Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Геокриологические условия Восточно-Сибирской Арктики 13
1.1. Природные условия формирования и существования криолитозоны 14
1.2. Субаэральная криолитозона 37
1.3. Субмаринная криолитозона 56
Глава 2. Новые данные и основные положения ретроспективного изучения криолитозоны шельфа 77
2.1. Современные возможности ретроспективного изучения 77
2.2. Данные о распространении мерзлых пород в акватории 79
2.3. Основные положения ретроспективного подхода при геокриологическом изучении шельфа 82
Глава 3. Геологическое развитие шельфа и сценарий регрессий и трансгрессий моря 88
3.1. Современные представления о колебаниях уровня моря 88
3.2. Типизация арктических шельфов по характеру регрессий и трансгрессий моря 91
3.3. Общая схема составления сценария регрессий и трансгрессий моря 94
3.4. Сценарий регрессий и трансгрессий моря в средний плейстоцен - пик сартанской регрессии 95
3.5. Накопление ледового комплекса и озерный термокарст 99
3.6. Реконструкция хода позднеплейстоцеи-голоценовой трансгрессии моря 103
3.7. Донная термоабразия 112
3.8. Острова - реликты ледового комплекса - показатели последней стадии голоценовой трансгрессии моря 117
3.9. Цикличность криогенного морфолитогенсза 126
Глава 4. Система региональных палеотемпературных реперов 130
4.1. Обзор методов реконструкции истории развития мерзлых порол и их температуры 130
4.2. Модели динамики температурных условий 137
4.3. Палеотемпературные реперы криохронов 142
4.4. Палеотемпературные реперы термохронов 154
4.5. Признаки оледенений в Восточно-Сибирской Арктике и палеотемпературные реперы ледниковых условий 168
Глава 5. Сценарий динамики температуры воздуха и пород в среднем плейстоцене- голоцене 188
5.1. Изотопно-геохимические кривые - основа региональных моделей динамики температуры воздуха и пород 188
5.2. Оценка изотопной кривой ст. Восток для построения палеотемпературного Сценария Восточно-Сибирской Арктики 195
5.3. Сценарий динамики температуры воздуха и пород в среднем плейстоцене голоцене 196
5.4. Модель динамики температуры воздуха и пород в плиоцене - голоцене 210
Глава 6. Криолитозона шельфа Восточной Сибири и ее эволюция в среднем плейстоцене - голоцене 220
6.1. Глубина залегания кровли яруса мерзлых пород 220
6.2. Результаты моделирования строения и мощности криолитозоны 223
6.3. Современное состояние криолитозоны 237
6.4. Особенности криолитозоны шельфа Восточной Сибири 240
6.5. Оценка реалистичности модели криолитозоны шельфа Восточной Сибири 252
Заключение 255
Литература 259
- Субаэральная криолитозона
- Данные о распространении мерзлых пород в акватории
- Накопление ледового комплекса и озерный термокарст
- Палеотемпературные реперы криохронов
Введение к работе
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 исследования – изучение 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 d18О и d2Н 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 d18О и d2Н 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.
Субаэральная криолитозона
Рифтовые грабены моря Лаптевых ограничены сбросами с амплитудой вертикального смещения 0,3 1,5 км. Суммарная мощность осадочного кайнозойского заполнения грабенов достигает 10-13 км (Драчев, 1999). На горстах мощность кайнозойских отложений составляет 0,5-1 км, сокращаясь на вулканическом поднятии Де Лонга и в проливах Новосибирских о-вов до 100 и десятков метров (Дорофеев и др., 1999). Разрывные нарушения непосредственно связаны с рифтовой системой. Последняя является одним из звеньев протяженного сейсмического пояса, пересекающего Северный Ледовитый океан и северо-восток Азии. Большинство эпицентров землетрясений, магнитуда которых достигает 5,5-7,0 баллов, приурочено к рифтовым грабенам и ограничивающим их разломам (Имаев и др., 2000). Это свидетельствует о современной активности последних.
Рифтовые зоны моря Лаптевых и Момская на протяжении истории своего развития, начавшегося 56-58 млн. лет назад, неоднократно меняли геодинамический режим. Современное расположение полюса вращения Евразийской и Северо-Американской плит в заливе Буорхая обусловливает существование процессов растяжения для структур шельфа и дельты Лены, условия преимущественного сжатия - для Момской рифтовой зоны (Драчев, 2000; Имаев и др., 2000).
Тепловой поток из недр Земли. Приморские низменности и Новосибирские острова характеризуются несколькими определениями теплового потока (ц). Он составляет по данным в предгорьях хребтов Хараулах и Кулар, о-ва Б.Ляховский 46-53 мВт/м2 (Балобаев, 1991; Девяткин, 1993; рис. 1.2). В последнее время на северном ограничении рифтовой системы моря Лаптевых получены величины ц, изменяющиеся в диапазоне 85-117 мВт/м2 (рис. 1.2). Оттуда же, подняты экземпляры гидротермальной фауны, свидетельствующие, по-видимому, о выходах подземных термальных вод. Таким образом, региону свойственны весьма контрастные глубинные геотермические условия.
Рельеф. Кайнозойский тектогенез, связанный с взаимодействием Евразийской и Северо-Американской литосферных плит, обусловил погружение шельфа и низменностей Восточной Сибири и формирование окружающих их горных хребтов.
Приморские низменности и Новосибирские острова. Восточная их часть (Яно- Колымская низменность и острова) в структурном отношении относятся к эпимезозойской плите, западная (Северо-Сибирская) является прогибом на северной периферии Сибирской платформы. В соответствии с направленностью и амплитудой позднекайнозойских тектонических движений в пределах низменностей и островов выделяются положительные, отрицательные и морфоструктуры с равным участием в их формировании как денудации, так и аккумуляции. К первым относятся прежде всего выступы основания эпимезозойской плиты. Это - выходы коренных скальных пород на о- вах Котельный, Столбовой, Бельковский, Б.Ляховский, Де Лонга, а также - островные горы, вытянутые вдоль восточного побережья моря Лаптевых (Чохчуро-Чокурдахский вал) и продолжающиеся на о-вах Б.Ляховском и Котельном (горы Харстан, Чокурдах, мысы Святой Нос, Кигилях и др.). Абсолютные высоты их составляют 170-450, до 560 м. На современном этапе - это участки малоамплитудных положительных движений.
На аккумулятивной - подавляющей части низменностей - рельефообразующим является позднеплейстоценовый ЛК (едомная свита). Последний в потепления конца позднего плейстоцена - начала голоцена подвергся воздействию озерного термокарста. Развитие этого процесса было приурочено преимущественно к отрицательным морфоструктурам. Поэтому они в настоящее время представлены заозеренными аласами и гласными равнинами. В пределах положительных морфоструктур сохранность ЛК существенно выше. Наиболее высока она в предгорных частях на юге низменностей и вокруг островных гор.
Едомная равнина на сильнольдистых отложениях ЛК занимает основную площадь низменностей в пределах положительных структур, заходя «заливами» в предгорья до высоты 100-120 м. В направлении к морю высота водораздельной едомной поверхности снижается, составляя близ побережья 40-70, до 20 м. При этом изменяется характер равнины, она приобретает вид изолированных останцов (едом), разобщенных врезанными на 20-35 м аласами. Морские берега, сложенные ЛК, подвержены воздействию термоабразии и термоденудации. Они характеризуются развитием байджарахов. В случае подстилания ЛК плотными малольдистыми отложениями куччугуйской свиты (берега пролива Дм. Лаптева, п-ва Широкостан) термоабразионным берегам свойственны термотеррасы. Бронирующими являются куччугуйские отложения.
Аласная равнина, развитая в отрицательных структурах, представляет собой слившиеся аласы с редкими останцами ЛК. Днище равнины имеет отметки от 20-40 в средней части низменностей, до 5-10 м - в приморской. Оно, как правило, плоское, реже ступенчатое, с многочисленными озерами; полигональным микрорельефом, отражающим развитие сингенетических ПЖЛ в аласных отложениях; многочисленными буграми высотой около 1,5 м и площадями пучения, расположенными преимущественно в пределах озер. Площади пучения, приуроченные к крупным озерам, как показывает дешифрирование КС Google Earth.com, достигают в поперечнике многие километры .
Долины рек имеют низкую (1,1-0,1 т.л.н.) и высокую (7,1-2,2 т.л.н.) поймы, I террасу (10,5-6,8 т.л.н.). На крупных реках есть также фрагменты II террасы. Существенно разные ее датировки (30-16 т.л.н. на Яне; 16,8-10.4 т.л.н. алешкинская - на Колыме) позволяют предполагать местные причины ее формирования. Высота низкой поймы 0,8 2,5 м, высокой - 3-5 и 6-8 м на мелких и крупных реках соответственно. Последняя достигает большой ширины (до 2 км на островах, на континенте 3-5 км в среднем, до 10- 25 км на Колыме и Индигирке). Поверхность переувлажнена, заболочена, характеризуется широким развитием криогенных процессов. I терраса (4-6, до 8-10 м на крупных реках) распространена почти на всех реках. Ширина ее 0,1-1, до 2,5-5 км в зависимости от размера рек. Ей свойственны криогенное, включая мелкополигональное, растрескивание, пучение. II терраса (10-20 м) характеризуется сухой поверхностью, развитием ЛК.
В устьях крупных рек развиты дельты. Они выражены несколькими гипсометрическими уровнями. Поверхность их, слабо наклоненная к морю, осложнена береговыми валами, остаточными озерами. К числу последних относятся озера Нерпичье, Чукочье и др. в дельте Колымы, являющиеся реликтами древних лагун, отшнурованных от моря. На наиболее низких поверхностях много постоянно мигрирующих проток, кос, островов. В дельте Индигирки зафиксированы гигантские бугры пучения высотой до 8-15 м.
Морские террасы развиты фрагментарно. Это - фрагменты голоценовой (I) (2-4 и 5- 6, до 10 м), II (13-20, до 35-50 м) и III (20-40, до 60 м) террас. Вдоль береговой линии на побережье распространены также пляжи, косы, осушки. Пляжи высотой до 2-3 м имеют незначительную ширину, десятки метров. Осушки, сложенные илами, наибольшие размеры имеют на восточном побережье моря Лаптевых. Площадь одной из них, отделяющей Селляхскую губу от Янского залива, составляет 30x15 км.
В западной части низменностей, на о-ве Арга Муора Сисэ (северо-запад дельты Лены), Халлерченской тундре (низовья Колымы), а также в низовьях Яны и Индигирки распространены песчаные массивы с ориентированной сетью удлиненных озер и мелких речек. Происхождение ориентированных озер является предметом дискуссий, начиная с 50-60 г.г. XX в.
Данные о распространении мерзлых пород в акватории
На профилях фиксируются депрессии, выполненные охлажденными отложениями (рис.2.1-А,Б), борозды айсбергового выпахивания (рис.2.1 В), позволяющие судить о мощности немерзлых осадков, перекрывающих толщу ММП. Анализ большого количества профилей показывает, что одни депрессии являются палеодолинами, другие - термокарстовыми котловинами. Их сейсмическое изображение дает возможность выделять субмаринные талики, возникшие в результате преобразования подозерных таликов (рис.2.1-Д), которые сформировались ранее в субаэральной обстановке. Рис.2.2 отражает различные стадии преобразования в субмаринных условиях отложений ЛК, сформировавшихся на этапе осушения шельфа.
По данным непрерывного сейсмического профилирования немецкими коллегами была составлена карта глубины залегания подошвы яруса ММГГ части шельфа к северу и западу от Новосибирских о-вов (Hinz et al, 1997). При интерпретации сейсмических измерений использовались данные о скорости распространения упругих волн, характерные для твердомерзлых пород, тогда как субмаринные ММГ1 находятся в диапазоне температур, где происходят фазовые переходы поровой влаги. Поэтому полученные значения мощности ММП (300-850 м) представляются завышенными. Использование данных, характерных для пластичномерзлых пород, дает величины в диапазоне 230-670 м.
Таким образом: 1) морские исследования на глубинах 40-140 м показали, что шельфу ниже толщи охлажденных голоценовых отложений свойственно почти сплошное распространение яруса ММП. Мерзлые породы встречаются вплоть до глубин 140 м (верхняя часть континентального склона). Глубина залегания кровли мерзлых пород по сейсмоакустическим данным, заверенным бурением, и, соответственно, мощность яруса охлажденных отложений изменяется преимущественно в диапазоне 2-10 м.
Современный уровень глобальной палеогеографии, изученности региона и технического обеспечения исследований определили основные исходные положения проведенных автором исследований. Изучение современного состояния криолитозоны, равно как и ее динамики, является возможным только на основе познания закономерностей формирования и существования КЛЗ, т.е. зависимостей ее параметров от комплекса природных факторов. Подобное изучение базируется на следующих положениях.
Ретроспективный подход к исследованиям КЛЗ шельфа - это подход, включающий восстановление истории развития природной среды и криолитозоны для выработки представлений о ее современном состоянии. Его применение предусматривает выполнение следующих видов исследований: а) составление сценария динамики природной среды и геологической модели региона; б) математическое моделирование эволюции температурного поля пород; в) анализ модельных данных и их сопоставление с натурными данными.
Использование моделирования предполагает выдачу конечного результата изучения истории развития природной среды в виде кривых динамики температур воздуха или пород. Кривые характеризуются двумя особенностями. Через динамику tB или tcp передаются изменения во времени не только климата, но и других составляющих природного комплекса: регрессии-трансгрессии моря, осадконакопление, развитие криосферных процессов, динамика ландшафтов. Второй особенностью кривых tB и tcp является их адаптированный для моделирования вид. Геологическая модель региона призвана адаптировать для моделирования данные о его геолого-тектоническом строении. Различия в строении передаются путем задания нескольких типов разреза пород и данных о плотности геотермического потока.
Представления о современном состоянии криолитозоны изучаемого района формируются на основе анализа модельных данных, их сопоставления с натурными данньми как данного, так и смежных регионов. Синтез модельных и натурных данных дает возможность составить модель современного состояния криолитозоны, отражающей полученные в результате исследований представления о ее особенностях. Блок-схема исследований, завершающихся составлением модели современного состояния криолитозоны, представлена на рис.2.3. Модель имеет в значительной мере прогнозный характер, позволяющий выбирать направления дальнейших исследований и наращивать обоснованность полученных результатов.
Аградация ММП сопровождалась рядом явлений. Это - зональное понижение температуры пород, промерзание засоленных морских осадков, накопление сильнольдистых пресноводных континентальных отложений ЛК, увеличение мощности КЛЗ и зональная ее дифференциация в связи с разнонаправлено действовавшими процессами (сокращение периодов осушения шельфа и аградации ММП при движении с юга на север, с одной стороны, и зональное понижение 1ср, с другой), преобразование ионно-солевого состава подземных вод и локализация мест их разгрузки вплоть до прекращения последней.
Окончание субаэрального периода истории шельфа (начало деградационного этапа развития шельфовых ММП) характеризовалось возникновением озерного термокарста, сопровождавшегося, благодаря его преимущественной приуроченности к отрицательным морфоструктурам, образованием в их днищах глубоко врезанных термокарстовых озерных котловин. Другим последствием термокарста было формирование несквозных подозерных таликов, образовывавших глубокие понижения кровли толщи ММП на шельфе. В период затопления шельфа получали развитие следующие процессы. Это - ингрессия моря по системе термокарстовых котловин с образованием термокарстовых лагун, изменение геохимии отложений, трансформация подозерных таликов в субмаринные, развитие береговой, а позже - «донной» термоабразии. Затопление повышало температуру пород. Протаивание ММП происходило снизу пропорционально плотности теплового потока. Контрастность последнего в рифтовой системе моря Лаптевых обусловливало ярко выраженное влияние тектонического строения на мощность КЛЗ, выражавшееся в образовании экзогенных таликов на периферии шельфа и эндогенных - на внутренней его части.
Одни из явлений, свойственные аградационному и деградационному этапам развития ММП, учитываются при составлении сценария развития природной среды, информация о других вытекает из результатов математического моделирования. Ряд явлений (например, изменение геохимии отложений) в настоящее время только начинает изучаться.
В сценарии динамики природной среды конечным продуктом является кривая Ер, характеризующая основные закономерности ее изменения во времени и пространстве. Ее составлению предшествует построение сценария регрессий и трансгрессий (или динамики уровня) моря, позволяющего отразить чередование этапов осушения и затопления тех или иных участков шельфа, т.е. чередование этапов аградации и деградации ММП, характеризующихся резко различной 4. Создание для Восточно-Сибирской Арктики сценария в виде кривых динамики С,, в среднем плейстоцене-голоцене, опираясь только на региональные данные, невозможно в силу наличия перерывов в осадконакоплении на низменностях и островах; недостаточной изученности разреза; дискретном характере температурных оценок. Еще менее определенной является информации о трансгрессиях и регрессиях моря. Неполнота разреза суши и недостаточность его изученности характерны почти для любого региона. Поэтому для составления сценария автором предлагается подход, основанный на синтезе региональных данных (априори дискретных и неполных) с кривыми содержания изотопов кислорода или других химических элементов и соединений, полученными по непрерывным разрезам океанов, озер, ледниковых покровов Антарктиды, Гренландии (рис. 2.4; 2.5). Эти кривые используются как показатели глобальной климатической цикличности, а региональные палеотемпературные данные - позволяют преобразовать их в региональную модель динамики температуры воздуха и пород.
Накопление ледового комплекса и озерный термокарст
Для ориентировочной оценки времени разрушения реконструируемых островов использовались результаты определений скорости донной абразии и термоабразии. Результаты определений показывают, что Земля Санникова была полностью разру шена около 100 лет назад, Земля Андреева - 100-250 лет назад. По-видимому, 300-400 лет назад Земля Васема но размерам совсем немного уступала современному о.Б .3 1яховскому. При оценке времени исчезновения островов на мелях, расположенных на глубинах 30-40 м, принимались во внимание следующие обстоятельства. Известно, что энергия волн, РкпЗ 1 Кофгцрмт сопреиешшй бе гопой пихт юта полотая есть мори ВЫЗВаННЫХ ВСТроМ, ВССЬМЭ Лаптевым. Полуострове И МЫСЫ (ЭИ» ПЛЮС) - С0СТве СТВК Т погодотельным тв«тси мес м структур , протеев эапивы г)ы отрщятеличым (КС Ресурс-01) существенно Затухает С ГЛубиНОЙ. Для прибрежной зоны северных морей предельной считается глубина 20 м. В открытом морс глубина распространения волнения больше. По данным В.В.Клюева (1970) во время штормов на морс Лаптевых на расстоянии нескольких сотнях километров от берега волны забрасывают на палубы судов ил и песок. С этими сведениями коррелируют существование в море Лаптевых на глубинах 40-50 м участков абразии дна (Семенов, Шкатов, 1971). Г.А.Сафьянов (1992) мористую границу береговой зоны в океанах, подверженной интенсивному волновому воздействию, проводит по глубине около 60 м. Поэтому, а также в связи с ориентировочностью оценок данные о скорости углубления дна, полученные в интервале глубин 0-15 м для последних 50-300 лет, использованы с незначительными коррективами.
Для случая размыва преимущественно малольдистых пород, предположительно залегающих в основании ЛК, использовались данные по размыву банки Диомида (0,05 м/год). Их использование дало следующие результаты. Острова, существовавшие на месте современных мелей с глубинами около 15 м, могли быть разрушены 300-400 л.н., а на месте мелей с глубинами 20 м уничтожение островов могло происходить от 400-500 л.н. Современная песчаная мель, находящаяся на глубине 40 м, могла быть местом расположения острова, разрушенного 800-1000 л.н.
В случае расположения подошвы ЛК ниже уровня моря, время размыва островов оценивается как более позднее. Так, если подошва ЛК была на 5 м ниже уровня моря, острова на месте современных 15-метровых банок могли быть разрушены около 200-250 л.н. На месте современных 20-метровых банок (при залегании подошвы ЛК в 10 м под уровнем моря) уничтожение островов могло происходить примерно 300 л.н. При залегании подошвы ЛК на 20 м ниже уровня моря разрушение острова в районе современных 40-метровых мелей могло произойти около 500-600 л.н.
Результаты оценки согласуются с другими сведениями. Остров, показанный «напротив входа в Лену» на карте С.Ремезова и упоминающийся в книге Н.Витзена, скорее всего был сложен ЛК. Исследователи, пришедшие к выводу, что указанным островом был о.Столбовой (Визе, 1946, История..., 1954), не учитывали возможность существования в конце XVII в. островов, позднее разрушенных. Вековая динамика ледовой обстановки для этого времени также была изучена слабо. Суда русских мореходов — кочи - могли передвигаться только в зоне между берегом и кромкой льдов (История..., 1954). В современных ледовых условиях плавание от дельты Лены до о.Столбового на подобном судне возможно только в наиболее теплые годы. В конце XVII в. климат и ледовая обстановка в Арктике были более суровыми, чем сейчас. Об этом свидетельствуют сведения о ней у берегов Исландии (Вег йогэзоп, 1969). Исландские данные, как показал корреляционный анализ (Взаимодействие..., 1987), можно использовать для характеристики вековой динамики ледовой обстановки в море Лаптевых. Во второй половине XVII в. продолжительность ледового сезона у берегов Исландии колебалась от 1 (60-е годы) до 3-3.5 месяца (80- 90-е годы), тогда как в 30-50-е годы XX в. лед здесь вообще не образовывался.
Невозможность плаваний на кочах до о-ва Столбового из-за сложной ледовой обстановки показала также история освоения о-ва Б.Ляховского, расположенного южнее Столбового. Многочисленные попытки форсировать на кочах пролив Дм. Лаптева во второй половине XVIII в., когда продолжительность ледового сезона у берегов Исландии составляла 1,5-3,5 месяца, были безуспешны (История..., 1954). Поэтому, начиная с этого момента практически до начала XX в.в., передвижение к островам русских исследователей и промысловиков осуществлялась по льду в холодный сезон года (История..., 1954 и др.).
Островом, фигурирующим на карте С.Ремезова и в книге Н.Витзена, мог быть остров на месте современной банки, оконтуренной изобатой 10 м и расположенной к югу от Семеновской и Васильевской банок (рис.3.15). Результаты оценки времени разрушения подобных островов (например, около 300 л.н.) хорошо согласуются как с возможностью их существования близ дельты Лены в конце 90-х годов XVII в., так и с возможностью сообщения с ним на кочах.
Результаты оценки времени исчезновения островов, сложенных ЛК, встраиваются в хронологию событий, связанных с историей разрушения ЛК на шельфе. Автор считает, что об этапности этого разрушения свидетельствуют данные о времени формирования волноприбойных кос в Ванькиной губе (Тараканов, Новиков, 1976). Образование кос связано с ветровыми нагонами, высота которых зависит от площади акватории и конфигурации ее берегов. Формирование низких кос (высотой 1-2 м над уровнем моря) по расчетам Л.В.Тараканова и В.Н.Новикова относится к интервалу 7,5-2,1 т.л.н. Самая высокая коса (7-8 м высотой) образовалась около 1 440±290 л.н
В интервале 7,5-2,1 т.л.н. сила ветровых нагонов, по-видимому, была еще не очень значительной, поскольку максимальными являлись лишь нагоны двухметровой высоты. Этот интервал автор связывает с этапом существования в южной части современного моря Лаптевых многочисленных полуостровов и архипелагов. Они были сложены ЛК, приурочивались к тектоническим поднятиям и отгораживали Ванькину губу от основной части акватории. Наличие орографических препятствий на пути нагонных ветров ослабляло их рельефообразующее значение на берегах. Поэтому высота волноприбойных кос того времени не превышала 2 м.
Вероятно, около 1,5-1,4 т.л.н., когда сформировалась 7-8-метровая коса, море очистилось от основной массы полуостровов и архипелагов, слагавшихся ЛК. Это время можно считать началом этапа существования ледового комплекса на шельфе в виде островов-останцов ЛК — своеобразных аналогов современных «едом» на приморских низменностях. Таким образом, описанные события предшествовали заключительному этапу существования ЛК на шельфе (1,5-1,0 - современность) - этапу разрушения островов, оставшихся на месте прежних полуостровов и архипелагов.
Реконструкция местоположения островов-реликтов ЛК подтверждает характер позднеплейстоцен-голоценовой трансгрессии моря в последние 8-5 тыс. лет. Это был период термоабразионного разрушения полуостровов и островов, сложенных ЛК и отвечающих морфоструктурам горстов.
Палеотемпературные реперы криохронов
В настоящее время общепризнанно, что в Восточноазиатской Арктике мощных ледниковых покровов, подобных Баренцевоморскому или Карскому, не было. Версии сторонников обширного оледенения в сартанский криохрон (Гроссвальд, 1998; Атлас снежных ресурсов, 1997) не в состоянии объяснить следующие факты: а) почти полное отсутствие ледниковых отложений и форм рельефа в регионе; б) распространение на шельфе островов-останцов ЛК, разрушенных согласно историческим документам в последние 50-250 лет, а также останцов ЛК и аласов на современном дне моря в интервале глубин по меньшей мере 0-40 м; г) наличие сартанских датировок остатков представителей мамонтового комплекса на низменностях и Новосибирских о-вах от 69 до 76с.ш., включая пик похолодания (рис.4.10).
Мнение В.Т.Балобаева (2005) о развитии на низменностях и шельфе неподвижных ледников мощностью 400-800 м, обусловивших отсутствие реликтовых ММП на шельфе, находится в противоречии с данными, свидетельствующими об их практически сплошном распространении под слоем охлажденных голоценовых осадков. Ледниковая интерпретация отрицательных аномалий силы тяжести под плейстоценовыми ледниками в Северного полушария, приводимая в работе (Клиге и др., 1998), не представляется убедительной в связи с существованием подобных аномалий в других частях Земли.
Таким образом, в соответствии с ныне принятыми представлениями в среднем плейстоцене-голоцене на шельфе Восточной Сибири доминировала перигляциальная обстановка. Вместе с тем, как показано в разд. 1.1, на периферии региона и его горном ограничении следы оледенений зафиксированы и небольшое оледенение существует сейчас. Наибольшее развитие ледниковых и водно-ледниковых отложений преимущественно зырянского возраста зафиксировано на юго-западе территории - Хатанга-Анабарском междуречье. Первые приурочены к окраине Средне-Сибирского плоскогорья, вторые - в пределах приморских низменностей образуют долинные зандры (Стрелков и др., 1959; Объяснительная записка.., 1983). В.В.Куницким (1989) валунные пески мощностью 3 м, связываемые им с существованием в прошлом ледника подножья, описаны в дельте Лены (о-в Сардах). В последнее время было выяснено, что острова Де Лонга, Новая Сибирь и Фаддеевский являются, по-видимому, основным в Восточно- Сибирской Арктике ледниковым районом (Анисимов, Тумской, 2003). На Нов. Сибири и Фаддеевском пластовые ледниковые льды, а также морена (Басилян и др., 2006) приурочены к отложениям канарчакской свиты, коррелируемым в соответствии с новыми материалами с отложениями куччугуйской свиты (Басилян и др., 2006). Последние относятся к МИС-6 (между 180 и 130 т.л.н.; рис. 1.8; 3.18). Вероятный среднеплейстоценовый возраст ледниковых льдов дает возможность предполагать существование оледенений и в другие периоды. На о-вах Новая Сибирь, Фаддеевский, Де Лонга и Хатанга-Анабарской низменности известен ряд явлений, сопутствующих оледенениям, в соответствии с которыми можно выделить косвенные признаки существования ледников. Это геотермические, геоморфологические, а также признаки, свидетельствующие о гляциоизостатических движениях. Перечисленные признаки, в связи с их приуроченностью к району оледенений, могут быть использованы как основание для предположения о его развитии в тех частях региона, где следы ледников не обнаружены. Геотермические признаки.
К ним относятся: «редуцированная мощность ММП, «аномально большой геотермический градиент, получаемый в результате термометрии в скважинах, аградационное соотношение тепловых потоков в мерзлой и подстилающей талой толщах, реконструированные температуры пород, существенно отклоняющиеся как в отрицательную, так и положительную сторону от температурного минимума, установленного для внеледниковых пессиумов (-21-г-25С). Указанные геотермические аномалии проявлены как на островах Нов. Сибирь, Фадцеевский, Де Лонга, так и за их пределами. На континенте участки таких аномалий, как правило, расположены близ возвышенностей, указывая на их возможную связь с навеянными ледниками или снежнофирновыми покровами (СФП), а также с ледниками подножий, существовавшими в прошлом.
В скв.46 на Нов. Сибири (Деревянные горы, абс. выс. 20 м) с интервалом «выстойки» 2,5 мес. замеры термокосой, вмороженной в скважину, показали, что геоизотерма 0С может находиться на глубине около 230 м (рис. 1.15). Градиент температуры пород при этом в интервале глубин 15-200 м составил 6С/100 м. В.А.Соловьев с соавторами (1978; 1987) на основании регионального профиля ВЭЗ предполагает, что мощность КЛЗ близ Стрелки Анжу (северная оконечность о-ва Фадцеевский) составляет около 300 м с ярусом ММП в интервале ВЭЗ-35 - ВЭЗ-41 (рис. 1.14), равным 100 м и менее. Геотермический градиент по пяти скважинам (три из них приведены на рис. 1.15) на о-вах Ляховские, Нов. Сибирь и на береговой линии прол. Дм. Лаптева (Соловьев и др., 1978) в интервалах от 15-80 до 15-200 м составляет от 6,7 до 4,3С/100 м. По мнению автора значения градиента свидетельствуют о современной аградации ММП и о существовании в прошлом покрова, предохранявшего породы от более значительного, чем сейчас, охлаждения.
Ранее геотермические признаки для предположения о существовании сартанского оледенения в регионе были использованы В.Т.Балобаевым (2005). Основанием послужило несоответствие малой мощности ММП на низменностях низким температурам в слое годовых колебаний и более значительные тепловые потоки в мерзлой толще, чем в подстилающих талых породах (рис.4.11). Однако все геотермические скважины, представленные на рис. 4.11, находятся в непосредственной близости от гор, что свидетельствует о современной аградации ММП только на подгорньк участках низменностей. Температурная обстановка и возможность оледенения в МИС-6 восстанавливаются автором по изотопному составу ПЖЛ и ионносолевому составу криопэгов. По средним значениям 5180 куччугуйских ПЖЛ на о- ве Б. Ляховский (-36%о - данные Meyer et al., 2002; Деревягин и др., 2007) для МИС-6 реконструированы tB на 5-6С ниже температур воздуха и пород
Другим источником для получения информации о палеотемпературных условиях послужили данные гидрогеохимии, начато использования которых восходит к 70-м г.г. XX в. (Неизвестнов и др., 1971; 1981; Фотиев, 1978 и др.). В настоящее время для восстановления температурных условий используется ионно-солевой состав криопэгов (Фотиев, 1999; Комаров и др., 2006), поскольку массовое разбавление пресной водой при опробовании сказывается прежде всего на минерализации, а при использовании состава - разбавление, как показал сначала С.М.Фотиев, а затем И.А.Комаров и Н.Г.Волков, легко учитывается. В табл. 4.5 дана сводка данных по ионно-солевому составу криопэгов региона и оценка минимальных значений температуры на фронте промерзания пород и в слое их годовых колебаний, которые позволяют оценивать принципиальную возможность формирования ледников в наиболее холодные пессиумы. Необходимо отметить, что различия в оценках по палеткам (кривым десульфатизации) С.М.Фотиева, с одной стороны, И.С.Комарова и Н.Г.Волкова, - с другой, обусловлены разницей в исходном составе морской воды, результаты вымораживания которой использовались этими исследователями в качестве основы для построений. Оценка производилась автором по кривым десульфатизации (палеткам), рассчитанньм при разном исходном ионном составе морской воды (Волков, 2006).
