Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Термокарст и его роль в развитии региона моря Лаптевых в позднем плейстоцене и голоцене

ВАК РФ 25.00.08, Инженерная геология, мерзлотоведение и грунтоведение

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Тумской, Владимир Евгеньевич

Введение.

Глава 1. Общая характеристика региона.

1.1 Орогидрография.

1.2 Климат. Г.

1.3 Геолого-тектоническое строение региона.

1.3.1 Тектоническое строение и геология дочетвертичных отложений.

1.3.2 Стратиграфия и мерзлотно-геологическое строение четвертичных отложений.

1.4 Геокриологические условия региона.

1.5 Палеогеографические условия формирования отложений в позднем плейстоцене "и голоцене.

Глава 2. Формирование отложений ледового комплекса.

2.1 Условия распространения и залегания ледового комплекса.

2.2 Мощность ледового комплекса.

2.3 Состав отложений ледового комплекса.

2.4 Криогенное строение ледового комплекса.

2.5 Генезис отложений ледового комплекса.

2.6 Возраст отложений ледового комплекса.

Глава 3. Развитие термокарста как мерзлотно-геологического явления в конце позднего плейстоцена и голоцене.

Глава 4. Моделирование протаивания отложений ледового комплекса и формирования подозерных таликов.

4.1 Геологическая модель озерного термокарста и входные параметры.

4.2 Постановка задачи.

4.3 Граничные условия.

4.4 Результаты моделирования.

Глава 5. Особенности развития термокарста на шельфе и его влияние на ход позднеплейстоцен-голоценовой трансгрессии.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Термокарст и его роль в развитии региона моря Лаптевых в позднем плейстоцене и голоцене"

Термокарст - один из наиболее широко распространенных криогенных процессов в Арктике. Особенно большое мерзлотно-геологическое и геоморфологическое значение имеет озерный термокарст. На Приморских низменностях Северной Якутии и Новосибирских островах территории, затронутые термокарстом, занимают до 50-90% от их общей площади. ~

Основой для развития термокарста в Северной Якутии служат высокольдистые синкриогенные отложения ледового комплекса (ЛК) с мощными повторно-жильными льдами. В результате смягчения климатических условий на границе плейстоцена и голоцена отложения ЛК подверглись протаиванию; что привело к массовому развитию термокарстовых озер. В результате развития озер и их дренирования формировались замкнутые и полузамкнутые котловины - аласы. К середине голоцена интенсивное развитие термокарста прекратилось и в настоящее время он развивается лишь локально на отдельных участках.

В настоящее время все большее внимание привлекают обширные мелководные шельфы морей Лаптевых и Восточно-Сибирского. Определяется это их возрастающим экономическим значением при добыче полезных ископаемых, изучением проблемы эмиссии парниковых газов в атмосферу, связанной с возможным глобальным потеплением, и рядом других проблем. В то же время регион является уникальным с научной точки зрения при восстановлении истории климатических изменений и палеогеографической среды в плейстоцене и голоцене. Связано это с хорошей сохранностью органических остатков в большом количестве в толще мерзлых пород (в особенности синкриогенных отложений ЛК) и возможностью их детального палеоботанического и палеонтологического изучения, наличием дополнительных признаков условий накопления и преобразования отложений - криогенных текстур и полигональножильных структур, позволяющих применять метод мерзлотно-фациалыюго анализа для палеореконструкций.

Благодаря своему удаленному положению от Атлантики и Тихого океана регион не подвергался покровным оледенениям во время глобальных похолоданий. Вместо этого из-за гляциоэвстатической регрессии моря шельфы обнажались на сотни километров к северу от современной береговой линии. Происходила аградация многолетнемерзлых "пород (ММП), а на осушенной поверхности шельфа, как и на всей территории Приморских низменностей, накапливались отложения ЛК. С "началом потеплений регрессии сменялись трансгрессиями, начиналась деградация ММП. Таким образом, шельфовая часть морей Лаптевых и Восточно-Сибирского развивалась в чередующихся субаквальных и субаэральных условиях, что определяет сложность ее строения.

Данных о строении верхних горизонтов отложений на шельфе и сведений о температурном" режиме пород до недавнего времени практически не было. Проводившиеся ранее исследования (Григорьев, 1966; Молочушкин, Гаврильев, 1970; Воинов, Неизвестнов, 1976; Фартышев, 1978; Соловьёв, 1981 и др.) выполнялись в прибрежных районах (проливах, заливах и т.д.) при небольших глубинах моря. Считалось, что ММП на шельфе моря Лаптевых, не протаявшие в ходе последней трансгрессии, "имеют преимущественно островное распространение и лишь в прибрежной зоне, на изобатах до 10 м, существует "козырек" сплошных ММП. На большей же территории прогнозировалось развитие охлажденных пород. В ходе последней трансгрессии береговая линия сместилась к югу на 200-400 км. Смещение это объяснялось термоабразией отложений ЛК при наступлении моря. В то же время, исходя из данных о средней скорости термоабразии 2-6 м/год (Арэ, 1980 и др.), она могла обеспечить сдвиг береговой линии лишь на 4060 км. Таким образом, несмотря на проводившиеся ранее исследования, представления о строении и условиях развития шельфа арктических морей в настоящее время остаются неполными. В значительной мере это относится и к приморским низменностям, в особенности к Новосибирским островам, которые во многих отношениях до сих пор представляют собой "белые пятна".

Настоящая работа является одной из первых попыток оценить роль озерного термокарста в развитии шельфа на примере моря Лаптевых. Предлагается концепционная модель развития региона в конце позднего плейстоцена и в голоцене. В этом заключается актуальность работы.

Основной целью работы является исследование озерного термокарста и его роли в формировании мерзлотных условии на арктическом шельфе и приморских низменностях региона моря Лаптевых в конце позднего плейстоцена и в голоцене. Для достижения этой цели были поставлены следующие задачи:

1. рассмотреть условия и время формирования отложений ЛК как среды для развития термокарста;

2. собрать имеющуюся информацию и получить новые данные о времени и динамике развития термокарстовых озер в регионе;

3. разработать естественно-историческую и математическую модели озерного термокарста;

4. провести моделирование протаивания отложений ЛК под тёрмокарстовыми озерами и определить время, необходимое для протаивания отложении ЛК различной мощности и льдистости;

5. провести моделирование формирования подозерных таликов в отложениях, подстилающих ЛК, с учетом сложившихся в это время мерзлотных условий, установить возможные размеры подозерных таликов;

6. оценить роль термокарста и других сопутствующих ему процессов в развитии позднеплейстоцен-голоценовой трансгрессии и уточнить представления об эволюции природной среды и криолитозоны региона в этот период времени.

Для решения перечисленных выше задач собраны и проанализированы многочисленные литературные и фондовые материалы, получены новые натурные данные по мерзлотным условиям региона; проведен мерзлотно-фациальный анализ и лабораторные исследования четвертичных отложений ЛК и аласов; созданы "и протестированы модели развития термокарстовых озер, подозерных таликов и мерзлых толщ под озерами и аласами.

В результате исследований уточнены представления о ходе позднеплейстоцен-голоценовой трансгрессии, развиты принципиально новые представления о роли термокарстовых процессов в формировании рельефа и особенностей субаквальной криолитозоны шельфа, а также криолитозоны низменностей. Получили объяснение некоторые неясные ранее события в истории развития шельфа. Все это определяет научную новизну работы.

Практическая значимость связана с разработкой новых представлений о возможных современных геокриологических условиях на шельфе. Прогноз криогенного строения шельфа в различных интервалах глубин, наличие субаквальных реликтовых таликов и температурного поля горных пород будет иметь большое значение при предполагаемой разведке и разработке подводных месторождений. Кроме того, полученные результаты позволят более обоснованно интерпретировать материалы геофизических исследований, проведенных в последние годы, в частности, характер поверхности дна и особенности строения разрезов на небольших глубинах.

Личный вклад автора. Автор принимал участие в работе российско-германских экспедиций в 1998-1999 гг. Работы проводились на Быковском п-ове в низовьях р. Лены, в северо-западной части дельты р. Лены, на южном побережье о-ва Большого Ляховского (Новосибирские острова). В составе экспедиции ГИН РАН в 1999 г. автором изучался разрез на п-ове Святой Нос (южный берег пролива Дм. Лаптева). В 20002001 гг. автор участвовал в работе совместной российско-американской экспедиции. Им были изучены разрезы четвертичных отложений на южном побережье о-ва Новая Сибирь, а также на о-ве Жохова, производились геотемпературные исследования. При участии автора был разработан палеогеографический сценарий, естественно-историческая и математическая модели протаивания ЛЕС и формирования таликов под термокарстовыми озерами. Им произведено" тестирование модели по материалам натурных наблюдений, а затем осуществлены все расчеты по модели.

В первых трех главах работы рассматриваются природные условия региона, определяющие его геокриологическую специфику, особенности формирования ЛК и общие закономерности развития термокарстовых озер. В 4 главе рассматриваются постановка задачи математического моделирования протаивания ЛК и формирования подозерных таликов, а также принятые при моделировании начальные и краевые условия. В главе обсуждаются результаты моделирования и проводится их сравнение с имеющимися натурными данными. В главе 5 развиваются представления о роли термокарстовых и других процессов в регионе шельфов морей Лаптевых и Восточно-Сибирского в ходе позднеплейстоцен-голоценовой трансгрессии, их влиянии на геокриологические условия шельфов и приморских низменностей.

Научные положения диссертационной работы докладывались на ежегодных международных конференциях по проблемам Криосферы Земли в Пущино (1998, 1999, 2000 и 2001 гг.), ежегодных российско-германских совещаниях по проектам "System Laptev Sea - 2000" (1999 и 2000 гг.), II конференции" геокриологов России (Москва, 2001 г.), международной тектонической конференции «Полярные области Земли: геология, тектоника, ресурсное значение, природная среда» (Санкт-Петербург, 2001 г.).

Работа поддерживалась грантами РФФИ, Конкурсом-экспертизой молодых ученых 2000-2002 гг., грантами Сороса, грантами совместной российско-германской лаборатории им. Отто Юльевича Шмидта (OSL).

Работа проводилась в период с 1998 по 2001 гг. на кафедре геокриологии геологического факультета МГУ им. М.В. Ломоносова под научным руководством профессора, доктора г.-м. наук Н.Н. Романовского, которому" автор выражает глубокую признательность за постоянное внимание и поддержку в работе. В работе над диссертацией автор постоянно пользовался консультациями А.В. Гаврилова и Г.С. Типенко, которым искренне благодарен. Автор благодарит за помощь в полевых исследованиях и интерпретации материалов О.М. Лисицыну, А.Л. Холодова, А.В. Шера, Т.В. Кузнецову, С.А. Кузьмину, М.Н. Григорьева, В.В. Куницкого, В.В. Питулько, М.А. Анисимова, А.Ю. Деревягина, К.А. Кондратьеву, Д.Ю. Болыпиянова, Х.-В. Хуббертена, К. Зигерт, Л. Ширрмайстера, X. Мейера, В. Шнайдера и многих других.

Заключение Диссертация по теме "Инженерная геология, мерзлотоведение и грунтоведение", Тумской, Владимир Евгеньевич

Выводы по главе 4

1. Результаты моделирования протаивания ЛК под термокарстовыми озерами свидетельствуют о том, что продолжительность процесса в наибольшей степени зависит от характеристик ЛК, в первую очередь его мощности и объемной льдистости. ~

2. Полное протаивание ЛК под термокарстовыми озерами требует, в зависимости от характеристик ЛК, от 300 до 4000 лет и более. С учетом массива имеющихся дат по аласным отложениям можно считать, что отдельные озера могли образовываться в беллинге, и даже ранее, начиная с 14 тыс. л.н. С другой стороны, под многими термокарстовыми озерами сохранились фрагменты не протаявшего ЛК, что говорит об их относительно быстром осушении.

3. Размеры подозерных таликов зависят от времени, требуемого для полного протаивания ЛК, размеров озера (до его ширины 16001700 м), мерзлотно-температурной зональности в распределении среднегодовые „ температур пород, определяющей геотемпературный фон, величины теплового потока из недр земли. Максимально возможные размеры таликов в пределах слабо дислоцированных тектонических блоков не превышают 200-210 м при мощности криолитозоны 300-600 м (при принятых в ходе моделирования допущениях). С учетом того, что все термокарстовые озера в той или иной степени дренированы или осушены, талики под ними в настоящее время являются несквозными.

4. Возникновение сквозных таликов теоретически возможно только в пределах дислоцированных зон при значениях теплового потока г* снизу более 65-70 мВт/м при условии длительного существования озера (порядка 10 тыс. л.). Практически же, в силу осушения озер на определенном этапе развития, талики под многими термокарстовыми озерами, заложенными над разломными зонами, были не сквозными.

5. Талики под термокарстовыми озерами, которые успели сформироваться на территории шельфа до его затопления морем, промерзли или отложения в них перешли в охлажденное состояние. Талики трансформировались в субмаринные.

6. На большей части шельфа и низменностях под термокарстовыми озерами существует сплошная толща многолетнемерзлых пород, являющаяся непроницаемым экраном для подмерзлотных вод и газов.

Глава 5

ОСОБЕННОСТИ РАЗВИТИЯ ТЕРМОКАРСТА НА ШЕЛЬФЕ И ЕГО ВЛИЯНИЕ НА ХОД ПОЗДНЕПЛЕЙСТОЦЕН-ГОЛОЦЕНОВОЙ

ТРАНСГРЕССИИ

Наиболее широко распространенной точкой зрения на формирование особенностей шельфа моря Лаптевых является признание процессов термоабразии морских берегов основными и ведущими в динамике береговой линии в конце позднего плейстоцена и в голоцене. Наиболее однозначно и определенно такая позиция формулируется С.В. Томирдиаро (1974, 1980, 1998 и др.). В то же время существуют и альтернативные представления. Так, Ф.Э. Арэ (1980; 1985 и др.) многократно оценивал различными способами темпы термоабразионного разрушения берегов, сложенных мерзлыми льдистыми породами. Согласно этим оценкам средняя скорость отступания берегов составляет 2-6 м/год. Большие скорости термоабразии (до 15-20 м/год) возможны только на небольших островах, выдающихся далеко в море мысах и в других специфических случаях, когда обеспечивается интенсивное волновое воздействие на берег и транспортировка размытого материала. Согласно средним величинам темпов термоабразии этот процесс мог обеспечить отступание берегов на юг за время трансгрессии моря в конце позднего плейстоцена и голоцене лишь на 30-60 км.

Помимо указанного выше известно, что существуют котловины на шельфе моря Лаптевых, интерпретируемые как современные ' термокарстовые просадки (Клюев, 1966). Они фиксировались на многочисленных эхолокационных профилях дна. В последние годы получено много сейсмоакус гических профилей по шельфу моря Лаптевых в ходе работ совместных российско-германских экспедиций (Hinz et al., 1997). На них также фиксируются подобные формы мезорельефа дна (рис. 5.1).

Таким образом существуют данные, говорящие о том, что на шельфе , моря Лаптевых присутствуют формы, которые можно интерпретировать как термокарстовые.

Рассмотрим возможность развития этого процесса на шельфе в настоящее время. Основным требованием для развития термокарста, как было показано многими исследователями (см. гл. 3), является присутствие высокольдистых пород. В настоящее время на шельфе моря Лаптевых неизвестны случаи формирования крупных масс подземного льда или сколько-нибудь заметные прослои льда. Процессы захоронения наземных льдов известны на современном побережье, но их распространенность и время существования весьма невелики. Так, автором наблюдался процесс захоронения морского льда на пляже о-ва Новая Сибирь, однако уже через день он вытаял. Е.В. Клюев (1966) в своей работе считает, что зафиксированные на эхограммах котловины формируются в настоящее время за счет вытаивания древних полигоналыю:жильных льдов. Однако невысокая температура речных вод, поступающих из рек (около 1-2°С),

-. - -„ .-:-----* —

Рис. 5.1 Пример сейсмоакустического профиля на шельфе моря Лаптевых (широта 76°), на котором видны структуры, интерпретируемые автором как возможные термокарстовые котловины, перекрытые морскими отложениями. Ширина котловины 1240 м, глубина 7 м. большая мощность перекрывающих древние льды отложений (до нескольких метров) и отрицательные среднегодовые температуры донных отложений на подавляющей части шельфа (от -0.5 до -1.5°С) не позволяют 1 * ' согласиться с таким предположением.

Поэтому группой исследователей, в составе которой работал автор, была высказана гипотеза, согласно которой преобразование шельфа моря Лаптевых термокарстовыми процессами произошло еще на этапе его субаэрального развития в конце позднего плейстоцена и голоцене, и это привело к существенному изменению механизмов и темпов протекания трансгрессии моря (Романовский и др., 1999).

Одним из важнейших процессов в регионе моря Лаптевых на протяжении четвертичного периода являлись чередования трансгрессий и регрессий моря, имевших преимущественно гляциоэвстатическую природу (Романовский и др., 1997" и др.). Последнее особенно важно, так как позволяет привлекать для оценки колебаний уровня моря данные из других - ; регионов (Chappel et al., 1996; Fairbanks, 1989). "Правомерность их использования поддерживается последними работами по ходу трансгрессии в регионе моря Лаптевых (Bauch et al., 2001) Гляциоэвстатическая обусловленность колебаний уровня моря определяет его квазисинхронность с климатическими изменениями: регрессии моря соответствуют похолоданиям, трансгрессии - потеплениям.

Согласно кривым колебания "уровня моря (Chappel et al., 1996; Fairbanks, 1989) его максимальное понижение в последний сартанский криохрон достигало примерно 100-120 м и береговая линия в это время на шельфах морей Лаптевых и Восточно-Сибирского проходила в 400-1000 " км севернее современного побережья материка. На очень пологой и выровненной осушенной части шельфа существовали долины крупных рек, в целом шельф являлся продолжением приморских низменностей на север. На его осушенной поверхности, как и на территории современных низменностей, происходила аккумуляция пресных высокольдистых синкриогенных отложений ледового комплекса (ЛК). Об этом уже говорилось в главе 2.

Около 18-17 тыс. л.н. началась трансгрессия. Темпы были сначала небольшими и к 13 тыс. л.н. уровень моря достигал -100 м (Fairbanks, 1989). Затем скорость подъема резко увеличилась и к 7500 л.н. уровень моря повысился до -20 м (скорость его подъема при этом составляла в среднем 1.5 см/год). В этот период говорить об интенсивном развитии термоабразии нет никаких оснований. Шельф и накопившийся на нем ледовый комплекс не размывались, а скорее затоплялись. Другими факторами, практически исключавшими активное развитие термоабразии, являлись отрицательная температура морской воды и высокая ледовйтость моря, сохранявшаяся примерно до 8-7 тыс. л.н. (Бараш, 1988).

После этого темпы трансгрессии постепенно падали и скорость подъема в среднем составляла 0.3 см/год. Опираясь на кривые колебания уровня моря в позднем плейстоцене и голоцене можно подсчитать, что в районе изобаты 100 м субаэральная стадия развития шельфа во время регрессии длилась около 10-1Г тыс. л., на изобате 80 м - около 15 тыс. л.н., на изобате 60 м - около 40 тыс. л., на изобате 40 м - около 70 тыс. л., на изобате 20 м — около 100 тыс. л.

Исходя из данных, полученных в ходе исследований разрезов ЛК на Быковском п-ове (рис. 2.3), о-ве Бол. Ляховский, Дуванном Яру (Васильчук и др., 2001) и др., средняя скорость накопления отложений ЛК изменяется от 0.5-0.7 мм/год (в зонах устойчивых опусканий) до 2 мм/год (в долине р. Колымы). Опираясь на эти результаты, автором была сделана оценка мощности ЛК, который мог накопиться за время субаэрального развития шельфа в разных его частях. Так, на бровке шельфа (изобата 100 м) мощность Ж не превышала 7-8 м, на изобате 80 м - 10 м, на изобате 60 м мощность Ж могла быть около 25-30 м, на изобатах 40 и 20 м она могла достигать значений 50 и 70 м соответственно. Эти мощности являются приближенными и близкими к максимально возможным в пределах областей тектонического опускания. В пределах поднимающихся блоков мощности ЛК были, по всей видимости, меньше.

Как уже говорилось в гл. 3 и гл.4, начало массового развития озерного термокарста в регионе по отложениям ледового комплекса относится к беллингу и аллереду, т.е. потеплениям 12.8-12.3 тыс. л.н. и 11.8-11 тыс. л.н. Формирование отдельных котловин, по всей видимости, было возможно и несколько раньше. Сравнивая ход позднеплейстоцен-голоценовой трансгрессии и время массового развития термокарстовых процессов можно сделать вывод, что к моменту начала интенсивного расчленения ЛК термокарстом шельф был еще почти полностью оголен. Поэтому в той или иной мере термокарстовому расчленению подверглась огромная территория шельфа и приморских низменностей.

К началу аллереда уровень моря достиг изобаты около 80 м. С начала формирования термокарстовых озер прошло около 1000 лет. Согласно результатам моделирования за это время мог протаять ЛК мощностью до 20 м. По нашим оценкам мощность ЛК здесь была менее 10 м, поэтому к моменту затопления этой зоны шельфа трансгрессирующим морем под успевшими сформироваться термокарстовыми озерами не только успел протаять ЛК, но и начал формироваться талик в подстилающих отложениях.

Уровень изобаты 60 м был достигнут морем в начале голоцена (около 10.3 тыс. л.н.). От начала формирования термокарста прошло 2500 лет и за это время мог протаять Ж мощностью до 30-40 м. В районе этой изобаты мощность ЛК могла достигать 25-30 м. Таким образом, и здесь под термокарстовыми озерами Ж мог протаять полностью и начаться образование таликов, если не происходило дренирование озер. К этому времени существовало, по всей видимости, уже достаточно много термокарстовых котловин.

40-метровая изобата была затоплена около 9200 л.н. К этому времени мог протаять Ж мощностью до 60 м, в то время как мощность ЛК здесь была не более 50 м. Поэтому под теми озерами, которые не были дренированы к этому времени, отложения ЛК также могли протаять полностью.

На 20-м изобате мог протаять ЛК мощностью до 60-80 м, однако процесс дренирования термокарстовых озер в большинстве случаев, вероятно, мешал этому. Благодаря этому обстоятельству полное протаивание ЛК под озерами могло происходить в пределах приподнятых участков с небольшими мощностями ЛК или под относительно немногочисленными озерами, которые не дренировались.

Исходя из вышеизложенного можно сделать вывод, что в ходе позднеплейстоцен-голоценовых потеплений территории приморских низменностей и осушенного шельфа были значительным образом переработаны процессами озерного термокарста. На изобатах более 80 м ЛК под озерами скорее всего протаивал полностью. На изобатах менее примерно 60 м отложения ЛК" потенциально также могли протаивать полностью, однако процессы дренирования озер во многих случаях не позволяли реализовываться этой возможности. Под озерами могли сохраняться фрагменты непротаявшего ЛК. Талики, которые начинали формироваться под озерами на внешней части шельфа (до изобат примерно 60-40 м), не достигали максимально возможных величин из-за относительно быстрого затопления котловин морской водой с отрицательной температурой, а на внутренней" - благодаря преобладавшему спуску озер и их вторичному промерзанию. Часть котловин во внутренней зоне шельфа могла уже к моменту затопления полностью промерзнуть вторично.

Интересен вопрос об эволюции подозерных таликов при переходе их в субмаринное состояние. Как уже говорилось в гл. 4, размеры таликов были максимальными в прибрежной части моря и уменьшались к северу из-за уменьшения времени сущестования озера. Размеры таликов на изобате 50 м могли достигать 50-80 м, вблизи побережья - 200 м, а в отдельных случаях быть сквозными. При затоплении озер соленой морской водой происходило, с одной стороны, изменение температур донных отложений с положительных на отрицательные, а с другой стороны, начиналось засоление отложений верхней части талика, бывших изначально пресными. Даже если ледовый комплекс формировался в позднем плейстоцене на морских отложениях, как это было, например, на о-ве Новая Сибирь, при затоплении термокарстовой котловины первыми в контакт с морской водой вступали пресные озерные и таберальные отложения.

Затопление термокарстовых котловин могло происходить на разных стадиях их развития.

В первом случае затапливается не полностью осушенная котловина с озером. Это могло происходить на стадии быстрого подъема уровня моря. Происходит засоление воды в озере и в зимнее время она может охлаждаться до температуры ниже нуля. Подозерный талик начинает промерзать снизу и с боков, сверху идет засоление таберальных и озерных отложений и переход их в охлажденное состояние. В случае, если дно озера с поверхности сложено преимущественно суглинистыми отложениями, возможно образование субмаринных булгунняхов.

Во втором случае затапливается полностью дренированная котловина, которая уже промерзла или начала промерзать. В этом случае промерзание талика продолжается, но, вероятно, медленнее, т.к. происходит повышение среднегодовой температуры на поверхности дна. Образование булгунняхов при этом более вероятно, т.к. по крайней мере часть поверхности термокарстовой котловины успела промерзнуть еще на субаэральной стадии развития.

В обоих случаях верхняя часть отложений частично засоляется и переходит в охлажденное состояние, а часть или весь талик промерзает снизу за счет запасов холода в окружающих мерзлых толщах.

В настоящее время бывшие подозерные талики, затопленные морем в ходе трансгрессии, частично промерзли снизу, а частично находятся в охлажденном "состоянии. Мощность их меньше, чем перед затоплением. По мнению автора участки охлажденных пород, вскрытые при бурении вблизи побережья о-ва Ляховского, а также буровыми профилями через проливы Санникова и Дм. Лаптева (Воинов, Неизвестное, 1976; Фартышев, 1978 и др.), могут быть бывшими подозерными таликами, перешедшими в субмаринное состояние.

Другой аспект формирования термокарстовых котловин на осушенном шельфе - принципиальное изменение характера трансгрессии. Начиная с изобаты примерно 80 м происходило затопление шельфа, поверхность которого была значительно расчленена термокарстовыми котловинами. Чем ближе к современной береговой линии продвигалось море, тем более расчлененным был шельф. В ходе трансгрессии при подъеме уровня моря происходила его "ингрессия" в пределы котловин по существовавшим термоэрозионным промоинам или ручьям. Могло происходить и разрушение бортов котловин процессами термоабразии.

На основании вышеизложенного было развито представление о трансформации котловин термокарстовых озер в термокарстовые лагуны или заливы (Романовский и др., 1999).

Термокарстовыми лагунами или заливами были названы полузамкнутые формы рельефа, образовывавшиеся при затоплении термокарстовых котловин (озерных или аласных) морем (рис. 5.2). Термокарстовые лагуны существенно отличаются от классических лагун. Последние обычно представляют собой прибрежную акваторию, отделенную от моря береговым баром (Каплин и др., 1991 и др.), формирующимся под воздействием "морского волнения и прибрежных течений. Обычные лагуны со временем могут стать частью суши, если они будут занесены осадками. Берега же термокарстовых лагун, наоборот, сложены исключительно субаэральными породами ледового или аласного комплексов, а сама форма имеет субаэральное происхождение, преобразованное морскими процессами. Пролив, соединяющий море и котловину, может перегораживаться баром или косой, но, по-видимому, это происходит уже на стадии стабилизации подъема уровня моря или в случае сильных вдольбереговых течений. Образование термокарстовых

Рис. 5.2 Блок-диаграмма, иллюстрирующая преобразование термокарстовых озер в термокарстовые лагуны. лагун, в отличие от классических, ведет к их постепенному разрастанию за счет уничтожения окружающей суши. В этом смысле образование термокарстовых лагун говорит о деградации суши.

В настоящее время термокарстовые лагуны не столь характерны для берегов арктических морей, как в ходе трансгрессии, однако они существуют и сейчас. Таковыми являются лагуны района Чондонской губы и залива Асабыт к северо-востоку от дельты Яны. В этом районе также много озер, которые в недалеком будущем превратятся в лагуны (рис. 5.3). Наступание моря в данном случае определяется не трансгрессией моря, а новейшим опусканием территории (Николаев и др., 1985).

Типичная термокарстовая лагуна изучалась автором на Быковском полуострове в 1999 г. Ивашкина лагуна размером 2x2.5 км, расположенная на юго-востоке полуострова, представляет собой почти замкнутую термокарстовую котловину, северный и восточный берега которой сложены ледовым комплексом, а западный берег - вложенными аласными отложениями (рис. 5.4а). Перемычка, отделявшая алас от моря, была вскрыта примерно в начале 20 века. В настоящее время лагуна отделяется от моря низменной косой шириной около 200 м, вода в лагуне соленая. В мае 1999 г. со льда примерно в центральной части лагуны была пройдена скважина глубиной 6 м. Органолептическим методом при описании керна скважины установлено, что засоленность отложений уменьшается с глубиной. Сделать полный анализ керна на состав микрофауны не удалось из-за небольшого объема образцов, однако единичные находки пресноводных диатомовых водорослей в нижней части керна и солоноватоводных форм в верхней (устное сообщение Е. Талденковой) подтверждают предполагаемый механизм образования лагуны. Промерзание талика началось, по всей видимости, еще до соединения озера с морем и в настоящее время оно продолжается. Измеренная подо льдом толщиной 2.2 - 2.5 м температура достигала вблизи поверхности дна

-2.2°С, а переход через 0°С был отмечен только на глубине 7.5 м (рис. 5.46). Подошва талика вскрыта бурением на глубине 16.5 м.

Формирование термокарстовых лагун имело несколько важных последствий."

Во-первых, образование термокарстовых и аласных котловин, сливавшихся друг с другом или соединявшихся протоками, понижало в пределах их контуров поверхность озерно-аллювиальной равнины на шельфе на 10-30 м, а местами, возможно, и более. Это приводило к заливанию морской водой территорий, подвергшихся термокарсту, до того, как уровень моря повышался "до отметок поверхности собственно озерно-аллювиальной равнины. Происходило опережающее продвижение к югу береговой линии моря по сравнению с трансгрессией моря на территорию, не затронутую термокарстом, при том же уровне моря. В этом, с точки зрения автора, заключается объяснение того факта, что при трансгрессии за короткое время море успело продвинуться на сотни километров к югу. Разновременность затопления разных уровней на одной и той же территории привела также к неодинаковому времени начала накопления морских отложений, перекрывающих термокарстовые котловины и останцы ледового комплекса.

Во-вторых, формирование термокарстовых лагун приводило к резкому увеличению изрезанности береговой линии. Следствием этого являлось увеличение масштабов морской термоабразии берегов, но не столько за счет ускорения процесса, сколько за счет увеличения протяженности размываемых берегов. При этом происходило и локальное ускорение термоабразии на многочисленных мысах, образовавшихся на месте бывших перемычек. В результате мысы уничтожались с большей скоростью, образовывались архипелаги небольших островов, сложенных Ж. Часть таких островов была уничтожена термоабразией уже в историческое время (известные острова Семеновский и Васильевский, на месте которых сейчас существуют мелководные песчаные банки, земля Санникова и др.). Некоторые острова существуют до сих пор (о-в Муостах,

Шелонские острова и др.), и, по всей видимости, в ближайшем будущем также будут полностью уничтожены. Аналогичная судьба ждет Быковский п-ов, п-ов Широкостан.

В-третьйх, наличие многочисленных котловин приводило к локализации осадконакопления в их пределах и к уменьшению поступления осадочного материала на внешнюю часть шельфа и материковый склон. Изучение четвертичных морских отложений показало сокращение среднего годового темпа их накопления в несколько раз, начиная примерно с 9 тыс. л.н. (Bauch et al., 2001).

По нашим представлениям, проливы Санникова и Дм. Лаптева могли образоваться по термокарстовым озерам. Бурение, проведенное в проливах, показало наличие не мерзлых отложений до глубины примерно 45 м (Фартышев, 1978), ниже которых были вскрыты мерзлые породы. Это возможно, если термокарстовые озера формировались по Ж мощностью 40-60 м и впоследствии были затоплены "наступающим морем.

Высказанные соображения подтверждаются результатами сейсмоакустических российско-германских исследований на шельфе моря Лаптевых. Согласно морским исследованиям с бортов различных судов на шельфе зафиксированы понижения диаметром в несколько километров, по краям которых местами отбиваются как субвертикальные, так и пологонаклонные границы, интерпретируемые как границы субмаринных, бывших подозерных, таликов. Значимость этих границ как поверхности реликтовых многолетнемерзлых пород была подтверждена специальным бурением во время экспедиции «TRANSDRIFT-VIII» осенью 2000 г. (Kassens et al., 2000). На профилях отмечены небольшие бугры высотой до 5 м, которые могут быть субаквальными булгунняхами. В проливе Дм. Лаптева были вскрыты структуры, которые можно объяснить как непротаявшие фрагменты полигонально-жильных льдов ледового комплекса.

Оценивая в целом воздействие процессов озерного термокарста на многолетнемерзлые породы и геотемпературное поле шельфа и приморских низменностей можно сказать, что во время массового развития озерного термокарста произошло "расчленение" кровли мерзлых толщ многочисленными несквозными (а местами, возможно, и сквозными) таликами. Это привело к изменению криогенного строения отложений верхних горизонтов мерзлых пород, изменению льдистости. На территории затопленного шельфа в настоящее время часть таликов продолжает существовать в субмаринном состоянии. Отложения в их пределах находятся в охлажденном состоянии.

Качественно можно утверждать, что по масштабам термокарстовое расчленение поверхности региона и его воздействие на верхние горизонты многолетнемерзлых пород было сопоставимо или превосходило с тепловым воздействием собственно климатических изменений в голоцене.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

По результатам проведенных исследований можно сделать следующие выводы. Они являются и защищаемыми положениями данной работы:

1. В позднем плейстоцене важнейшими событиями в регионе морей Лаптевых и Восточно-Сибирского являлись формирование мощных низкотемпературных многолетнемерзлых пород и накопление отложений ледового комплекса. Развитие озерного термокарста было предопределено накоплением Ж как на приморских низменностях так и на шельфе. Используя имеющиеся и вновь полученные данные о скоростях его накопления, сделаны реконструкции его наибольшей мощности в разных частях шельфа.

2. Развитие озёрного термокарста рассматривалось как двухстадийный процесс. Первая стадия включает протаивание отложений ледового комплекса, термоабразионное расширение термокарстовых озер, накопление на их дне таберальных отложений. Вторая стадия - это формирование подозерных таликов в подстилающих отложениях. На основании такого представления создана математическая модель и проведено моделирование, результаты которого являются предметами защиты. ~

3. Ранее Т.Н. Каплиной и А.В. Ложкиным (1979) было сделано заключение о начале массового образования термокарстовых озер в аллереде. На основании результатов моделирования и полевых исследований можно предполагать более раннее начало развития термокарстовых озер - в беллинге, около 12.8 тыс. л.н., а, возможно, и ранее. Принципиально важным является вывод о том, что термокарстовые озера получили региональное развитие на большей части шельфа до его затопления трансгрессирующим морем.

4. В результате математического моделирования процессов протаивания ледового комплекса и формирования подозерных таликов были получены зависимости динамики развития этих явлений от некоторых природных факторов и параметров. Показано, что наибольшее влияние на время и скорость протаивания отложений ледового комплекса оказывают его мощность и льдистость. Время, необходимое для протаивания ледового комплекса мощностью от 10 до 60 м, составляет от 300 до 4000 л. Мощность талика под термокарстовым озером возрастает с увеличением размеров озера, что связано с уменьшением охлаждающего воздействия со стороны мерзлых толщ. Однако при ширине озер более 1.5 км, в характерных для региона геотемпературных условиях, глубина талика в центральной части озера уже не зависит от его размеров. Мерзлотно-температурная зональность в распределении среднегодовых температур пород также оказывает влияние на размеры таликов - в направлении с юга на север последние уменьшаются. "

5. Принципиально новым является вывод о том, что, согласно результатам моделирования, проведенного с учетом максимально благоприятных для развития термокарстовых озер условий, в пределах слабо дислоцированных участков на шельфе и приморских низменностях большинство подозерных таликов являются несквозными. Их размеры не превышают 200 м при мощности мерзлых толщ 300-600 м и более. Объясняется это недостаточной продолжительностью существования озер и особенностями их эволюции (дренированием). Существование сквозных таликов под термокарстовыми озерами возможно только при у величине внутриземного теплового потока более 65-70 мВт/м при условии их непрерывного существования на протяжении порядка 10 тыс. л. Таким образом, на шельфе и на низменностях существует практически сплошная мерзлая толща, непроницаемая для подземных вод и газов. На шельфе она является реликтовой, а на низменностях мерзлая толща существенно преобразована термокарстовыми процессами. Под озерами и аласами мощность криолитозоны сокращена по сравнению с останцами едом и возвышенностями, сложенными скальными породами.

6. Термокарстовые озера существенно повлияли на конфигурацию верхней границы реликтовой мерзлой толщи на шельфе. На ней в настоящее время фиксируются депрессии, несквозные субмаринные талики (в прошлом подозёрные), субмаринные булгунняхи.

7. Озерный термокарст сыграл существенную роль в особенностях и темпах развития последней трансгрессии. Термокарстовые котловины и аласы затапливались трансгрессирующим морем, что во много раз увеличивало изрезанность береговой линии и скорость смещения береговой линии с юга на север. Это приводило к превращению озер и аласов в "термокарстовые лагуны1' и увеличению масштабов термоабразии.

8. Термокарстовые озера и лагуны служили "ловушками" для органо-минеральной части разрушаемого ледового комплекса, что снижало поступление осадков на внешний шельф и материковый склон.

9. Масштабы озерного термокарста на шельфе и особенно на низменностях по его воздействию на мощность и геотемпературное поле криолитозоны сопоставимы с трансгрессией моря и климатическими изменениями в голоцене.

Настоящая работа является попыткой оценить возможное воздействие термокарста на развитие мерзлотно-геологических и геотемпературных условий на приморских низменностях и шельфе восточно-арктических морей. Сформулированные представления заставляют по-новому взгянуть на развитие региона шельфа моря Лаптевых и выдвигают много интересных направлений дальнейших исследований. Основными из них являются следующие:

1. Уточнение температурных условий позднего плейстоцена и голоцена для повышения достоверности используемого при моделировании палеогеографического сценария.

2. Уточнение изменений уровня моря в регионе морей Лаптевых и Восточно-Сибирского, и особенно хода последней трансгрессии.

3. Учет солепереноса при рассмотрении процессов затопления озерных и аласных котловин на шельфе морской водой, что приводит к понижению температуры фазовых переходов и изменению теплофизических свойств отложений. В настоящей работе границы таликов ассоциировались с нулевой изотермой, что при рассмотрении влияния на них отрицательнотемпературных морских: вод не является корректным.

4. Рассмотрение трансгрессии моря на фоне реально существовавшей в пределах шельфа гипсометрии рельефа, а не современной батиметрии дна. .

5. Оценка времени развития термокарстовых озер в собственно озерном режиме до дренирования.

6. Выяснение распределения величин теплового потока из недр земли для выделения зон возможного существования подозерных таликов.

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Тумской, Владимир Евгеньевич, Москва

1. Аветисов Г.П. Сейсмоактивные зоны Арктики. СПб, ВНИИОкеангеология, 1996. 186 с.

2. Алексеев М.Н., Борисов Б.А., Величко А.А., Гладенков Ю.Б., Лаврушин Ю.А., Шик М.Н. Об общей стратиграфической шкале четвертичной системы. // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 1997, т.5, №5, с. 105108

3. Алисов Б.П. Климат СССР. Москва, 1969

4. Андреев А.А., Климанов В.А., Сулержицкий Л.Д. История растительности и климат Центральной Якутии за последние 11000 лет. //Теохронология четвертичного периода. М., Наука, 1992, стр. 112-117

5. Архангелов А.А. Подземное оледенение севера Колымской низменности в позднем кайнозое // Проблемы криолитологии. М., 1977, вып. 6, с. 26-57

6. Архангелов А.А., Шер А.В. К вопросу о возрасте многолетней мерзлоты на Крайнем Северо-Востоке СССР. 7/ II Международная конференция по мерзлотоведению. Доклады и сообщения, вып. 3, Якутск, 1973, 5-11

7. Архангелов А.А., Конищев В.Н., Розенбаум Г.Э. Приморско-Новосибирский район. // Региональная криолитология. М.: Изд-во МГУ, 1989

8. Арэ Ф.Э. Термоабразия морских берегов. М.: Наука, 1980. 158 с.

9. Арэ Ф.Э. Основы прогноза термоабразии берегов. Новосибирск, Наука, 1985, 172 с.

10. Атлас Арктики. Москва, ГУГК, 1985.

11. Балобаев В.Т., Шасткевич Ю.Г. Расчет конфигурации таликовых зон и стационарного геотемпературного поля горных пород под водоемами произвольной формы // Озера криолитозоны Сибири. Новосибирск: Наука, 1974. С. 116-12$ ~

12. Балобаев В.Т. Реконструкция палеоклимата по современным геотермическим данным // Труды Третьей междунар. конф. по мерзлотоведению, 10-13 июля 1978, Канада, 1978, т. 1

13. Балобаев В.Т. Геотермия мерзлой зоны литосферы севера Азии -Новосибирск: Наука. СибГ. отд-ние, 1991. 194 с.

14. БаранГМ.С. Четвертичная палеоокеанология Атлантического океана. М.: Наука, 1988, 270 с.

15. 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. Похиалайнен В.П. ред., Магадан, СВКНИИ ДВО АН СССР, 1987, с. 110-118

16. Болиховский В.Ф. Едомные отложения Западной Сибири // Новые данные по геохронологии четвертичного периода, Москва, Наука, 1987, 128135 ~ ~

17. Борисов А.А. Климатография Советского Союза. Ленинград, 1970. 311 с.

18. Васильчук Ю.К., Васильчук А.К., Сулержицкий Л.Д. и др. Возраст, изотопный состав и особенности формирования позднеплейстоценовых синкриогенных повторно-жильных льдов Дуванного Яра // Криосфера Земли, т. V, №1, 2001, с. 24-36

19. Васьковский А.П. Очерк стратиграфии антропогеновых (четвертичных) отложений крайнего Северо-Востока Азии // Геология Корякского нагорья -Москва, 1963, с. 143-168

20. Воинов О.Н., Неизвестное Я.В. Геотермические исследования на шельфе и островах Восточно-Сибирского моря // Геотермия (Геотермические исследования в СССР). Ч. 1, М., 1976, с. 114-117

21. Воскресенский К.С., Плахт И.Р. Возраст аласных котловин прибрежных равнин Севера и геоморфологический метод его определения // Проблемы криолитологии, вып. 10. М.: МГУ, 1982, с. 150-157

22. Втюрин Б.И., Григорьев Н.Ф., Катасонов Е.М. и др. Местная стратиграфическая схема четвертичных отложений побережья моря Лаптевых. // Труды Междуведомственного совещания по разработке унифицированных схем Сибири. Изд-во АН СССР, 1957

23. Втюрин Б.И. Генезис и классификация озер в бассейне р. Яны // Озера криолитозоны Сибири. Новосибирск, Наука, 1974, с. 7-17

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

25. Гаврилов А.В., Тумской В.Е. Эволюция температуры пород приморских низменностей Якутии в среднем и позднем плейстоцене. Криосфера Земли, t.V, №3, 2001, с. 3-16

26. Гаврильев Р.И. Теплофизические свойства горных пород и напочвенных покровов криолитозоны Новосибирск, СО РАН, 1998, с. 141

27. Галабала P.O. Новые данные о строении дельты Лены // Четвертичный период Северо-Востока СССР. Магадан, 1987, стр. 152-172

28. Гапон О.И., Колесников С.Ф., Пирумова Л.Г., Рыбакова Н.О. Новые данные о плиоценовых отложениях полуострова Святой Нос (Северная Якутия) // Бюллетень МОИП, отд. геолог., 1982, т. 57, вып. 4, с. 95-99

29. Гарагуля Л.С. Термокарст // Основы геокриологии. Часть 4. Динамическая геокриология. М.: Изд-во МГУ, 2001, с. 549-563

30. Геокриология СССР. Восточная Сибирь и Дальний Восток. Москва, Недра, 1989

31. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:1000000 (новая серия). Лист S-53-55 Новосибирские острова. Объяснительная записка. СПб, изд-во ВСЕГЕИ, 1999.208 с.

32. Гравис Г.Ф. Склоновые отложения Якутии (условия накопления и промерзания, криогенное строение). М., Наука, 1969

33. Гречищев С.Е., Чистотинов Л.В., Шур Ю.Л. Криогенные физико-геологические процессы и их прогноз. М.: Недра, 1980. 384 с.

34. Григорьев И.П. Исчезающие острова. // "Природа", 1946, №10, стр. 65-68

35. Григорьев Н.Ф. Многолетнемерзлые породы приморской зоны Якутии. -М.: Наука, 1966, 180 стр.

36. Григорьев М.Н. Криоморфогенез устьевой области р. Лены. Якутск: ИМ'СО РАН, 1993. - 176 с.

37. Григорян С.С., Красс М.С. и др. Количественная теория геокриологического прогноза. М.: Изд-во МГУ, 1987. 266 с.

38. Данилов И.Д., Жигарев Л.А. Криогенные породы арктического шельфа // Мерзлые породы и снежный покров.- М.: Наука, 1977. С. 17-26.

39. Дмитренко И.А., Хьюлеманн Й.А., Кириллов С.А. и др. Термический режим придонного слоя моря Лаптевых и" процессы, его определяющие // Криосфера Земли, 2001, т. V, №3, с. 40-55

40. Драчев С.С. Тектоника рифтовой континентальной окраины северовосточной Евразии в Арктике (моря Лаптевых и Восточно-Сибирское). — Авторферат .". доктора г.-м. наук. -Москва, 1999. 41 с.

41. Евтеева И.С., Патык-Кара Н.Г. Возраст толщи малольдистых песков и алевритов Яно-Индигирской низменности. // Известия АН СССР, сер. геология, 1977, №8, стр. 151-155

42. Жесткова Т.Н., Швецов П.Ф., Шур Ю.Л. К вопросу о происхождении едомы // Геокриологические исследования. Москва, МГУ, 1986, с. 108-113

43. Жигарев Л.А. Океаническая криолитозона. М.: Изд-во МГУ, 1997. - 320 с.

44. Зайцев В.Н. Закономерности формирования и пространственной изменчивости геокриологических условий // Геокриология СССР. Восточная Сибирь и Дальний Восток. М.: Недра, 1989, с. 249-262

45. Зубаков В.А. Глобальные климатические события плейстоцена. Л.: Гидрометеоиздат, 1986. 288 стр.

46. Иванов О.А. Основные этапы развития субарктических равнин Северо-Востока СССР в кайнозое // Северный ледовитый океан и его побережье в кайнозое, Ленинград, Гидрометиздат, 1970, с. 474-479

47. Иванов О.А. Стратиграфия и корреляция неогеновых и четвертичных отложений субарктических равнин восточной Якутии // Проблемы изучения четвертичного периода, Москва, Наука, 1972, с. 202-210

48. Иванова А.М., Супруненко О.И., Ушаков В.И. Минерально-сырьевой потенциал шельфовых областей России // Всероссийский научно-исследовательский институт геологии и минеральных ресурсов Мирового океана. СПб., ВНИИОкеангеология, 1998. 108 с:

49. Каплина Т.Н., Гитерман Р.Е., Лахтина О.В. и др. Дуваный яр опорный разрез верхнеплейстоценовых отложений Колымской низменности // Бюл. Комис. по изуч. четвертич. периода, 1978, № 48, с. 49-65.

50. Каплина Т.Н., Кузнецова И.Л. Геотемпературная и климатическая модель эпохи накопления осадков едомной свиты приморской низменности

51. Якутии // Проблемы палеогеографии лессовых и перигляциальных областей. -Москва, 1975, с. 170-173

52. Каплин П.А., Леонтьев O.K., Лукьянова С.А., Никифоров Л.Г. Берега.

53. М.: Мысль, 1991,480 с. ~ " , •

54. Каплина Т.Н., Ложкин А.В. Возраст аласных отложений приморской низменности Якутии // Известия АН СССР, сер. геолог., 1979, №2, с. 69-76

55. Каплина Т.Н., Шер А.В., Гитерман Р.Е. и др. Опорный разрез * плейстоценовых отложений на р.Аллаихе (низовья Индигирки) // Бюл. Комис. по изуч. четвертин, периода, 1980, №50, с. 73-95.

56. Каплина Т.Н. История мерзлых толщ Северной Якутии в позднем кайнозое // История развития многолетнемерзлых пород Евразии. М.: Наука, 1981, с. 153-181.

57. Каплина Т.Н., Ложкин А.В. Возраст "ледового комплекса" приморских Х # низменностей Якутии // Известия АН СССР, сер. геогр., 1982, №2, стр. 84-95

58. Каплина Т.Н., Карташова Г.Г., Никитин В.П., Шилова Г.НГ. Новые данные о песчаной толще Туостахской впадины // Бюл. Комис. по изуч. четвертич. периода, 1983, № 52, с. 107-122.

59. Каплина Т.Н. Закономерности развития криолитогенеза в позднем плейстоцене на аккумулятивных равнинах северо-востока Азии. Автореф. дисс. . д-ра г.-м. наук. Москва. 1987

60. Каплина Т.Н., Чеховский А.Л. Реконструкция палеогеографических условий голоценового климатического оптимума на Приморских низменностях Якутии // Четвертичный период Северо-Востока Азии. -Магадан, 1987, с. 145-151

61. Катасонов Е.М., Иванов М.С., Пудов Г.Г., Зигерт X. Строение и абсолютная геохронология аласных отложений Центральной Якутии. -Новосибирск, Наука, 1979

62. Качурин С.П. Термокарст в пределах СССР. // Материалы по общему мерзлотоведению. VII Междуведомственное совещание по мерзлотоведению, вып. 1. М., Изд-во АН СССР, 1959. с. 152-161

63. Качурин С.П. Термокарст на территории СССР. М., изд-во АН СССР, М., 1961

64. Ким Б.И. Строение и районирование складчатого основания осадочного чехла шельфа моря Лаптевых // Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона СПб, ВНИИОкеангеология, "1998. Вып. 2, сс. 98-107

65. Клепиков В.В., Саруханян Э.И., Смирнов Н.П. Особенности гидрологии.

66. Северный Ледовитый и Южный океаны. Л.: Наука, 1985, с. 65-87

67. Климанов В.А. Климат Северной Евразии в позднеледниковье (последний климатический ритм) // Короткопериодные и резкие ландшафтно-климатические изменения за последние 15 ООО лет. М.: PIT РАН, 1994, с. 6193.

68. Клюев Е.В. Проявление термокарста на дне моря Лаптевых // Проблемы Арктики и Антарктики. 1966, вып. 23, с. 26-32.

69. Конищев В.Н., Колесников С.Ф. Особенности строения и состава позднекайнозойских отложений в обнажении Ойогосский Яр // Проблемы криолитологии. Москва, МГУ, вып. IX, 1981, с. 107-117

70. Конищев В.Н. Формирование состава дисперсных пород в криолитосфере. Новосибирск, Наука, 1981. - 198 с.

71. Конищев В.Н. Криолитологические доказательства гетерогенного строения отложений "ледового комплекса" в обнажении Дуванный Яр // Проблемы криолитологии, вып. XI. Москва: Изд-во МГУ, 1983, с. 56-64"

72. Конищев В.Н. Эволюция температуры пород арктической зоны России в верхнем кайнозое // Криосфера Земли, 1999, т. III, №4, с. 39-47

73. Котляков В.М., Лориус К. Четыре климатических цикла по данным ледяного керна из глубокой скважины на станции Восток в Антарктиде // Известия АН, сер. геогр., 2000, №1, с. 7-19

74. Котов А.Н. Криолитологическое строение обнажения "Ледовый обрыв" (Центральная Чукотка) // Геокриологические исследования, М.: изд-во Моск. ун-та, 1986, с. 114-120

75. Кошелева В.А., Яшин Д.С. Донные осадки Арктических морей России -Санкт-Петербург, ВНИИОкеангеология, 1999. С. 286

76. Кудрявцев В.А. О термокарсте // Вопр. физ. геогр. поляр, стран, 1958, вып.1

77. Куницкий В.В. Ледовый комплекс и криопланационные террасы острова Большого Ляховского // Проблемы геокриологии. Якутск, 1998", с. 60-72

78. Лаврушин Ю.А. Аллювий равнинных рек субартического пояса и перигляциальных областей материковых оледенений // Тр. ГИН АН СССР, вып. 87. М., Изд-во АН СССР, 1963, 253 с.

79. Липенков В.Я., Барков Н.И., Саламатин А.Н. История климата и оледенения Антарктиды по результатам изучения ледяного керна со станции Восток // Проблемы Арктики и Антарктики, 2000, вып. 72, с. 197-236

80. Милановский Е.Е." Геология России и ближнего зарубежья (Северной Евразии). М.: Изд-во МГУ, 1996. - 448 с.

81. Молочушкин Е.Н., Гаврильев Р.И. Строение, фазовый состав и термический режим горных пород, слагающих" дно прибрежной зоны моря

82. Лаптевых // Северный Ледовитый океан и его побережье в кайнозое. -Ленинград, 1970, с. 503-509

83. Мухин Н.И. Особенности возникновения и развития термокарстовых озер на территории Яно-Индигирской низменности // Озера криолитозоны Сибири. Новосибирск: Наука, 1974, с. 18-26

84. Мячкова Н.А. Климат СССР. М.: Изд-во МГУ, 1983

85. Неизвестнов Я. В. Мерзлотно-гидрогеологические условия зоны арктических шельфов СССР // Криолитозона арктического шельфа. Якутск, 1981. С. 18-28

86. Николаев Н.И., Наймарк А.А., Селиванов В.А. и др. Неотектоническая карта СССР и сопредельных областей. Масштаб 1:4000 000. М., ГУГК, 1985.

87. Овандер М.Г., Ложкин А.В., Башлавин Д.К., Жигулевцева С.Н.

88. Палеогеографическая обстановка времени формирования едомной свиты Яно-Индигирской низменности // Четвертичный период северо-востока Азии. Магадан, 1987. с. 119-134

89. Подгорных Л.В. Геотермическая изученность Арктического региона // Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. -СПб, ВНИИОкеангеология, 1996, с. 64-69

90. Попов А.И. Особенности литогенеза аллювиальных равнин в условиях сурового климата. // Известия АН СССР, сер. геогр., 1953, вып.2, с. 29-41

91. Попов А.И. Мерзлотные явления в земной коре (криолитология). -Москва, 1967

92. Решения межведомственного стратиграфического совещания по четвертичной системе Востока СССР (Магадан, 1982). Объяснительные записки к региональным стратиграфическим схемам четвертичных отложений Востока СССР. Магадан: СВКНИИ ДВО АН СССР, 1987. 241 с.

93. Романовский Н.Н. Эрозионно-термокарстовые котловины на севере приморских низменностей Якутии и Новосибирских островах // Мерзлотные исследования, вып. 1, М.: Изд-во МГУ, 1961, с.124-144.

94. Романовский Н.Н. Формирование полигонально-жильных структур. Новосибирск, Наука, 1977, 215 с.

95. Романовский Н.Н. Основы криогенеза литосферы. М.: Изд-во МГУ, 1993, 335 с.

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

97. Романовский Н.Н., Гаврилов А.В., Холодов А.Л. и др. Мощность мерзлых толщ восточной части шельфа моря Лаптевых (результаты моделирования).//Криосфера Земли, 1999,"т. 4, №3

98. Романовский Н.Н., Гаврилов А.В., Тумской В.Е., Григорьев М.Н., Хуббертен Г.В., Зигерт К. Термокарст и его роль в формировании прибрежной зоны шельфа моря Лаптевых // Криосфера Земли, 1999а, т. III, №3, с. 80-91

99. Слагода Е.А. Генезис и микростроение криолитогенных отложений Быковского полуострова и острова Муостах. Дисс. . канд. г.-м. наук. Якутск, 1993

100. Соловьев П. А. Криолитозона северной части Лено-Амгинского междуречья. М.: Изд-во АН СССР, 1959.

101. Соловьев В.А. Прогноз распространения реликтовой субаквальной мерзлой зоны (на примере восточно-арктических морей) // Криолитозона арктического шельфа. Якутск, 1981. С. 28-38

102. Старокадомский Л.М. Пять плаваний в Северном Ледовитом океане. -М., Географгиз, 1953

103. Теплофйзические свойства горных пород. М., Изд-во МГУ, 1984.

104. Томирдиаро С.В. Вечная мерзлота и освоение горных стран и низменностей. Магадан, 1972. 174 с.

105. Томирдиаро С.В. Голоценовое термоабразионное формирование шельфа на Северо-Востоке СССР // Доклады АН СССР, 1974, т. 219, №1, с. 179-182

106. Томирдиаро С.В. Лессово-ледовая формация верхнеплейстоценовой гиперзоны в северном полушарии // Геологические исследования на Северо-Востоке СССР, 1975, с. 170-197

107. Томирдиаро С.В. Лессово-ледовая формация Восточной Сибири в позднем плейстоцене и голоцене. М.: Наука, 1980. 184 с.

108. Томирдиаро C.B. Формирование морей Восточно-Сибирского и Лаптевых в качестве термоабразионных образований // Проблемы криологии Земли (Тезисы докладов).-Пущино, 1998, с. 136-137

109. Труш Н.И., Кондратьева К.А. Состав и свойства верхнеплейстоценовых отложений Яно-Индигирской приморской низменности // Вестник Московского университета, 1975, №5, с. 72-86

110. Фартышев А.И. О динамике криолитозоны побережий пролива Санникова // Геокриологические и "гидрогеологические исследования Якутии. Якутск. 1978, с. 25-37

111. Фартышев А.И. Особенности прибрежно-шельфовой криолитозоны моря Лаптевых Новосибирск, 1993. 135 с.

112. Фельдман Г.М. Термокарст и вечная мерзлота. Новосибирск: Наука, 1984.

113. Хотинский Н.А. Голоцен Северной Евразии (опыт трансконтинентальной корреляции этапов развития растительности и климата). Москва, Наука, 1977

114. Хотинский Н.А., Савина С.С. Палеоклиматические схемы территории СССР в бореальном, атлантическом и суббореальном периодах голоцена. // Изв. АН СССР, сер. геогр., 1985, №4, с. 18-34

115. Хруцкий С.Ф., Кондратьева К.А., Рыбакова Н.О. Разрез кайнозойских отложений в грабенах "Приморского шовного разлома (Яно-Омолойское междуречье) // Мерзлотные исследования, вып. 16, с. 89-108

116. Чехов А. Д. Тектоническая эволюция Северо-Востока Азии (окраинноморская модель) М.: Научный мир, 2000. - 204 с.

117. Чижов А.Б. Вопросы формирования подозерных таликов Яно-Индигирской низменности и смежных с ней территорий // Мерзлотные исследования, 1972, вып. 12, с. 85-90

118. Шер А.В. Млекопитающие и стратиграфия плейстоцена крайнего северо-востока СССР и Северной Америки. М.:Иаука, 1971.310с."

119. Шер А.В., Плахт И.Р. Радиоуглеродное датирование и проблемы стратиграфии плейстоцена низменностей Северо-Востока СССР // Изв. АН СССР, сер. геол., 1988, №8, с. 17-31.

120. Шур Ю.Л. Термокарст (к теплофизическим основам учения о закономерностях развития процесса) Москва, Недра, 1977. 80 с.

121. Chappell J., Omura A., McCulloch M. et. al. Reconciliation of Late Quaternary sea levels derived from coral terraces at Huon Peninsula with deep-sea oxygen isotope records. // Earth and Planetary Letters (Elsevier), 1996, 141, p. 227-236.

122. Drachev S.S., Savostin L.A., Bruni I.E. (1995) Structural pattern and tectonic history of the Laptev Sea region // Reports of Polar Research, vol. 176, AWI, Bremerhaven, Germany, pp. 348-366.

123. Fairbanks R.G. A 17" 000-year glacial-eustatic sea level: influences of glacial melting rates on Younger Drias event and deep ocean circulation. // Nature, 1989, 342 (7), p. 637-642.

124. Grootes P.M., Stuiver M., White J.W.S. et al. Comparison of oxygen isotope records from GISP2 and GRIP Greenland ice cores // Nature 1993 - Vol. 366, pp. 552-554

125. Hinz K., Delisle G. et al. (1997) Cruise-Report. Marine seismic measurements and geoscientific studies on the shelf and slope of the Laptev Sea and East Siberia Sea. Hannover.

126. Petit J.R., Jouzel J., Raynaud D., Barkov N.I., Barnola J.-M., Basile I. et al. Climate and atmospheric history of the past 420 ,000 years from the Vostok ice core, Antarctica // Nature, 1999, vol. 399, pp. 429-436

127. Romanovskii N.N., Hubberten H.-W., Gavrilov A.V., Tumskoy V.E., Tipenko G.S., Grigoriev M.N., Siegert Ch. Thermokarst and Land-Ocean Interactions, Laptev Sea Region, Russia // Permafrost and Periglacial Processes, 11: 137-152(2000)

128. Schwamborn G., Rachold V., Grigoriev M.N., Tumskoy V. Evolution of Lake Nikolay Abstract of "Sixst Workshop on Russian-Germany Cooperation: Laptev Sea System 2000", St. Peterburg, 2000, p. 69-70

129. Рис. 1.5 Отложения серкинской свиты, вскрывающиеся на северном берегу п-ова Святой Нос (фото автора)

130. Рис. 1.6 Отложения канарчакской (?) свиты, вскрывающиеся на северномберегу о-ва Новая Сибирь (фото автора)

131. Рис. 1.7 Отложения древнего ледового комплекса на южном берегу о-ва Бол. Ляховский (фото автора)

132. Рис. 1.8 Отложения куччугуйской свиты и позднеплейстоценового ледового комплекса на южном берегу о-ва Бол. Ляховский (фото автора)

133. Рис. 1.9 Отложения крест-юряхской свиты и перекрывающие ихаласные отложения на южном берегу о-ва Бол. Ляховский (фото автора)

134. Рис. 2.1 Останцы едомы. Район п-ва Широкостан (фото автора)

135. Рис. 2.2 Обнажение ледового комплекса на о-ве Бол. Ляховский (фото автора)

136. Рис. 3.2 Аласные отложения на о-ве Бол. Ляховский (фото автора)

137. Рис. 5.3а Фрагмент космоснимка (Landsat7) на территорию восточной части Янского залива и Чондонский залив.

138. Фрагмент аэрофотоснимка Ивашкиной лагуны с нанесенным на него промерным профилем (см рис. 5.46)1 : 35.0001. Рис. 5.4а