Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Криолитозона арктического шельфа Восточной Сибири
ВАК РФ 25.00.08, Инженерная геология, мерзлотоведение и грунтоведение
Автореферат диссертации по теме "Криолитозона арктического шельфа Восточной Сибири"
На правах рукописи УДК 551445.1 (268.53)
Гаврилов Анатолий Васильевич
0034Б6357
КРИОЛИТОЗОНА АРКТИЧЕСКОГО ШЕЛЬФА ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ (современное состояние и история развития в среднем плейстоцене - голоцене)
Специальность 25.00.08 «Инженерная геология,
мерзлотоведение и грунтоведение»
АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени доктора гаиюго-мннералогическнх наук
Москва-2008
003456357
Работа выполнена на кафедре геокриологии и Лаборатории охраны геологической среды и взаимодействия поверхностных и подземных вод геологического факультета Московского государственного университета им. М.В.Ломоносова
Научный консультант
доктор геолого-минералогических наук, профессор Николай Никитич Романовский
Официальные оппоненты
доктор геолого-минералогических наук, профессор Юрий Кириллович Васильчук
доктор геолого-минералогических наук, профессор Сергей Михайлович Фотиев
доктор геолого-минералогических наук Татмна Николаевна Каплина
Ведущая организация
Институт мерзлотоведения Сибирского отделении 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 Ms 415.
С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке 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.ВЛомоносова, геологический факультет, ученому секретарю диссертационного совета В.Н.Соколову. Fax: 932-88-89
Автореферат разослан 19 ноября 2008 г.
Ученый секретарь диссертационного совета доктор геолого-минералогических наук, профессор
В.Н.Соколов
ВВЕДЕНИЕ
Актуальность темы. Субмариниая криолитозона (КЛЗ) на шельфах Северного полушария занимает площадь около 5 млн. км2. В ее строении выделяются ярусы охлажденных ниже 0°С и многолетнемерзлых пород. Многолетнемерзлые породы (ММП) в подавляющем большинстве являются реликтовыми. Последние, в отличие от толщ субаэраль-ных 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 субмарин-ной 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-нреимуществу 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. Ос-
новная 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 XX 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 развитая 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 пачеотемпературных сценариев. основанный на преобразовании кривых содержания 8иО и 52Н в ледниковых щитах Антарктиды, Гренландии и осадках океанов с использованием региональных палеотемпера-турных 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 крио-литозоны и криогенного морфолитогенеза. Представления о цикличности криогенного морфолитогенеза и различия в ее выраженности в положительных и отрицательных неотектонических структурах позволили впервые реконструировать ход позднеплейстоиен-голоиеновой 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 приниипиально 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 - голо-
цене 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 <5"0 и ¿?Н 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 5060 м, прерывистое и островное - при глубинах от 50-60 до 80-100 м, отвечающих бровке шельфа. Он перекрыт и подстилается ярусами охлажденных ниже 0°С 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 сектори-альные 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: СевероАмериканский (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 перигляциапь-ной 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 ис-
пользуются 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 М» 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 № ОРР-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» - 14 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 - 25Й лраниц список литературы из 445 наименований.
Благодарности. Автор выражает глубокую признательность и благодарность научному консультанту профессору Н.Н.Романовскому, который инициировал эту работу. Его внимание, доброжелательность, ценные советы, критические замечания и многолетняя всесторонняя поддержка способствовали написанию работы. Автор особенно благодарен к.г.-м.н. В.Е.Тумскому - за обсуждение отдельных разделов работы и постоянную разнообразную помощь. Очень ценными были для автора советы и поддержка к.г.-м.н. О.М.Лисицыной, А.Ю.Деревягина, к.г.-м.н. Л.Н.Максимовой, к.г.-м.н. К.А.Кондратьевой, д.г.н. В.Н.Конищева, к.г.-м.н. А.Б.Чижова, д.г.-м.н. И.А.Комарова, к.г.-м.н. В.Н.Зайцева, а также материалы, предоставленные автору академиком В.М.Котляковым, д.ф.-м.н. В.А.Большаковым, к.г.н. Т.С.Клювиткиной, к.г.н. Е.Е.Талденковой. Автор благодарит коллег, работавших вместе с ним по тематике грантов РФФИ: к.ф.-м.н. Г.С.Типенко, А.Л.Холодова, к.г.-м.н.А.А.Елисееву, М.А.Касымскую, А.Б.Белан; сотрудников кафедры геокриологии МГУ и Института полярных исследований им. А.Вегенера в Потсдаме (Германия): профессора Х.-В.Хуббертена, докт. К.Зигерт, докт. А.А.Андреева, докт. Л.Ширрмайстера, В.Шнайдера.
СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ Глава 1. ГЕОКРИОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ.
Изучаемый регион на севере ограничен бровкой шельфа (изобаты 80-100 м; 76-79°с.ш.), на юге - северными склонами Среднесибирского плоскогорья (71-72°с.ш.) и Яно-Колымской горной системы (69-70°с.ш.), на западе - Хатангским заливом и восточным побережьем Таймыра (110-115°в.д.), на востоке - правобережьем Колымы в ее низовьях и восточной оконечностью Медвежьих островов (162°в.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 морфострукгурном отношении регион представляет собой аккумулятивную равнину, сформированную в процессе общего
прогибания шельфа и приморских низменностей в кайнозое, которое компенсировалос осадконакоплением.
Кайнозойские отложения. В постскладчатом осадочном чехле наиболее древним являются верхнемеловые терригенно-угленосные толщи, а также палеоценовая кора вы ветривания. Отложения палеогена и миоцена во внутренних районах низменностей явля ются континентальными, на побережье и островах - в основном морскими и прибрежно морскими. Плиоцен - раннечетвертичные отложения представлены галечниками бегунов ского горизонта (N21), песками и алевритами кутуяхской свиты (N/), тонкозернистым песками и алевритами с горизонтами погребенных почв олерской свиты (E-Ii). Континен тальный 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 230Th/U- и палеомагнитным данным - Schirrmeister et al., 2002; Andreev et al., 2004). Их перекрывают аласные отложения, криотурби-рованный 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 ке-ремеситского надгоризонта. В состав последнего входят среднеплейстоценовые куччугуй-ская, хромская, мастахская, аллаиховская свиты, сложенные преимущественно малольдистыми песками или опесчаненными алевритами (рис.1-Ж). Верхние части хромской и ал-лаиховской 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 (10050 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).
А уровень моря, -100 -50 0
0
т.л.н.
Б температура
воздуха,°С -25 -20 -15
Температура пород. °С Разрез среднего плейстоцена-голоцена
Ы в современных зонах у в районе современной изобаты 50 м. Восточно-Сибирской Арктики арктических тундр и пустынь 73-74°с.ш.
-25 -20 -15 -10 -5 -2 л Д
Рис.1. Фрагмент палеогеографического сценария и типы разреза среднего плейстоцена-голоцена Восточно-Сибирской Арктики: А - региональная кривая колебаний уровня моря, м; Б, В, Г - сценарии динамики температуры воздуха (Б) и пород (В, Г), °С: В - в зонах арктических тундр и пустынь ; Г - в районе современной изобаты 50 м (73-74°с.ш.). Разрез среднего плейстоцена-голоцена (Д-Ж): Д - побережье и акватория к северу от кряжа Прончищева ; Е - о-в Б. Ляховский; Ж - восточная часть низменностей. Климатостратиграфические и стратиграфические подразделения (3, И): 3 - морские изотопные стадии; И - стратиграфические индексы . Обозначения: 1- реперы высотного положения уровня моря, м; 2 - палесгтемпературные реперы (красным - реперы, по датировкам которых осуществлена привязка системы региональных реперов к возрастной шкале СМТЗ); 3 - суглинки; 4 - алевриты; 5 - пески; 6 - горизонты и прослои торфяников; 7 - оторфованность; 8 - древесные макроостатки; 9 - отложения ледовых комплексов (ЛК); 9 - то же ("древний ЛК" обнажения Святой Нос по палеонтологическим данным, Никольский Басилян, 2003); 11 - песчано-ледяные жилы; 12 - изначально-песчаные и изначально-грунтовые жилы; 13 -таберальные образования с псевдоморфозами по ПЖЛ; 14 - голоценовый и более древние покровные слои. Составлено автором.
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 1 надпойменной (9,4-6,7 т.л.н.) и отложения морской (9,7-7 т.л.н.) террас. Рельефообразующими на низменностях являются отложения позднеплейстоцено-вого 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 75-77°с.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 ((,) (-13-5~15°С) 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 1, 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.Мелышкова, Н.И.Мухина, Я.В.Неизвестнова, И.А.Некрасова, И.Р.Плахта, В.М.Пономарева,
A.И.Попова, Г.Э.Розенбаум, H.H.Романовского, П.Д.Сиденко, Е.А.Слагоды,
B.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 (t^) на едомах изменяется от -5+-7 в зоне редколесий до -15°С в зоне арктических пустынь, в аласах - от -б-ь-7 до -11-МЗ°С. Основным фактором, определяющим tcP, является снежный покров. Его высота и плотность обусловливаются растительностью. В редколесьях на едомах вклад снежного покрова в формирование tcp достигает максимальных значений (8-10°С), в арктических тундрах и пустынях, где снег сдувается с положительных форм рельефа, - минимальных (близких к 0°С). Зависимость tcP от растительного покрова является весьма важной при составлении сценария динамики tcp. 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 XVI1I-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.Витгенбурга, М.М.Ермолаева, П.К.Хмызникова. В 30-40-е годы XX 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 ООО ООО И.Я.Баранов границу распространения субмаринных ММП проводит по изобате 100 м. В 1970-е годы шельфовая KJI3 И.С.Барановым, Ф.Э.Арэ, В.А.Кудрявцевым, H.H.Романовским, С.М.Фотиевым типизируется в зависимости от соотношения в ее разрезе ярусов ММП и охлажденных ниже 0°С пород, образования ее в континентальных или в прибрежно-морских условиях.
В 60-80-е годы XX 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,
A.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.Неизвестное,
B.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 tcp 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.
©
["PAHASÜUKD
Рис. 2 Донные отложения на сейсмоакустических профилях "Парасаунд". Шельф на участках: А - 77° с.ш„ 130° в.д., глуб. 65,4 м; Б - 77° с.ш., 120° вд., глуб. 71,1 м; В -76° С.Ш., 115° В.Д., глуб. 47,5 м; Г - 75°с.ш., 129°в.д.. туб. 40 м. Д - Бровка шельфа (ш) и континентальный склон (к)(78°с.ш„ 155°в.д„ глуб. 110 м): 1 - дно моря; 2 - охлажденные морские отложения; 3 - многолетнемерзлые отложения; 4 - ледяные новообразования, связываемые Э.П.Мельниковым и др.(1997) со струйной дегазацией углеводородов; 5 -следы айсбергового выпахивания;,® - термокарстовые котловины; 7 - талые отложения.
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+-1,3°С, 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 XX - 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 XX 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 позднеп-лейстоцен-голоценовой трансгрессии (Bauch et al., 2001). Это дало возможность автору составить модель ее хода с учетом изменений рельефа шельфа.
5. К концу XX - началу XXI 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.ВЛожкина, 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 t, и Ц.
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 КПЗ и яруса ММП .
Основные положения ретроспективного подхода при геокриологическом изучении шельфа. Низкая геокриологическая изученность шельфа Восточной Сибири, не-
смотря 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 криолито-зоны 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.
Данные о глобальной цикличности климата и уровня моря
Региональные данные Пал еотем пературн ые
о динамике ландшафтов
об осадконакоплении
о развитии криосферных процессов
о регрессиях и трансгрессиях моря
Сценарий динамики температуры воздуха и пород
Геолого-тектоническая модель шельфа
1 ^ :
в ¡а; §1! с 2 : Й- " * ЭР'
2 ? 5
Модель современного
состояния криолитозоны шельфа
Рис. 3 Блок-схема составления модели современного состояния криолитозоны шельфа Восточной Сибири
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 ^ для разных современных глубин моря. В семействе кривых отражаются также изменения 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 Ц, 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 изучен-
ностью истории развития региона и дискретностью региональных папеотемпературных 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 тл.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 геокриоло-
гических 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 1ср 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 синкрио-генных континентальных отложений ЛК, насыщенных мощными ПЖЛ. Аккумуляция ЛК на осушавшемся шельфе определялась существенно меньшими уклонами его поверхности (0,12-0,2 м/км), чем на низменностях (преимущественно 0,4-1м/км). Впервые это было показано С.Д.Зимовым.
Периоды потеплений (ранга межледниковий) - термохроны - и трансгрессий моря являлись периодами деградации толщ ММП и развития деструктивных криогенных процессов по отложениям ЛК, объемная льдистость которых достигала 70-95%. Продолжительность каждых термохрона и периода трансгрессий в последние 400 т.л. (МИС-11с; МИС-9е; МИС-7с или 7е; МИС-5е; МИС-1) не превышала 10-15 т.л. А продолжительность термических оптимумов, судя по продолжительности голоценового оптимума, вряд ли была больше, чем 1-2 тыс. лет (рис. 1-Б,В). Повышение температуры пород, особенно значительное (с -15^-25 до -1-М,8°С), происходило при переходе толщ ММП из субаэрапь-ного в субмаринное положение. Протаивание субмаринных ММП в связи с отрицательной температурой морской воды осуществлялось преимущественно снизу пропорционально плотности теплового потока из недр Земли.
Сценарий колебаний уровня моря в интервале от 400 до 20-15 т.л.н. Формирование ЛК свидетельствует об отсутствии мощных ледников в похолодания плейстоцена на шельфе Восточной Сибири. Поэтому для описания колебаний уровня морей Лаптевых и Восточно-Сибирского использовались гляциоэвстатические кривые колебаний уровня
Мирового океана (Lambeck, Chappell, 2001 - для интервала 140 т.л.н. - современность; Bassinot et al., 1994 - для интервала 400-140 т.л.н.), которые корректировались региональными данными. Это - данные о распространении, возрасте и абс. высотах морских террас и отложений, о степени континентальности палеоклимата, полученные по результатам изучения береговых разрезов. Указанные данные отражают суммарное воздействие глобальных и региональных факторов и использовались как реперы высотного положения уровня морей Лаптевых и Восточно-Сибирского в тот или иной момент времени. В качестве указанных реперов принимались следующие данные.
1. Шельф Восточной Сибири в пик сартанской регрессии осушался до его бровки (абс.выс. -80+-100 м). Об этом свидетельствуют данные грунтовой колонки в верхней части континентального склона (современная глубина моря 270 м). Здесь в диапазоне 17,6-13 календарных (кал.) т.л.н. фиксируются смена континентального осадконакопления морским (Bauch et al., 2001) и опреснение морских вод за счет речного стока (Polyakova et al., 2005; Клювиткина, 2007). Указанные данные согласуются с существованием глубоких каньонов на продолжении речных палеодолин на континентальном склоне (www.ngdc.noaa.gov./mgg/image/sheIf_rivers.jpg), а также с наличием ММП на бровке шельфа (рис.2-Д).
Сартанские данные использовались для оценки высотного положения уровня моря в предшествующие пессиумы (рис.1-А).
2. Мнение о каргинском море с уровнем ниже современного в восточном секторе Российской Арктики в настоящее время является господствующим. Согласно исследованиям в Восточно-Сибирском море абс. отметки кровли слоев, содержащих каргинскую морскую фауну, составляют -40 м (Коваленко, Купцова, 1979) (рис.1-А), что согласуется с данными о континентальности каргинского климата на современном побережье, полученных по береговым разрезам.
Абс. высота уровня каргинского моря позволила внести региональные коррективы в используемые гляциоэвстатические кривые как для каргинского, так и для более ранних межстадиалов. Для каргинского уровня, показываемого гляциоэвстатическими кривыми (Lambeck, Chappell, 2001) и (Bassinot et al., 1994), поправки составили +5-И-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 коньков-ской ингрессии по берегам Колымского залива.
Интервал 20-15 тл.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 |4С-даты аласных торфяников (13.5-13 т.л.н. - 5сЫптпе15(ег ее а!., 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 (Ка-плина, 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 ос-
тавались сушей. Ингрессионное продвижение моря по грабенам характеризовалось превращением термокарстовых озерных котловин по мере повышения уровня в «термокарстовые лагуны».
Ст. Восток
Отклонения температуры воздуха от современной. 'С
А, у ,*?.■!.?,? , В д,
J* 6 I з в sl Содержание насекомых разных экологических групп, %
а s Ь % 90%
начало трансгрессии
_моря Лаптевых
□ <-1 (Bauch et al„ 2001)
начало термокарста на низменностях и шельфе Восточно-Сибирской Арктики (по автору)
сартанский пессиум по Т.Н.Каплиной, В.Н.Конищеву, А.В.Ложкину и др.
5-10 т.л.н. ¿ухое, теплое самая "теплая" тундростепь
нижняя погребенная почва в низовьях Колымы (Губин, Замина,2006)
торфяник в обн. Молотковский Камень (данные А.В.Шера)
горизонт торфяников в дельте Лены (всМггтеЫег е( а/., 2003)
Палеоклиматическая интерпретация энтомологических данных (Sher et al„ 2005)
10-7 т.л.н. Влажное, теплое лето; лесотундра, кустарниковая тундра
23,5-15 т.л.н. Прохладное сухое лето, "холодная" тундростепь
34-23,5 т.л.н. Сухое лето, теплее современного, но холоднее, чем на предшествующем этапе. "Прохладная" тундростепь
47-34 т.л.н. Сухое теплое лето. "Теплая" тундростепь
□ ■ ПЗг
Рис. 4 Сопоставление природных событий в Восточно-Сибирской Арктике (А, Б) и температурной
I !!'.<;ток (Восточная Антарктида) (В) в период от 47 до 8-7 т.л.н. А - Палеоэкологические данные: диаграмма - изменение температурных условий лета на п-ве Быковский, составленная на основании процентного содержания комплексов ископаемых насекомых (1,2-термофильные сухолюбы: степные виды (1), прочие нетундровые ксерофилы (2); 3,4-виды современной тундры: обитатели сухой,более теплой тундры (3), обитатели арктической тундры (4) (А,) и палеоклиматическое подраделение периода (А,) (вИег е1а1., 2005).
Б - Геологические данные: озерный термокарст, аласное осадконакопление, горизонты торфяников и почв,начало последней трансгрессии моря.
гая кривая И температурная шкала сверху - отклонения среднегодовой температуры ргмду/а мт . онроминиых значений на ст. Восток (Липенков идр. 2003). Составил автор.
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 - релию-ов ЛК, существовавших в последнюю тысячу лет. Показано, что они, как и разрушенные термоабразией в ХУШ-ХХ веках острова Диомида, Фигурина, Васильевский, Семеновский, слагавшиеся ЛК, относились к горстам.
6. Термоабразией берегов в пределах горстов разрушались те гори-
И
100 км
3
Рис.5 Связь термокарстовых котловин с рифтовыми грабенами на шельфе. Тектонические структуры (БекгеЬу, 2001): горсты (1); грабены (2); сейсмоакустические профили (3) и выделенные по ним М.В.Касымской {2005} термокарстовые котловины (4). Составлено автором.
зонты ЛК, которые располагались выше уровня моря. Нижние горизонты, переходившие в субмаринное положение, подвергались воздействию донной термоабразии. Скорость углубления дна мелководий, формировавшихся на месте бывших островов, составляет по оценкам ряда исследователей и автора в первые десятилетия после исчезновения острова 0,05-0,07 м/год. Для последних 200-300 лет автором получена величина 0,03-0,05 м/год. Высокая скорость углубления свидетельствует об участии в строении дна мелководий нижних частей ЛК и развитии по ним донной термоабразии.
7. Деградация ЛК на шельфе, усиливавшая контрастность абс. высот поверхности горстов и днищ грабенов, обусловливала различия морского морфолитогенеза в пределах этих структур. В грабенах изменения рельефа (термокарстовые котловины —> термокар-
сгговые 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 осад-конакоплением. В пределах горстов, являвшихся положительными формами как на суб-аэральном, 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 накоплением 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.7-6) 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.
"С - время, ТЫС. Л.II.
Кялс|1лл|>ное орем я, imc. л.и. О 5 10 15
Рис. 6 Модель позднеплейстоцен-голоценовой трансгрессии морей Лаптевы*: и Восточно-Сибирского. Ход затопления: 1 - палеодолин рек и отрицательных морфоструктур; 2 - положительных морфоструктур; 3 - Фактические данные о колебаниях уровня морей Лаптевых и Восточно-Сибирского: а - Bauch et al., 2001; б - Hoimes. Creager, 1974; в - Валпетер. 1978; г - Объяснительная записка..., 1999; д - Безродных и др., 1986; е - Алексеев. 1989; Костяев и др., 1981. Составлено автором.
г-,"17'5 □ 270 4
5 6
пШ U 60
7 8
"Н -И
Рис. 7 Ход позднеплейстоцен-голоценовой трансгрессии моря Лаптевых (кал.т.л.н.): 20-15 (а); 13-12 (б); 11 (в); 8 (г); 5 (д); 1 (е): 1 - море; 2 - палеосуша; 3 - современная суша. Палеосреда на участках донного опробования, в числителе - 1<С-даты (кап.т.п.н.),
в знаменателе - современные глубины моря, м (Bauch et al., 2001; Клювиткина, 2007; Объяснительная записка..... 1999) (4-7):
4 -круглогодичный (?) морской ледовый покров; 5 - лалеопобережье; 6 - акватория; 7 - бровка шельфа; 8 - современные ji изобаты, м. Составлено автором.
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 тл.н. достиг современных отметок, запаздывание достигало 5-8 т.л.
В результате реконструкции произведено районирование шельфа по продолжительности затопления, т.е. по продолжительности деградационного периода в развитии КЛЗ шельфа. Важность районирования заключается в том, что сроки затопления и продолжительность деградации оказались связаны не только с современными глубинами моря, но также - с распределением тектонических структур. Положительные и отрицательные структуры, почти не различаются в современной батиметрии. Поэтому все модели, характеризующие ход трансгрессии в зависимости от современных глубин моря, менее реально отражают продолжительность деградации КЛЗ в разных частях шельфа, чем модель, предложенная автором.
Сценарий (рис.6, 7) выявляет общее соответствие хода трансгрессии моря на шельфе Восточной Сибири ее глобальному ходу, а также - неравномерность изменения уровня моря. Наиболее быстрый подъем уровня (25 мм/год) был свойствен интервалам 14С 15-11 и 9-7,5 тл.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.тл.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 Куд-
рявцева, 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,
A.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
B.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. XX 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 I, 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 5|8Опжл, 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 (5180 или 82Н) в региональные кривые динамики В качестве ПТР используются реконструкции I. и Ць 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 1в и ^ 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+-25°С). 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 5|80пжл получены В.Н.Голубевым и др. (2001) с учетом сублимации снежного покрова. Автором для малоснежных сартанского и более древних пессиумов по 5180пжл (данные А.Ю.Деревягина, А.Б.Чижова, Х.Майера) с помощью зависимости Ю.К.Васильчука реконструированы и, равные -21+-23°С. 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 лессиумов, и реконструкции автора, А.А.Величко и Т.Н.Каплиной для оп-тимумов, 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 |4С АМБ-, ШЗЬ- и палео-
магнитным (ПМ) методами (8сЫггте151ег й а1., 2002; 2003; КгЬ^сИек с! а1., 2002; Никольский, Басилян. 2003; Апёгееу е1 а1., 2004; Тумской и др., 2005; Деревягин и др., 2007 и др.), а также биостратиграфическими данными А.В.Шера, В.С.Зажигина и иС-датами, полученными Т.Н.Каплиной и другими исследователями в 70-80-х годы XX 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 и и равный -21+-25°С. Он принят в качестве репера степени похолодания, связанного с основными глобальными климатическими циклами. Отклонения от него в отрицательную сторону (1ср ниже -21^-25°С) диагностируют существование в пессиум дополнительного (к глобальному) источника охлаждения, в положительную (^р выше -21т-25°С) - существование источника, уменьшавшего охлаждение. Такими источниками могли быть ледниковый покров, способствовавший понижению ^ и Ц 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 составляли -16+-17°С, ^р - -12ч--15°С (отклонения от современных значений - Д^и ДЦ =-2+-7°С). 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 казанцев-ский оптимум с теплым морем и пониженной континентальностью климата. Автором получено, что и составляла -8+-10°С, а ^ 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 несливаю-щейся мерзлоты.
В голоценовый оптимум по оценкам автора I, была ниже казанцевской, составляя -9+-11 °С (на 3-4°С выше современной). На низменностях оптимум был приурочен к боре-альному времени (9-8 т.л.н.) с Ър - -1+-5°С, на островах - к пребореалу (10-9 т.л.н.) с Ц - -5+-8°С (Д1ср =2+7°С). 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 и и ^р не выходили за пределы ± 2°С по сравнению с современными значениями.
Амплитуда оптимально-пессимальных колебаний ^ составляла 14-15°С. Для температуры пород в зоне современных арктических тундр и пустынь она равнялась 17-18, в зоне редколесий и на шельфе - 21-25°С.
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; Сго55\уа1с1, 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 76°с.ш. (БЬег е1 а1., 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 6°С/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. (8сЫггте15-1ег е( а1., 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-5Ь - 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 XX 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 ион-но-солевого состава криопэгов, оценкам по 618Опжл в отложениях куччугуйской свиты в сочетании с данными по насекомым и ландшафтам и результатам расчета. Приледниковые условия характеризовались значениями ^р, равными -30-^-35°С и ниже, под ледниками породы не выхолаживались ниже -15-+-20°С.
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 и на основе кривых 8|80, 52Н, 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 (опти-мапьно-пессимальных) на суше умеренных и высоких широт составляет от 8-10 до 16-20°С. 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 палеотемпе-ратурного 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 180 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 Лав-рентийского 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 голоце-нового 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-
О 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 t, и tcP (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 t„ 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 t, 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 tcp. Он представляет собой семейство кривых tcp, с помощью которого описываются пространственно-временные изменения Ц 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 tcP (а также составления системы ПТР и сценария tB) 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 tcp (Методика мерзлотной съемки, 1979).
6. Разработанный метод проверен составлением модели динамики tB и tq, приморских низменностей в последние 5 млн. лет. Три варианта моделей t„ 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. Иссле-
дование показало лучшую пригодность морских кривых по сравнению с байкальской. На основе региональной модели динамики и, построенной на базе изотопно-кислородной кривой СЮР-У19-30, 677, 846 (ЭЬасИеЮп а а1., 1995) и региональных ПТР, автором составлена модель динамики Ц на приморских низменностях в плиоцене-голоцене. Проведенные исследования показали применимость использования изотопно-геохимических кривых в широком диапазоне интервалов времени.
Глава б. КРИОЛИТОЗОНА ШЕЛЬФА ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ
Криолитозона по-преимуществу имеет трехярусное строение. Верхний и нижний ярус составляют охлажденные ниже 0°С 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 (до 15-20 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 подозер-ные 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 - ц, 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 фо-Рис. 8 Районы распространения не- ншюм значении и двухмерной _
сквозных суомаринных таликов мощностью до 15-20 (1) и до 80-85 м (2) в прс- при изучении залегания подошвы
делах отрицательных морфоструктур ,,, ,
, яруса ММП в рифтовои системе мо-
центрального и вну треннего шельфа г т
моря Лаптевых; 3 - площадь отрицатель- ря Лаптевых. Для расчетов испольных морфоструктур на внешнем шельфе;
4 - положительные морфоструктуры (рас- повались программы, в которых мо-пределение морфоструктур - по ЭекгеЮу, дель реализуется методом конечных 2001); 5 - бровка шельфа. Составил автор.
разностей (Типенко и др., 1999). На верхней границе в соответствии с вариантами сценария задавалось изменение ^р во времени. При затоплении ^р скачком менялась на температуру придонной воды, которая при отступании моря также скачком преобразовывалась в ^ участка суши, характерную для
соответствующих географической широты и момента времени. Температура замерзания морских осадков принималась равной -2°С. 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 0°С, 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 ц 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 ц 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 отно-
сительная 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. Пол 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 2-6 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 (300700 м и более), связанным с низкими величинами я 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 по-
генные субмаринные напорно-фильтрационные талики, обусловленные разгрузкой под-
верхность 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 эндо-
Рис. 9 Типы криолитозоны: 1 - внешнего шельфа; 2-4 - центрального и внутреннего шельфа: 2 - КЛЗ грабенов: а- с мощными надмерзлотными таликами, б - с маломощными; 3 - горстов; 4 -разломных зон; 5 - бровка шельфа; 6 - изобаты, м. Составил автор
Типы криолитозоны
Верхний охлажденных пород
Нижний охлажденных пород
3-15
центрального и внутреннего шепьфа
горстов
разломных зон
3-85
50-70
3-85
грабенов
земных 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. XX в. является предметом дискуссии (Я.В.Неизвестное, Л.А.Жигарев, А.И.Фартышев), говорит целый ряд данных. Это - массовое развитие термокарстовых котловин на дне проливов, их затоплением ранее ,4С 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 (БЬакЬоуа й а1., 2005; 2007), предположительно принимается в качестве индикатора сквозных суб-маринных 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. Минималь-
пых 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 75°с.ш. находилась на глубинах 250 и 280 м соответственно. От побережья до глубин 40-60 м, как показывает моделирование при ц, 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 шель-фовой 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 (Баренцевомор-ский шельф), Западно-Сибирский (Карский шельф), Восточно-Сибирский (шельф морей Лаптевых и Восточно-Сибирского), Притихоокеанский (Чукотский шельф) и СевероАмериканский (шельф моря Бофорта). Современные секториальные различия субмарин-ной 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.Хшгтера, 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 гля-циоизостатических движений в формировании субмаринной КЛЗ моря Бофорта, Гляцио-изостатические 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 основания 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 ВАСоловьева (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 голо-ценовым, 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; Неизвестное 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; Буепс^еп е1 а1., 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; Неизвестное и др., 2005; Баулин и др., 2005) также свойственна менее суровая криолито-зона, 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 термохро-ны.
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 субаэрапьных 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 раз-ломных 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 криолцтозоны 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 палеотемператур-ных 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 1ср в связи с изменениями в пространстве и времени природной среды региона. Основными из таких изменений являлись: динамика климата, регрессии и трансгрессии моря, ландшафтная и геотемпературная зональность и ее динамика, цикличность в смене направленности криогенного морфолитогенеза и особенности его проявления в разнотипных морфо- и неотектонических структурах, образование-таяние локальных ледников.
2. Разработаны представления о геокриологической цикличности на шельфе Восточной Сибири в среднем плейстоцене - голоцене. Геокриологическая цикличность обусловливалась 100-тысячелетними циклами колебаний климата и уровня моря, отражающими циклы эксцентриситета орбиты Земли. Холодный период циклов (при отрицательном знаке температурного тренда) характеризовался аградацией ММП и накоплением ЛК на осушавшемся шельфе. Смена знака температурного тренда вызывала смену аградационной направленности в развитии ММП деградационной, сменой накопления ЛК его денудацией. Автором с коллегами установлено, что тип и время проявления денудационных процессов по ЛК контролировались морфо- и неотектоническими структурами. В морфоструктурах грабенов смена знака температурного тренда приводила к развитию озерного термокарста по ЛК в заключительную фазу осушения шельфа, определявшего первоочередность затопления грабенов по сравнению с горстами. В морфоструктурах горстов ЛК разрушался преимущественно в заключительную фазу трансгрессии моря, т.е. спустя многие тысячи лет после начала термокарста. Верхние горизонты ЛК горстов разрушались под воздействием термоабразии берегов, а нижние после погружения останцов ЛК под уровень моря - донной термоабразией.
Показано, что морфо- и геоструктурный контроль развития термокарста и термоабразии по ЛК определил современное распределение суши и моря. В современном рельефе грабенам отвечают губы, заливы, проливы; горстам - острова, полуострова, мысы. Геоструктурные различия в очередности затопления и плотности геотермического потока обусловили основные закономерности современного распространения и мощности яруса ММП и шельфовой криолитозоны в целом.
Представления о цикличности криогенного морфолитогенеза и связи ее с морфо- и геоструктурами, позволили автору реконструировать ход позднеплейстоцен - голоце-новой трансгрессии моря с учетом тектонического строения и изменений рельефа шельфа. Неотектоника слабо выражена в современном рельефе шельфа. Поэтому рекон-
струкция с учетом палеорельефа дает более реалистичную картину хода трансгрессии и изменений температуры пород, чем сделанные ранее реконструкции, в которых современный рельеф принимается как существовавший в прошлом.
3. В работе получили развитие представления о существовании в регионе локальных холодных, преимущественно пассивных ледников. На островах Нов. Сибирь, Фадцеевский, Земля Бунге, Ляховские ледники имели распространение в плювиальные фазы криохронов (МИС-6, МИС-4), а преимущественно пассивные локальные ледники - в МИС-2 и похолодания голоцена. В Лено-Анабарском секторе мощная толща пресноводных песков к северу от кряжей Прончищева и Чекановского, а также многочисленные зандры на низменностях интерпретируются как показатели оледенения в МИС-4 не только горного обрамления, но и указанных кряжей. В МИС-2 на кряжах Чекановского, Прончищева и их подножьях формировались локальные пассивные ледники. В обрамлении ледников образовывались полигональные системы песчаных и песчано-ледяных жил.
Эти выводы сделаны на основании выделенного автором комплекса явлений (геотермических, геокриологических, геоморфологических, геодинамических, гидрогеохимических). Они территориально связаны с районами оледенений. Один из этих районов установлен (северо-восток Новосибирского архипелага), другой - дискутируется (Лено-Анабарский сектор приморских низменностей). Территориальная связь указанных явлений с районами оледенений позволяет толковать ее как генетическую и рассматривать эти явления в качестве признаков существования ледников.
4. Автором в сотрудничестве с коллегами разработаны и сформулированы принципиально новые представления о криолитозоне шельфа Восточной Сибири. Это - криолитозона со сплошным распространением яруса ММП до современных глубин моря 50-60 м, прерывистым и островным - от глубин 50-60 м до бровки шельфа (80-100 м). Выше и ниже яруса ММП существуют ярусы охлажденных пород мощностью соответственно 5-80, 50-100 м и более. Наибольшая мощность КЛЗ и яруса ММП по данным моделирования свойственна структурам горстов. Здесь на мелководьях высоких широт и на месте исчезнувших островов, слагавшихся ЛК, мощность КЛЗ может достигать 800-900, а мощность яруса ММП - 700 м. Грабенам свойственны меньшая мощность яруса ММП (300-100 м) и наличие надмерзлотных субмаринных таликов. Последние возникли в результате озерного термокарста по ЛК на этапе осушения шельфа и трансформировались в субмаринные после его затопления. В зоне сплошного распространения яруса ММП в сейсмоактивных разломных зонах проливов Санникова и Дм. Лаптева развиты талики, насыщенные как водами морского состава, так и почти пресными водами. Прогнозируется, что талики в разломах рифтовой системы моря Лаптевых являются сквозными, а насы-
щенные опресненными водами - связанными с разгрузкой артезианских подземных вод, питающихся в горном обрамлении низменностей.
5. Произведено районирование арктических шельфов по их географическому положению. Показано, что географическое положение является руководящим фактором в формировании шельфовой КЛЗ. Им обусловливались секториальные различия тепло- и влагообмена в плейстоцене - голоцене и в конечном итоге - различия в истории развития шельфов. Выделены следующие сектора: Приатлантический (Баренцевоморский шельф), Западно-Сибирский (Карский шельф), Восточно-Сибирский (шельф морей Лаптевых и Восточно-Сибирского), Притихоокеанский (Чукотский шельф), Северо-Американский (шельф моря Бофорта). Показано, что современное состояние криолитозоны ВосточноСибирского сектора предопределялось последствиями господства в плейстоцене - голоцене Сибирского антициклона. Это - суровость перигляциальной обстановки в криохроны и отрицательная температура морской воды в течение всего трансгрессивного этапа, определявшая протаивание ММП только снизу. В других евразийских секторах формирование более мягких, чем на Восточно-Сибирском шельфе, геокриологических условий определялось комплексом факторов. Одни из них обеспечивали меньшую суровость условий промерзания в криохроны, другие - высокий темп деградации яруса ММП, осуществлявшейся не только снизу, но и сверху.
Весьма своеобразным, в корне отличным от Восточно-Сибирского и в целом от евразийских шельфов, явилось формирование КЛЗ шельфа моря Бофорта. Автором выдвинуты и обосновываются представления о руководящей роли в этом процессе компенсационных знакопеременных гляциоизостатических движений. Они обусловливались погружением ложа Лаврентийского ледникового щита в процессе его нарастания, поднятием ложа в процессе и после его таяния. Особенности формирования КЛЗ определили специфику ее современного состояния. Это - двухслойное строение яруса ММП, глубокое залегание подошвы нижнего слоя (600-780 м от дна моря) и независимость мощности мерзлой толщи от современных глубин моря.
Задачи дальнейших исследований. Выполненное исследование является первым опытом изучения КЛЗ на новом информационном и методическом уровне. В связи с крайне слабой изученностью шельфа Восточной Сибири (геологической, палеогеографической, геокриологической) и обусловленностью современного состояния шельфовой КЛЗ историей развития, первоочередными являются две задачи:
- получение опорного материала о геологическом строении, строении КЛЗ и мощности яруса ММП; проверка выдвинутых представлений;
- детализация представлений о динамике природной среды, особенно в последний климатический и гляциоэвстатический цикл (динамики уровня моря, осадконакопления, ландшафтов, криосферных процессов, температуры воздуха и пород).
Первоочередное значение, в связи с вовлечением Баренцевоморского и Карского шельфов в сферу хозяйственного использования, приобретает разработка вопросов методики геокриологических исследований и картирования шельфовой КЛЗ, в том числе - ретроспективного подхода к исследованиям.
Работы по теме диссертации, опубликованные в периодических изданиях, рекомендованных ВАК.
1. Романовский H.H., Гаврилов A.B., Холодов А.Л. и др. Реконструкция палеогеографических условий шельфа моря Лаптевых для позднеплейстоцен-голоценового гляциоэвстатического цикла II Криосфера Земли, 1997, т. 1, № 2, с. 42-49.
2. Романовский H.H., Гаврилов A.B., Пустовойт Г.В., Холодов А.Л. и др. Распространение субмариной мерзлоты на шельфе моря Лаптевых // Криосфера Земли, т. 1, № 3, 1997, с. 9-18.
3. Романовский H.H., Холодов А.Л., Гаврилов A.B., Тумской В.Е., Хуббертен Х.В., Кас-сенс X. Мощность мерзлых толщ восточной части шельфа моря Лаптевых (результаты моделирования) // Криосфера Земли, 1999, т. III, № 2, с. 22-32.
4. Романовский H.H., Гаврилов A.B., Тумской В.Е., Григорьев М.Н., Хуббертен Х.В., Зи-герт К. Термокарст и его роль в формировании прибрежной зоны шельфа моря Лаптевых // Криосфера Земли, 1999, т. III, № 3, с. 79 - 91.
5. Гаврилов A.B., Тумской В.Е., Романовский H.H. Реконструкция динамики среднегодовых температур пород на приморских низменностях Якутии и арктическом шельфе за последние 420 тыс. лет // Криосфера Земли, 2000, т. IV, №4, с. 3-14.
6. Холодов А.Л., Гаврилов A.B., Романовский H.H. Результаты моделирования динамики мерзлоты на приморских низменностях и на арктическом шельфе региона моря Лаптевых за последние 400 тыс. лет // Криосфера Земли, 2000, т. IV, №4, с.3240.
7. Гаврилов A.B., Тумской В.Е. Современные процессы криолитогенеза восточного побережья моря Лаптевых // Криосфера Земли, 2002, т. VI, №1, с. 35-48.
8. Романовский H.H., Гаврилов A.B., Тумской В.Е., Холодов А Л. Криолитозона Восточно-Сибирского арктического шельфа // Вестник МГУ, сер. геология, 2003, № 4. с. 51-56.
9. Гаврилов A.B., Романовский H.H., Хуббертен Х.В., Романовский В.Е. Распространение островов - реликтов ледового комплекса - на Восточно-Сибирском арктическом шельфе // Криосфера Земли, 2003, т.VII, №1, с. 18-32.
10. Романовский H.H., Хуббертен Х.В., Гаврилов A.B. и др. Эволюция мерзлых толщ и зоны стабильности гидратов газов в среднем плейстоцене-голоцене на шельфе восточной части евразийской Арктики II Криосфера Земли, 2003, т. VII, № 4, с. 51-64.
11. Романовский H.H., Елисеева A.A., Гаврилов A.B. и др. Многолетняя динамика толщ мерзлых пород и зоны стабильности газовых гидратов в рифтовых структурах Арктического шельфа Восточной Сибири (Сообщение 1). Геолого-тектоническая модель и палеогеографический сценарий // Криосфера Земли, 2005, т. IX, № 4, с. 42-53.
12. Гаврилов A.B., Романовский H.H., Хуббертен Х.В. Палеогеографический сценарий послеледниковой трансгрессии на шельфе моря Лаптевых // Криосфера Земли, 2006, т. X, №1, с. 3950.
13. Романовский H.H., Елисеева A.A., Гаврилов A.B., Типенко Г.С., Хуббертен Х.В. Многолетняя динамика толщ мерзлых пород и зоны стабильности газовых гидратов в рифтовых структурах Арктического шельфа Восточной Сибири (Сообщение 2). Результаты численного моделирования // Криосфера Земли, 2006, т. X, № 1, с. 29-38.
14. Гаврилов A.B. Типизация арктических шельфов по условиям формирования мерзлых толщ // Криосфера Земли, 2008, т. XII, №3, с. 69-79.
Работы по теме диссертации, опубликованные в монографиях.
15. Геокриология СССР. Восточная Сибирь и Дальний Восток. М., Недра, 1989:
Гаврилов A.B., Замолотчикова С.А. Климат, с. 31-47. Гаврилов A.B. Геокриологическое районирование территории, с. 165-175. Гаврилов A.B., Романовский H.H. Факторы, определяющие мощность криолитозоны, с. 113-125. Гаврилов A.B. Типы вертикального строения криолитозоны и закономерности их распространения, с. 126-132.
16. Геокриологическая карта СССР масштаба 1:2 500 000 (ред. Ершов Э.Д., Кондратьева К.А.), МГУ, Геологический факультет - Винница, 1996:
Гаврилов A.B. Лист карты на территорию Восточной Якутии.
Гаврилов A.B., Гарагуля Л.С., Ершов Э.Д., Кондратьева К.А. Карта районирования территории России и сопредельных государств по условиям существования мерзлых и талых пород.
17. Основы геокриологии, ч. 3. Региональная и историческая геокриология Мира. М., Изд-воМГУ, 1998:
Гаврилов A.B. Планетарные, континентальные и региональные факторы и условия формирования криолитозоны Земли, с. 140-149.
Гаврилов A.B. Районирование Земли по условиям существования многолетнемерзлых пород, с. 149-161.
18. Космические методы геоэкологии (атлас). Географический факультете МГУ, 1998: Гаврилов A.B., Кравцова В.И., Пижанкова Е.И. Антропогенное воздействие в тундровой и
лесотундровой зоне. Проблема активизации неблагоприятных криогенных процессов (Восточная и Западная Сибирь)
Работы по теме диссертации, опубликованные в других издания!.
19. Гаврилов A.B. К вопросу анализа температурного режима воздуха континентальных областей для целей составления мелкомасштабных мерзлотных карт (на примере Яно-Индигирского междуречья) // Мерзлотные исследования, 1972, вып. 12, с. 118-129.
20. Кондратьева К.А., Кудрявцев В.А., Хруцкий С.Ф., Гаврилов A.B. О зональности среднегодовых температур многолетнемерзлых пород Яно-Индигирского междуречья // Мерзлотные исследования, 1972, вып. 12, с. 68-84.
21. Гаврилов A.B., Тумской В.Е., Романовский H.H. Метод реконструкции температур пород по изотопным палеотемпературным данным // Материалы Второй конференции геокриологов России, т.З. М„ Изд-во МГУ, 2001, с.46-52.
22. Гаврилов A.B., Романовский H.H. Развитие представлений о распространении и мощности мерзлых толщ на шельфах морей восточного сектора Российской Арктики // Материалы Второй конференции геокриологов России, т.З. М., Изд-во МГУ, 2001, с.35-45.
23. Холодов А.Л., Гаврилов A.B., Романовский H.H. Распространение, мощность и состояние криолитозоны шельфа моря Лаптевых // Материалы Второй конференции геокриологов России, т.З. М„ Изд-во МГУ, 2001, с. 236-242
24. Гаврилов A.B. Модель динамики температуры пород Восточно-Сибирской Арктики в плейстоцене // Мат-лы междунар. конф. «Криосфера нефтегазоносных провинций». Тюмень, 2004, с. 84-85.
25. Гаврилов A.B. Методика составления региональных моделей динамики температуры воздуха и пород // Материалы Третьей конференции геокриологов России, т.З. М., Изд-во МГУ, 2005, с. 57-65.
26. Гаврилов A.B. Роль термокарста в послеледниковой трансгрессии на шельфе моря Лаптевых // Материалы Третьей конференции геокриологов России, т.З. М., Изд-во МГУ, 2005, с. 50-57.
27. Гаврилов A.B., Романовский H.H., Хуббертен Х.В. Модель позднеплейстоцен-голоценовой трансгрессии моря Лаптевых // Теория и практика оценки состояния криосферы Земли и прогноз ее изменений, т. 2. Тюмень, 2005, с. 23-26.
28. Елисеева A.A., Романовский H.H., Гаврилов A.B. и др. Эволюция и современное состояние мерзлоты и зоны стабильности газовых гидратов в рифтовых структурах арктического шельфа Восточной Сибири // Теория и практика оценки состояния криосферы Земли и прогноз ее изменений, т. 1. Тюмень, 2005, с. 93-96.
29. Гаврилов A.B., Романовский H.H. Геокриологические особенности и типы арктических шельфов // Криогенные ресурсы полярных регионов. Мат-лы междунар. конф. по геокриологии, т. 1, Салехард, 2007, с. 52-58.
30. Гаврилов А.В., Пижанкова Е.И., Добрынин Д.В. и др. Роль термоабразии в послеледниковой трансгрессии моря Лаптевых // Проблемы управления и устойчивого развития прибрежной зоны моря. Материалы 22-ой междунар. береговой конф., Геленджик, 2007, с. 325-327.
31. Пижанкова Е.И., Гаврилов А.В., Добрынин Д В. и др. Термоабразия на Новосибирских островах // 8-ая Междунар. конф. «Новые идеи в науках о Земле». Доклады, т. 1, S-l, М., 2007, с. 258-261.
32. Гаврилов А.В., Романовский Н.Н. Признаки локальных ледников в ВосточноСибирской Арктике // Криогенные ресурсы полярных и горных регионов. Состояние и перспективы инженерного мерзлотоведения. Тюмень, 2008, с. 288-290.
33. Romanovskii N.N., Gavrilov A.V., Kholodov A.L. et al The Foresasting Map of Laptev Sea Shelf Off-shore Permafrost // Seventh International Conference on Permafrost, June 23-27, 1998, Yellowknife, Canada, Nordicana 57, University Laval, p. 967-972.
34. Romanovskii N N.. Gavrilov A.V., Tumskoy V.E. et al. Enviromental evolution in the Laptev Sea region during the Last Pleistocene-Holocene glacial-eustatic cycle // Polarforschung 68, 1998, (er-schiehen 2000), p. 237-246.
35. Romanovskii N N.. Hubberten H.-W., Gavrilov A.V. et al Thermokarst and Land-Ocean Interactions, Laptev Sea region, Russia // Permafrost and Periglacial Processes, 2000,11, p. 137-152.
36. Kholodov A.L., Romanovskii N.N., Gavrilov A.V. et al. Modelling of the offshore permafrost thickness on the Laptev Sea shelf// Polarforschung, 69, 1999 (erschiehen 2001), p. 221-228.
37. Gavrilov A.V. Geocryological mapping of Arctic shelfes // Permafrost Response on Economic Development, environmental Security and Natural Recources, 2001 Kluver Academic Publisters. Printed in the Nitherlands, p. 69-86.
38. Gavrilov A.V., Romanovskii N.N., Romanovsky V.E. and Hubberten H.-W. Offshore Permafrost Distribution and Thickness in the Eastern Region of Russian Arctic // Changes in the Atmosphere-Land-Sea System in the American Arctic. Proceedings of the Arctic Regional Centre. Volume 3. Edited by Igor P. Semiletov. Dalnauka, Vladivostok, 2001, p. 209-218.
39. Romanovskii N.N, Kholodov A.L., Gavrilov A.V. et al. Thickness of ice-bonded permafrost in the eastern part of the Laptev Sea shelf // Earth's sryosphere, special issue, 2003, p. 65-75.
40. Gavrilov A.V., Romanovskii N.N., Romanovsky V.E. et al. Reconstruction of Ice Complex Remnants on the Eastern Siberian Arctic Shelf // Permafrost and Periglacial Processes, 2003, 14, p. 187198.
41. Gavrilov A.V., Tumskoy V.E. Model of mean annual temperature history for the Yakutian coastal lowlands and arctic shelf the last 400 thousand years. Volume 1 // Permafrost, Phillips, Springman & Arenson (eds), Swets & Zeitlinger, Lisse, 2003, p. 287-290.
42. Romanovskii N.N., Hubberten G.-W., Gavrilov A.V. ct al. Permafrost of the east Siberian shelf and coastal lowlands // Quaternary Science Reviews, 2004, vol. 23, N 11-13, p. 1359-1369.
43. Romanovskii N.N., Hubberten H.-W., Gavrilov A.V. et al. Offshore permafrost and gas hydrate stability zone on the shelf of East Siberian Seas // Geo-Marine Letters, 2005, v. 25, N 2-3, p. 167182.
Подписано в печать 11.10.2008 Формат 60x88 1/16. Объем 3.25 п.л. Тираж 200 экз. Заказ № 751 Отпечатано в ООО «Соцветие красок» 119991 г.Москва, Ленинские горы, д. 1 Главное здание МГУ, к. А-102
Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Гаврилов, Анатолий Васильевич
Введение.
Глава 1. Геокриологические условия Восточно-Сибирской Арктики.
1.1. Природные условия формирования и существования криолитозоны.
1.2. Субаэральная криолитозона.
1.3. Субмаринная криолитозона.
Глава 2. Новые данные и основные положения ретроспективного изучения криолитозоны шельфа.
2.1. Современные возможности ретроспективного изучения.
2.2. Данные о распространении мерзлых пород в акватории.
2.3. Основные положения ретроспективного подхода при геокриологическом изучении шельфа.
Глава 3. Геологическое развитие шельфа и сценарий регрессий и трансгрессий моря
3.1. Современные представления о колебаниях уровня моря.
3.2. Типизация арктических шельфов по характеру регрессий и трансгрессий моря
3.3. Общая схема составления сценария регрессий и трансгрессий моря.
3.4.Сценарий регрессий и трансгрессий моря в средний плейстоцен - пик сартанской регрессии.
3.5. Накопление ледового комплекса и озерный термокарст.
3.6. Реконструкция хода позднеплейстоцен-голоценовой трансгрессии моря.
3.7. Донная термоабразия.
3.8. Острова — реликты ледового комплекса - показатели последней стадии голоценовой трансгрессии моря.
3.9. Цикличность криогенного морфолитогенеза.
Глава 4. Система региональных палеотемпературных реперов.
4.1. Обзор методов реконструкции истории развития мерзлых пород и их температуры.
4.2. Модели динамики температурных условий.
4.3. Палеотемпературные реперы криохронов.
4.4. Палеотемпературные реперы термохронов.
4.5. Признаки оледенений в Восточно-Сибирской Арктике и палеотемпературные реперы ледниковых условий.
Глава 5. Сценарий динамики температуры воздуха и пород в среднем плейстоценеголоцене.
5.1. Изотопно-геохимические кривые - основа региональных моделей динамики температуры воздуха и пород.
5.2. Оценка изотопной кривой ст. Восток для построения палеотемпературного Сценария Восточно-Сибирской Арктики.
5.3. Сценарий динамики температуры воздуха и пород в среднем плейстоцене -голоцене.
5.4. Модель динамики температуры воздуха и пород в плиоцене - голоцене.
Глава 6. Криолитозона шельфа Восточной Сибири и ее эволюция в среднем плейстоцене
- голоцене.
6.1. Глубина залегания кровли яруса мерзлых пород.
6.2. Результаты моделирования строения и мощности криолитозоны.
6.3. Современное состояние криолитозоны.
6.4. Особенности криолитозоны шельфа Восточной Сибири.
6.5. Оценка реалистичности модели криолитозоны шельфа Восточной Сибири.
Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Криолитозона арктического шельфа Восточной Сибири"
Актуальность темы. Субмаринная криолитозона (КЛЗ) на шельфах Северного полушария занимает площадь около 5 млн. км2. В ее строении выделяются ярусы охлажденных ниже 0°С и многолетнемерзлых пород. Многолетнемерзлые породы (ММП) в подавляющем большинстве являются реликтовыми. Последние, в отличие от толщ субаэраль-ных 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 субмарин-ной 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 XX 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,
18 2 основанный на преобразовании кривых содержания 5 О и § Н 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 и #Н 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 5060 м, прерывистое и островное - при глубинах от 50-60 до 80-100 м, отвечающих бровке шельфа. Он перекрыт и подстилается ярусами охлажденных ниже 0°С 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 сектори-альные 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: СевероАмериканский (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 перигляциаль-ной 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 № ОРР-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.
Заключение Диссертация по теме "Инженерная геология, мерзлотоведение и грунтоведение", Гаврилов, Анатолий Васильевич
Эти выводы сделаны на основании выделенного автором комплекса явлений (геотермических, геокриологических, геоморфологических, геодинамических, гидрогеохимических). Они территориально связаны с районами оледенений. Один из этих районов установлен (северо-восток Новосибирского архипелага), другой - дискутируется (Лено-Анабарский сектор приморских низменностей). Территориальная связь указанных явлений с районами оледенений позволяет толковать ее как генетическую и рассматривать эти явления в качестве признаков существования ледников.
6. Автором в сотрудничестве с коллегами разработаны и сформулированы принципиально новые представления о криолитозоне шельфа Восточной Сибири. Это - криолитозона со сплошным распространением яруса ММП до современных глубин моря 50-60 м, прерывистым и островным - от глубин 50-60 м до бровки шельфа (80-100 м). Выше и ниже яруса ММП существуют ярусы охлажденных пород мощностью соответственно 5-80, 50-100 м и более. Наибольшая мощность КЛЗ и яруса ММП по данным моделирования свойственна структурам горстов. Здесь на мелководьях высоких широт и на месте исчезнувших островов, слагавшихся ЛК, мощность КЛЗ может достигать 800-900, а мощность яруса ММП - 700 м. Грабенам свойственны меньшая мощность яруса ММП (300-100 м) и наличие надмерзлотных субмаринных таликов. Последние возникли в результате озерного термокарста по ЛК на этапе осушения шельфа и трансформировались в субмаринные после его затопления. В зоне сплошного распространения яруса ММП в сейсмоактивных разломных зонах проливов Санникова и Дм. Лаптева развиты талики, насыщенные как водами морского состава, так и почти пресными водами. Прогнозируется, что талики в разломах рифтовой системы моря Лаптевых являются сквозными, а насыщенные опресненными водами - связанными с разгрузкой артезианских подземных вод, питающихся в горном обрамлении низменностей.
7. Произведено районирование арктических шельфов по их географическому положению. Показано, что географическое положение является руководящим фактором в формировании шельфовой КЛЗ. Им обусловливались секториальные различия тепло- и влагообмена в плейстоцене - голоцене и в конечном итоге - различия в истории развития шельфов. Выделены следующие сектора: Приатлантический (Баренцевоморский шельф), Западно-Сибирский (Карский шельф), Восточно-Сибирский (шельф морей Лаптевых и Восточно-Сибирского), Притихоокеанский (Чукотский шельф), Северо-Американский (шельф моря Бофорта). Показано, что современное состояние криолитозоны ВосточноСибирского сектора предопределялось последствиями господства в плейстоцене -голоцене Сибирского антициклона. Это - суровость перигляциальной обстановки в крио-хроны и отрицательная температура морской воды в течение всего трансгрессивного этапа, определявшая протаивание ММП только снизу. В других евразийских секторах формирование более мягких, чем на Восточно-Сибирском шельфе, геокриологических условий определялось комплексом факторов. Одни из них обеспечивали меньшую суровость условий промерзания в криохроны, другие - высокий темп деградации яруса ММП, осуществлявшейся не только снизу, но и сверху.
Весьма своеобразным, в корне отличным от Восточно-Сибирского и в целом от евразийских шельфов, явилось формирование КЛЗ шельфа моря Бофорта. Автором выдвинуты и обосновываются представления о руководящей роли в этом процессе компенсационных знакопеременных гляциоизостатических движений. Они обусловливались погружением ложа Лаврентийского ледникового щита в процессе его нарастания, поднятием ложа в процессе и после его таяния. Особенности формирования КЛЗ определили специфику ее современного состояния. Это - двухслойное строение яруса ММП, глубокое залегание подошвы нижнего слоя (600-780 м от дна моря) и независимость мощности мерзлой толщи от современных глубин моря.
Задачи дальнейших исследований. Выполненное исследование является первым опытом изучения КЛЗ на новом информационном и методическом уровне. В связи с крайне слабой изученностью шельфа Восточной Сибири (геологической, палеогеографической, геокриологической) и обусловленностью современного состояния шельфовой КЛЗ историей развития, первоочередными являются две задачи:
- получение опорного материала о геологическом строении, строении криолитозоны и мощности яруса ММП; проверка выдвинутых представлений;
- детализация представлений о динамике природной среды, особенно в последний климатический и гляциоэвстатический цикл (динамики уровня моря, осадконакопления, ландшафтов, криосферных процессов, температуры воздуха и пород).
Первоочередное значение, в связи с вовлечением Баренцевоморского и Карского шельфов в сферу хозяйственного использования, приобретает разработка вопросов методики геокриологических исследований и картирования шельфовой криолитозоны.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
В результате выполненных исследований созданы новые представления о современном состоянии криолитозоны шельфа Восточной Сибири и истории развития природной среды региона. 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. Поэтому 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 температуры пород 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. Метод проверен путем составления модели динамики температуры воздуха и пород приморских низменностей Якутии в плиоцене -голоцене (последние 5 млн. л.).
2. Предложены представления о геокриологической цикличности на шельфе Восточной Сибири в среднем плейстоцене - голоцене, наследующей глобальную климатическую и гляциоэвстатическую цикличность. Основными геокриологическими событиями, составлявшими геокриологический цикл, являлись аградация и деградация ММП, сменявшие друг друга при смене знака глобального температурного тренда и глобальной направленности в изменении уровня моря. Важнейшей составляющей геокриологической цикличности являлась цикличность криогенного морфолитогенеза. В период регрессий моря и отрицательного температурного тренда при аградации ММП на шельфе формировались мощные толщи сильнольдистых синкриогенных отложений ледового комплекса. Период положительного температурного тренда и трансгрессий моря являлся периодом деградации ЛК и рельефа, связанного с его аккумуляцией. В деградации участвовали озерный термокарст, береговая и донная термоабразия.
3. Автором с коллегами установлено, что тип и время проявления денудационных процессов по ЛК контролировались морфо- и неотектоническими структурами. В морфоструктурах грабенов смена знака температурного тренда приводила к развитию озерного термокарста по ледовому комплексу в заключительную фазу осушения шельфа, определявшего первоочередное (ингрессионное) затопление грабенов. Горсты затапливались позже. В их пределах ЛК разрушался преимущественно в заключительную фазу трансгрессии моря, т.е. спустя многие тысячи лет после начала термокарста. Верхние горизонты ЛК горстов разрушались под воздействием термоабразии берегов, а нижние после погружения останцов ЛК под уровень моря - донной термоабразией.
Показано, что морфо- и геоструктурный контроль развития термокарста и термоабразии по ЛК определил современное распределение суши и моря. В современном рельефе грабенам отвечают губы, заливы, проливы; горстам - острова, полуострова, мысы. Геоструктурные различия в очередности затопления и плотности геотермического потока обусловили основные закономерности современного распространения и мощности яруса ММП и шельфовой криолитозоны в целом.
4. Представления о цикличности криогенного морфолитогенеза и связи ее с морфо-и геоструктурами, позволили автору реконструировать ход позднеплейстоцен - голоце-новой трансгрессии моря с учетом тектонического строения и изменений рельефа шельфа. Неотектоника слабо выражена в современном рельефе шельфа. Поэтому реконструкция с учетом палеорельефа дает более реалистичную картину хода трансгрессии и изменений температуры пород, чем сделанные ранее реконструкции, в которых современный рельеф принимается как существовавший в прошлом.
5. В работе получили развитие представления о существовании в регионе локальных холодных, преимущественно пассивных ледников. На островах Нов. Сибирь, Фаддеевский, Земля Бунге, Ляховские ледники имели распространение в плювиальные фазы криохронов (МИС-6, МИС-4), а преимущественно пассивные локальные ледники - в
МИС-2 и похолодания голоцена. В Лено-Анабарском секторе мощная толща пресноводных песков к северу от кряжей Прончищева и Чекановского, а также многочисленные зандры на низменностях интерпретируются как показатели оледенения в МИС-4 не только горного обрамления, но и указанных кряжей. В МИС-2 на кряжах Чекановского, Прончищева и их подножьях формировались локальные пассивные ледники. В обрамлении ледников образовывались полигональные системы песчаных и песчано-ледяных жил.
Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Гаврилов, Анатолий Васильевич, Москва
1. Аверьянов В.Г. Гляциоклиматология Антарктиды. JI., Гидрометеоиздат, 1990, 198 с.
2. Алексеев М.Н. Стратиграфия четвертичных отложений Новосибирских островов // Четвертичный период. Стратиграфия. М.: Наука, 1989, с. 159-167.
3. Алфимов A.B., Берман Д.И. Распространение термофитных тундростепей и климат последнего ледникового максимума на северо-востоке Азии // Криосфера Земли, 2004, т. VIII, № 4, с. 78-87.
4. Андреев A.A., Климанов В.А. Растительность и климат низовий Яны в голоцене // Известия АН, сер. геогр., 2000, №1, с. 88-93.
5. Анисимов М.А., Тумской В.Е. Пластовые льды острова Новая Сибирь (Новосибирские острова, Россия) // Криосфера Земли как среда жизнеобеспечения (Материалы междунар. конф.). Пущино, 2003, с.232-233.
6. Анисимова Н.П. Формирование химического состава подземных вод таликов (на примере Центральной Якутии). М. Наука, 1971.
7. Ареалы деревьев и кустарников СССР. JL, ЛГУ, т.1, 1977, 164 е., т.2, 1980, 144 е., т.З, 1986,179 с.
8. Аржанов Е.В. Подозерные талики Халлерченской тундры как показатель перемены климата в Арктике // Мерзлотно-геологические процессы и палеогеография низменностей Северо-Востока Азии. Магадан, СВКНИИ, 1982, с. 111-115.
9. Арктический шельф Евразии в позднечетвертичное время. Ред. А.А.Аксенов. М.: Наука, 1987, 276 с.
10. Архангелов A.A. Подземное оледенение севера Колымской низменности в позднем кайнозое // Проблемы криолитологии. М: Изд-во МГУ, 1977, вып.6, с. 26-57.
11. Архангелов A.A., Рогов В.В., Льянос-Мас A.B. О мерзлотно-фациальном строении едомной толщи Дуваного яра Колымской низменности // Проблемы криолитологии. М., Изд-во МГУ, 1979, вып.8, с. 145-156.
12. Архангелов A.A., Карташова Г.Г. Палеогеография Колымской низменности в позднем плиоцене // Климаты земли в геологическом прошлом. М., Наука. 1987, с. 206-214.
13. Архангелов A.A., Шапошникова Е.А. Приближенная оценка палеомерзлотных условий формирования нижнеплейстоценовых отложений восточной части Приморской низменности // Мерзлотные исследования, в. XIV, М., Изд-во МГУ, 1974, с. 76-80.
14. Архипов С.А. Объяснительная записка к региональной стратиграфической схеме ЗападноСибирской равнины. Новосибирск, ИГиГ СО АН СССР, 1990, 95 с.
15. Арэ Ф.Э. О субаквальной криолитозоне Северного Ледовитого океана // Региональные и теплофизические исследования мерзлых горных пород в Сибири. Якутск, 1976, с.3-26. Арэ Ф.Э. Термоабразия морских берегов. М., Наука. 1980, 158 с.
16. Астахов В.И. О хроностратиграфических подразделениях верхнего плейстоцена Сибири // геология и геофизика, 2006, т. 47, № 11, с. 1207-1220.
17. Атлас палеогеографических карт "Шельфы Евразии в мезозое и кайнозое", Робертсон Груп плк. Лландидно, Гвинедд, Великобритания, Геологический институт АН СССР, 1993.
18. Афанасенко В.Е., Булдович С.Н., Романовский H.H. О проявлении минеральных вод в северной части Куларского хребта // Бюллетень МОИП. T.XLVLLL (6) 1973., с. 91-102.
19. Бадюков Д.Ф. Влияние изменения формы геоида и деформаций твердой Земли под действием водной нагрузки на изменение уровня моря в послеледниковое время // Колебания уровня морей и океанов за 15 000 лет. М., Наука, 1982, с. 51-77.
20. Балобаев В.Т. Реконструкция палеоклимата по современным геотермическим данным. Тр. Третьей Междунар. конф. по мерзлотоведению, 10-13 июля 1978 г., 1978, т.1., с. 10-14.
21. Балобаев В.Т. О реконструкции палеотемператур многолетнемерзлых пород // Развитие криолитозоны в верхнем кайнозое. М., Наука, 1985, с. 129-136.
22. Балобаев В.Т. Геотермия мерзлой зоны литосферы Севера Азии. // Новосибирск: Наука, 1991, 193 с.
23. Балобаев В.Т. Новые аспекты в теории формирования ледового комплекса Арктических низменностей // Материалы Третьей конференции геокриологов России, т.1, ч.2, М., Изд-во МГУ, 2005, с. 138-145.
24. Баранов И.Я. Геокриологическая карта СССР. М., Картпредприятие 4-го геол. управления,1956.
25. Баранов И.Я. Геокриологическая карта СССР. Масштаб 1:10 000 000 (пояснительная записка). М.: 1960, 48 с.
26. Баранов И.Я. Геокриологическая карта СССР. Масштаб 1:5 000 000. М. 1977.
27. Бараш М.С. Четвертичная палеоокеанология Атлантического океана. М.: Наука, 1988. 270с.
28. Басилян А.Э., Никольский П.А., Тумской В.Е. Анисимов М.А. Стратиграфия четвертичных отложений Новосибирских островов и севера Яно-Индигирской низменности // Проблема корреляции плейстоценовых событий на Русском Севере. СПб, Изд. ВСЕГЕИ, 2006, с. 17.
29. Баулин В.В., Белопухова Е.Б., Дубиков Г.И. и др. Геокриологические условия ЗападноСибирской низменности. М., Наука, 1967. с.
30. Баулин В.В., Данилова Н.С., Суходольская JI.A. История развития многолетнемерзлых пород на территории СССР и методы ее изучения // История развития многолетнемерзлых пород Евразии (на примере отдельных регионов). М., Наука, 1981, с.24-40.
31. Баулин В.В., Данилова Н.С., Кондратьева К.А. и др. Принципы и методы изучения истории развития криолитозоны // Геокриология СССР. Европейская территория СССР. М., Недра, 1988, с. 76-80.
32. Баулин В.В., Данилова Н.С. История криогенного развития Земли в кайнозое // Основы геокриологии, ч.З. Региональная и историческая геокриология Мира. М., Изд-во МГУ, 1998, с. 97121.
33. Баулин В.В., Иванова Н.В., Ривкин Ф.М. и др. Прибрежная криолитозона северо-западного Ямала: проблемы освоения // Криосфера Земли, 2005, т. IX, № 1, с. 28-37.
34. Башлавин Д.К., Овандер М.Г. О строении побережья западной части Восточно-Сибирского моря // Колебания уровня морей и океанов за 15 ООО лет. М.: Наука, 1982, с. 174-178.
35. Башлавин Д.К., Жигулевцева С.Н., Овандер М.Г. Разрез по р.Керемесит опорный для среднего плейстоцена востока Яно-Индигирской низменности // Четвертичный период северо-востока Азии, Магадан, СВ КНИИ, 1987, с. 110-118.
36. Бень JI.A. Современные движения земной коры и их геоморфологическое выражение в прибрежной зоне Колымской низменности // Кайнозой Восточной Якутии, Якутск, ЯФ СО АН СССР, 1980, с. 125-130.
37. Берман Д.И., Алфимов A.B. Реконструкция климатов позднего плейстоцена азиатской и центральной Берингии по энтомологическим данным // Вестн. ДВО РАН, 1998, №1. с. 27-34.
38. Богданов H.A., Хаин В.Е., Розен О.М. и др. Объяснительная записка к Тектонической карте морей Карского и Лаптевых и севера Сибири (масштаб 1:2 500 000), М., Ин-т литосферы РАН, 1998, 127 с.
39. Болиховская Н.С., Молодьков А.Н. Корреляция лессово-почвенной формации и морских отложений Северной Евразии (по результатам палинологического и ЭПР анализов) // Проблемы палеогеографии и стратиграфии плейстоцена. М., Изд-во МГУ, 2000, с. 149-178.
40. Большаков В.А. Теория М.Миланковича новая концепция // Изв. АН, сер. геогр, 2000,№1, с. 20-30.
41. Большаков В.А. Новая концепция орбитальной теории палеоклимата. М., МГУ, 2003, 256с.
42. Большиянов Д.Ю. Пассивное оледенение Арктики и Антарктиды // Автореф. дис.д.г.н.,1. СПб, 2005, 47 с.
43. Большиянов Д.Ю., Макеев В.М. Архипелаг Северная Земля. Оледенение, история развития природной среды. СПб, Гидрометеоиздат, 1995, 216 с.
44. Бондарев В.Н., Локтев A.C., Длугач А.Г., Потапкин Ю.В. Методы исследования и определения субаквальной мерзлоты // Седиментологические процессы и эволюция морских экосистем в условиях морского перигляциала, кн. 1, Апатиты, 2001, с. 15-19.
45. Борисов Б.А. О возрасте ископаемого кита из четвертичных отложений долины р. Пинеги (Архангельская область) // Проблема корреляции плейстоценовых событий на Русском Севере. СПб, Изд. ВСЕГЕИ, 2006, с. 19.
46. Борзенкова И.И. Изменение климата в кайнозое. СПб.: Гидрометеоиздат, 1992, 247 с.
47. Боярская Т.Д., Киселев C.B., Кузьмина C.B. Особенности климата Западной Чукотки в позднем плейстоцене-голоцене // Палеоклиматы позднеледниковья и голоцена. М., Наука, 1989, с. 151-153.
48. Боярский О.Г., Митт К.Л. К вопросу о наличии форм рельефа ледниковой аккумуляции в тундре Анабаро-Оленекского междуречья // Мерзлотные исследования, 1961, вып. 1, с. 145-153.
49. Боярский О.Г., Митт К.Л. Новые данные об ископаемых льдах в тундре Анабаро-Оленекского междуречья//Мерзлотные исследования, 1961, вып. 1, с. 154-161.
50. Былинский E.H. Причины морских плейстоценовых трансгрессий севера Евразии // Бюл. Комиссии по изуч. четвертичного периода, 1980, № 50, с.35-57.
51. Былинский E.H. Влияние гляциоизостазии на развитие рельефа земли в плейстоцене. М., Национальный геофизический комитет РАН, 1996, 212 с.
52. Вагнер Г.А. Научные методы датирования в геологии, археологии и истории. М., Техносфера. 2006, 576 с.
53. Валпетер А.П. Характерные формы рельефа прибрежного шельфа Восточно-Сибирского моря и их значение для палеогеографических реконструкций // Геоморфология и палеогеография шельфа. М.: Наука, 1978, с. 134-139.
54. Васильчук А.К. Палинология и хронология полигонально-жильных комплексов в криолитозоне России. М., изд-во МГУ, 2007, 488 с.
55. Васильчук Ю.К. Изотопно-кислородный состав подземных льдов (опыт геокриологических реконструкций). М., РИО Мособлупрполиграфиздата, 1992, т.1, 420 е., т. 2, 264 с.
56. Васильчук Ю.К. Повторно-жильные льды: гетероцикличность, гетерохронность, гетерогенность. М., Изд-во МГУ, 2006, 404 с.
57. Васильчук Ю.К., Котляков В.М. Основы изотопной геокриологии и гляциологии. М., Изд-во МГУ, 2000,616 с.
58. Вейнбергс И.Г. Древние морские берега Советской Балтики и других морей СССР. Рига, Зинатне, 1986, 168 с.
59. Величко A.A. (ред.) Изменение климата и ландшафтов за последние 65 миллионов лет (кайнозой: от палеоцена до голоцена). М., Геос, 1999, 260 с
60. Величко A.A., Дренова, Климанов В.А., Кременецкий К.В. Изменения климата в Восточной Европе и в Сибири на рубеже позднеледниковья и голоцена // Пути эволюционной географии (итоги и перспективы). М., ИГ РАН, 2002, с. 186-206.
61. Величко A.A., Борисова O.K., Зеликсон Э.М. парадоксы климата последнего межледниковья // Пути эволюционной географии (итоги и перспективы). М., ИГ РАН, 2002, с. 207239.
62. Визе В.Ю. Витзен о русском арктическом мореплавании в XV веке // Проблемы Арктики, Л.-М., изд-во Главсевморпути, 1946, с.5-18.
63. Войнов О.Н., Неизвестнов Я.В. Геотермические исследования на шельфе и островах Восточно-Сибирского моря // Геотермия. Геотермические исследования в СССР, ч. 1. М., 1976, с. 114-117.
64. Вольнов Д.А., Неизвестнов Я.В. Гидрогеология. Объяснительная записка к государственной геологической карте Российской Федкрации масштаба 1:1 000 000, лист S-53-55 Новосибирские острова, СПб, Изд-во ВСЕГЕИ, 1999, с. 139-146.
65. Воскресенский С.С., Гричук М.П., Каревская И.А. и др. Стратиграфия четвертичных отложений Индигиро-Колымского среднегорья. М.: Изд-во МГУ, 1984, 63 с.
66. Воскресенский С.С., Чанышева М.Н., Каревская И.А., Воскресенский И.С. Плейстоценовые оледенения в бассейне верхнего и среднего течения Колымы // Палеоклиматы и оледенения в плейстоцене. М. Наука, 1989, с. 232-238.
67. Втюрин Б.И., Втюрина Е.А. Криотекстурный метод в геокриологии и палеогеографии // Палеокриология в четвертичной стратиграфии и палеогеографии. М., Наука, 1973, с. 23-30.
68. Гаврилов A.B. Модель динамики температуры пород Восточно-Сибирской Арктики в плейстоцене // Мат-лы междунар. конф. «Криосфера нефтегазоносных провинций». Тюмень, 2004, с. 84-85.
69. Гаврилов A.B. Методика составления региональных моделей динамики температуры воздуха и пород // Материалы Третьей конференции геокриологов России, т.З. М., Изд-во МГУ,2005, с. 57-65.
70. Гаврилов A.B. Роль термокарста в послеледниковой трансгрессии на шельфе моря Лаптевых // Материалы Третьей конференции геокриологов России, т.З. М., Изд-во МГУ, 2005, с. 50-57.
71. Гаврилов A.B. Пассивное оледенение Восточно-Сибирской Арктики // Междунар. рабочее совещание «Проблема корреляции плейстоценовых событий на Русском Севере», СПб, 2006, с. 29.
72. Гаврилов A.B., Тумской В.Е., Романовский H.H. Реконструкция динамики среднегодовых температур пород на приморских низменностях Якутии и арктическом шельфе за последние 420 тыс. лет// Криосфера Земли, 2000, t.IV, №4, с. 3-14.
73. Гаврилов A.B., Тумской В.Е. Эволюция температуры пород приморских низменностей Якутии в среднем и позднем плейстоцене // Криосфера Земли, 2001, т. V, №3, с. 3-16.
74. Гаврилов A.B., Тумской В.Е. Современные процессы криолитогенеза восточного побережья моря Лаптевых // Криосфера Земли, 2002, т. VI, №1, с. 35-48.
75. Гаврилов A.B., Тумской В.Е., Романовский H.H. Метод реконструкции температур пород по изотопным палеотемпературным данным // Материалы Второй конференции геокриологов России, т.З. М., Изд-во МГУ, 2001, с.46-52.
76. Гаврилов A.B., Романовский H.H. Развитие представлений о распространении и мощности мерзлых толщ на шельфах морей восточного сектора Российской Арктики // Материалы Второй конференции геокриологов России, т.З. М., Изд-во МГУ, 2001, с.35-45.
77. Гаврилов A.B., Романовский H.H., Хуббертен Х.В., Романовский В.Е. Распространение островов реликтов ледового комплекса - на Восточно-Сибирском арктическом шельфе // Криосфера Земли, 2003, т.VII, №1, с. 18-32.
78. Гаврилов A.B., Романовский H.H., Хуббертен Х.В. Палеогеографический сценарий послеледниковой трансгрессии на шельфе моря Лаптевых // Криосфера Земли, 2006, т. X, №1, с. 39-50.
79. Гаврилов A.B., Романовский H.H. Геокриологические особенности и типы арктических шельфов // Мат-лы межд. конф., Салехард, 2007 (в печати)
80. Гаккель Я.Я. Наука и освоение Арктики. Л., Морской транспорт, 1957, 132 с.
81. Галабала P.O. Новые данные о строении дельты реки Лены // Четвертичный период Северо-Востока Азии. Магадан, 1987, с. 152-171.
82. Геокриологическая карта СССР, м-б 1:2 500 000 (Ред. Э.Д.Ершов). М.: МГУ, геологический ф-т, 1996.
83. Геокриология СССР. Восточная Сибирь и Дальний Восток. 1989. М.: Недра, 515 с.
84. Геотермическая карта мира. Масштаб 1:45 ООО ООО. Объяснительная записка. Л., ВСЕГЕИ, 1988,41 с.
85. Гидрогеология СССР, т. XX. Якутская ССР. М., Недра, 1970, 383 с.
86. Гитерман P.E. История растительности Северо-Востока СССР в плиоцене и плейстоцене. М, Наука, 1985, 96 с.
87. Глушкова О.Ю., Прохорова Т.П. Плейстоценовые оледенения Северо-Востока СССР // Палеоклиматы и оледенения в плейстоцене. М., Наука, 1989, с. 224-231.
88. Голубев В.Н., Конищев В.Н., Сократов С.А., Гребенников П.Б. Изменение изотопного состава сезонного снежного покрова в процессе сублимации // Материалы Второй конференции геокриологов России, т.З. М., Изд-во МГУ, 2001, с.106-115.
89. Голубев В.Н., Конищев В.Н., Сократов С.А., Гребенников П.Б. Влияние сублимации сезонного снежного покрова на формирование изотопного состава повторно-жильных льдов // Криосфера Земли, 2001, т.У, №3, с. 71-77.
90. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:1 000 000 (новая серия). Лист S-53-55 Новосибирские острова, СПб, изд-во ВСЕГЕИ, 1999.
91. Гравис Г.Ф. Роль флювиальных процессов в развитии пород ледового комплекса // Криосфера Земли, 1997, т.1, №2, с. 56-59.
92. Гречищев С.Е. К методике расчета параметров криогенного растрескивания в грунтах // Криогенные процессы. М., Наука, 1978, с. 74-100.
93. Григоров И.П. Исчезающие острова // Природа, 1946, №10, с. 65-68.
94. Григорьев М.Н. Криоморфогенез устьевой области р.Лены. Якутск, 1993, 174 с.
95. Григорьев М.Н., Разумов С.О., Куницкий В.В., Спектор В.Б. Динамика берегов восточных арктических морей России. Основные факторы, закономерности и тенденции // Криосфера Земли, 2006, т.Х, № 4, с. 74-94.
96. Григорьев Н.П., Самойлова А.А, Галит И.П. Развитие кайнозойских побережий в восточном секторе моря Лаптевых // Береговые процессы в криолитозоне. Новосибирск, Наука, 1984, с.115-123.
97. Григорьев Н.Ф. Многолетнемерзлые породы Приморской зоны Якутии // М.: Наука, 1966,180с.
98. Гриненко О.В. О неотектонике Северного Хараулаха и возрасте Верхоянских гор //
99. Главнейшие итоги в изучении четвертичного периода и основные направления исследований в XXI веке. Тез. докл., СПб, 1998, с. 155-156.
100. Гричук М.П. Палеоботанические материалы по разрезу верхнекайнозойских отложений на р. Б.Чукочьей (северо-восток России) // Эволюция климата и растительности Берингии в позднем кайнозое. Магадан, 1995, с. 78-140.
101. Гройсман А.Г. Теплофизические свойства газовых гидратов. Новосибирск, Наука, 1985, 94с.
102. Гроссвальд М.Г. Признаки покровного оледенения Новосибирских островов и окружающего шельфа // Докл. АН СССР, 1988, т. 302, №2, с. 654-659.
103. Гроссвальд М.Г., Спектор В.Б. Следы покровного оледенения в районе Тикси // Мат-лы гляциологических исследований, 1990, вып. 68, с. 115-116.
104. Гроссвальд М.Г., Спектор В.Б. Ледниковый рельеф в районе Тикси // Геоморфология, 1993, №3, с. 72-81.
105. Груздов A.B. Несливающиеся мерзлые толщи в приполярных районах Западной Сибири // Природные условия западной Сибири, вып. 7. М., Изд-во МГУ, 1979, с. 97-101.
106. Губин C.B. Позднеплейстоценовое почвообразование на лессово-ледовых отложениях северо-востока Евразии. Автореф. дис.докт. биол. наук, Пущино, 1999, 36 с.
107. Губин C.B., Максимович C.B., Занина О.Г. Анализ состава семян растений из ископаемых нор сусликов лессово-ледовых отложений обнажения Зеленый мыс как показатель местных условий обитания // Криосфера Земли, 2001, t.V, № 2, с. 76-82.
108. Губин C.B., Занина О.Г., Максимович C.B., Кузьмина C.B., Зажигин B.C. Реконструкция условий формирования отложений ледового комплекса по результатам изучения позднеплейстоценовых нор грызунов // Криосфера Земли, 2003, t.VII, № 3, с. 13-22.
109. Гуськов С.А. Опыт построения палеоокеанологических карт для позднего плейстоцена Севера Сибири по фораминиферам // Биостратиграфия и палеоклиматы плейстоцена Сибири. Новосибирск, Наука, 1986,с. 111-115.
110. Гуськов С.А., Левчук Л.К., Троицкая Т.С. Плейстоцен голоценовые миграции фораминифер - этапы изменения климата // Эволюция климата, биоты и среды обитания человека в позднем кайнозое Сибири. Новосибирск, 1991, с. 51-58.
111. Данилов И.Д. Эволюция арктического шельфа в позднем кайнозое и криогенно-гляциогенные процессы в его пределах // Криосфера Земли, 1997, т. I, №2, с. 36 42.
112. Данилов И.Д., Жигарев Л.А. Некоторые аспекты морской криологии арктической литорально-шельфовой зоны // Географические проблемы изучения Севера. М., Изд-во МГУ, 1977, с. 115-135.
113. Данилов. И.Д., Парунин О.Б., Полякова Е.И. Происхождение и возраст «ледовогокомплекса» на севере Западной Сибири // Известия АН СССР, сер геогр., 1990, № 1, с. 72-77.
114. Данилов И.Д., Комаров И.А., Власенко А.Ю. Динамика криолитосферы в зоне взаимодействия шельф-континент в последние 25 ООО лет (на примере Восточно-Сибирского моря) // Криосфера Земли, 1997, т. I, №3. с. 3 8.
115. Данилов И.Д. Криолитозона Северной Америки. Канадский арктический архипелаг // Основы геокриологии, т.З. Региональная и историческая геокриология Мира. М., Изд-во МГУ, 1998, с. 467-473.
116. Данилова Н.С. Об образовании ледяных и песчаных жил в пределах единой системы морозобойных трещин (дельта р.Лены) // Мерзлотные исследования, вып. VIII, М., Изд-во МГУ, 1968, с. 227-233.
117. Данилова Н.С., Баулин В.В. Следы криогенных процессов и их использование при палеогеографических реконструкциях // Палеокриология в четвертичной стратиграфии и палеогеографии. М., Наука, 1973, с. 66-79.
118. Девяткин В.Н. Тепловой поток криолитозоны Сибири. Новосибирск, Наука, 1993, 165 с.
119. Девяткин В.Н., Ан. В.В. О соотношении тепловых потоков в мерзлой и подстилающей немерзлой толщах литосферы Саха-Якутии // Криосфера Земли, 1998, т.П, №1, с.28-31.
120. Дегтяренко Ю.П., Пуминов А.П., Благовещенский М.Г. Береговые линии восточно-арктических морей // Колебания уровня морей и океанов за 15 ООО лет. М.: Наука, 1982, с.179-185.
121. Деревягин А.Ю., Чижов А.Б., Брезгунов B.C., Хуббертен Х.-В., Зигерт К. Изотопный состав повторно-жильных льдов мыса Саблер (оз.Таймыр) // Криосфера Земли, 1999, т.Ш, № 3, с. 41-49.
122. Деревягин А.Ю., Чижов А.Б., Майер X. Изотопный состав природных вод и современных подземных льдов Лаптевоморского региона // Криосфера Земли, 2003, т.VII, № 3, с. 41-48.
123. Деревягин А.Ю., Чижов А.Б., Майер X., Сыромятников И.И. Изотопный состав сегрегационных льдов ледового комплекса п-ва Быковский // Материалы Третьей конф. геокриологов России, т.1, ч.2, М., Изд-во МГУ, 2005, с. 162-168.
124. Деревягин А.Ю., Куницкий В.В., Майер X. Песчано-ледяные жилы на крайнем севере Якутии // Криосфера Земли, 2007, т. XI, № 1, с. 62-71.
125. Дмитренко И.А., Хьюлеманн Й.А., Кириллов С.А. и др. Термический режим придонного слоя моря Лаптевых и процессы, его определяющие // Криосфера Земли, 2001, t.V, №3, с. 40-55.
126. Долгушин Л.Д., ОсиповаГ.Б. Ледники. М., Мысль, 1989, 448 с.
127. Достовалов Б.Н. О физических условиях образования морозобойных трещин и развития трещинных льдов рыхлых пород // Исследование вечной мерзлоты в Якутской республике, вып. 3. М., Изд-во АН СССР, 1952, с. 162-194.
128. Драчев С.С. Тектоника рифтовой континентальной окраины Северо-Восточной Евразии в Арктике (моря Лаптевых и Восточно-Сибирское). Автореф. докт. дис., М., Ин-т литосферы РАН, 1999, 40 с.
129. Драчев С.С. Тектоника рифтовой системы дна моря Лаптевых // Геотектоника, 2000, 36. с.43.58.
130. Дучков А.Д., Лысак C.B., Балобаев В.Т. и др. Тепловое поле недр Сибири. Новосибирск, Наука, 1987, 197 с.
131. Елисеева A.A. Современное состояние и эволюция криолитозоны и зоны стабильности газовых гидратов на арктическом шельфе Восточной Сибири в позднем кайнозое. Автореф. дис. канд. геол.-мин. наук, М., 2007, 26 с.
132. Ермолаев М.М. История открытия Новосибирского архипелага, его исследование и развитие островных промыслов // Труды Совета по изуч. произв. сил, сер. Якутская, вып.7. Л., изд. АН СССР и ВАИ, 1932, с.9-38.
133. Ершов Э.Д., Левантовская Н.П., Максимова Л.Н., Медведев A.B. Динамика мерзлых толщ: палеореконструкции для межгорных впадин Индигиро-Колымского среднегорья // Криосфера Земли, 1999, т. Ш,№3,с. 24-31.
134. Жигарев Л.А. Закономерности развития криолитозоны арктического бассейна // Криолитозона арктического шельфа Якутск, ИМ СО АН СССР, 1981, с.4-17.
135. Жигарев Л.А. Океаническая криолитозона. М.: Изд-во МГУ, 1997, 318 с.
136. Жигарев Л.А., Совершаев В.А. Термоабразионное разрушение арктических островов // Береговые процессы в криолитозоне, Новосибирск, Наука, 1984, с. 31-38.
137. Жигарев Л.А., Суходольская Л.А., Чернядьев В.П. Криолитозона арктических морей в позднем плейстоцене голоцене // Вестник МГУ, сер. география, 1982, №4, с. 93-109.
138. Зайцев В.Н. Температурный режим многолетнемерзлых горных пород Куларского золотоносного района // Инженерные изыскания в строительстве, сер. II, вып. 7 (25), М. 1973, с. 23-26.
139. Зайцев В.Н. Температурный режим и сезонное оттаивание многолетнемерзлых пород на территории приморских низменностей Якутии // Вестник МГУ, сер. геол., 1975, №5, с. 124-126.
140. Зайцев В.Н. Яно-Колымский регион // Геокриология СССР. Восточная Сибирь и Дальний Восток. М„ Недра, 1989, с. 240-279.
141. Заморуев В.В., Жежель О.Н. Едомная свита низовий р.М.Анюй (возраст и происхождение) // Изв. АН СССР, геол., 1982, №2, с. 27-35.
142. Занина О.Г. Почвообразование и природные условия каргинского времени на Колымской низменности. Автореф. канд.геогр. наук, Пущино, 2006, 20 с.
143. Зигерт К., Дикманн Б., Лемкуль Ф. и др. Эволюция ландшафтов Верхоянского хребта и его предгорий в позднем плейстоцене: результаты новых исследований // Проблема корреляции плейстоценовых событий на Русском Севере. СПб, Изд. ВСЕГЕИ, 2006, с. 91.
144. Зубаков В.А. Глобальные климатические события плейстоцена. Л., Гидрометеоиздат, 1986,288 с.
145. Зубаков В.А. Глобальные климатические события неогена. Л., Гидрометеоиздат, 1990, 218с.
146. Зубов H.H. Отечественные мореплаватели исследователи морей и океанов. М., Географгиз, 1954, 475 с.
147. Иванов O.A. Стратиграфия и корреляция неогеновых и четвертичных отложений субарктических равнин Восточной Якутии // Проблемы изучения четвертичного периода. М.: Наука, 1972, с.202-211.
148. Иванов O.A., Баркова М.В. Этапы развития растительности в эоплейстоцене на территории Яно-Индигирской низменности // Проблемы изучения четвертичного периода. М.: Наука, 1972. С. 290 -292.
149. Имаев B.C., Имаева Л.П., Козьмин Б.М. Сейсмотектоника Якутии, М., Геос, 2000, 227 с.
150. Имбри Д., Имбри К.П. Тайны ледниковых эпох. М., Прогресс, 1988, 264 с.
151. История открытия и освоения северного морского пути, т.1. М., Морской транспорт, 1954,592 с.
152. Кальянов В.П. Геоморфологические и гидрологические наблюдения на экспедиционном судне «Альбатрос» летом 1932 г. в Обь-Енисейской губе и прилегающей части Карского моря // Землеведения, 1934, т. 36, вып. 3, с. 211-258.
153. Каплин П.А., Леонтьев O.K., Лукьянова С.А., Никифоров Л.Г. Берега. М.: Мысль, 1991, 480с.
154. Каплин П.А., Селиванов А.О. Изменения уровня морей России и развитие берегов: прошлое, настоящее, будущее. М., Геос, 1999, 299 с.
155. Каплина Т.Н. История мерзлых толщ Северной Якутии в позднем кайнозое // История развития многолетнемерзлых пород Евразии, М., Наука, 1981, с. 153-181.
156. Каплина Т.Н. Закономерности развития криолитогенеза в позднем кайнозое на аккумулятивных равнинах северо-востока Азии. Автореф. дис. . докт. геол.-мин. наук, Якутск, ИМ СО АН СССР, 1987, 41 с.
157. Каплина Т.Н., Кузнецова И.Л. Геотемпературная и климатическая модель эпохи накопления осадков едомной свиты Приморской низменности Якутии // Проблемы палеогеографии лессовых и перигляциальных областей, М., ИГ АН СССР, 1975, с.170-174.
158. Каплина Т.Н., Гитерман P.E., Лахтина О.В. и др. Дуваный яр опорный разрез верхнеплейстоценовых отложений Колымской низменности // Бюл. Комис. по изуч. четвертич. периода, 1978, № 48, с. 49-65.
159. Каплина Т.Н., Шер A.B., Гитерман P.E. и др. Опорный разрез плейстоценовых отложений на р.Аллаихе (низовья Индигирки) // Бюл. Комис. по изуч. четвертич. периода, 1980, №50, с. 7395.
160. Каплина Т.Н., Ложкин A.B. История развития растительности приморских низменностей Якутии в голоцене // Развитие природы территории СССР в позднем плейстоцене и голоцене. М., Наука, 1982, с. 207-220.
161. Каплина Т.Н., Гитерман P.E. Молотковский камень опорный разрез отложений позднего плейстоцена Колымской низменности // Изв. АН СССР, сер. геол., 1983, №6, с. 79-83.
162. Каплина Т.Н., Овандер М.Г., Ложкин A.B. и др. Четвертичные отложения среднего течения р. Хромы (Яно-Индигирская низменность) // Стратиграфия и палеогеография позднего кайнозоя Востока СССР. Магадан, 1983, с. 80-95.
163. Каплина Т.Н., Чеховский А.Л. Реконструкция палеогеографических условий голоценового климатического оптимума на приморских низменностях Якутии // Четвертичный период Северо-Востока Азии, Магадан, СВКНИИ ДО АН СССР, 1987, с. 145-151.
164. Карелин Д.Б. Заключительные поиски Земли Санникова // Изв. ВГО, 1946, т.78, вып.2, с. 357-358.
165. Касымская М.В. Моделирование эволюции таликов на шельфе моря Лаптевых в период последней трансгрессии // Материалы Третьей конференции геокриологов России, т.З. М., Изд-во МГУ, 2005, с. 120-126.
166. Каталог данных по тепловому потоку Сибири. Изд. Института геологии и геофизики СО АН СССР. Новосибирск, 1985, 82 е., карта.
167. Катасонов Е.М., Пудов Г.Г. Криолитологические исследования в районе Ванькиной губы моря Лаптевых // Мерзлотные исследования, вып XII, М., Изд-во МГУ, 1972, с. 130-136.
168. Кислов A.B. О генезисе глобальных флукгуаций климата послеледниковой эпохи // Изв. АН. Физика атмосферы и океана, 1994, т. 30, № 5, с. 601-607.
169. Кислов A.B. Основы теории палеоклиматов плейстоцена и голоцена // Глобальные изменения природной среды (климат и водный режим). М., Научный мир, 2000, с. 15-61.
170. Книге Р.К., Данилов И.Д., Конищев В.Н. История гидросферы. М., Научный мир, 1998, 368с.
171. Книге Р.К., Тараканов Ю.А. Влияние на уровень океана гравитационных аномалий // История гидросферы. М., Научный мир, 1998, с.223-234.
172. Климанов В.А. Климат Северной Евразии в позднеледниковье (последний климатический ритм) // Короткопериодные и резкие ландшафтно-климатические изменения за последние 15 000 лет. М.: ИГ РАН, 1994, с. 61-93.
173. Климанов В.А. Изменение климата северной Евразии в позднеледниковье и голоцене и его естественное развитие // Пути эволюционной географии (итоги и перспективы). М., ИГ РАН, 2002, с. 240-252.
174. Клювиткина Т.С. Палеогеография моря Лаптевых в позднем плейстоцене и голоцене по материалам изучения ископаемых микроводорослей. Автореф. дис.канд. геогр. наук, М., 2007, 24 с.
175. Клюев Е.В. Роль мерзлотных факторов в динамике рельефа дна полярных морей // Океанология, 1965 ,т.5, вып.5, с. 863-869.
176. Клюев Е.В. Проявление термокарста на дне моря Лаптевых // Проблемы Арктики и Антарктики. Л., 1966, вып.23, с. 26-32.
177. Коваленко Ф.Я., Купцова И.А. Морские отложения кайнозоя Восточно-Сибирского моря // XIV Тихоокеанский науч. конгресс. Стратиграфия и палеобиогеография кайнозоя Тихоокеанского кольца. Тез докл., т.2. М., 1979, с. 64-66.
178. Колесников С.Ф. Криогенное строение куччугуйской свиты Яно-Индигирской низменности // Инженерные изыскания в строительстве, вып. 1, М., ПНИИИС Госстроя СССР, 1980, с. 15-16.
179. Колпаков В.В. Влияние оледенений на реки Якутии // Четвертичные оледенения Средней Сибири. М., Наука, 1986, с. 101-109.
180. Колпаков В.В., Шофман И.Л. Гляциоизостазия в Приверхоянье // Геология кайнозоя Якутии, Якутск, 1982, с. 150-156.
181. Кондратьева К.А., Кудрявцев В.А., Хруцкий С.Ф., Гаврилов A.B. О зональности среднегодовых температур многолетнемерзлых пород Яно-Индигирского междуречья // Мерзлотные исследования, вып. XII, М., Изд-во МГУ, 1972, с. 68-84.
182. Кондратьева К.А., Хруцкий С.Ф., Рыбакова Н.Ф., Пирумова Л.Г. Основные этапы кайнозойской седиментации в южной части Яно-Индигирской низменности // Мерзлотные исследования, вып. 13, М., Изд-во МГУ,1973, с. 26-42.
183. Конищев В.Н. Формирование состава дисперсных пород в криолитосфере. Новосибирск, Наука, 1981, 197 с.
184. Конищев В.Н. Эволюция температуры пород арктической зоны России в верхнем кайнозое // Криосфера Земли, т. III, №4, 1999, с.39-47.
185. Конищев В.Н. Палеотемпературные условия формирования и деформации слоев ледового комплекса // Криосфера Земли, 2002, т. VI, № 1, с. 17-24.
186. Конищев В.Н., Колесников С.Ф. Особенности строения и состава позднекайнозойских отложений в обнажении Ойягосский яр // Проблемы криолитологии, вып. IX, М., Изд-во МГУ, 1981,с. 107-117.
187. Конищев В.Н., Колесников С.Ф. Проявление криогенеза в составе кайнозойских отложений Северо-Востока СССР // Развитие криолитозоны Евразии в верхнем кайнозое, М., Наука, 1985, с. 101-107.
188. Конищев В.Н., Рогов В.В. Экспериментальная модель криогенной устойчивости основных породообразующих минералов // Проблемы криолитологии, вып. 7, М., Изд-во МГУ, 1978, с. 189199.
189. Кононова P.C., Неизвестное Я.В., Толстихин Н.И., Толстихин О.Н. Криопэги -отрицательнотемпературные воды Земли // Мерзлотные исследования, 1971, вып.Х1, с. 75-88.
190. Коняхин М.А., Михалев Д.В., Соломатин В.И. Изотопно-кислородный состав подземных льдов. М, Изд-во МГУ, 1996, 155 с.
191. Кордиков A.A. Осадки моря Лаптевых. Л.-М., изд-во Главсевморпути, 1952, 152 с.
192. Короткевич Е.С., Макеев В.М. Особенности развития природных условий в Евразийской Арктике в позднем плейстоцене и голоцене // Пробл. Арктики и Антарктики, 1991, вып. 66. Л., Гидрометеоиздат, с. 264-288.
193. Костяев А.Г., Новые данные о раннеголоценовых морских отложениях и движениях ледников на острове Октябрьской революции // Докл. АН СССР, 1981, т. 230, №1, с. 3-10.
194. Котляков В.М., Лориус К. Четыре климатических цикла по данным ледяного керна из глубокой скважины на станции Восток в Антарктиде // Изв. АН, сер. геогр., 2000, №1, с. 7-19.
195. Кошелева В.А., Яшин Д.С. Донные осадки арктических морей России. СПб, ВНИИОкеангеология, 1999, 286 с.
196. Кременецкий К.В., МакДональд Г.М., Галабала P.O. и др. Об изменении северной границы ареалов некоторых видов деревьев и кустарников в голоцене // Бот. журн., 1996, т. 81, № 4, с. 1025.
197. Кудрявцев В.А. О термокарсте // Вопросы физической географии полярных стран, вып. 1. Изд. географического ф-таМГУ, 1958, с.101-106.
198. Кузнецов В.Ю. Неравновесная ядерная геохронология в палеоклиматологии и четвертичной геологии. Автореф. . докт. геол.-мин. наук. М., 2005, 42 с.
199. Кузнецова ИЛ. Закономерности формирования температурного режима пород восточной части приморской низменности Якутии // Тр. ПНИИИС, вып. 54, М., 1978, с.55-101.
200. Кузнецова Т.П. Ориентированные озера Яно-Индигирской приморской низменности // Вопросы географии Якутии, вып. 1, Якутск, 1961, с. 68-73.
201. Кузьмин М.И., Карабанов Е.Б., Каваи Т. и др. Глубоководное бурение на Байкале -основные результаты // Геология и геофизика, 2001, т. 42, № 1-2, с. 8-34.
202. Кузьмина С.А. Четвертичные насекомые приморских низменностей Якутии. Автореф. канд. дис., М., 2001, 24 с.
203. Куницкий В.В. Криолитология низовья Лены. Якутск, Изд-ие ИМ СО РАН. 1989, 162 с.
204. Липенков В.Я., Барков Н.И., Саламатин А.Н. История климата и оледенения Антарктиды по результатам изучения ледяного керна со ст. Восток // Проблемы Арктики и Антарктики, 2000, вып. 72, с. 197-236.
205. Липенков В.Я., Саламатин А.Н., Екайкин A.A. Палеоклиматические реконструкции по результатам исследований ледяного керна из глубокой скважины и шурфов на станции Восток // Арктика и Антарктика, 2003, вып. 2 (36), с. 85-99.
206. Литинский В.А. О возможности существования Земли Санникова в прошлом (по геофизическим данным) // Тез. докл. I съезда советских океанологов, вып. 3. М., Наука, 1977, с. 4243.
207. Ложкин A.B. Геохронология позднего антропогена Северо-Востока СССР // Новые данные по геохронологии четвертичного периода. М., Наука, 1987, с. 172-178.
208. Лысак C.B. Геотермический поток континентальных рифтовых зон. Новосибирск, Наука, 1988, 200 с.
209. Макеев В.М., Арсланов Х.А., Барановская О.Ф. и др. Стратиграфия, геохронология и палеогеография позднего плейстоцена и голоцена острова Котельный // Бюл. Комис. по изуч. четвертичного периода, 1989, 358, с. 58-69.
210. Макеев В.М., Питулько В.В. Новые данные о природных условиях в конце позднего плейстоцена-начале голоцена в высокоширотной Азиатской Арктике и времени ее заселения древним человеком // ДАН СССР, 1991, т.319, №2, с. 435-437.
211. Маккавеев Н.И. Русло реки и эрозия в ее бассейне. М., Изд-во АН СССР, 1955, 344 с.
212. Максимова Л.Н. Особенности формирования многолетнемерзлых пород в ходе разнопериодных климатических изменений // Основы геокриологии, ч. 4. М., Изд-во МГУ, 2001, с. 344-351.
213. Максимова Л.Н., Зайцев В.Н. Этапы криолитогенеза на арктических низменностях северо-востока Евразии в плейстоцене // Материалы Третьей конф. геокриологов России, т. 3, М., Изд-во МГУ, 2005, с. 175-183.
214. Матишов Г.Г., Лаврушин Ю.А., Тарасов Г.А. Приоритетные проблемы концепции океанско-морского перигляциала // Седиментологические процессы и эволюция морских экосистем в условиях морского перигляциала, кн. 1, Апатиты, 2001, с. 5-33.
215. Мельников В.П., Спесивцев В.И. Инженерно-геологические и геокриологические условия шельфа Баренцева и Карского морей. Новосибирск, Наука, 1995, 198 с.
216. Молодьков А.Н., Раукас A.B., Макеев В.М., Барановская О.Ф. К ЭПР-хроностратиграфии морских отложений Северной Евразии и их корреляция с событиями плейстоцена // Геохронология четвертичного периода. М., Наука. 1992, с. 41-47.
217. Молочушкин E.H. Тепловой режим горных пород в юго-восточной части моря Лаптевых. Автореф. дис. канд. геол.-мин. наук. М., 1970, 24 с.
218. Молочушкин E.H. К мерзлотной характеристике донных пород восточной части Ванькиной губы моря Лаптевых // Вопросы географии Якутии. Вып.6. Л., Гидрометеоиздат, 19736, с. 123-129.
219. Молочушкин E.H. Влияние термоабразии на температуру многолетнемерзлых пород в прибрежной зоне моря Лаптевых // Тр. II Междунар. конф. по мерзлотоведению, вып.2, Якутск. 1973а, с.52-58.
220. Молочушкин E.H., Толстяков Д.Н. К динамике многолетнемерзлых толщ шельфа моря Лаптевых// Теплообмен в мерзлотных ландшафтах. Якутск, 1978, с. 95-103.
221. Морская геоморфология. Терминологический справочник. // Под ред. В.П.Зенковича и Б.А.Попова. М., Мысль, 1980, 280 с.
222. Мухин Н.И. Закономерности распределения температуры горных пород в пределах Приморской низменности // Материалы VIII Всесоюз. междувед. совещания по геокриологии (мерзлотоведению), вып. 3, Якутск. Якуткнигоиздат. 1966, с. 202-210.
223. Мягков С.М. Антарктида: прошлое и будущее оледенения. М., Изд-во МГУ, 1989, 158 с.
224. Мячкова H.A. Климат СССР. М., Изд-во МГУ, 1983, 192 с.
225. Найдина О.Д., Баух Х.А., Кассенс X. Климат голоцена Арктической Сибири по по спорово-пыльцевому составу осадков моря Лаптевых // Тез. докл. XIII Межд. школы морской геологии, М., 1999, с.90-91.
226. Наурзбаев М.М., Ваганов Е.А., Сидорова О.В. Изменчивость приземной температуры воздуха на севере Евразии по данным тысячелетних древесно-кольцевых хронологий // Криосфера Земли, 2003, т. VII, № 2, с. 84-91.
227. Неизвестнов Я.В. Мерзлотно-геологические условия зоны арктических шельфов СССР // Криолитозона арктического шельфа. Якутск, 1981, с. 18-28.
228. Неизвестнов Я.В. Гидрогеология // Объяснительная записка к геологической карте СССР, масштаб 1;1 000 000, листЫ-48-50 (Оленек), Л., ВСЕГЕИ, 1983, с. 151-159.
229. Неизвестнов Я.В., Семенов Д.П. Подземные криопэги шельфа и островов Советской Арктики // II междунар. конф. по мерзлотоведению. Докл. и сообщ., вып. 5, Якутск, Якут. кн. изд-во, 1973,с. 103-105.
230. Неизвестнов Я.В., Воинов О.Н., Постнов И.С. Солевой и газовый состав пластовых вод Новосибирских островов и окружающих акваторий // Геология шельфа восточносибирских морей. Л., НИИГА, 1976, с. 78-89.
231. Неупокоев К.К. Материалы по лоции Сибирского моря. Приложение к «Запискам по гидрографии». Пб.,1922, вып. XLVI, 53 с.
232. Николаев Н.И., Федоров В.М. Экспедиция «MILLENNIUM» к Южному полюсу // Криосфера Земли, 2001, т. V, № 1, с. 93-99
233. Николаев С.Д., Блюм Н.С., Николаев Н.И. Палеогеография океанов и морей в кайнозое (по изотопным и микропалеонтологическим данным) // Итоги науки и техники. Сер. Палеогеография, т. 6. М., ВИНИТИ, 1989, 196 с.
234. Никольская М.В., Борисова З.К., Каплянская Ф.А. и др. Климатические изменения в некоторых районах Северной Азии в послеледниковье и голоцене // Палеоклиматы послеледниковья и голоцена. М., Наука, 1989, с. 141-145.
235. Никольский П.А., Басилян А.Э. Мыс Святой нос опорный разрез четвертичных отложений севера Яно-Индигирской низменности // Естественная история Российской Восточной Арктики в плейстоцене и голоцене. М., Геос, 2003, с. 5-13.
236. Никонов A.A. Голоценовые и современные движения земной коры. М.: Наука, 1977, 240 с.
237. Никонов A.A. Современные движения земной коры. Изд. 2-е, доп., М., КомКнига, 2006,192 с.
238. Новиков В.Н. Морфология и динамика берегов Ванькиной губы моря Лаптевых // Береговые процессы в криолитозоне, Новосибирск. Наука, 1984, с.20-28.
239. Оберман Н.Г., Какунов Н.Б. Определение мощности пояса отрицательных температур горных пород на побережье Арктики // II Междунар. конф. по мерзлотоведению, вып.2, Якутск, 1973, с. 130-137.
240. Обидин Н.И. Вечная мерзлота и подземные воды Западно-Сибирского и мезозойского прогиба и Сибирской платформы к северу от полярного круга // Тр. НИИГА, 1959, т.65, вып. 13.
241. Обручев В.А. Земля Санникова существовала // Природа, 1946, №10, с.64-65.
242. Объяснительная записка к Государственной геологической карте Российской Федерации. Масштаб 1:1 000 000 (новая серия). Лист 11-48-(50)-Оленек. Л, Изд-во ВСЕГЕИ, 1983, 196 с.
243. Объяснительная записка к Государственной геологической карте Российской Федерации. Масштаб 1:1 000 000 (новая серия). Лист S-53-55 Новосибирские острова. СПб, Изд-во ВСЕГЕИ, 1999, 208 с.
244. Объяснительная записка к Государственной геологической карте Российской Федерации. Масштаб 1:1 000 000 (новая серия). Лист R-55-(57) Нижнеколымск. СПб, Изд-во ВСЕГЕИ, 2000, 162 с.
245. Павлидис Ю.А., Ионин A.C., Щербаков Ф.А. и др. Арктический шельф: позднечетвертичная история как основа прогноза развития. М., Геос, 1998, 187 с.
246. Павлов A.B., Малков Г.В. Современные изменения климата на севере России (альбом мелкомасштабных карт). Новосибирск, Академическое изд-во «Гео», 2005, 54 с.
247. Палеокриология в четвертичной стратиграфии и палеогеографии, М., Наука, 1973.
248. Парфенов Л.М., Прокопьев A.B., Спектор В.Б. Геодинамическая природа горных хребтов Восточной Якутии и их связь с раскрытием Евразийского бассейна // Геология и геофизика, 2001, т. 42, №4, с. 708-725.
249. Подборный Е.Е. Экспериментальное изучение и некоторые теоретические аспекты процессаморозобойного растрескивания. Автореф. дисс. канд. геогр. наук. М., 1978.
250. Плахт И.Р. Стратиграфия и генезис кайнозойских отложений восточного побережья моря Лаптевых // Исследование прибрежных равнин и шельфа арктических морей. М., Изд-во МГУ, 1979, с.47-60.
251. Погодина И.А. Фораминиферы и палеосреда Баренцева мор в позднечетвертичное время // Седиментологические процессы и эволюция морских экосистем в условиях морского перигляциала, кн. 1, Апатиты, 2001, с. 166-174.
252. Полякова Е.И. Арктические моря Евразии в позднем кайнозое. М., Научный мир, 1997-а,145 с.
253. Полякова Е.И. Голоцен арктических морей Евразии (диатомовая стратиграфия и палеоокеанология) // Океанология, 1997-6, т.37, №2, с.269-278.
254. Пономарев В.М. Формирование подземных вод по побережью северных морей в зоне вечной мерзлоты. М., Изд-во АН СССР, 1950, 96 с.
255. Попов А.И. Карта подземного оледенения (вечной мерзлоты) на территории севера Европейской части СССР и Сибири // Вопросы географического мерзлотоведения и перигляциальной морфологии М., Изд-во МГУ, 1962.
256. Пуминов А.П. Бассейн реки Оленек, Анабаро-Ленское междуречье и северная часть бассейна Вилюя // Четвертичные отложения Советской Арктики (Тр. НИИГА, т.91), под общ. ред. В.Н.Саксаи С.А.Стрелкова. М., Госгеолтехиздат, 1959, с. 165-183.
257. Путеводитель научной экскурсии по проблеме «Позднекайнозойские отложения Колымской низменности»: XIV Тихоокеанский научный конгресс. Typ XI. М., ВИНИТИ, 1979.
258. Развитие ландшафтов и климата Северной Евразии. Поздний плейстоцен голоцен. Элементы прогноза (Ред. A.A. Величко)// Региональная палеогеография, вып. 1. М.: 1993, 102 с.
259. Разумов С.О. Реликты субаэрального криогенного микрорельефа на шельфе ВосточноСибирского моря // Криолитозона и подземные воды Сибири, ч. 1. Морфология криолитозоны. Якутск, изд. СО РАН, 1996, с. 118-128.
260. Розенбаум Г.Э., Шполянская H.A. Позднекайнозойская история криолитозоны Арктики и тенденции ее будущего развития. М., Научный мир, 2000, 104 с.
261. Романовский H.H. Четвертичные отложения о-ва Большого Ляховского и северной части Яно-Индигирской низменности (стратиграфия и мерзлотно-фациальный анализ) // Автореф. дис. .канд. геол.-мин. наук. М, 1958, 24 с.
262. Романовский H.H. Основные типы повторно-жильных образований, их характерные черты и условия развития // Вестник МГУ, сер геол., 1972, № 6, с. 44-57.
263. Романовский H.H. Формирование полигонально-жильных структур. Новосибирск, Наука, 1977,215 с.
264. Романовский H.H. Подземные воды криолитозоны. Изд-во МГУ. 1983. 232 с.
265. Романовский H.H. Основы криогенеза литосферы. М.: Изд-во МГУ, 1993, 335 с.
266. Романовский H.H., Гаврилов A.B., Пустовойт Г.В., Холодов А.Л. и др. Распространение субмариной мерзлоты на шельфе моря Лаптевых// Криосфера Земли, т. 1, № 3, 1997, с. 9-18
267. Романовский H.H., Гаврилов A.B., Холодов А.Л. и др. Реконструкция палеогеографических условий шельфа моря Лаптевых для позднеплейстоцен-голоценового гляциоэвстатического цикла //Криосфера Земли, 1997, т. 1, № 2, с. 42-49.
268. Романовский H.H., Холодов А.Л., Гаврилов A.B. и др. Мощность мерзлых толщ восточной части шельфа моря Лаптевых (результаты моделирования) // Криосфера Земли, 1999, т. III, № 2, с. 22-32.
269. Романовский H.H., Гаврилов A.B., Тумской В.Е. и др. Термокарст и его роль в формировании прибрежной зоны шельфа моря Лаптевых // Криосфера Земли, 1999, т. III, № 3, с. 79-91.
270. Романовский H.H., Хуббертен Х.В. Формирование и эволюция криолитозоны шельфа и приморских низменностей (на примере региона моря Лаптевых) // Известия АН, сер. геогр, 2001, №3, с. 15-28.
271. Романовский H.H., Гаврилов A.B., Тумской В.Е., Холодов А.Л. Криолитозона ВосточноСибирского арктического шельфа // Вестник МГУ, сер. геология, 2003, № 4. с. 51-56.
272. Романовский H.H., Хуббертен Х.В., Гаврилов A.B., Елисеева A.A. и др. Эволюция мерзлых толщ и зоны стабильности гидратов газов в среднем плейстоцене-голоцене на шельфе восточной части евразийской Арктики // Криосфера Земли, 2003, т. VII, № 4, с. 51-64.
273. Савина С.С., Хотинский H.A. Зональный метод реконструкции палеоклиматов голоцена ,1982
274. Садыбакасов И. Неотектоника Высокой Азии. М., Наука, 1990, 180 с.
275. Сакс В.Н., Стрелков С.А. (ред.) Четвертичные отложения Советской Арктики. М., Госгеолтехиздат, 1959, 232 с.
276. Сафьянов Г.А. Геоморфология морских берегов. М., Географический ф-т МГУ, 1996,400 с.
277. Свиточ A.A. Морской плейстоцен побережий России (палеогеография) И Океанология, 2003, т.43, №5, с. 783-794.
278. Селиванов А.О. Изменения уровня Мирового океана в плейстоцене-голоцене и развитие морских берегов. М., Ин-т водных проблем РАН, 1996. 268с.
279. Селиванов А.О. Колебания уровней морей Северной и Восточной Евразии и фазы изменения климата в голоцене // Корреляция палеогеографических событий: материк шельф -океан, М., МГУ, 1995, с. 85-93.
280. Семенов Ю.П., Шкатов Е.П. Геоморфология дна моря Лаптевых // Геология моря, вып. 1, Л., изд-ие НИИГА, 1971, с. 42-46.
281. Семилетов И.П. Цикл углерода в системе «атмосфера суша - шельф» в Восточной Арктике (потоки, формы существования, пространственно-временная изменчивость компонентов). Автореф. докт. дисс., М., 2005, 39 с.
282. Сиденко П.Д. Мерзлота и подземные воды полуострова Юрунг-Тумус // Тр. НИИГА, т. XXI, Л.-М., Изд-во Главсевморпути, 1959, 112 с.
283. Слагода Е.А. Криолитогенные отложения Приморской равнины моря Лаптевых: литология и микроморфология. Тюмень, ИПЦ Экспресс, 2004, 120 с.
284. Солнцев H.A. К вопросу об исчезнувших островах Баренцева моря // Вопросы географии, сб. 12. М., Гос. изд-во геогр. лит., 1949, с. 71-78.
285. Соловьев В.А. Прогноз распространения реликтовой субаквальной мерзлой зоны (на примере восточно-арктических морей) // Криолитозона арктического шельфа. Якутск, изд. ИМ СО АН СССР, 1981, с. 28-38.
286. Соловьев В.А., Гинсбург Г.Д., Телепнев Е.В., Михалюк Ю.Н. Криогеотермия и гидраты природного газа в недрах Северного Ледовитого океана. Л.: ПГО Севморгеология, 1987, 151с.
287. Соломатин В.И., Фишкин О.Н. О мерзлотных условиях приустьевого района р. Анабар // Деп. ВИНИТИ. № 231-75, 1975.
288. Справочник по климату СССР, вып. 24, Якутская АССР, ч. I, Температура воздуха. Л., Гидрометеоиздат, 1989, 544 с.
289. Справочник по климату СССР, вып. 24, Якутская АССР, Влажность воздуха, атмосферные осадки, снежный покров. Л., Гидрометеоиздат, 1968, 351 с.
290. Степанов В.И. О судьбе Земли Санникова, Земли Бунге и Новосибирского архипелага // Проблемы Арктики, №1, Л.-М., Изд-во Главсевморпути, 1948-а, с. 19-34.
291. Степанов В.И. О существовании гипотетических земель Санникова и Андреева // Тр. II Всесоюз. географ, съезда, т.1, М., 1948-6, с.324-329.
292. Стрелецкая И.Д., Шполянская H.A., Котоа А.Н. Развитие морских берегов восточного сектора Российской Арктики в четвертичный период // Криосфера Земли, 2004, т. VIII, № 2, с. 5363.
293. Стремяков А.Я. К вопросу о происхождении ориентированных озер // Многолетнемерзлые горизонты и породы различных районов СССР. М.: Изд-е АН СССР, 1963, с.75-107.
294. Сулержицкий Л.Д. Микробное загрязнение органического вещества из вечной мерзлоты, наблюдаемое при радиоуглеродном датировании // Криосфера Земли, т. II, №2, 1998, с. 76-80.
295. Сыромятников И.И., Куницкий В.В., Деревягин А.Ю., Майер X. Исследование структуры и изотопного состава снежного покрова и прожилок повторно-жильного льда // Материалы Третьей конференции геокриологов России, т.З, М., изд-во МГУ, 2005, с. 265-271.
296. Талденкова Е.Е., Баух Х.А., Степанова А.Ю. и др. Детальная реконструкция послеледниковых и голоценовых событий в море Лаптевых // Проблема корреляции плейстоценовых событий на Русском Севере. СПб, Изд. ВСЕГЕИ, 2006, с. 103.
297. Тараканов Л.В., Новиков В.Н. Применение расчетного (энергетического) метода к оценке возраста береговой линии моря Лаптевых в Ванькиной губе // Геоморфология, 1976, №3, с. 87-93.
298. Тараканов Ю.А., Клиге Р.К., Селиванов А.О. Исследование древнего геоида по данным о высотах морских террас // Водные ресурсы, 1992, №4, с. 24-29.
299. Тектоническая карта морей Карского и Лаптевых и севера Сибири (масштаб 1:2 500 000). Объяснительная записка. М., изд. Института литосферы окраинных и внутренних моей РАН, 1998, с. 127.
300. Телепнев Е.В. Субаквальная мерзлая зона прибрежной части острова Большой Ляховский // Криолитозона арктического шельфа. Якутск: Изд-ие ИМ СО АН СССР. 1981
301. Теплофизические свойства горных пород. Под ред. ЭД. Ершова М., Изд-во МГУ, 1984, 204с.
302. Теплофизические исследования криолитозоны Сибири. Новосибирск, Наука, 1983, 214 с.
303. Томирдиаро C.B. Голоценовое термоабразионное формирование шельфа на Северо-Востоке СССР // ДАН СССР, 1974, т.219, № 1, с. 179-182.
304. Томирдиаро C.B. Лессово-ледовая формация Восточной Сибири в позднем плейстоцене и голоцене. М.: Наука. 1980, 184 с.
305. Томирдиаро С.В, Черненький Б.И. Криогенно-эоловые отложения восточной Арктики и Субарктики. М.: Наука, 1987, 198 с.
306. Томирдиаро C.B. Формирование морей Восточно-Сибирского и Лаптевых в качестве термоабразионных образований // Проблемы криологии Земли. Тез. докл. Пущино, 1998. с. 136137.
307. Тумской В.Е. Термокарст и его роль в развитии региона моря Лаптевых в позднем плейстоцене и голоцене. Автореф. дис.канд. геол.-мин. наук. М., 2002, 26 с.
308. Тумской В.Е., Никольский П.А., Басилян А.Э. и др. Эволюция многолетнемерзлых пород на побережье пролива Дмитрия Лаптева в позднем кайнозое // Тез. докл. конф. "Ритмы природных процессов в криосфере Земли", Пущино, 2000, с. 123-125.
309. Тумской В.Е., Басилян А.Э. Опорный разрез четвертичных отложений о. Большой Ляховский (Новосибирские острова) // Проблема корреляции плейстоценовых событий на Русском Севере, СПб, ВСЕГЕИ, 2006, с. 107
310. Ушаков С.А., Красс М.С. Сила тяжести и вопросы механики недр Земли. М., Недра, 1972,157 с.
311. Фартышев А.И. О динамике криолитозоны побережий пролива Санникова // Геокриологические и гидрогеологические исследования Якутии. Якутск, 1978, с. 25-37.
312. Фартышев А.И. Особенности прибрежно-шельфовой криолитозоны // Строение и тепловой режим мерзлых пород. Новосибирск, Наука, 1981, с. 35-38.
313. Фартышев А.И. Особенности прибрежно-шельфовой криолитозоны моря Лаптевых. Новосибирск, Наука, 1993, 135 с.
314. Фартышев А.И., Антипина З.Н. Эвстазия океана, динамика криолитозоны за 25 000 лет и мерзлотный прогноз шельфа моря Лаптевых // Термика почв и горных пород в холодных регионах. Якутск, 1982, с. 99-111.
315. Фотиев С.М. Гидрогеотермические особенности криогенной области СССР. М., Наука, 1978, 236 с.
316. Фотиев С.М. Закономерности формирования ионно-солевого состава природных вод Ямала // Криосфера Земли, 1999, т. III, № 2, с. 40-65.
317. Фотиев С.М. Криохроны и термохроны юга Сибири за последние 5 миллионов лет (палеогеокриологическая интерпретация результатов исследований донных осадков озера Байкал) // Криосфера Земли, 2005, т. IX, № 1, с. 13-27.
318. Фотиев С.М. Современные представления об эволюции криогенной области Западной и Восточной Сибири в плейстоцене и голоцене (Сообщение 1) // Криосфера Земли, 2005, т. IX, № 2, с. 3-22.
319. Фотиев С.М. Современные представления об эволюции криогенной области Западной и Восточной Сибири в плейстоцене и голоцене (Сообщение 2) // Криосфера Земли, 2006, т. X, № 2, с. 3-26.
320. Фрадкина А.Ф., Гриненко О.В., Лаухин С.А. Северо-Восток. Палеоген и неоген // Изменение климата и ландшафтов за последние 65 миллионов лет. М., Геос, 1999, с. 129-136.
321. Хаин В.Е., Ломизе М.Г. Геотектоника с основами геодинамики. М., Изд-во МГУ, 1995, 480с.
322. Хмелева Н.В., Ивочкина Л.Г., Елисеева O.A. Особенности формирования субаэральных равнин восточного побережья моря Лаптевых (по результатам экспериментальных исследований) //Береговые процессы в криолитозоне, Новосибирск, 1984, с. 123-130.
323. Хмызников П.К. О размыве берегов в море Лаптевых // Северный морской путь, л., изд-ие Главсевморпути, 1937, с. 122-133.
324. Холодов А.Л., Гаврилов A.B., Романовский H.H. Результаты моделирования динамики мерзлоты на приморских низменностях и арктическом шельфе региона моря Лаптевых Российской Арктики // Криосфера Земли, 2000, т. IV, №4, с. 32-40.
325. Хотинский H.A. Голоцен северной Евразии. М., Наука, 1977, 200 с.
326. Хрусталев Л.Н., Емельянов Н.В., Пустовойт Г.П., Яковлев C.B. Программа расчета теплового взаимодействия инженерных сооружений с вечномерзлыми грунтами WARM // Свидетельство № 940281, РосАПО. 1994.
327. Хруцкий С.Ф., Афанасенко В.Е., Кондратьева К.А., Кудрявцев В.А., Романовский H.H. Новые данные по мерзлотно-гидрогеологическому строению северной части Яно-Индигирского междуречья // Мерзлотные исследования, вып. XII. М., Изд-во МГУ, 1972, с. 51-67.
328. Хруцкий С.Ф., Кондратьева К.А., Рыбакова Н.О. Разрез кайнозойских отложений в грабенах Приморского шовного разлома (Яно-Омолойское междуречье) // Мерзлотные исследования, вып. XVI. М., Изд-во МГУ, 1977, с. 89-108.
329. Чижов А.Б., Деревягин А.Ю., Симонов Е.Ф. и др. Изотопный состав подземных льдов района оз. Лабаз // Криосфера Земли, 1997, т. I, № 3, с. 79-84.
330. Чижова Н.И. Геохимия природных вод Яно-Омолойского междуречья // Мерзлотные исследования, вып. XIV. М., Изд-во МГУ, 1974, с. 109-115.
331. Шараф Ш.Г., Будникова H.A. Вековые изменения элементов орбиты Земли и астрономическая теория колебаний климата // Тр. ин-та теоретической астрономии, 1969, вып. 14, с. 48-84.
332. Шарбатян A.A. Экстремальные оценки в геотермии и геокриологии. М., Наука, 1974, 122 с.
333. Шер A.B. Млекопитающие и стратиграфия плейстоцена крайнего северо-востока СССР и Северной Америки. М.: Наука, 1971. 310с.
334. Шер A.B. Актуализм и дисконформизм в изучении экологии плейстоценовых млекопитающих//Журн. общ. биол., 1990,,т. 51,№2, с. 163-177.
335. Шер A.B. Возраст четвертичных отложений Яно-Колымской низменности и ее горного обрамления // Докл. АН СССР, 1984, т.278, №3, с. 708-713.
336. Шер A.B. Природная перестройка в Восточно-Сибирской Арктике на рубеже плейстоцена и голоцена и ее роль в вымирании млекопитающих и становлении современных экосистем (сообщение 1) // Криосфера Земли, т. 1, №1, 1997, с. 21-29.
337. Шер A.B. Природная перестройка в Восточно-Сибирской Арктике на рубеже плейстоцена и голоцена и ее роль в вымирании млекопитающих и становлении современных экосистем (Сообщение 2) // Криосфера Земли, 1997, т.1, №2, с.3-11.
338. Шер A.B., Каплина Т.Н., Гитерман P.E. и др. Путеводитель научной конференции по проблеме "Позднекайнозойские отложения Колымской низменности". Тур 11. М.: Тихоокеанская научная ассоциация, 1979, 117 с.
339. Шер A.B., Плахт И.Р. Радиоуглеродное датирование и проблемы стратиграфии плейстоцена низменностей Северо-Востока СССР // Изв. АН СССР, сер. геол., 1988, №8, с. 17-31.
340. Шило H.A., Ложкин A.B., Андерсон П.М. Первая непрерывная пыльцевая летопись изменений климата и растительности Беринги за последние 300 тысяч лет // ДАН, 2001, т.378, № 2, с.231-234.
341. Шкатова В.К. Магнитостратиграфическая шкала квартера // Главнейшие итоги в изучении четвертичного периода и основные направления исследований в XXI веке. СПб, 1998, с. 58-59.
342. Шофман И.Л., Пахомов М.М. О новейших (послекаргинских) тектонических движениях на северо-востоке Сибирской платформы // Бюлл. Комис. по изуч. четвертичного периода, 1979, 3 49, с. 132-133.
343. Шполянская H.A. О возможном промерзании донных отложений в арктических морях // Вестник МГУ, сер. география, 1989, № 5, с. 72-78.
344. Якупов B.C., Володько Б.В., Елаев В.А. и др. Мощность мерзлой толщи у северной оконечнгости Верхоянского хребта по геофизическим данным // Геокриологические исследования. Якутск, Якутское кн. изд-во, 1971, с. 190-199.
345. Яшин Д.С., Кошелева В.А. Стратификация отложений голоцена моря Лаптевых // Главнейшие итоги в изучении четвертичного периода и основные направления исследований в XXI веке. Тез. докл. Спб.: Изд. ВСЕГЕИ, 1998, с.214.
346. Andreev A.A., Tarasov P.E., Schwamborn G. et al. Holocene paleoenvironmental records from Nicolay Lake, Arctic Russia // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2004, 209, p. 197217.
347. Andreev A.A., Grosse G., Schirrmeister L. et al. Late Saalien and Eemian palaeoenvironmental history of the Bol'shoy Lyakhovsky Island (Laptev Sea region, Arctic Siberia) // Boreas, 2004, 33, p. 319-348.
348. B.Frenzel, M.Pecsi, A.A.Velichko (Ed.) Atlas of paleoclimates and paleoenvironments of the Northern Hemisphere (Late Pleistocene-Holocene), Budapest, Geographical Research Institute. Stuttgart, Gustav Fischer Verlag, 1992, 153 p.
349. Bassinot F.C., Laberie L.D., Vincent E. et al. The astronomical theory of climate and the age of the Brunhes-Matuyama magnetic reversal // Earth and Planetary Science Letters, 1994, v.126, p. 91-108.
350. Bauch H.A., Muller-Lupp T, Taldenkova E. et al. Chronology of the Holocene transgression at the Northern Siberia margin. // Global and Planetary Change, 31, 2001, ELSEVIER, p. 125-139.
351. Berger A. Long-term variation of caloric insolation resulting from the Earth's orbital elements // Quat. Res., 1978, v. 87, p. 9-25.
352. Berger A., Loutre M.F. Insolation values for the climate of the last 10 million years // Quat. Sci. rev, 1991, v. 10, p. 297-317.
353. Berger W.H. The 100-kyr ice age cycle: internal oscilation or inclinational forcing? // Int. Jour. Earth Sciences, 1999, v. 88, p. 305-316.
354. Blunier F, Chappellaz J, Schwander J. et al. Asynchrony of Antarctic and Greenland climate change during the last glacial period //Nature, 1998, v. 394, p. 739-743.
355. Clark J.A, Farrell W.E, Peltier W.R. Global changes in postglacial sea level:A nummerical calculation // Quatern. Res, 1978, v. 9, № 3, p. 265-287.
356. Colman S.M, Peck J.A, Karabanov E.B. et al. Continental climate response to orbital forcing from biogenic silica records in Lake Baikal //Nature, 1995, v. 378, p. 768-771.
357. Croll J. Climate and time in their geological relations: a theory of secular changes of the Earth's climate. London. Edward Stanford, 1875, 577 p.
358. Danilov I.D, Komarov I.A, Vlasenko A.Yu. Pleistocene-Holocene Permafrost of the East Siberian Eurasian Arctic shelf // Permafrost. Seventh International Conference June 23-27, 1998. Proceedings. Yellowknife, Canada, p. 207-212.
359. Dansgaard W, Johnsen S.J, Clausen H.B. et al. North Atlantic climatic oscillations revealed by deep Greenland ice cores // Climate Processes and Climate Sensitivity: Geophys. Monogr. Mauric Ewing, 1984, v. 5, p. 288-297.
360. Dansgaard W, Johnsen S.J, Clausen H.B. e.a. Evidence for general instabilityof past climate from 250-kyr ice-core records //Nature, 1993,v. 364, № 6434, p. 218-220.
361. Dehn J., Kassens H. and TRANSDRIFT II Shipboard Scientific Party. The Sedimentary Environment of the Laptev Sea // Reports on Polar Research, 176, 1995, p. 314-323.
362. Delisle G. Temporal variability of subsea permafrost and gas hydrate occurrences as function of climate change in the Laptrv Sea, Siberia // Polarforschung 68, 1-9, 1998 (erschienen 2000), p. 221-226.
363. Drachev, S.S., Kaul N. and Beliaev V.N. Eurasia spreading basin to Laptev shelf transition: structural pattern and heat flow // Geophys. J. Int., 2003, 152, p. 688-698.
364. Eicken H., Kolatschek J., Freitag J. et. al. A key source area and constraints on entrainment for basin-scale sediment transport by Arctic sea ice // Geophys. Res. Lett., 1982, v. 27, No. 13, p. 1919-1922.
365. Emiliani C. Pleistocene temperatures // J. Geol., 1955, 63, p. 538-578.
366. Fairbanks R.J. A 17.000-year glacio-eustatic sea level record: Influence of glacial melting rates on the Younger Dryas event and deep ocean circulation //Nature, 1989, N 342, p. 637-642.
367. Gavrilov A.V. Geocryological mapping of Arctic shelfes // Permafrost Response on Economic Development, environmental Security and Natural Recources, 2001 Kluver Academic Publisters. Printed in the Nitherlands, p. 69-86.
368. Gavrilov A.V., Romanovskii N.N., Romanovsky V.E. Ice Complex Islands and Bars With Frozen Sea Floor on the Eastern Siberia Shelf // Eos. Trans. AGU, 83(47), 2002 Fall Meet. Suppl., Abstract PP61A-0288, p. F890-891.
369. Gavrilov A.V., Romanovskii N.N., Romanovsky V.E., Hubberten H.-W. and Tumskoy V.E. Reconstruction of Ice Complex Remnants on the Eastern Siberian Arctic Shelf // Permafrost and Periglacial Processes, 2003, 14, p. 187-198.
370. Gavrilov A.V., Tumskoy V.E. Model of mean annual temperature history for the Yakutian coastal lowlands and arctic shelf the last 400 thousand years. Volume 1 // Permafrost, Phillips, Springman& Arenson (eds), Swets & Zeitlinger, Lisse, 2003, p. 287-290.
371. Hays J.D., Imbrie J., Shackleton N.J. Variations in the earth's orbit: pacemaker of the ice ages // Science, 1976,194, p. 1121-1132.
372. Hill P.R., Solomon S. Geomorphologic and Sedimentary Evolution of a Transgressive Thermokarst Coast, Mackenzie Delta Region, Canadien Beaufort Sea // Journal of Coastal Reseach, 1999, 15,4, p. 1011-1029.
373. Hinz K., Delisle G. Et. al. Cruise-Report. Marine seismis mesurements and geoscientific studies on the shelf and slope of the Laptevsea and Easr Siberia sea // Arctic with Akademik M.V.Lazarev and I.B.Kapitan Dranitsin, Hannover, 1997
374. Karabanov E.B., Prokopenko A.A., Williams D.F., Colman S.M. Evidence from Lake Baikal for Siberian Glaciation during Oxyden-Isotope Substage 5d // Quatern. Res., 1998, v. 50, p. 46-55.
375. Kholodov A.L., Romanovskii N.N., Gavrilov A.V., Tipenko G.S. et. al. Modelling of the offshore permafrost thickness on the Laptev Sea shelf // Polarforschung, 69, 1999 (erschiehen 2001), p. 221-228.
376. Kitagawa H., Van der Plicht J. Atmospheric radiocarbon calibration 45 000 yr B.P.: Late glacial fluctuations and cosmogenic isotope production // Science, 1998, v. 279, N 5354, p. 1187-1190.
377. Krbetschek V.R., Gonser G., Schwamborn G. Luminescence Dating Results of Sediment Sequences of the Lena Delta // Polarforschung, 70, 2002, p. 83-88.
378. Mackay J.R. Offshore permafrost and ground ice southern Beauforth Sea, Canada // Canadian journal of Earth Sciencees. 1972. №9. P.1550-1561.
379. Majorowicz J.A., Jones F.W., Judge A.S. Deep sub-permafrost thermal regime in the Mackenzie Delta basin, northern Canada analysis from petroleum botton-hole temperature data // Geophysics, 1990, 55, p. 362-371.
380. Mangerud J., Jakobsson M., Alexanderson H. et al. Ice-dammed lakes and rerouting of the drainage of northern Eurasia during the Last Glaciation // Quaternary science reviews, 23, 2004, p. 13131332.
381. Marine Science Atlas of the Beaufort sea. Geology and Geophysics. Ed. B.R.Peltier // Geol. Surv. Canada, Miscellaneous Report 40, 1987.
382. Meyer H., Dereviagin A.J., Siegert C., Hubberten H.-W. Paleoclimatice studies on Bykovsky Peninsula, North Siberia hydrogen and oxygen isotopes in ground ice // Polarforschung, 2002, 70, p. 37-51.
383. Meyer H., Dereviagin A.J., Siegert C., Schirrmeister L., Hubberten H.-W. Palaeoclimatice Reconstruction on Big Lyakhovsky Island, North Siberia Hydrogen and Oxygen Isotopes in Ice Wedges // Permafrost Periglas. Process., 2002, 13, p. 91-105.
384. Milankovitch M. Astronomische Mittel zur erforschung der erdgeschichtlichen Klimate. Handbuch der Geophysik, Bd. 9, lfg. 3, 1938, p. 593-698.
385. Miller D.L., Bruggers D.E. Soil and permafrost conditions in the Alaskan Beaufort sea // Pros. 12 th Ann. offshore Technol. Conf., Houston Tex., 1980, v. 4. Dallas, Tex., 1980, p. 325-338.
386. Nowaczyn N.R., Eisenhauer A., FrederichsT., Gard G.A. A High-Resolution, 400 000 Year Sedimentary Record of the Lomonosov Ridge // Fourth. Intern. Conf. on Paleooceanography: Abstr., 1992, p.213.
387. Petit J.R., Jouzel J., Raynaud D. et. al. Climate and atmospheric history of the past 420,000 years from the Vostok ice core, Antarctica // Nature, v. 399, 3 june 1999, p. 429-436.
388. Prokopenko E.B., Williams D.F., Kuzmin M.I. et al. Biogenic Silica Record of the Lake Baikal Response to Climatic Forcing during the Brunhes // Quaternary Research, 2001, 55, p. 123132.
389. Raumo M.E., Ganley K., Carter S., Oppo D.W., McManus J. Millennial-scale climate instability during the early Pleistocene epoch //Nature, 1998, v. 392, p. 699-702.
390. Raumo M.E., Ruddiman W.F. Tectonic forcing of late Cenozoic climate // Nature, 1992, v. 359, 10 Sept., p. 117-122.
391. Romanovskii N.N., Gavrilov A.V., Kholodov A.L. et. al. The Foresasting Map of laptev Sea Shels Off-shore Permafrost // Seventh International Conference on Permafrost, June 23-27, 1998, Yellowknife, Canada, Nordicana 57, University Laval, 967-972.
392. Romanovskii N.N, Gavrilov A.V., Kholodov A.L. et al. The Forecasting Map of Laptev Sea Shelf Off-shore Permafrost. // PERMAFROST. Seventh International Conference June 23-27, 1998. Proceedings. Yellowknife, Canada, 1998, p. 967-972.
393. Romanovskii N.N., Gavrilov A.V., Tumskoy V.E. et. al. Enviromental evolution in the Laptev Sea region during the Last Pleistocene-Holocene glacial-eustatic cycle // Polarforschung 68, 1-9, 1998 (erschienen 2000), p. 237-246.
394. Romanovskii N.N., Hubberten H.-W., Gavrilov A.Y., Tumskoy V.E. et al. Thermokarst and Land-Ocean Interactions, Laptev Sea region, Russia // Permafrost and Periglacial Processes, 2000, 11, p. 137-152.
395. Romanovskii N.N., Hubberten H.-W. Results of Permafrost Modelling of the Lowlands and Shelf of the Laptev Sea region, Russia // Permafrost and Periglacial Processes, 2001, 12, p. 191-202.
396. Romanovskii N.N, Kholodov A.L., Gavrilov A.V. et al. Thickness of ice-bonded permafrost in the eastern part of the Laptev Sea shelf // Earth's sryosphere, special issue, 2003, p. 65-75.
397. Romanovskii N.N., Hubberten G.-W., Gavrilov A.V. et al. Permafrost of the east Siberian shelf and coastal lowlands // Quaternary Science Reviews, 2004, vol. 23, N 11-13, p. 1359-1369.
398. Romanovskii N.N., Hubberten H.-W., Gavrilov A.V., Eliseeva A.A., A.,Tipenko, G. S. Offshore permafrost and gas hydrate stability zone on the shelf of East Siberian Seas // Geo-Marine Letters, 2005, v. 25, N2-3, p. 167-182.
399. Salamatin A.N. Paleoclimatic reconstructions based on borehole temperature measurements in ice sheets. Possibilities and limitations / T. Hondoh (Ed.) // Phys. of Ice Core Rec., Sapporo, Hokkaido Univ. Press., 2000, p. 243-282.
400. Sarnthein B., Tiedemann R. Toward a high-resolution stable isotope stratigraphy of the last 3,4 million years; sites 658 and 659 off Northwest Africa // Proceedings of the ocean drilling program, scientific results, 1989, v. 108, p. 167-185.
401. Schirrmeister L., Oezen D., Geyh M.A. 230Th/U Dating of Frozen Peat, Bol'shoy Lyakhovsky Island (Northern Siberia) // Quaternary Research, 2002-a, 57, p.253-258.
402. Schirrmeister L., Grosse G., Schwamborn G., Andreev A., Meyer H. Late Quaternary history of the accumulation plain north of the Chekanovsky ridge (Lena delta, Russia): a multidisciplinary approach // Polar Geography, 2003, No 4, p. 277-319.
403. Sekretov S.B. Petroleum potential of Laptev Sea basins: geological, tectonic fnd geodynamic factors // Polarforschung 68, 1998 (erschienen 2000), p. 179-186. (Correction: Polarforschung 69, 1999 (erschienen 2001) p. 259).
404. Shackleton N.J., Opdyke N. Oxygen isotope and palaeomagnetic stratigraphyof equatorial Pacific core V28-328: Oxygen isotope temperatures and ice volumes on a 105 year and 106 year scale // Quaternary research, 1973, v. 3, p. 39-55.
405. Shackleton N.J., Hall M.A., Pate D. Pliocene stable isotope stratigraphy of site 846 // Prodeedings of the Ocean Drilling program, Scientific Results, college Satition, TX (Ocean Drilling Program), 1995, v. 138, p. 337-355.
406. Sher A.V., Kuzmina S.A., Kuznetsova T.V., Sulerzhitsky L.D. New insights into the Weichselian environment and climate of the East Siberian Arctic , derived from fossil insects, plaints, and mammals // Quaternary Science Reviews, 2005, 24, p. 533-568.
407. Svendsen, J.I., Alexanderson, H., Astakhov, V.I. et al. Late Quaternary ice sheet history of northern Eurasia // Quaternary science reviews, 23, 2004., p. 1229-1271.
408. Taylor A.E., Dallimore S.R., Outcalt S.I. Late Quternary historyof the Mackenzie Beaufort region, Arctic Canada, from modelling of permafrost temperatures. 1. The onshore - offshore transition // Can. J. Earth Sci., 1996, 33, p. 52-61.
409. Van Donk J. 180 recordof the Atlantic ocean for the entire Pleistocene epoch // Geol. Soc. Amer. Memoir., 1976,145, p. 147-164.
-
Гаврилов, Анатолий Васильевич
-
доктора геолого-минералогических наук
-
Москва, 2008
-
ВАК 25.00.08
- Современное состояние и эволюция криолитозоны и зоны стабильности газовых гидратов на арктическом шельфе Восточной Сибири в позднем кайнозое
- Моделирование и прогноз динамики льдистых берегов восточных арктических морей России
- Реликтовый термокарстовый рельеф и талики восточной части шельфа моря Лаптевых
- Криоморфогенез и литодинамика прибрежно-шельфовой зоны морей Восточной Сибири
- Рельеф шельфа морей Российской Арктики
