Криолитозона арктического шельфа Восточной Сибири

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. климат геокриологический шельф оледенение

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 д18ОПЖЛ, 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 (д18О или д2Н) 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 д18ОПЖЛ получены В.Н.Голубевым и др. (2001) с учетом сублимации снежного покрова. Автором для малоснежных сартанского и более древних пессиумов по д18ОПЖЛ (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 - tв и tср =-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 (tср =27С). 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 д18ОПЖЛ 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 18О, 2Н, 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 0єС 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.