Криолитозона арктического шельфа Восточной Сибири

Размещено на http://www.allbest.ru/

На правах рукописи

УДК 551.345.1 (На правах рукописи

УДК 551.345.1 (268.53)

Специальность 25.00.08 «Инженерная геология, мерзлотоведение и грунтоведение»

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

КРИОЛИТОЗОНА АРКТИЧЕСКОГО ШЕЛЬФА ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ

Гаврилов А.В.

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, профессорСергей 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

1. Общая характеристика

Актуальность темы. Субмаринная криолитозона (КЛЗ) на шельфах Северного полушария занимает площадь около 5 млн. км2. В ее строении выделяются ярусы охлажденных ниже 0єС 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 18О и 2Н 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 18О и 2Н с помощью региональных данных, характеризующих динамику температуры воздуха и пород, уровня моря, ландшафтов, развитие криосферных процессов.

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 75-77єс.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 -15ч-25 до -1ч-1,8єС), 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. -80ч-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 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.