по надежно датированным отложениям Восточно-Сибирской Арктики, соответствующим периодам смены температурного тренда. Примене­ние изотопных палеотемпературных кривых решает две важнейшие задачи. Оно обеспе­чивает построение непрерывных  во времени региональных кривых динамики tв и tср при использовании дискретных региональных палеотемпературных реконструкций. И самое главное, оно позволяет преодолевать прерывистость геологической летописи и недоста­точность палеотемпературной изученности региона. 

Автором предпринята попытка использовать при построении система ПТР Вос­точно-Сибирской Арктики реконструкции, составленные различными методами. Принци­пиальная сопоставимость таких реконструкций обеспечивается тем, что в основе каждого метода лежит используемая им связь особенностей состава и строения ММП с темпера­турными условиями формирования мерзлых пород. Целесообразность использования раз­ных методов, несмотря на то, что каждый из них находится в состоянии становления и разработки,  доказывается сходством реконструкций для сартанского пессиума. Реконст­рукции, составленные по ширине элементарных жилок в ПЖЛ (Т.Н.Каплиной и И.Л.Кузнецовой) и соотношению основных породообразующих минералов (В.Н.Конищевым) дают одинаковый диапазон температур пород и воздуха на севере Яку­тии (-21÷-25С). Такие же температуры для приморских низменностей Якутии может дать геотермический метод. Об этом свидетельствует широтно-зональный градиент сартанских палеотемператур, полученных В.Т.Балобаевым для более южных районов Якутии, где климатические экстремумы проявляются слабее, чем в высоких широтах. Сопоставимые с указанными температурами по 18ОПЖЛ получены В.Н.Голубевым и др. (2001) с учетом сублимации снежного покрова. Автором для малоснежных  сартан­ского и более древних пессиумов по 18ОПЖЛ (данные А.Ю.Деревягина, А.Б.Чижова, Х.Майера) с помощью зави­симости Ю.К.Васильчука реконструированы tв, равные -21÷-23С. Оценка летних темпе­ратур при этом осуществлялась по энтомологиче­ским и ландшафтным данным. В систему ПТР вошли также ре­конструкции, составленные  автором по ионно-солевому составу криопэгов для пессиумов, и реконструкции автора, А.А.Величко и Т.Н.Каплиной для оптимумов, построенные с помощью палеоэкологических методов.

Реконструкции обоснованы более, чем 200 определениями возраста отложений сред­него плейстоцена - голоцена опорных разрезов Быковского полуострова, острова Б.Ляховского, дельты Лены, мыса Мамонтовый Клык 14С AMS-, 230Тh/U-, IRSL- и палео­магнитным (ПМ) методами (Schirrmeister et al., 2002; 2003; Krbetschek et al., 2002; Николь­ский, Басилян. 2003; Andreev et al., 2004; Тумской и др., 2005; Деревягин и др., 2007 и др.), а также биостратиграфическими данными А.В.Шера, В.С.Зажигина и 14С-датами, полу­ченными  Т.Н.Каплиной и другими исследователями в 70-80-х годы ХХ в.

ПТР периодов аградации ММП. Для пессиумов эпох  формирования поздне - и среднеплейстоценовых ледовых комплексов (сартанской, зырянской, тазовской; холод­ного пика МИС-7), автором получен одинаковый диапазон tв и tср, равный -21÷-25С. Он принят в качестве репера степени похолодания, связанного с основными глобальными климатическими циклами. Отклонения от него в отрицательную сторону (tср ниже -21÷-25С) диагностируют существование в пессиум дополнительного (к глобальному) источ­ника охлаждения, в положительную (tср выше -21÷-25С) - существование источника, уменьшавшего охлаждение. Такими источниками могли быть ледниковый покров, способствовавший понижению tв и tср на приледниковых участках,  ледниковый и водный покровы, отепляю­щее действовавшие на перекрываемые ими отложения.

В каргинское время кратковременные потепления чередовались с кратковремен­ными похолоданиями. Каргинские похолодания в интервале 30-25 т.л.н. не отличались или почти не отличались от сартанского пессиума. Ранее это было зафиксировано Ю.К.Васильчуком. В потепления в условиях ультраконтинентального климата tв состав­ляли -16÷-17С, tср - -12÷-15С (отклонения от современных значений - Δtв и Δtср =-2÷-7С). Наиболее значительное потепление отмечено от 50-48 до 35 с пиком около 46-42 т.л.н. Оно выражено горизонтами торфяников в дельте Лены (44 14С т.л.н.) и низовьях Колымы (40,6 и 41 т.л.н.), погребенной почвой с признаками таежного почвообразования в ни­зовьях Колымы (40-37 т.л.н.) (рис.4).

ПТР периодов деградации ММП. Наиболее теплым временем считается казанцев­ский оптимум с теплым морем и пониженной континентальностью климата. Автором по­лучено, что tв составляла -8÷-10С, а tср изменялась от -1÷-2°С на юге низменностей (69°с.ш.) до -6÷-10°С на осушенных частях шельфа и островах (74-77°с.ш.). Это  на 4-5°С выше современ­ных значений. Близкие к указанным температурам пород получены Т.Н.Каплиной и В.Н.Конищевым, температурам воздуха – А.А.Величко и др. (2002). На юге низменностей в это время реконструируется широкое распространение несливаю­щейся мерзлоты.

В голоценовый оптимум по оценкам автора tв была ниже казанцевской, составляя -9÷-11С (на 3-4С выше современной). На низменностях оптимум был приурочен к боре­альному времени (9-8 т.л.н.) с tср - -1÷-5С, на островах – к пребореалу (10-9 т.л.н.) с tср - -5÷-8С (Δtср =2÷7С). На основании изменчивости мощности покровного слоя (от 1,5-2 до 3,5-4 м) предполагается существование несливающейся мерзлоты; однако, в отличие от казанцевского оптимума, - только на юге низменностей. Постбореальные колебания tв и tср не выходили за пределы ± 2С по сравнению с современными значениями.

Амплитуда оптимально-пессимальных колебаний tв составляла 14-15С. Для тем­пературы пород в зоне современных арктических тундр и пустынь она равнялась 17-18, в зоне редколесий и на шельфе – 21-25С.

Оледенения и палеотемпературные реперы ледниковых условий. В настоящее время общепризнано, что в Восточно-Сибирской Арктике мощных ледниковых покровов не было. Версии об обширном оледенении в сартанский криохрон (Атлас снежных ресур­сов, 1997; Grosswald, 1998) или о существовании неподвижных ледников мощностью 400-800 м (Балобаев, 2005) противоречат почти полному отсутст­вию в регионе ледниковых отложений и форм рельефа, а также большому количеству сартанских датировок ма­мон­товой фауны. Последние, включая пессиум, распространены на низменностях и островах от 69 до 76с.ш. (Sher et al., 2005). Острова - реликты ЛК, разрушенные в последние 50-250 лет,  также свидетельствуют о широком распро­странении на шельфе подземного, а не наземного оледенения.

Вместе с тем, ледники на островах Де Лонга существует сегодня, а на островах Нов. Сибирь и Фаддеевский их развитие в прошлом зафиксировано в виде дислоцирован­ных пластовых льдов (Анисимов, Тумской, 2003). На Новосибирском ар­хипелаге автором установлен ряд природных явлений, пространственная связь которых с районами оледенений позволяет рассматривать ее в качестве генетической. Это – редуци­рованная мощность ММП; температурные градиенты в скважинах до 6С/100 м; высоко поднятые морские террасы; большая скорость (от 2-6 до 30 мм/год) современных верти­кальных движений; термокарстовые озера, глубина которых в несколько раз превышает мощность ЛК. Эти явления, рассматриваемые как признаки оледенений, распространены также в Лено-Анабарском секторе приморских низменностей. Здесь они дополняются данными о накоплении мощных (50 м) толщах пресноводных песков в интервал 100-50 т.л.н. (Schirrmeister et al., 2003), о песчаных массивах с ориентированной гид­ро­графической сетью. Они интерпретируются как показатели развития водно-ледниковых процессов.

В качестве признаков оледенений использовались также результаты оценки темпе­ратуры формирования ионно-солевого состава подмерзлотных криопэгов. Они харак­теризуют минимальные температуры пород, существовавшие на участках опробования в ходе длиннопериодной ди­намики климата и  подошвы ММП (Фотиев, 1999; Комаров и др., 2006). Их сравнение с температурами неледниковых пессиумов позво­лило предположить формирование локальных холодных ледников близ участков опробо­вания в наиболее холодные пессиумы.

Широкий комплекс перечисленных признаков – геотермических, геокриологиче­ских, геомор­фологических, геодинамических, геологических, гидрогеохимических – уста­новлен автором для региона впервые. Его использование дает основание предполагать, что оле­денение МИС-6 не ограничивалось северо-востоком Новосибирского архипелага с приле­гающим шель­фом, а распространялось также на Ляховские острова. К западу от ни­зовий Лены оледене­ние  МИС-5b - МИС-4 имело место на возвышенном обрамлении Средне-Си­бирского плоскогорья, а на кряжах Чекановского, Прончищева и их подножье сущест­вовали локальные пассив­ные ледники. Проявление ледниковых и водно-леднико­вых про­цессов в Лено-Анабарском секторе низменностей и их обрамлении дискутируется с сере­дины ХХ века. Полученный автором вывод подтверждает ледниковую интерпрета­цию ряда геолого-геоморфологиче­ских образований низовий Лены (В.В.Куницкий, М.Г.Гроссвальд, В.Б.Спектор, Д.Ю.Большиянов) и Лено-Анабарской области (А.П.Пуминов). В сартанское время имели место лишь небольшие изолированные пассив­ные ледники и снежно-фирновые покровы на возвышенностях и их подножье. Такое за­ключение согласуется с данными об аградационном соотношении тепловых потоков в толще ММП и ее талом подстилании на подгорных частях низменностей (Балобаев, 2005). Интенсивное современное поднятие Земли Бунге (6 м за последние 200 лет), а также на­личие глубоких термокарстовых озер, тогда когда образование ПЖЛ только начинается, дает основание предполагать образование пассивного ледника в Малый ледниковый пе­риод (МЛП) или в одно из последних позднеголоценовых похолоданий. Это предположе­ние согласуется с современной аградацией  ММП на островах Ляховские и Нов. Сибирь, устанавливаемой по геотермическим данным.

Температура пород в ледниковых обстановках реконструированы по данным ионно-солевого состава криопэгов, оценкам по 18ОПЖЛ в отложениях куччугуйской свиты в сочетании с данными по насеко­мым и ландшафтам и результатам расчета. Приледниковые условия характери­зовались значениями tср, равными -30÷-35С и ниже, под ледниками породы не выхолаживались ниже -15-÷-20С.

Глава 5.  СЦЕНАРИЙ ДИНАМИКИ ТЕМПЕРАТУРЫ ВОЗДУХА И ПОРОД В СРЕДНЕМ ПЛЕЙСТОЦЕНЕ-ГОЛОЦЕНЕ

Построение сценария и его содержание заключаются в следующем.

1. Основным постулатом, обусловливающим возможность создания сценария динамики tв на основе кривых δ18О, δ2Н, биогенного кремнезема, является характеризуемая ими синхронность основных климатических экстремумов на Земле. Между тем, положение экстремумов на шкале времени в разных районах нередко различается на несколько тыс. лет. Это особенно хорошо видно по датам голоценового оптимума в разных регионах и связано с влиянием региональных условий на ход глобаль­ных колебаний кли­мата. При составлении региональных сценариев асинхронность необ­ходимо устранять, выбирая изотопно-геохимическую кривую такого района, который сходен с изучаемым районом в отношении влияния региональных факторов на ход гло­бальных колебаний кли­мата.

2. Региональные факторы влияют также на величину амплитуд глобальных темпе­ратурных колебаний. Диапазон ва­риаций амплитуд 100-тысячелетних колебаний (опти­мально-пессимальных)  на суше уме­ренных и высоких широт составляет от 8-10 до 16-20С. Амплитуда в районах плейстоценовых оледенений больше, чем в неледниковых районах. Увеличивают амплитуду по срав­нению с ее глобально обусловленной величиной также изменения океанической или атмосферной цир­куляции, трансгрессии-регрессии моря,  вклад альбедо в температурные колебания в вы­соких ши­ротах по сравнению с умерен­ными. На леднико­вом плато Восточной Антарктиды и в низких широтах океана вклад региональных факто­ров был ничтожен, поскольку условия (ледниковые и морские соответственно) в леднико­вья и межледниковья не менялись.

Ценность кривых содержания биогенного кремнезема и диатомовых водорослей в осадках оз. Байкал связана с тем, что они характеризуют динамику климата в одной из наиболее континентальных частей криолитозоны России. Однако, эти кривые содержат вклад оледе­нений и периодов горообразования  в ход глобальных температурных колебаний, что ограничивает их использование в дру­гих регионах. Для построения палеотемпературного сценария Восточно-Сибирской Арктики, где неледниковые условия доминировали не только в термохроны, но и в криохроны, более пригодными являются ледниковые и морские изотопные кривые.

3. Морские, ледниковые и байкальские кривые в разной степени отра­жают температурные колебания. Продолжительность пессиумов на байкальских кривых существенно больше, чем на морских и ледниковых изотопных кри­вых. Данное обстоятельство позволяет предполагать нелинейность связи температурных условий с содержанием биогенного кремнезема. Использование кривых для количествен­ных температурных оценок обусловливает необходимость изучение указанных связей.

Наиболее прямо ледниково-межледниковые изменения температурных условий ха­рактеризуются кривыми, полученными по кернам ледниковых щитов центральных частей Антарктиды и  Гренландии, поскольку изотопный состав ат­мосферных осадков, идущих на формирование льда, определяется температурой конден­сации водяного пара. Грен­ландскими кривыми 18О охватывается период 250 т.л. (сква­жины Саммит и GISP-2), кри­вой 2Н ст. Восток - 410 т.л. На изменения климата, отражае­мые гренландскими кривыми, весьма изменчивого в позднем плейстоцене, влияли коле­бания объема гигантского Лав­рентийского ледникового щита и динамичная Северная Ат­лантика. Высокое ледниковое плато (3700 м) в районе ст. Восток, наоборот как в крио­хроны, так и в термохроны, было мало доступно для влияния океана. Низменности Восточ­ной Сибири также мало доступны для влияния воздушных, а моря - для воздействия вод­ных масс атлантического и тихооке­анского происхождения. Постоянство ледниковых ус­ловий в районе ст. Восток, неледни­ковых условий - на большей части Восточно-Сибир­ской Арктики, незначительность региональных воздействий – позволяют оце­нивать ход климатических колеба­ний в обоих регионах как соответствующий глобаль­ному. Указанное обстоятельство, а также более продолжительный период характеристики истории климата  определило вы­бор кривой ст. Восток для построения  сценария на суше Восточно-Сибирской Арктики.

4. Большую роль в построении реалистичного сценария играет точность датирова­ния изотопно-геохимической кривой, используемой для его построения. Погрешность но­вой хроностратиграфической шкалы керна ст. Восток (GMTS – Geophysical-metronome time-scale) не превышает 5 т.л. (Липенков и др., 2000). Возрастная привязка системы ПТР Вос­точно-Сибирской Арк­тики к шкале GMTS произведена с помощью датировок голоце­но­вого оптимума, сартан­ского и зырянского пессиумов, оптимума МИС-7а. Даты этих важ­ных экстремумов в Вос­точно-Сибирской Арктике совпали с точностью 1-1,5 т.л. с их да­тами по шкале GMTS на ст. Восток. Почти полная их одновременность в обоих регио­нах видна по красным знач­кам 1 на рис.1. Синхронность дат явля­ется результатом существенного уточнения новой возрастной шкалы керна ст. Восток и свидетельствует о сход­стве хода температурных колебаний в обоих регионах. Сходство подтверждается сопостави­мостью динамики летних температур на современном побере­жье Восточно-Сибирской Арктики (рис.4-А) и средне­многолетних в районе ст. Восток (рис.4-В) во второй половине позднеплейстоценового крио­хрона (47-10 т.л.н.). Сходство в криохроны обусловлено удаленностью моря в эти периоды от современного побережья Восточно-Си­бирской Арктики и ультраконтинентальностью кли­мата в обоих регионах. В период трансгрессии моря (13-0 т.л.н.), смягчавшей климат Вос­точно-Сибирской Арк­тики, основ­ными материалами для составления сценария являлись: для шельфа - сценарий хода трансгрессии моря (рис.7; 1-А,Г), для низменностей - состав­ленный по региональным данным сценарий динамики tв и tср (соответствующие части кри­вых Б и В на рис.1).

5. Построение регионального палеотемпературного сценария выполняется в два этапа. На первом этапе производится построение кривой динамики tв Вос­точно-Сибир­ской Арктики (рис.1-Б). Синхронность основных климатических экстремумов в изучае­мом и районе ст. Восток определила ее построение как трансформацию кривой ст. Восток в соответствии с соотношением отклонений tв от современных значений, которые зафик­сированы в кривой ст. Восток и системе ПТР Восточно-Сибирской Арктики. Пропорцио­нальное соотношение отклонений явилось подтверждением сходства хода колебаний кли­мата в обоих регионах и обусловило применение редактора векторной графики Corel Draw для построения сценария.

На втором этапе составляется сценарий динамики tср. Он представляет собой се­мейство кривых tср, с помощью которого описываются пространственно-временные  изме­нения tср в связи с пространственно-временными  изменениями природной среды шельфа и приморских низменностей. Две из таких кривых приведены на рис.1-В,Г. Основными пространственными особенностями и природными событиями в регионе, учтенными в сценарии, явились: дина­мика климата, регрессии и трансгрессии моря, ландшафтная и геотемпературная зональ­ность и ее динамика, цикличность криогенного морфолитогенеза и особенности его прояв­ления в отрицательных и положительных морфо- и неотектонических структурах, образо­вание-таяние локальных ледников.

Составление сценария динамики tср (а также составления системы ПТР и сценария tв) явилось результатом анализа палеотемпературных реконструкций и изучения законо­мерностей формирования и динамики температуры пород в среднем плейстоцене - голо­цене. Оно осуществлялось на основе количественной оценки влияния  отдельных природ­ных факторов и их комплекса на формирование tср (Методика мерзлотной съемки, 1979).

6. Разработанный метод проверен составлением модели динамики tв и tср примор­ских низменностей в последние 5 млн. лет. Три варианта моделей tв, построенные на ос­нове температурных реконструкций Т.Н.Каплиной, В.Н.Конищева, А.А.Архангелова, М.П.Гричук для плиоцена-голоцена, с помощью диатомовой байкальской и двух изотопных морских кривых, оказались сопоставимыми друг с другом. Сопоставимость характеризует изотопно-геохимические кривые, позволяющие учесть по­следовательность глобальных климатиче­ских событий, и региональные реконструкции как материалы, дополняющие друг друга при составлении  региональных палеотемпературных моделей. Исследование показало лучшую пригодность морских кривых по сравнению с байкаль­ской. На основе региональ­ной модели динамики tв, построенной на базе изотопно-кисло­родной кривой ODP-V19-30, 677, 846 (Shackleton et al., 1995) и региональных ПТР, авто­ром составлена модель дина­мики tср на приморских низменностях в плиоцене-голоцене. Проведенные исследования показали применимость использования изотопно-геохимиче­ских кривых в широком диа­пазоне интервалов времени.

Глава 6. КРИОЛИТОЗОНА ШЕЛЬФА ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ

Криолитозона по-преимуществу имеет трехярусное строение. Верхний и нижний ярус составляют охлажденные ниже 0С породы, средний представлен ярусом ММП.

Глубина залегания верхней границы яруса реликтовых шельфовых ММП оп­ределяет мощность верхнего яруса КЛЗ. По данным бурения, донного опробования и сейсмоакустики она варьирует от 0-2 до 80-86 м. Сопоставление с тектоническими картами (Драчев, 1999; Секретов, 2001) показывает, что все участки наиболее глубо­кого залегания кровли субмаринных ММП приурочены к отрицательным тектоническим структурам. В пределах положительных структур глубина залегания кровли существенно больше в прибрежной зоне (до15-20 м) по сравнению с основной частью шельфа, где она не превышает 5 м. Это свидетельствует о протаивании сверху за счет морской воды в интервале глубин 2,5-6 м, нередко прогреваемой летом до положительной температуры (Жигарев, 1997; Разумов, 2007). Протаивание осуществляется сейчас при медленном отступании берегов и осуществлялось при потеплениях только в последнюю фазу трансгрессии моря, происходившей за счет термоабразионного отступания берегов, сложенных ЛК. При быстром подъеме уровня, имевшем место при затоплении основной части шельфа, подобный прогрев был исключен.

Участки заглубления кровли яруса ММП до 70-86 м от дна моря в отрицательных структурах связывается с развитием озерного термокарста в конце периода осушения шельфа. Глубокий врез термокарстовых озерных котловин в отложе­ния ЛК и формирование подозерных таликов сформировали глубокие депрессии в кровле суб­аэральной мерзлой толщи. При затопление шельфа эти депрессии были преобразованы в субмаринные талики. Оценка глубины надмерзлот­ных субмаринных таликов, первопри­чиной возникновения которых  явился озерный термокарст, выполнена с по­мощью математического моделирова­ния (Тумской, 2002) по сценарию ав­тора. Оно показало, что субмаринные талики распространены в грабенах от изобаты 60 м  до современного побе­режья. Их глубина  увеличивается в направлении к прибрежному мелко­водью (рис. 8), свидетельствуя об оп­ределяющей роли в формировании глубин таликов высоких летних тем­ператур воздуха в период осушения и позднего их затопления морем. На глубинах моря более 60 м подозерные талики, в связи с незначительностью их размеров, промерзали при затоп­лении морем.

Важным результатом модели­рования представляется выявление возможности формирования  сквозных таликов в разломных зонах (при геотермическом потоке – q, равном 80-100 мВт/м2). Это происходит, если озера не дренируются или их котловины не подвергаются затоплению морем в течение 8-10 тыс. лет. Подтверждением результатов мо­делирования является наличие сквозных подозерных таликов, установленное данными ВЭЗ на субаэральном продолжении Усть-Ленского рифта (Зайцев, 1989).

Современное положение нижней границы криолитозоны и яруса ММП по ре­зультатам моделирования. Постановка задачи и геолого-тектоническая модель. В основе математической модели, использованной для моделирования изменений во времени теп­лового поля пород и подошвы яруса ММП и КЛЗ, лежит энтальпийная формулировка за­дачи Стефана со смешанными краевыми условиями. В одномерной постановке она при­менялась при изучении глубины залегания подошвы яруса ММП на шельфе Восточной Сибири при фоновом значении q и двухмерной – при изучении залегания подошвы яруса ММП в рифтовой системе моря Лаптевых. Для расчетов использовались программы, в ко­торых модель реализуется методом конечных разностей (Типенко и др., 1999). На верхней границе в соответствии с  вариантами сценария задавалось изменение tср во времени. При затоплении tср скачком менялась на температуру придонной воды, которая при отступании моря также скачком преобразовывалась в tср участка суши, характерную для соответствующих географической широты и момента времени. Температура замерзания морских осадков принималась равной -2С. На нижней границе задавался геотермический градиент. В качестве начальных условий принималось отсутствие ММП на шельфе 400 т.л.н. и стационарное распределение температуры по глубине со­гласно геотермическому градиенту. В модели учитывалось формирование ЛК с подземными льдами, имеющими тем­пературу замерзания-таяния 0С, преобразование рельефа шельфа процессами термокар­ста, термоабразии, наличие локальных пассивных ледников.

Плотность геотермического потока - 50, 70 и 100 мВт/м2 и более в горстах, грабе­нах и разломных зонах соответственно – была задана на основании анализа данных, свой­ственных мезозоидам севера Якутии, северному ограничению рифтовой системы моря Лаптевых, Момской и другим континентальным рифтовым зонам. Геологические разрезы шельфа мощностью 3 км задавались с использованием данных как по изучаемому региону (Драчев, 1999; Дорофеев и др., 1999; Объяснительная записка…, 1999; 2000), так и по ряду других шельфовых морей. Назначение теплофизических свойств осуществлялось по лите­ратурным данным (Балобаев и др., 1983; Балобаев, 1991; Теплофизические свойства…, 1984; Основы геокриологии, 1996 и др.).

Строение и мощность криолитозоны. Результаты моделирования показывают, что мощность яруса ММП, криолитозоны в целом и ее строение обусловлены влиянием ряда факторов. Это - плотность геотермического потока; продолжительность осушения и затопления; состав и свойства пород; широтное положение, определяющее геотемпера­турную зональность на этапе осушения шельфа в криохроны. Величина q является весьма действенным фактором: разница в 20 мВт/м2 определяет при прочих равных условиях  300-метровую разницу в мощности яруса ММП. Ранним затоплением внешнего шельфа обусловливается формирование субмаринных таликов на больших глубинах. С этой же причиной и различием q связана меньшая мощность КЛЗ и яруса ММП в грабенах по сравнению с горстами. Высокотеплопроводным скальным породам свойственна невысо­кая инерционность ММП. Они существенно скорее оттаивают, чем рыхлые отложения.

Результаты моделирования в совокупности с фактическими данными позволяют типизировать криолитозону по строению и мощности КЛЗ (рис.9). Она подразделяется на КЛЗ внеш­него (от изобат 45-50 м до бровки шельфа) и КЛЗ центрального и внутреннего шельфа (изобаты 45-50 - 0 м). Первой свойственно прерывистое распространение яруса ММП, второй – сплошное. Вторая в пределах шельфа моря Лаптевых подразделяется на КЛЗ грабенов, КЛЗ горстов и КЛЗ разломных зон (рис.9).

Криолитозону грабенов на изобатах от 50-45 до 0 м отличают две особенности: на­личие участков с мощным (до 85 м и более) верх­ним ярусом охлажденных пород и отно­сительная маломощность яруса ММП (300-100 м). Общая мощность КЛЗ грабенов не пре­вышает 300-350 м на мелководьях, 100-200 м – на глубинах 40-45 м. Под ярусом ММП существует ярус охлажденных по­род мощностью 70 м и более. В криолитозоне грабенов выделяются подтипы КЛЗ, различающиеся мощ­ностью  субмаринных надмерзлот­ных та­ликов (2-а и 2-б на рис.9) и мощностью яруса ММП. Различия связаны с расположением соответ­ствующих частей гра­бенов на раз­ных глубинах и сроками затопления.

Криолитозоне горстов свой­ственны мощности от 300 м на глу­бинах 40 м до 600-800 м на мелко­водьях. Такие зна­чения обуслов­лены мощным ярусом ММП (300-700 м и бо­лее), связанным с низкими ве­личинами q и поздним затоп­лением (3 на рис.9).

КЛЗ разломных зон рифтовой системы моря Лап­тевых повсеместно характери­зу­ется меньшей мощностью, чем в грабенах и горстах. По­этому нижняя поверхность яруса ММП в их пределах сво­дообразно поднята по сравне­нию с этой поверхностью в ок­ру­жающих их блоках. В раз­ломных зонах прогнозируются также сквозные субмаринные та­лики. В их пределах  КЛЗ представлена только ярусом охлажденных пород двух ти­пов. Первый тип – это эндо­генные субмаринные напорно-фильтрационные талики, обу­слов­ленные разгрузкой подземных вод, очаги питания которых приурочены к зоне сочле­нения горного обрамления с низменностями.

Прогнозирование таких таликов связано с тем, что в зоне сочленения низменностей с их горным обрамлением развиты очаги поглощения речных вод, а в континентальном продолжении рифтовой системы моря Лаптевых  зафиксировано возникновение новых и изменение местоположения существующих сквозных напорно-фильтрационных таликов, связанных с сейсмоактивными разломами (Афанасенко и др.. 1976; Романовский и др., 1993). Геокриологические условия акватории существенно мягче условий суши. Поэтому существование восходящей фильтрации по открытой трещиноватости в сейсмоактивных разломных зонах шельфа пред­ставляется весьма вероятной.

Второй тип таликов в разломных зонах связан с дегра­дацией яруса ММП сверху и снизу. Деградация сверху осу­ществлялась на этапе осушения шельфа за счет термокарста,  де­градация снизу позже – за счет раннего затопления и высоких значений q (100 мВт/м2 и более). Такого типа субмаринные та­лики предполагаются также в грабенах. О высокой вероятно­сти их существования в грабенах проливов Санникова и Дм. Лап­тева, которое с 70-80-х гг. ХХ в. является предметом дискуссии (Я.В.Неизвестнов, Л.А.Жигарев, А.И.Фартышев), гово­рит целый ряд данных. Это - мас­совое развитие термокарсто­вых кот­ловин на дне проли­вов, их зато­пле­нием ранее 14С 8,6 т.л.н. (Объяснительная записка…, 1999), высокая сейс­мич­ность, на­личие блоков с малой мощностью рыхлого чехла, а главное – проявления газа при бу­рении, состоящего по данным Я.В.Неизвестнова на 75-95% из метана. Ано­мальное содер­жание метана в поверх­ностных и придонных водах, выявленное на южном фланге Бель­ковско-Святоносского рифта и ряде других мест (Shakhova et al., 2005; 2007), предпо­ло­жительно принимается в качестве индикатора сквозных субмаринных таликов. Предпо­ло­жение свя­зано с существованием ЗСГГ под толщей ММП и ее динамикой, изучавшейся с применением ма­тематического моделиро­вания с участием автора (Романовский и др., 2003; 2006).

Наличие на шельфе скальных поднятий с маломощным рыхлым чехлом (поднятия Де Лонга, Медвежьих островов) дает возможность прогнозировать существование сквоз­ных субмаринных таликов, обусловленное малой тепловой инерцией скальных пород. Они возможны на  участках, затопленных 5 т.л.н. и более (глубины 20-30 м и более), а на меньших глубинах – в пределах ледникового ложа.

Динамика мощности криолитозоны определялась чередованием регрессий и транс­грессий моря, происходивших в соответствии с климатической и гляциоэвстатиче­ской цикличностью на Земле. Максимальных значений мощность яруса ММП (1-1,5 км на гор­стах) достигала в пессиумы, запаздывая по отношению к их пикам на 2-5 т.л. Мини­маль­ных значений она достигала в конце трансгрессий с запаздыванием на 5-15 т.л. по от­но­шению к оптимумам. В рифтовых грабенах подошва яруса ММП в районе изобаты 10 м на 71 и 75с.ш. находилась на глубинах 250 и 280 м соответственно. От побережья до глу­бин 40-60 м, как показывает моделирование при q, равном 50 и 70 мВт/м2, ярус ММП в течение по­следних 400 т.л. полностью не деградировал.

Геокриологическое подразделение арктических шельфов и особенности КЛЗ  шельфа Восточной Сибири. Географическое положение шельфов является основным фактором, определяющим закономерности формирования и современное состояние шельфовой КЛЗ. Оно отражает как распределе­ние суши и моря в Арктике, сложившееся в результате ее геологического развития, так и динамику тепло- и влагообмена, следовавшую за колебаниями климата и уровня моря в плейстоцене - голо­цене. В соответствии с географическим положением шельфов выделены сектора: Приат­лантический (Баренцевоморский шельф), Западно-Сибирский (Карский шельф), Восточно-Сибир­ский (шельф морей Лаптевых и Восточно-Сибирского), Притихоокеанский (Чукотский шельф) и Се­веро-Американский (шельф моря Бофорта). Современные секториальные различия субмаринной криоли­тозоны обусловлены преимущественно сартанско – голоценовой историей изменения те­пло- и влагообмена шельфов с Северной Атлантикой, Тихим океаном и континентами.

Криолитозона Северо-Американского сектора (шельфа моря Бофорта) по данным Дж. Ви­вера, А.Джаджа, Дж.Маккея, Т.Е.Остеркампа, Т.Певе, Дж.Стюарта, А.Е.Тейлора, Дж.Хантера, У.Д.Харрисона, И.Дж.Чемберлена и др. является самой суровой. Ярус ММП пользуется сплошным распространением до бровки шельфа. В.А.Соловьеву (Соловьев и др., 1987) принадлежит вывод о его двухслойном строении. Верхний слой – островной, мощностью 15-20 м. Кровля нижнего слоя мерзлых толщ приурочена к глубинам 50-100 м, а подошва – к глубинам 400-780, возможно, к 900 м ниже дна моря.  Связь его мощно­сти с глубинами моря отсутствует. Мерзлой толще свойствен отрицательный температур­ный градиент до глубины 280-400 м, ее погружение под уровень моря по оценкам В.А.Соловьева произошло менее 5-2 тыс.лет назад, а  двухслойное строение  по его пред­положению она приобрела в субаэральных условиях, наподобие мерзлых пород Западной Сибири у Полярного круга.

Автором выдвинуты представления об определяющей роли компенсационных гля­циоизостатических движений в формировании субмаринной КЛЗ моря Бофорта. Гляцио­изостатические движе­ния ложа Лаврентийского ледника обусловили формирование по его обрамлению  гляциоизостатиче­ских поднятий в период существования ледника, сменяв­шихся опусканиями – во время и после его таяния (Никонов, 1977). Фрагментом пояса компенсаци­онных движений являлся шельф моря Бофорта. Поэтому его осушение происходило в силу поднятия, компенсировавшего по­гружение ложа под тяжестью нараставшего Лаврентий­ского ледника, а затопление - в силу трансформации поднятия в опускание. Время деградации ледника (6 т.л.н.)  соответствует времени затопления шельфа, оценка которого (5-2 т.л.н.) дана В.А.Соловьевым на основании нестационарности температурного поля мерзлых субмаринных по­род.

Независи­мость мощности ММП от глубин моря связано с тем, что осушение-затопление (и, соответственно, аградация - деградация ММП) обусловливались последовательностью вовлечения тех или иных участков шельфа в гляциоизостатическое поднятие в начале ледниковой эпохи и в гляциоизостатическое опускание - по окончании ее. Приуроченность шельфа моря Бофорта к компен­сационному поднятию подтверждается глубиной его промерзания. Она существенно больше, чем на прилегающей суше, покрывавшейся ледником (300-100 м, Marine Science Atlas of the Beaufort sea, 1987).

Связь двухслойного строения субмаринных мерзлых толщ с протаиванием под подпрудными водоемами на этапе осушения шельфа. Автор разделяет мнение В.А.Соловьева (Соловьев и др., 1987) о протаивании позднеплейстоценовых ММП сверху на этапе осушения шельфа. Однако, протаивание не могло происходить в субаэральных условиях. По мнению автора, оно осуществлялось в дегляциацию под подпрудными водо­емами. Компенсационное поднятие, преграждавшее продвижение ледника на север, в эпоху дегляциации служило препятствием для стока рек в море. С преобразова­нием поднятия в опускание в голоцене связывается спуск подпрудных водоемов и смена оттаивания промерзанием. Оттаявший слой до начала затопления морем промерз лишь частично, обусловив двухслойное строение субмаринной мерзлой толщи. Ее верхний слой является голоценовым, нижний – позднеплейстоценовым.

Таким образом, основные особенности КЛЗ моря Бофорта, отличающие ее от КЛЗ шельфа Восточной Сибири (особенно мощный ярус ММП; его двухслойное строение; не­стационарный режим мерзлой толщи и отсутствие связи ее мощности с глубинами моря), обусловлены гляциоизостатическими движениями.

На большей части Баренцевоморского шельфа (Приатлантический сектор) ярус ММП распространен в виде редких островов, а в зоне влияния Гольфстрима (почти поло­вина площади шельфа) криолитозона вообще отсутствует. Лишь в Печорском море  ярус ММП развит широко (Мельников, Спесивцев, 1995; Баулин, 2001; Бондарев и др., 2001; Рокос и др., 2001; Неизвестнов и др., 2005). Прерывистые мерзлые породы мощностью до 100 м  здесь с удалением от берега переходят в островные. Геокриологическая неоднород­ность разных частей сектора связана с их разной удаленностью от Атлантики - основного источника тепла и влаги в Северном полушарии. К числу других факторов, способство­вавших относительно неглубокому промерзанию шельфа и быстрой деградации ММП, относятся: оледенение, площадь которого дискутируется (Матишов и др., 2001; Тарасов, 2001; Svendsen et al., 2004), воздействие пресноводных бассей­нов в дегляциацию, высокая температура морской воды в голоценовый оптимум (Погодина, 2001).

Перигляциальный Печорский шельф наоборот промерзал глубоко, в оптимум тем­пература воды повышалась в меньшей степени, чем к западу от него, и ярус ММП деградировал лишь частично. Геокриологические условия Печорского шельфа сущест­венно мягче условий Восточно-Сибирского сектора, что обусловлено их существенно разной удаленностью от Северной Атлантики.

Притихоокеанскому (Жигарев, 1981; 1997; Соловьев и др., 1987) и Западно-Сибир­скому секторам (Мельников, Спесивцев, 1995; Бондарев и др., 2001; Рокос и др., 2001; Неизвестнов и др., 2005; Баулин и др., 2005) также свойственна менее суровая криолито­зона, чем в Восточно-Сибирском секторе. Распространение яруса ММП здесь изменяется с удалением от берега от сплошного до островного, а мощность – от 100 до десятков мет­ров. Ярус ММП формировался, как и в Восточно-Сибирском секторе, преимущественно в перигляциальной обстановке. Его меньшее современное распространение и мощность связаны с тем, что глубина промерзания в пессиум была менее значительной, а деградация мерзлых толщ происходила в более мяг­ких гидрологических и климатических условиях, чем на шельфе Восточной Сибири.

Таким образом, геокриологические условия Восточно-Сибирского сектора явля­ются наиболее суровыми на евразий­ских шельфах, что стоит в связи с расположением сектора в области влияния Азиат­ского антициклона, как в криохроны, так и в термохроны.

О реалистичности модели криолитозоны шельфа Восточной Сибири свиде­тельствуют следующие данные.

1. Сейсмоакустическое профилирование (рис.2), заверенное бурением и данными донного опробования в акватории, подтверждают сплошное распространение ММП до современных глубин моря 50-60 м, полученное в результате моделирования.

2. Модельная мощность субмаринных ММП в грабенах (100-300 м; рис.9) законо­мерно ниже ее субаэральных значений в аналогичных тектонических структурах (340-460 м), поскольку отражает результаты деградации под морем в течение многих тысячелетий.

3. О высокой вероятности существования сквозных субмаринных таликов в разломных зонах свидетельствует комплекс дан­ных в проливах Санникова и Дм. Лаптева. Одни из этих данных служат факторами, способствующими протаиванию ММП (раннее затопление, малая мощность рыхлого чехла, повышенный тепловой поток). Другие данные являются показателями маломощности яруса ММП или его отсутствия. Это -  выклинивание мерзлых толщ в направлении от берега, их отсутствие в проливах вплоть до глубин 40-70 м от дна, проявления метана при бурении. Высокую вероятность существования сквозных таликов в разломных зонах подтверждает наличие гидротермальной фауны на северном ограничении рифтовой системы моря Лаптевых.

4.  Модельные данные о формировании сквозных субмаринных таликов в толщах скальных пород подтверждаются данными М.Н.Григорьева и С.О.Разумова о существовании талика  на подводном под­нятии Медвежьих островов, сложенном скальными породами.

5. Глубокое залегание подошвы яруса ММП на мелководьях шельфа Восточной Сибири в пределах горстов (350-700 м  и более) подтверждают данные шельфа моря  Бофорта (400-780 м), сходные по температурным условиям и продолжительности периода промерзания, по величине q и продолжи­тельности деградации ММП.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В результате выполненных исследований созданы новые представления о современном со­стоянии криолитозоны шельфа Восточной Сибири. Это региональное исследование одновре­менно является палеогеографическим и палеогеокриологическим, поскольку модель со­временного состояния КЛЗ получена как результат эволюции природной среды к на­стоящему времени. Методика подобных исследований была практически не разработана. Настоящая работа имела комплексный поисковый характер. Ее основные результаты за­ключаются в следующем.

1. В работе получили обоснование и развитие методика применения ретро­спективного (геоисторического) подхода к воссозданию современного состояния шельфовой криолитозоны. Ретроспективный подход базируется на изучении причинно-следственных связей криолитозоны и природной среды в их динамике, и реализуется  на основе синтеза натурных данных и результатов математического моделирования. Важнейшей составной частью ретроспективного подхода явля­ется построение реа­листичного палеогеографического сценария. Разработан ме­тод, на­правленный на построение таких сценариев. Он предусмат­ривает использование изо­топно-геохимических кривых, отражающих глобальные колебания климата, для создания региональных палеотемпературных кривых. Метод дает возможность преодо­левать не­полноту геологической летописи, характерную для континентов,  недостаточную палео­географическую и геокриологиче­скую изученность региона.

Метод реализован в составлении сценария развития природной среды Вос­точно-Сибирской Арктики для последних 400 тыс. лет. В сце­нарии, представленном в виде семейства кривых динамики температуры пород, опи­сываются пространственно-временные  изменения tср в связи с изменениями в простран­стве и времени природной среды региона. Основными из таких изменений являлись: динамика климата, регрессии и трансгрессии моря, ландшафтная и геотемпературная зональность и ее динамика, циклич­ность в смене направленности криогенного морфолитогенеза и особенности его проявления в разнотипных морфо- и неотектонических структурах, образование-таяние локальных ледников.

2. Разработаны представления о геокриологической цикличности на шельфе Восточной Сибири в среднем плейстоцене – голоцене. Геокриологическая цикличность обусловливалась 100-тысячелетними циклами коле­ба­ний климата и уровня моря, от­ражающими циклы эксцен­триси­тета орбиты Земли. Холодный период циклов (при отри­цательном знаке температурного тренда) характеризовался аградацией ММП и накопле­нием ЛК на осушавшемся шельфе. Смена знака температурного тренда вызывала смену аградационной направленности в развитии ММП деградационной, сменой накопления ЛК его денудацией. Автором с коллегами установлено, что тип и время проявления денуда­ционных процессов по ЛК контролировались морфо- и неотектоническими структурами. В морфоструктурах грабенов смена знака температурного тренда приводила к развитию озерного термокарста по ЛК в заключительную фазу осушения шельфа, определявшего первоочередность затопления грабенов по сравнению с горстами. В морфоструктурах гор­стов ЛК разрушался преимущественно в заключительную фазу трансгрессии моря, т.е. спустя многие тысячи лет после начала термокарста. Верхние горизонты ЛК горстов раз­рушались под воздействием термоабразии берегов, а нижние после погружения останцов ЛК под уровень моря – донной термоабразией.

Показано, что морфо- и геоструктурный контроль развития термокарста и термоаб­ра­зии по ЛК определил современное распреде­ление суши и моря. В современном рельефе грабенам отвечают губы, заливы, проливы; горстам – острова, полуострова, мысы. Гео­структурные различия в очередности затопле­ния и плотности геотермического потока обусловили основные закономерности совре­менного распространения и мощности яруса ММП и шельфовой криолитозоны в целом.

Представления о цикличности криогенного морфолитогенеза и связи ее с морфо- и геоструктурами, позволили автору реконструировать ход позднеплейстоцен - голоце­новой транс­грессии моря с учетом тектонического строения и изменений рельефа шельфа. Неотектоника слабо выражена в современном рельефе шельфа. Поэтому реконструк­ция с учетом палеорельефа дает более реалистичную картину хода трансгрес­сии и изменений температуры пород, чем сделанные ранее реконструкции, в ко­торых со­временный рельеф принимается как существовавший в прошлом.

3. В работе получили развитие представления о существо­вании в регионе локальных холодных, преимущественно пассивных ледников. На островах Нов. Сибирь, Фаддеевский, Земля Бунге, Ляховские ледники имели распространение в плюви­альные фазы криохронов (МИС-6, МИС-4), а преимущественно пассивные локальные ледники – в МИС-2 и похо­лодания голоцена. В Лено-Анабарском секторе мощная толща пресноводных песков к се­веру от кряжей Прончищева и Чекановского, а также многочисленные зандры на низмен­ностях интерпретируются как показатели оледенения в МИС-4 не только горного об­рам­ления, но и указанных кряжей. В МИС-2 на кряжах Чекановского, Прончищева и их под­ножьях формировались локальные пассивные ледники. В обрамлении ледников образовы­вались полигональные системы песчаных и песчано-ледяных жил.

Эти выводы сделаны на основании выделенного автором комплекса явлений (геотермических, геокрио­логических, геоморфологических, гео­динамических, гидрогеохимических). Они территори­ально связаны с районами оледенений. Один из этих районов установлен (северо-восток Но­восибирского архипелага), другой - дискутируется (Лено-Анабарский сектор приморских низменностей). Территориальная связь указанных явлений с районами оледенений позволяет толковать ее как генетическую и рассматривать эти явления в качестве признаков существования ледников.

4. Автором в сотрудничестве с коллегами разработаны и сформулированы принципиально новые представления о криолитозоне шельфа Восточной Сибири. Это – криолитозона со сплошным распространением яруса ММП до современных глубин моря 50-60 м, пре­рывистым и островным - от глубин 50-60 м до бровки шельфа (80-100 м). Выше и ниже яруса ММП существуют ярусы охлажденных пород мощностью соответственно 5-80, 50-100 м и более. Наибольшая мощность КЛЗ и яруса ММП по данным моделирования свойст­венна структурам горстов. Здесь на мелководьях высоких широт и на месте исчезнув­ших остро­вов, слагавшихся ЛК, мощность КЛЗ может достигать  800-900, а мощность яруса ММП - 700 м. Грабенам свойственны меньшая мощность яруса ММП (300-100 м) и наличие надмерзлотных суб­маринных таликов. Последние возникли в результате озерного термо­карста по ЛК на этапе осушения шельфа и трансформировались  в субмаринные после его затопления. В зоне сплошного распространения яруса ММП в сейсмоактивных разломных зонах проливов Санникова и Дм. Лаптева развиты талики, насыщенные как водами морского состава, так и почти пре­сными водами. Прогнозируется, что талики в разломах рифтовой системы моря Лаптевых явля­ются сквозными, а насыщенные опре­сненными водами - связанными с разгрузкой артези­анских подземных вод, питающихся в горном обрамлении низменностей.

5. Произведено районирование арктических шельфов по их географическому по­ложению. Показано, что географическое положение является руководящим фактором в формировании шельфовой КЛЗ. Им  обусловливались секториальные раз­личия тепло- и влагообмена в плейстоцене – голоцене и в конечном итоге – различия в ис­тории развития шельфов. Выделены следующие сектора: Приатлантический (Баренцевоморский шельф), Западно-Сибирский (Карский шельф), Восточно-Сибирский (шельф морей Лап­тевых и Восточно-Сибирского), Прити­хоокеанский (Чукотский шельф), Северо-Американский (шельф моря Бофорта). Показано, что современное состоя­ние криолитозоны Восточно-Сибирского сектора предопределялось последствиями господства в плейстоцене – голоцене Сибирского антициклона. Это – суровость перигляциальной обстановки в крио­хроны и от­рицательная температура морской воды в течение всего трансгрессивного этапа, опреде­лявшая протаивание ММП только снизу. В дру­гих евразийских секторах формирование более мягких, чем на Восточно-Сибирском шельфе, гео­криологи­ческих условий определялось комплексом факторов. Одни из них обеспечивали меньшую суровость условий промерзания в криохроны, другие – высокий темп деградации  яруса ММП, осуществлявшейся не только снизу, но и  сверху.

Весьма своеобразным, в корне отличным от Восточно-Сибирского и в целом от ев­разийских шельфов, явилось формирование КЛЗ шельфа моря Бофорта. Авто­ром выдви­нуты и обосновываются представления о руководящей роли в этом процессе ком­пенсаци­онных знакопеременных гляциоизостатических движений. Они обусловливались по­груже­нием ложа Лаврентийского ледникового щита в процессе его нарас­тания, поднятием ложа в процессе и после его таяния. Особенности формирования КЛЗ определили специфику ее современного со­стояния. Это - двухслойное строение яруса ММП, глубокое залегание подошвы нижнего слоя (600-780 м от дна моря) и независимость мощности мерзлой толщи от современных глу­бин моря.

Задачи дальнейших исследований. Выполненное исследование является первым опытом изучения КЛЗ на новом информационном и методическом уровне. В связи с крайне слабой изученностью шельфа Восточной Сибири (геологической, палеогеографи­ческой, геокриологической) и обусловленностью современного состояния шельфовой КЛЗ историей развития, первоочередными являются две задачи:

- получение опорного материала о геологическом строении, строении КЛЗ и мощ­ности яруса ММП; проверка выдвинутых представлений;

- детализация представлений о динамике природной среды, особенно в последний климатический и гляциоэвстатический цикл (динамики уровня моря, осадконакопления, ландшафтов, криосферных процессов, температуры воздуха и пород).

Первоочередное значение, в связи с  вовлечением Баренцевоморского и Карского шельфов в сферу хозяйственного использования, приобретает разработка вопросов мето­дики геокриологических исследований и картирования шельфовой КЛЗ, в том числе - ретроспективного подхода к исследованиям.

Работы по теме диссертации, опубликованные в периодических изданиях, рекомендованных ВАК.

1. Романовский Н.Н., Гаврилов А.В., Холодов А.Л. и др. Реконструкция палеогеографических ус­ловий шельфа моря Лаптевых для позднеплейстоцен-голоценового гляциоэвстатического цикла // Крио­сфера Земли,  1997,  т.1, № 2, с. 42-49.

2. Романовский Н.Н., Гаврилов А.В., Пустовойт Г.В., Холодов А.Л. и др. Распространение субма­риной мерзлоты на шельфе моря Лаптевых // Криосфера Земли, т. 1, № 3, 1997, с. 9-18.

3. Романовский Н.Н., Холодов А.Л., Гаврилов А.В., Тумской В.Е., Хуббертен Х.В., Кассенс Х. Мощность мерзлых толщ восточной части шельфа моря Лаптевых (результаты моделирования) // Криосфера Земли, 1999, т. III, № 2, с. 22-32.

4. Романовский Н.Н., Гаврилов А.В., Тумской В.Е., Григорьев М.Н., Хуббертен Х.В., Зигерт К. Термокарст и его роль в формировании прибрежной зоны шельфа моря Лаптевых // Криосфера Земли, 1999, т. III, № 3, с. 79 – 91.

5. Гаврилов А.В., Тумской В.Е., Романовский Н.Н. Реконструкция динамики среднегодовых темпе­ратур пород на приморских низменностях Якутии и арктическом шельфе за последние 420 тыс. лет // Крио­сфера Земли, 2000, т. IV,  №4, с. 3-14.

6.  Холодов А.Л., Гаврилов А.В., Романовский Н.Н. Результаты моделирования динамики мерзлоты на приморских низменностях и на арктическом шельфе региона моря Лаптевых за последние 400 тыс. лет // Криосфера Земли, 2000, т. IV,  №4, с.32-40.

7. Гаврилов А.В., Тумской В.Е. Современные процессы криолитогенеза восточного побережья моря Лаптевых // Криосфера Земли, 2002, т. VI, №1, с. 35-48.

8. Романовский Н.Н., Гаврилов А.В., Тумской В.Е., Холодов А.Л. Криолитозона Восточно-Сибир­ского арктического шельфа // Вестник МГУ, сер. геология, 2003, № 4. с. 51-56.

9. Гаврилов А.В., Романовский Н.Н., Хуббертен Х.В., Романовский В.Е. Распространение островов – реликтов ледового комплекса – на Восточно-Сибирском арктическом шельфе // Криосфера Земли, 2003, т.VII, №1, с. 18-32.

10. Романовский Н.Н., Хуббертен Х.В., Гаврилов А.В. и др. Эволюция мерзлых толщ и зоны ста­бильности гидратов газов в среднем плейстоцене-голоцене на шельфе восточной части евразийской Арк­тики // Криосфера Земли, 2003, т. VII, № 4, с. 51-64.

11. Романовский Н.Н., Елисеева А.А., Гаврилов А.В. и др. Многолетняя динамика толщ мерзлых пород и зоны стабильности газовых гидратов в рифтовых структурах Арктического шельфа Восточной Си­бири (Сообщение 1). Геолого-тектоническая модель и палеогеографический сценарий // Криосфера Земли, 2005, т. IХ, № 4 , с. 42-53.

12. Гаврилов А.В., Романовский Н.Н., Хуббертен Х.В. Палеогеографический сценарий послеледни­ковой трансгрессии на шельфе моря Лаптевых // Криосфера Земли, 2006, т. Х, №1, с. 39-50.

13. Романовский Н.Н., Елисеева А.А., Гаврилов А.В., Типенко Г.С., Хуббертен Х.В. Многолетняя динамика толщ мерзлых пород и зоны стабильности газовых гидратов в рифтовых структурах Арктического шельфа Восточной Сибири (Сообщение 2). Результаты численного моделирования // Криосфера Земли, 2006, т. Х, № 1, с. 29-38.

14. Гаврилов А.В.  Типизация арктических шельфов по условиям формирования мерзлых толщ // Криосфера Земли, 2008, т. ХII, №3, с. 69-79.

Работы по теме диссертации, опубликованные в монографиях.

15.  Геокриология СССР. Восточная Сибирь и Дальний Восток. М., Недра, 1989:

Гаврилов А.В., Замолотчикова С.А. Климат, с. 31-47.

Гаврилов А.В. Геокриологическое районирование территории, с. 165-175.

Гаврилов А.В., Романовский Н.Н. Факторы, определяющие мощность криолитозоны, с. 113-125.

Гаврилов А.В. Типы вертикального строения криолитозоны и закономерности их распространения, с. 126-132.

16. Геокриологическая карта СССР масштаба 1:2 500 000 (ред. Ершов Э.Д., Кондратьева К.А.), МГУ, Геологический факультет - Винница, 1996:

Гаврилов А.В.  Лист карты на территорию Восточной Якутии.

Гаврилов А.В., Гарагуля Л.С., Ершов Э.Д., Кондратьева К.А. Карта районирования территории России и сопредельных государств по условиям существования мерзлых и талых пород.

17. Основы геокриологии, ч. 3. Региональная  и историческая геокриология Мира. М., Изд-во МГУ, 1998:

Гаврилов А.В. Планетарные, континентальные и региональные факторы и условия формирования криоли­тозоны Земли, с. 140-149.

Гаврилов А.В. Районирование Земли по условиям существования многолетнемерзлых пород, с. 149-161.

18. Космические методы геоэкологии (атлас). Географический факультете МГУ, 1998:

Гаврилов А.В., Кравцова В.И., Пижанкова Е.И. Антропогенное воздействие в тундровой и лесо­тундровой зоне. Проблема активизации неблагоприятных криогенных процессов (Восточная и Западная Си­бирь)

Работы по теме диссертации, опубликованные в других изданиях.

19. Гаврилов А.В. К вопросу анализа температурного режима воздуха континентальных областей для целей составления мелкомасштабных мерзлотных карт (на примере Яно-Индигирского междуречья) // Мерзлотные исследования, 1972, вып. 12, с. 118-129.

20. Кондратьева К.А., Кудрявцев В.А., Хруцкий  С.Ф., Гаврилов А.В. О зональности среднегодо­вых температур многолетнемерзлых пород Яно-Индигирского междуречья // Мерзлотные исследования, 1972, вып. 12, с. 68-84.

21. Гаврилов А.В., Тумской В.Е., Романовский Н.Н. Метод реконструкции температур пород по изотопным палеотемпературным данным // Материалы Второй конференции геокриологов России, т.3. М., Изд-во МГУ, 2001, с.46-52.

22. Гаврилов А.В., Романовский Н.Н. Развитие представлений о распространении и мощности мерзлых толщ на шельфах морей восточного сектора Российской Арктики // Материалы Второй конферен­ции геокриологов России, т.3. М., Изд-во МГУ, 2001, с.35-45.

23. Холодов А.Л., Гаврилов А.В., Романовский Н.Н. Распространение, мощность и состояние крио­литозоны шельфа моря Лаптевых // Материалы Второй конференции геокриологов России, т.3. М., Изд-во МГУ, 2001, с. 236-242

24. Гаврилов А.В. Модель динамики температуры пород Восточно-Сибирской Арктики в плейсто­цене // Мат-лы междунар. конф. «Криосфера нефтегазоносных провинций». Тюмень, 2004, с. 84-85.

25. Гаврилов А.В. Методика составления региональных моделей динамики температуры воздуха и пород // Материалы Третьей конференции геокриологов России, т.3. М., Изд-во МГУ, 2005, с. 57-65.

26. Гаврилов А.В. Роль термокарста в послеледниковой трансгрессии на шельфе моря Лаптевых // Материалы Третьей конференции геокриологов России, т.3. М., Изд-во МГУ, 2005, с. 50-57.

27. Гаврилов А.В., Романовский Н.Н., Хуббертен Х.В. Модель позднеплейстоцен-голоценовой трансгрессии моря Лаптевых // Теория и практика оценки состояния криосферы Земли и прогноз ее измене­ний, т. 2. Тюмень, 2005, с. 23-26.

28. Елисеева А.А., Романовский Н.Н., Гаврилов А.В. и др. Эволюция и современное состояние мерзлоты и зоны стабильности газовых гидратов в рифтовых структурах  арктического шельфа Восточной Сибири // Теория и практика оценки состояния криосферы Земли и прогноз ее изменений, т.1. Тюмень, 2005, с. 93-96.

29. Гаврилов А.В., Романовский Н.Н. Геокриологические особенности и типы арктических шель­фов // Криогенные ресурсы полярных регионов. Мат-лы междунар. конф. по геокриологии, т.1, Салехард, 2007, с. 52-58.

30. Гаврилов А.В., Пижанкова Е.И., Добрынин Д.В. и др. Роль термоабразии в послеледниковой трансгрессии моря Лаптевых // Проблемы управления и устойчивого развития прибрежной зоны моря.  Ма­териалы 22-ой междунар. береговой конф., Геленджик, 2007, с. 325-327.

31. Пижанкова Е.И., Гаврилов А.В., Добрынин Д.В. и др. Термоабразия на Новосибирских остро­вах // 8-ая Междунар. конф. «Новые идеи в науках о Земле». Доклады, т.1, S-1, М., 2007, c. 258-261.

32. Гаврилов А.В., Романовский Н.Н. Признаки локальных ледников в Восточно-Сибирской Арк­тике // Криогенные ресурсы полярных и горных регионов. Состояние и перспективы инженерного мерзлотоведения. Тюмень, 2008, с. 288-290.

33. Romanovskii N.N., Gavrilov A.V., Kholodov A.L. et al. The Foresasting Map of Laptev Sea Shelf Off-shore Permafrost // Seventh International Conference on Permafrost, June 23-27, 1998, Yellowknife, Canada, Nordicana 57, University Laval, p. 967-972.

34. Romanovskii N.N., Gavrilov A.V., Tumskoy V.E. et al. Enviromental evolution in the Laptev Sea region during the Last Pleistocene-Holocene glacial-eustatic cycle // Polarforschung 68, 1998, (erschiehen 2000), p. 237-246.

35. Romanovskii N.N., Hubberten H.-W., Gavrilov A.V. et al. Thermokarst and Land-Ocean Interactions, Laptev Sea region, Russia // Permafrost and Periglacial Processes, 2000, 11, p. 137-152.

36. Kholodov A.L., Romanovskii N.N., Gavrilov A.V. et al. Modelling of the offshore permafrost thicknеss on the Laptev Sea shelf // Polarforschung, 69, 1999 (erschiehen 2001), p. 221-228.

37. Gavrilov A.V. Geocryological mapping of Arctic shelfes // Permafrost Response on Economic Development, environmental Security and Natural Recources, 2001 Kluver Academic Publisters. Printed in the Nitherlands, p. 69-86.

38. Gavrilov A.V., Romanovskii N.N., Romanovsky V.E. and Hubberten H.-W. Offshore Permafrost Distribution and Thickness in the Eastern Region of Russian Arctic // Changes in the Atmosphere-Land-Sea System in the American Arctic. Proceedings of the Arctic Regional Centre. Volume 3. Edited by Igor P. Semiletov. Dalnauka, Vladivostok, 2001, p. 209-218.

39. Romanovskii N.N, Kholodov A.L., Gavrilov A.V. et al. Thickness of ice-bonded permafrost in the eastern part of the Laptev Sea shelf // Earth’s sryosphere, special issue, 2003, p. 65-75.

40. Gavrilov A.V., Romanovskii N.N., Romanovsky V.E. et al. Reconstruction of Ice Complex Remnants on the Eastern Siberian Arctic Shelf // Permafrost and Periglacial Processes, 2003, 14, p. 187-198.

41. Gavrilov A.V., Tumskoy V.E. Model of mean annual temperature history for the Yakutian coastal lowlands and arctic shelf the last 400 thousand years. Volume 1 // Permafrost, Phillips, Springman & Arenson (eds), Swets & Zeitlinger, Lisse, 2003, p. 287-290.

42. Romanovskii N.N., Hubberten G.-W., Gavrilov A.V. et al. Permafrost of the east Siberian shelf and coastal lowlands // Quaternary Science Reviews, 2004, vol. 23, N 11-13, р. 1359-1369.

43. Romanovskii N.N., Hubberten H.-W., Gavrilov A.V. et al. Offshore permafrost and gas hydrate stability zone on the shelf of East Siberian Seas // Geo-Marine Letters, 2005, v. 25, N 2-3, р. 167-182.




© 2011 www.dissers.ru - «Бесплатная электронная библиотека»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.