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

Глава 6. Криолитозона шельфа Восточной Сибири.

Криолитозона по-преимуществу имеет трехярусное строение. Верхний и нижний ярус составляют охлажденные ниже 0^oС 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 подозерные талики, в связи с незначительностью их размеров, промерзали при затоплении морем.

Важным результатом моделирования представляется выявление возможности формирования сквозных таликов в разломных зонах (при геотермическом потоке - q, равном 80-100 мВт/м²). Это происходит, если озера не дренируются или их котловины не подвергаются затоплению морем в течение 8-10 тыс. лет. Подтверждением результатов моделирования является наличие сквозных подозерных таликов, установленное данными ВЭЗ на субаэральном продолжении Усть-Ленского рифта (Зайцев, 1989).

Современное положение нижней границы криолитозоны и яруса ММП по результатам моделирования. Постановка задачи и геолого-тектоническая модель. В основе математической модели, использованной для моделирования изменений во времени теплового поля пород и подошвы яруса ММП и КЛЗ, лежит энтальпийная формулировка задачи Стефана со смешанными краевыми условиями. В одномерной постановке она применялась при изучении глубины залегания подошвы яруса ММП на шельфе Восточной Сибири при фоновом значении q и двухмерной - при изучении залегания подошвы яруса ММП в рифтовой системе моря Лаптевых. Для расчетов использовались программы, в которых модель реализуется методом конечных разностей (Типенко и др., 1999). На верхней границе в соответствии с вариантами сценария задавалось изменение t_ср во времени. При затоплении t_ср скачком менялась на температуру придонной воды, которая при отступании моря также скачком преобразовывалась в t_ср участка суши, характерную для соответствующих географической широты и момента времени. Температура замерзания морских осадков принималась равной -2^oС. 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^oС, преобразование рельефа шельфа процессами термокарста, термоабразии, наличие локальных пассивных ледников.

Плотность геотермического потока - 50, 70 и 100 мВт/м² и более в горстах, грабенах и разломных зонах соответственно - была задана на основании анализа данных, свойственных мезозоидам севера Якутии, северному ограничению рифтовой системы моря Лаптевых, Момской и другим континентальным рифтовым зонам. Геологические разрезы шельфа мощностью 3 км задавались с использованием данных как по изучаемому региону (Драчев, 1999; Дорофеев и др., 1999; Объяснительная записка , 1999; 2000), так и по ряду других шельфовых морей. Назначение теплофизических свойств осуществлялось по литературным данным (Балобаев и др., 1983; Балобаев, 1991; Теплофизические свойства , 1984; Основы геокриологии, 1996 и др.).

Строение и мощность криолитозоны. Результаты моделирования показывают, что мощность яруса ММП, криолитозоны в целом и ее строение обусловлены влиянием ряда факторов. Это - плотность геотермического потока; продолжительность осушения и затопления; состав и свойства пород; широтное положение, определяющее геотемпературную зональность на этапе осушения шельфа в криохроны. Величина q является весьма действенным фактором: разница в 20 мВт/м² определяет при прочих равных условиях 300-метровую разницу в мощности яруса ММП. Ранним затоплением внешнего шельфа обусловливается формирование субмаринных таликов на больших глубинах. С этой же причиной и различием q связана меньшая мощность КЛЗ и яруса ММП в грабенах по сравнению с горстами. Высокотеплопроводным скальным породам свойственна невысокая инерционность ММП. Они существенно скорее оттаивают, чем рыхлые отложения.

Результаты моделирования в совокупности с фактическими данными позволяют типизировать криолитозону по строению и мощности КЛЗ (рис.9). Она подразделяется на КЛЗ внешнего (от изобат 45-50 м до бровки шельфа) и КЛЗ центрального и внутреннего шельфа (изобаты 45-50 - 0 м). Первой свойственно прерывистое распространение яруса ММП, второй - сплошное. Вторая в пределах шельфа моря Лаптевых подразделяется на КЛЗ грабенов, КЛЗ горстов и КЛЗ разломных зон (рис.9).

Криолитозону грабенов на изобатах от 50-45 до 0 м отличают две особенности: наличие участков с мощным (до 85 м и более) верхним ярусом охлажденных пород и относительная маломощность яруса ММП (300-100 м). Общая мощность КЛЗ грабенов не превышает 300-350 м на мелководьях, 100-200 м - на глубинах 40-45 м. Под ярусом ММП существует ярус охлажденных пород мощностью 70 м и более. В криолитозоне грабенов выделяются подтипы КЛЗ, различающиеся мощностью субмаринных надмерзлотных таликов (2-а и 2-б на рис.9) и мощностью яруса ММП. Различия связаны с расположением соответствующих частей грабенов на разных глубинах и сроками затопления.

Криолитозоне горстов свойственны мощности от 300 м на глубинах 40 м до 600-800 м на мелководьях. Такие значения обусловлены мощным ярусом ММП (300-700 м и более), связанным с низкими величинами q и поздним затоплением (3 на рис.9).

КЛЗ разломных зон рифтовой системы моря Лаптевых повсеместно характеризуется меньшей мощностью, чем в грабенах и горстах. Поэтому нижняя поверхность яруса ММП в их пределах сводообразно поднята по сравнению с этой поверхностью в окружающих их блоках. В разломных зонах прогнозируются также сквозные субмаринные талики. В их пределах КЛЗ представлена только ярусом охлажденных пород двух типов. Первый тип - это эндогенные субмаринные напорно-фильтрационные талики, обусловленные разгрузкой подземных вод, очаги питания которых приурочены к зоне сочленения горного обрамления с низменностями.

Прогнозирование таких таликов связано с тем, что в зоне сочленения низменностей с их горным обрамлением развиты очаги поглощения речных вод, а в континентальном продолжении рифтовой системы моря Лаптевых зафиксировано возникновение новых и изменение местоположения существующих сквозных напорно-фильтрационных таликов, связанных с сейсмоактивными разломами (Афанасенко и др.. 1976; Романовский и др., 1993). Геокриологические условия акватории существенно мягче условий суши. Поэтому существование восходящей фильтрации по открытой трещиноватости в сейсмоактивных разломных зонах шельфа представляется весьма вероятной.

Второй тип таликов в разломных зонах связан с деградацией яруса ММП сверху и снизу. Деградация сверху осуществлялась на этапе осушения шельфа за счет термокарста, деградация снизу позже - за счет раннего затопления и высоких значений q (100 мВт/м² и более). Такого типа субмаринные талики предполагаются также в грабенах. О высокой вероятности их существования в грабенах проливов Санникова и Дм. Лаптева, которое с 70-80-х гг. ХХ в. является предметом дискуссии (Я.В.Неизвестнов, Л.А.Жигарев, А.И.Фартышев), говорит целый ряд данных. Это - массовое развитие термокарстовых котловин на дне проливов, их затоплением ранее ¹⁴С 8,6 т.л.н. (Объяснительная записка , 1999), высокая сейсмичность, наличие блоков с малой мощностью рыхлого чехла, а главное - проявления газа при бурении, состоящего по данным Я.В.Неизвестнова на 75-95% из метана. Аномальное содержание метана в поверхностных и придонных водах, выявленное на южном фланге Бельковско-Святоносского рифта и ряде других мест (Shakhova et al., 2005; 2007), предположительно принимается в качестве индикатора сквозных субмаринных таликов. Предположение связано с существованием ЗСГГ под толщей ММП и ее динамикой, изучавшейся с применением математического моделирования с участием автора (Романовский и др., 2003; 2006).

Наличие на шельфе скальных поднятий с маломощным рыхлым чехлом (поднятия Де Лонга, Медвежьих островов) дает возможность прогнозировать существование сквозных субмаринных таликов, обусловленное малой тепловой инерцией скальных пород. Они возможны на участках, затопленных 5 т.л.н. и более (глубины 20-30 м и более), а на меньших глубинах - в пределах ледникового ложа.

Динамика мощности криолитозоны определялась чередованием регрессий и трансгрессий моря, происходивших в соответствии с климатической и гляциоэвстатической цикличностью на Земле. Максимальных значений мощность яруса ММП (1-1,5 км на горстах) достигала в пессиумы, запаздывая по отношению к их пикам на 2-5 т.л. Минимальных значений она достигала в конце трансгрессий с запаздыванием на 5-15 т.л. по отношению к оптимумам. В рифтовых грабенах подошва яруса ММП в районе изобаты 10 м на 71 и 75^oс.ш. находилась на глубинах 250 и 280 м соответственно. От побережья до глубин 40-60 м, как показывает моделирование при q, равном 50 и 70 мВт/м², ярус ММП в течение последних 400 т.л. полностью не деградировал.

Геокриологическое подразделение арктических шельфов и особенности КЛЗ шельфа Восточной Сибири. Географическое положение шельфов является основным фактором, определяющим закономерности формирования и современное состояние шельфовой КЛЗ. Оно отражает как распределение суши и моря в Арктике, сложившееся в результате ее геологического развития, так и динамику тепло- и влагообмена, следовавшую за колебаниями климата и уровня моря в плейстоцене - голоцене. В соответствии с географическим положением шельфов выделены сектора: Приатлантический (Баренцевоморский шельф), Западно-Сибирский (Карский шельф), Восточно-Сибирский (шельф морей Лаптевых и Восточно-Сибирского), Притихоокеанский (Чукотский шельф) и Северо-Американский (шельф моря Бофорта). Современные секториальные различия субмаринной криолитозоны обусловлены преимущественно сартанско - голоценовой историей изменения тепло- и влагообмена шельфов с Северной Атлантикой, Тихим океаном и континентами.

Криолитозона Северо-Американского сектора (шельфа моря Бофорта) по данным Дж. Вивера, А.Джаджа, Дж.Маккея, Т.Е.Остеркампа, Т.Певе, Дж.Стюарта, А.Е.Тейлора, Дж.Хантера, У.Д.Харрисона, И.Дж.Чемберлена и др. является самой суровой. Ярус ММП пользуется сплошным распространением до бровки шельфа. В.А.Соловьеву (Соловьев и др., 1987) принадлежит вывод о его двухслойном строении. Верхний слой - островной, мощностью 15-20 м. Кровля нижнего слоя мерзлых толщ приурочена к глубинам 50-100 м, а подошва - к глубинам 400-780, возможно, к 900 м ниже дна моря. Связь его мощности с глубинами моря отсутствует. Мерзлой толще свойствен отрицательный температурный градиент до глубины 280-400 м, ее погружение под уровень моря по оценкам В.А.Соловьева произошло менее 5-2 тыс.лет назад, а двухслойное строение по его предположению она приобрела в субаэральных условиях, наподобие мерзлых пород Западной Сибири у Полярного круга.

Автором выдвинуты представления об определяющей роли компенсационных гляциоизостатических движений в формировании субмаринной КЛЗ моря Бофорта. Гляциоизостатические движения ложа Лаврентийского ледника обусловили формирование по его обрамлению гляциоизостатических поднятий в период существования ледника, сменявшихся опусканиями - во время и после его таяния (Никонов, 1977). Фрагментом пояса компенсационных движений являлся шельф моря Бофорта. Поэтому его осушение происходило в силу поднятия, компенсировавшего погружение ложа под тяжестью нараставшего Лаврентийского ледника, а затопление - в силу трансформации поднятия в опускание. Время деградации ледника (6 т.л.н.) соответствует времени затопления шельфа, оценка которого (5-2 т.л.н.) дана В.А.Соловьевым на основании нестационарности температурного поля мерзлых субмаринных пород.

Независимость мощности ММП от глубин моря связано с тем, что осушение-затопление (и, соответственно, аградация - деградация ММП) обусловливались последовательностью вовлечения тех или иных участков шельфа в гляциоизостатическое поднятие в начале ледниковой эпохи и в гляциоизостатическое опускание - по окончании ее. Приуроченность шельфа моря Бофорта к компенсационному поднятию подтверждается глубиной его промерзания. Она существенно больше, чем на прилегающей суше, покрывавшейся ледником (300-100 м, Marine Science Atlas of the Beaufort sea, 1987).

Связь двухслойного строения субмаринных мерзлых толщ с протаиванием под подпрудными водоемами на этапе осушения шельфа. Автор разделяет мнение В.А.Соловьева (Соловьев и др., 1987) о протаивании позднеплейстоценовых ММП сверху на этапе осушения шельфа. Однако, протаивание не могло происходить в субаэральных условиях. По мнению автора, оно осуществлялось в дегляциацию под подпрудными водоемами. Компенсационное поднятие, преграждавшее продвижение ледника на север, в эпоху дегляциации служило препятствием для стока рек в море. С преобразованием поднятия в опускание в голоцене связывается спуск подпрудных водоемов и смена оттаивания промерзанием. Оттаявший слой до начала затопления морем промерз лишь частично, обусловив двухслойное строение субмаринной мерзлой толщи. Ее верхний слой является голоценовым, нижний - позднеплейстоценовым.

Таким образом, основные особенности КЛЗ моря Бофорта, отличающие ее от КЛЗ шельфа Восточной Сибири (особенно мощный ярус ММП; его двухслойное строение; нестационарный режим мерзлой толщи и отсутствие связи ее мощности с глубинами моря), обусловлены гляциоизостатическими движениями.

На большей части Баренцевоморского шельфа (Приатлантический сектор) ярус ММП распространен в виде редких островов, а в зоне влияния Гольфстрима (почти половина площади шельфа) криолитозона вообще отсутствует. Лишь в Печорском море ярус ММП развит широко (Мельников, Спесивцев, 1995; Баулин, 2001; Бондарев и др., 2001; Рокос и др., 2001; Неизвестнов и др., 2005). Прерывистые мерзлые породы мощностью до 100 м здесь с удалением от берега переходят в островные. Геокриологическая неоднородность разных частей сектора связана с их разной удаленностью от Атлантики - основного источника тепла и влаги в Северном полушарии. К числу других факторов, способствовавших относительно неглубокому промерзанию шельфа и быстрой деградации ММП, относятся: оледенение, площадь которого дискутируется (Матишов и др., 2001; Тарасов, 2001; Svendsen et al., 2004), воздействие пресноводных бассейнов в дегляциацию, высокая температура морской воды в голоценовый оптимум (Погодина, 2001).

Перигляциальный Печорский шельф наоборот промерзал глубоко, в оптимум температура воды повышалась в меньшей степени, чем к западу от него, и ярус ММП деградировал лишь частично. Геокриологические условия Печорского шельфа существенно мягче условий Восточно-Сибирского сектора, что обусловлено их существенно разной удаленностью от Северной Атлантики.

Притихоокеанскому (Жигарев, 1981; 1997; Соловьев и др., 1987) и Западно-Сибирскому секторам (Мельников, Спесивцев, 1995; Бондарев и др., 2001; Рокос и др., 2001; Неизвестнов и др., 2005; Баулин и др., 2005) также свойственна менее суровая криолитозона, чем в Восточно-Сибирском секторе. Распространение яруса ММП здесь изменяется с удалением от берега от сплошного до островного, а мощность - от 100 до десятков метров. Ярус ММП формировался, как и в Восточно-Сибирском секторе, преимущественно в перигляциальной обстановке. Его меньшее современное распространение и мощность связаны с тем, что глубина промерзания в пессиум была менее значительной, а деградация мерзлых толщ происходила в более мягких гидрологических и климатических условиях, чем на шельфе Восточной Сибири.

Таким образом, геокриологические условия Восточно-Сибирского сектора являются наиболее суровыми на евразийских шельфах, что стоит в связи с расположением сектора в области влияния Азиатского антициклона, как в криохроны, так и в термохроны.

О реалистичности модели криолитозоны шельфа Восточной Сибири свидетельствуют следующие данные.

1. Сейсмоакустическое профилирование (рис.2), заверенное бурением и данными донного опробования в акватории, подтверждают сплошное распространение ММП до современных глубин моря 50-60 м, полученное в результате моделирования.

2. Модельная мощность субмаринных ММП в грабенах (100-300 м; рис.9) закономерно ниже ее субаэральных значений в аналогичных тектонических структурах (340-460 м), поскольку отражает результаты деградации под морем в течение многих тысячелетий.

3. О высокой вероятности существования сквозных субмаринных таликов в разломных зонах свидетельствует комплекс данных в проливах Санникова и Дм. Лаптева. Одни из этих данных служат факторами, способствующими протаиванию ММП (раннее затопление, малая мощность рыхлого чехла, повышенный тепловой поток). Другие данные являются показателями маломощности яруса ММП или его отсутствия. Это - выклинивание мерзлых толщ в направлении от берега, их отсутствие в проливах вплоть до глубин 40-70 м от дна, проявления метана при бурении. Высокую вероятность существования сквозных таликов в разломных зонах подтверждает наличие гидротермальной фауны на северном ограничении рифтовой системы моря Лаптевых.

4. Модельные данные о формировании сквозных субмаринных таликов в толщах скальных пород подтверждаются данными М.Н.Григорьева и С.О.Разумова о существовании талика на подводном поднятии Медвежьих островов, сложенном скальными породами.

5. Глубокое залегание подошвы яруса ММП на мелководьях шельфа Восточной Сибири в пределах горстов (350-700 м и более) подтверждают данные шельфа моря Бофорта (400-780 м), сходные по температурным условиям и продолжительности периода промерзания, по величине q и продолжительности деградации ММП.