Криолитозона арктического шельфа Восточной Сибири
(современное состояние и история развития в среднем плейстоцене - голоцене)

Глава 1. Геокриологические условия.

Изучаемый регион на севере ограничен бровкой шельфа (изобаты 80-100 м; 76-79^oс.ш.), на юге - северными склонами Среднесибирского плоскогорья (71-72^oс.ш.) и Яно-Колымской горной системы (69-70^oс.ш.), на западе - Хатангским заливом и восточным побережьем Таймыра (110-115^oв.д.), на востоке - правобережьем Колымы в ее низовьях и восточной оконечностью Медвежьих островов (162^oв.д.).

Природные условия. Геологическую структуру региона определяет его расположение на стыке Евразийской и Северо-Американской литосферных плит. Основная часть площади относится к окраинно-материковой платформе, сформированной на гетерогенном фундаменте мезозойской консолидации, который обнажен на Новосибирских островах (Драчев, 1999; Объяснительная записка , 1999; 2000). Важнейшим структурным элементом региона является рифтовая система моря Лаптевых. Крайний юго-запад региона относится к северной части Сибирской платформы. В морфоструктурном отношении регион представляет собой аккумулятивную равнину, сформированную в процессе общего прогибания шельфа и приморских низменностей в кайнозое, которое компенсировалось осадконакоплением.

Кайнозойские отложения. В постскладчатом осадочном чехле наиболее древними являются верхнемеловые терригенно-угленосные толщи, а также палеоценовая кора выветривания. Отложения палеогена и миоцена во внутренних районах низменностей являются континентальными, на побережье и островах - в основном морскими и прибрежно-морскими. Плиоцен - раннечетвертичные отложения представлены галечниками бегуновского горизонта (N₂¹), песками и алевритами кутуяхской свиты (N₂²), тонкозернистыми песками и алевритами с горизонтами погребенных почв олерской свиты (Е-I₁). Континентальный режим осадконакопления на подавляющей части низменностей обусловливал неполноту их позднекайнозойского разреза.

Нижнюю часть разреза среднего плейстоцена на острове Б.Ляховский слагают сильнольдистые синкриогенные отложения <древнего> ЛК, вмещающие мощные ПЖЛ (200-180 тыс. лет назад (т.л.н.) и древнее по ²³⁰Тh/U- и палеомагнитным данным - Schirrmeister et al., 2002; Andreev et al., 2004). Их перекрывают аласные отложения, криотурбированный покровный слой и малольдистые алевриты куччугуйской свиты (рис.1-Е). На побережье Колымского залива выделяются аллювиально-морские отложения коньковской свиты. На Яно-Колымской низменности наиболее широко распространены отложения керемеситского надгоризонта. В состав последнего входят среднеплейстоценовые куччугуйская, хромская, мастахская, аллаиховская свиты, сложенные преимущественно малольдистыми песками или опесчаненными алевритами (рис.1-Ж). Верхние части хромской и аллаиховской свит представляют собой ледовый комплекс.

Низы разреза позднего плейстоцена представлены крест-юряхской, аччагыйской свитами, кыл-бастахскими слоями, относимыми к казанцевскому термохрону (Каплина, 1987). Они сформировались в результате термокарста по ЛК в верхах аллаиховской, куччугуйской, хромской свит. Сложены озерно-болотными оторфованными алевритами и торфом с древесными остатками. Основная часть разреза позднего плейстоцена представлена полигенетическими сильнольдистыми синкриогенными отложениями ЛК, включающими мощные ПЖЛ. По более, чем 150 датам, время их формирования составляет от 60 т.л.н. и древнее до 10 т.л.н.

К западу от долины Лены в строении низменностей и шельфа принимает участие толща пресноводных песков мощностью 50 м, содержащая песчано-ледяные жилы (100- 50 т.л.н., Куницкий, 2007; Деревягин и др., 2007) (рис.1Д). Здесь же на шельфе в 12 км от берега вскрыты казанцевские (110 т.л.н.) морские осадки (М.Н.Григорьев и др., 2006).

К концу позднего плейстоцена - голоцену относятся отложения аласового комплекса (13-5,4 т.л.н.), к раннему голоцену - покровный слой, сформировавшийся за счет глубокого сезонного оттаивания пород в голоценовый оптимум и последующего промерзания снизу, аллювий I надпойменной (9,4-6,7 т.л.н.) и отложения морской (9,7-7 т.л.н.) террас. Рельефообразующими на низменностях являются отложения позднеплейстоценового ЛК и аласового комплекса. Первые образуют останцовые возвышенности - едомы, вторые выполняют депрессии, возникшие в предголоценовые и первые голоценовые потепления в результате озерного термокарста по ЛК. Поверхность шельфа по меньшей мере до 75-77^oс.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 (t_в) (-13÷-15^oС) 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 t_в в среднем плейстоцене-голоцене как в термохроны, так и в криохроны. Распределение растительного покрова носит зональный характер. Выделяются зоны и подзоны: лесотундры, южной кустарниковой, субарктической, арктической тундр и арктической пустыни. Ландшафтная зональность напрямую связана с зональностью летних температур воздуха.

Субаэральная криолитозона изучена в результате многолетних инженерно- и гидрогеокриологических съемок кафедры геокриологии МГУ (с участием автора), изучения стратиграфии и криолитологии кайнозойских отложений кафедры криолитологии и гляциологии МГУ, геокриологических исследований ПНИИИС, Севморгео, Института мерзлотоведения им. П.И.Мельникова СО РАН, Института физико-химических и биологических проблем РАН и других организаций. Результаты этих исследований опубликованы в работах А.А.Архангелова, Ф.Э.Арэ, В.Е.Афанасенко, В.Т.Балобаева, О.Г.Боярского, Ю.К.Васильчука, М.А.Великоцкого, Б.И.Втюрина, Е.А.Втюриной, Д.А.Гиличинского, Г.Ф.Грависа, М.Н.Григорьева, Н.Ф.Григорьева, С.В.Губина, И.Д.Данилова, В.Н.Девяткина, А.Ю.Деревягина, Л.А.Жигарева, В.Н.Зайцева, О.Г.Заниной, Т.Н.Каплиной, Е.М.Катасонова, С.Ф.Колесникова, К.А.Кондратьевой, В.Н.Конищева, И.Л.Кузнецовой, Т.П.Кузнецовой, В.В.Куницкого, П.И.Мельникова, Н.И.Мухина, Я.В.Неизвестнова, И.А.Некрасова, И.Р.Плахта, В.М.Пономарева, А.И.Попова, Г.Э.Розенбаум, Н.Н.Романовского, П.Д.Сиденко, Е.А.Слагоды, В.А.Соловьева, О.Н.Толстихина, А.Н.Толстова, С.В.Томирдиаро, В.Е.Тумского, А.И.Фартышева, А.Л.Холодова, С.Ф.Хруцкого, А.Б.Чижова, П.Ф.Швецова, А.В.Шера, Н.А.Шило, Н.А.Шполянской, Ю.Л.Шура, В.С.Якупова и многих других исследователей, включая автора.

Низменностям свойственна КЛЗ сплошного распространения. Среднегодовая температура пород (t_ср) на едомах изменяется от -5÷-7 в зоне редколесий до -15^oС в зоне арктических пустынь, в аласах - от -6÷-7 до -11÷-13^oС. Основным фактором, определяющим t_ср, является снежный покров. Его высота и плотность обусловливаются растительностью. В редколесьях на едомах вклад снежного покрова в формирование t_ср достигает максимальных значений (8-10^oС), в арктических тундрах и пустынях, где снег сдувается с положительных форм рельефа, - минимальных (близких к 0^oС). Зависимость t_ср от растительного покрова является весьма важной при составлении сценария динамики t_ср. Реконструируемая динамика растительности несет информацию об изменении температуры пород.

Криолитозоне низменностей на эпимезозойской плите свойствен один ярус - ярус ММП. Его мощность в грабенах, выполненных кайнозойскими отложениями, изменяется от 340 до 460 м, на положительных морфоструктурах (в породах верхоянского комплекса) - от 415-450 до 640 м. В пределах террасированных аласов на низком приозерном уровне мощность мерзлых пород составляет 200-300, на высоком - 300-400 м. В пределах КЛЗ севера Сибирской платформы и Новосибирских островов ниже яруса ММП существует ярус охлажденных пород, а общая мощность КЛЗ достигает 1 км.

Субмаринная КЛЗ и ее изученность. Первые сведения о наличии мерзлых пород на дне морей Лаптевых и Восточно-Сибирского, имевшие косвенный характер, относятся к XVIII-XIX векам. Начальный этап исследований КЛЗ шельфа (конец XIX-го - 30-е годы XX в.в.) связан с именами Э.В.Толля, М.В.Бруснева, Ф.А.Матисена, А.В.Колчака, К.К.Неупокоева, Х.У.Свердрупа, В.П.Кальянова, П.В.Виттенбурга, М.М.Ермолаева, П.К.Хмызникова. В 30-40-е годы ХХ в. проведены исследования с термометрией в скважинах до глубины 400-500 м В.М.Пономаревым (1937; 1950) в бухте Кожевникова, которые на сегодняшний день остаются самыми глубинными в пределах субмаринной КЛЗ Российской Арктики. Впервые толщи ММП на арктических шельфах были показаны на мерзлотной карте СССР С.Г.Пархоменко (1937). Первая оценка их распространения и мощности сделана В.Н.Саксом в 1953 г.. В 1960 г. на Геокриологической карта СССР масштаба 1:5 000 000 И.Я.Баранов границу распространения субмаринных ММП проводит по изобате 100 м. В 1970-е годы шельфовая КЛЗ И.С.Барановым, Ф.Э.Арэ, В.А.Кудрявцевым, Н.Н.Романовским, С.М.Фотиевым типизируется в зависимости от соотношения в ее разрезе ярусов ММП и охлажденных ниже 0^oС пород, образования ее в континентальных или в прибрежно-морских условиях.

В 60-80-е годы ХХ века в результате геокриологических исследований в прибрежной зоне шельфа Восточной Сибири Н.Ф.Григорьева, И.Д.Данилова, Л.А.Жигарева, М.С.Иванова, Е.М.Катасонова, Е.В.Молочушкина, Я.В.Неизвестнова, И.Р.Плахта, Г.Г.Пудова, В.А.Соловьева, В.И.Соломатина, Е.В.Телепнева, В.А.Усова, О.Н.Фишкина, А.И.Фартышева и др. были получены весьма разноречивые данные о распространении яруса ММП в верхней части разреза КЛЗ. Глубина бурения (50-200 м) не давала возможности судить о мощности и распространении мерзлых толщ.

В представлениях о распространении и мощности яруса ММП в 80-х - начале 90-х годов существовали две основные точки зрения. Согласно первой (Я.В.Неизвестнов, В.А.Соловьев, Л.А.Жигарев, И.Д.Данилов) считалось, что ярус сплошных ММП мощностью до 200 м и более существует близ берегов и на месте островов-реликтов ЛК, разрушенных в историческое время; в акватории развиты только охлажденные породы, острова ММП - крайне редки. Согласно второй (Фартышев, 1993) - ярус ММП на шельфе распространен повсеместно, а его мощность равна многим сотням метров.

Различия в представлениях были связаны с ограниченной фактологической базой, которая находила отражение и в палеогеографических сценариях. Сценарии - упрощенные, слабо обоснованные палеогеографическими данными - охватывали только часть последнего гляциоэвстатического и климатического цикла. Изменения уровня моря в последний трансгрессивный этап принимались в соответствии с существенно разными схемами. Для задания t_ср 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.