Реликтовый термокарстовый рельеф и талики восточной части шельфа моря Лаптевых

Глава 1. Общая характеристика современных природных условий восточной части шельфа моря Лаптевых.

Район исследований занимает территорию от 128^o до 136^o в.д. и от 73^o до 78^o с.ш. (рис. 1). Для характеристики природных условий формирования и существования субмаринных таликов в данной главе рассматриваются общие сведения о географическом положении, геолого-тектоническом строении, стратиграфии, гидрологических и геокриологических условиях изучаемого района.

Современный рельеф дна шельфа представляет собой пологую унаследованную абразионно-аккумулятивную равнину с отдельными банками - сохранившимися реликтами субаэрального рельефа, затопленными палеодолинами и дельтами рек, котловинами предположительно термокарстового генезиса. В рельефе дна шельфа выделяются две зоны: внутренний шельф - от берега до изобат 20-30 м с уменьшением глубин до 5-10 м в зонах банок и внешний шельф - с глубинами свыше 20-30 м.

Зона шельфа представляет собой Лаптевоморскую плиту, в строении которой выделяется два структурных этажа: гетерогенный фундамент и осадочный верхнемеловой-кайнозойский чехол (Drachev et al., 1995; Драчев, 1999; Драчев, 2000; Богданов и др., 1998; Виноградов и др., 2004; и др.).

Рис. 1. Район исследований с расположением сейсмоакустических профилей PARASOUND, выполненных на борту ледокола "POLARSTERN" в 1993, 1995, 1998 гг. (по Drachev et al, 2002, с дополнениями автора).

Основной крупной структурно-тектонической провинцией изучаемого района является рифтовая система моря Лаптевых, состоящая из обширной системы грабенов (рифтов) и разделяющих их подводных поднятий (горстов). Район исследований непосредственно приурочен к Усть-Ленский рифту, который имеет блоковое строение, подразделяясь на узкие, в разной степени опущенные структуры шириной от 10-15 до 20-30 км. Мощность верхнемеловых-кайнозойских отложений в Усть-Ленском рифте достигает 10-13 км (Драчев, 1999). Осадочный чехол представлен морскими и континентальными песчано-глинистыми отложениями с большим количеством растительных и углефицированных остатков. Материалы сейсмоакустических исследований, донное опробование и буровые данные по прибрежным районам (Holmes, Creager, 1974; Kim, Verba, 1995; Богданов, Хаин, 1998; Иванова, 1998; Drachev et al., 1995,1999; Kim et al., 1999; Кошелева, Яшин, 1999; Виноградов, Драчев, 2000; Kosheleva et al., 2001; Svendsen et al., 1999; Bauch et al., 2001; Рекант, 2002) свидетельствуют, что верхняя часть осадочного чехла сложена четвертичными пылеватыми супесями, песчанистыми глинами и песками общей мощностью до 100 м, озерно-аллювиального, прибрежно-морского и морского генезиса. Эоплейстоцен - средненеоплейстоценовые отложения мощностью от первых метров до 10-30 м, несогласно залегают на плиоценовых отложениях или на коре выветривания, вскрыты в проливах, в Ванькиной губе, у Ляховских островов. Поздненеоплейстоценовые отложения мощностью 15-20 м и голоценовые осадки, мощность которых изменяется от 0,1-0,5 м в районе банок до 10-15 м в зоне влияния выносов р.Лены и грабенах, имеют практически сплошное распространение.

Гидрологическая структура вод шельфа неоднородна по площади и по глубине. Поверхностный слой в море Лаптевых распреснен, он подстилается более солеными глубинными водами. Считается, что аномалии солености вызваны именно континентальным стоком (Bauch et al., 1999). Наиболее значительна минерализация придонных вод на севере рассматриваемой территории - 32-33 г/л. По направлению к юго-восточному побережью в связи с уменьшением глубин, а также под влиянием стока рек, соленость снижается до 18-20 г/л.

Среднегодовая температура морских вод и донных осадков на изобатах 30-50 м имеет преимущественно отрицательные значения -1,6^o С ÷ -1,8^o С и постепенно повышается к приустьевым участкам крупных рек (Жигарев, 1997; Дмитренко и др., 2001). Относительно однородные температурные условия в придонных слоях отложений предполагают, что мерзлые породы на шельфе могут существовать длительное время.

В вертикальном разрезе криолитозона шельфа (КЛЗ) имеет трехярусное строение. Ярус мерзлых пород представлен как реликтовыми, так и новообразованными (сингенетичными) многолетнемерзлыми породами (ММП), перекрывается и/или переслаивается, подстилается с ярусами охлажденных ниже 00С пород. Распространение яруса мерзлых пород подчиняется определенным закономерностям. Новообразованные мерзлые породы распространены в пределах устьевого взморья на участках выдвижения речных дельт, в мелководных полузамкнутых заливах на участках с аккумуляцией терригенного материала. По материалам, полученным в ходе работ по программам "Laptev Sea System" и "Laptev Sea System 2000", ярус субмаринных реликтовых мерзлых пород имеет сплошное распространении на изобатах 20-60 м, прерывистое и островное при глубинах моря от 50-60 до 80-100 м. По данным геофизических и буровых работ под слоем голоценовых морских осадков фиксируется отражающий горизонт, интерпретируемый как кровля яруса реликтовых ММП, который залегает от поверхности дна на глубине от первых метров до 15 - 20 м (Романовский и др., 1997; Kassens et al., 2000; Drachev et al., 2002). Мощность яруса реликтовых ММП в районе исследований, по результатам моделирования криолитозоны грабенов, изменяется от 100 до 300 м (Гаврилов, 2008).

Практически на всем шельфе наблюдается безградиентное или с небольшими отрицательными градиентами распределение температуры в верхних 3-х метрах осадков (-1,5^oС ÷ -1,3^oС) (Kaul et al., 2000). Сплошность яруса мерзлых пород могут нарушать несквозные талики и сквозные талики, приуроченные к рифтовым разломам и сейсмоактивным разломным зонам (Афанасенко и др., 1975; Романовский и др, 1993). Происхождение сквозных таликов может быть связано с напорно-фильтрационной разгрузкой подземных вод по разломам, а также с деградацией яруса ММП сверху (в результате ряда причин, в том числе и термокарста) и снизу за счет высоких значений тепловых потоков (q > 80мВт/м2). В настоящее время ярус реликтовых мерзлых пород находится в стадии деградации. Это связано с несколькими причинами: - повышением температуры пород до температуры придонного слоя воды; - формированием безградиентного температурного профиля в толще пород; - оттаиванием ММП снизу под воздействием теплового потока из недр Земли.