CC BY
287
УДК 551.34 (571.1)
МЕРЗЛОТНО-ЭКОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ЗАПАДНОГО СЕКТОРА РОССИЙСКОГО АРКТИЧЕСКОГО ШЕЛЬФА
Н.А. ШПОЛЯНСКАЯ
Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова, г. Москва
nella@shpolyanskaya.msk.ru
На основании многостороннего анализа подземных залежных льдов выявлен новый генетический тип пластовых льдов и показана возможность их формирования непосредственно в морских условиях. Предложен механизм промерзания донных отложений. Установлена возрастная неоднородность вечной мерзлоты современного шельфа и ее разнонаправленное развитие. Аргументированы трансгрессивно-регрессивный режим в Западном секторе Арктики в течение всего плейстоцена и отсутствие древних ледниковых покровов на равнинах Российской Арктики и Субарктики к востоку от п-ова Канин. Показана связь этого факта с экологическими условиями освоения шельфа.
Ключевые слова: подземные залежные льды, субмаринная криолитозона, четвертичная история криолитозоны Российской Арктики
N.A. SHPOLYANSKAYA. THE PERMAFROST-ECOLOGICAL CHARACTERISTIC OF THE WESTERN SECTOR OF THE RUSSIAN ARCTIC SHELF
On the basis of multianalysis of underground bedded ice the new genetic type of flat-sheet ice is revealed and the possibility of their formation directly in sea conditions is shown. The mechanism of sea-floor sediments freezing is proposed. Age heterogeneity of permafrost of modern shelf and its differently directed development is established. The transgressive-regresive regime in the Western sector of the Arctic during all Pleistocene and absence of ancient glacial covers on plains of the Russian Arctic and Subarctic regions to the east of Kanin peninsula is given reason. Connection of this fact with ecological conditions of the shelf development is shown.
Keywords: underground bedded ice; subsea permafrost zone; Quaternary history of the Russian Arctic permafrost
Вечная мерзлота, содержащая крупные залежи подземных льдов (известных как пластовые льды), широко развита в западном секторе Российской Арктики и Субарктики как в пределах суши, так и шельфа (рис. 1). На суше она существует в Европейской части к северу от Полярного круга, в Западной Сибири - к северу от 60° с.ш. Мерзлые породы залегают практически от поверхности и имеют мощность до 400 м, содержат большое количество льда и нередко отрицательнотемпературные минерализованные воды (криопэги). На шельфе они присутствуют на большей части Баренцево-Карского шельфа при глубинах моря от 0 до 230 м [1]. Кровля мерзлых пород может залегать у поверхности дна или на глубине порядка 20-40 м под дном моря. Подошва мерзлоты может опускаться до 100 м и глубже. В разрезах мерзлых донных отложений нередко присутствует большое количество льда, иногда до 100% (т.е. интервалы чистого льда, или ледогрунта).
Изучение вечной мерзлоты шельфа важно по многим причинам. Одна из них - фундаментальная задача: возможность объяснить происхождение не-
которых видов пластовых льдов, встречающихся в отложениях плейстоценовых морских равнин (древних шельфов), и одновременно выявить природу криопэгов. Вторая причина - направленность развития вечной мерзлоты шельфа влияет на развитие прибрежной его части и непосредственно береговой зоны и поэтому позволяет прогнозировать динамику арктических берегов и оценивать степень их устойчивости. Третья причина - направленность развития шельфовой мерзлоты определяет геоэкологические условия на шельфе, и тем самым условия его освоения.
Анализ фактического материала
Мерзлые породы в пределах шельфа большинством исследователей считаются реликтовыми, сформировавшимися на суше во время регрессии моря в конце позднего плейстоцена, 18-20 тыс. лет назад, и затопленными последующей голоценовой трансгрессией. Однако мерзлые породы при разных глубинах моря имеют неодинаковый характер. Вечная мерзлота мощностью до 6-20 м, с температу-
70° 90° 110° 130° 150° 170° 170°
Рис. 1. Карта подземных залежных льдов (составлена Н.А. Шполянской и И.Д. Стрелецкой; шельф - по В.А. Соловьеву [13,14] и С.И. Рокосу [9] с добавлениями Н.А. Шполянской).
1 - границы позднеплейстоценовых морских равнин; 2 - границы плейстоценовых озерно-аллювиальных равнин; 3-8 - крупные залежи подземных льдов: 3 - субмаринного генезиса, 4 - смешанного генезиса, 5 -прибрежно-морского генезиса, 6 - инъекционного генезиса, 7 - погребенные (первично наземные), 8 - полигонально-жильные льды; 9 - внешняя граница шельфа; 10-12 - криолитозона шельфа: 10 - вечномерз-лые реликтовые породы с температурой 0 + -2оС, мощностью до 200 м и более, 11 - современные вечно-мерзлые породы с температурой 0 ^ -1,5оС, мощностью до 80-100 м, 12 - многолетнеохлажденные породы с островами новообразующейся вечной мерзлоты, с температурой 0 ^ -1,5оС, мощностью до 80-100 м.
рой -2^ -2,6оС формируется на большей части прибрежных мелководных зон, где море при глубине до 2-2,5 м промерзает до дна. Ширина такой зоны на шельфе меняется от единиц метров у крутых скальных берегов до 10-15 км у низменных берегов. При большей глубине моря, когда между дном и зимним морским льдом остается незамерзающий слой воды, промерзание донных грунтов становится невозможным. Поэтому встреченные здесь мерзлые породы должны были формироваться в суб-аэральных условиях и сейчас являются реликтовыми. Считается, что 18-20 тыс. лет назад, в позд-невалдайскую эпоху, имела место регрессия моря, и береговая линия отступила до изобаты примерно на 100 м. На обнажившейся суше сформировалась вечная мерзлота, ныне затопленная морем. Однако сам факт существования вечной мерзлоты при глубинах моря от 0 до 230 м показывает, что остаются еще обширные пространства с глубиной моря от 100 до 230 м, никогда не осушавшиеся, и где вечная мерзлота должна была формироваться непосредственно в субмаринных условиях. Следовательно, мерзлые породы на глубоких участках моря являются изначально субмаринными и формируются вплоть до настоящего времени.
Возможность промерзания донных осадков в северных морях при сравнительно большой их глубине исследована нами ранее [2, 3]. Коротко изложим наши представления.
Условия, создающие возможность промерзания донных осадков, определяются соотношением между соленостью и температурой поровых вод. Температура придонной воды в арктических морях меняется в зависимости от глубины моря [4] и имеет минимальные значения -1,6 - -1,8 °С в интервале глубин от 40 до 250 м (рис. 2). Это создает принципиальную возможность промерзания донных осадков в этом интервале глубин. Соленость донных отложений, препятствующая их промерзанию, обнаруживает повсеместную закономерность - минерализация поровых растворов уменьшается от поверхности дна вглубь осадков [5]. Это приводит к тому, что на некоторой глубине от дна моря в некотором интервале глубин возникают условия для образования льда (рис. 3). По мере накопления осадков сам этот интервал смещается вверх синхронно смещению вверх поверхности дна. И в этом же направлении, снизу вверх, одновременно с накоплением осадков растет мерзлая толща. Благодаря малой сжимаемости при низких температурах, морские осадки долго сохраняют высокую влажность, поэтому в промерзающем слое происходит сегрегационное разделение на ледяные шлиры и грунтовые прослои. Так формируется высокольдистая, равномерно слоистая ледогрунтовая толща (рис. 4). По расчетам, в мерзлом состоянии может сохраняться толща осадков мощностью не более 50-80 до 100 м.
-2Х0 -1.0 О 1.0 . 2.0 . JlO
50 бО 70 ЬО
Рис. 2. Изменение температуры дна моря в зависимости от глубины моря. Море Лаптевых [4].
°С -2.0-1.5-1.0-0.5
глубине (%м) температуры (ТеС) и солености (Б%о) донных осадков Арктического шельфа. 1 — поверхность дна моря; 2 — современная температура донных грунтов (вертикальный grad Т = 0,04°/м); 3 — изменение температуры донных грунтов по мере накопления осадков и смещения вверх поверхности дна моря; 4 — интервал глубин, где соленость поровых растворов соответствует температуре их замерзания, и происходит промерзание донных грунтов. По мере накопления осадков этот интервал тоже смещается вверх (изменение солености с глубиной дано по [5]).
Образование льда в донных морских осадках должно происходить так, как происходит льдообразование в полностью водонасыщенных грунтах (мы использовали лабораторные эксперименты В.Н. Голубева [6]). Кристаллы льда разрастаются вдоль поверхности седиментационных слоев, поэтому ледяные шлиры всегда наследуют форму грунтовых слоев осадка, даже сложно деформированных. В процессе роста кристаллы оттесняют ионы растворенных солей, и они адсорбируются на поверхности минеральных частиц. Сам лед остается пресным. Характер льдовыделения жестко связан с литологией осадка. При промерзании илистых осадков, обладающих высокой поверхностной энергией, соли полностью адсорбируются поверхностью минеральных частиц, и рост ледяных кристаллов происходит без перерыва. При промерзании песчано-алевритовых осадков, с малой поверхностной энергией, соли не адсорбируются минеральными частицами, а остаются в растворе. Концентрация раствора постепенно возрастает, образование льда прекращается, возникают непромер-зающие зоны. Лед не образуется во вновь накапливающихся осадках, пока процесс термодиффузии не выровняет соленость до нужной величины. Тогда возобновляется рост кристаллов льда и идет до тех пор, пока концентрация оттесняемого раствора не достигнет критической величины. Снова возникает непромерзающая зона с очень высокой концентрацией раствора. Так в разрезе промерзающих донных отложений формируются серии линз высокоминерализованных вод с отрицательной температурой - криопэги.
Опираясь на предложенный механизм, можно сформулировать некоторые критерии, отличающие изначально субмаринную мерзлоту: 1 - она может быть встречена только при глубинах моря менее 2-3 м и более 40-50 м; 2 - температура грунта должна быть от -1о до -1,8оС; более низкая температура формируется только в субаэральных условиях; 3 - мощность не может превышать 50-80 до 100 м; 4 - криогенное строение должно отражать сингенетический тип промерзания (равномерную по разрезу слоистость, или сетку); 5 - химический состав отложений, вмещающих лед, должен отражать морской тип засоления.
Анализ криолитозоны шельфа и прилегающей суши с позиции предлагаемого механизма
На Баренцево-Карском шельфе (см. рис. 1) вечная мерзлота встречена во многих местах [1, 7, 8-10]: в Печорском море при глубинах моря от 2030 до 150 м (структуры Приразломная, Варандей, Поморская, Полярная, Медынская); в глубоководной Центральной впадине Баренцева моря; в Карском море, при глубинах моря до 150 м - в районе Байдарацкой губы, на Русановской и Ленинградской площадях. Кровля мерзлых пород залегает на глубине 20-30 м от дна моря в Печорском море и на глубине от 8 м - в Карском море. Такой большой разброс показателей указывает на разное происхождение мерзлоты. Так, вблизи пролива Карские Ворота при глубине моря около 50-70 м встречена
Рис. 4. Разрез Бованенково. Западный Ямал. Изначально субмаринная тонкослоистая дислоцированная ледогрунтовая толща (Фото Г.А.Ржаницина).
современная мерзлая льдистая толща в стадии роста [1, 9]. В условиях холмистого рельефа дна вскрыта дислоцированная ледогрунтовая толща (50-70% льда) с равномерной слоистой криогенной текстурой, повторяющей дислоцированные слои. Толща включает горизонты чистого льда. На Руса-новской площади в Карском море при глубинах моря 80-115 м, при температуре придонного слоя воды -1,6 ^ -1,8оС в дислоцированных отложениях теми же авторами вскрыта высокольдистая (более 80%) мерзлота с мощными залежами пластовых льдов, тоже в стадии роста. Лед содержит тонкие прослойки суглинка толщиной 1-2 мм. Здесь вскрыта изначально субмаринная мерзлая толща (рис. 5, 6). Характер мерзлой толщи Баренцево-Карского шельфа на большей его части соответствует изложенному выше механизму формирования ее как изначально убмариной мерзлоты.
Что касается реликтовой мерзлоты на шельфе, то это, прежде всего, Печорское море - площади Поморское, Приразломное, Варандей, Медынское. Здесь (см. таблицу) все признаки первично суб-аэральной мерзлоты. Глубина моря небольшая -15-25 м. Кровля залегает глубоко, на 20-50 м от дна моря. Температура придонной воды -1оС, а мерзлых пород -2оС. Криогенная текстура явно эпигенетическая (с глубиной расстояние между шлирами увеличивается от 1-3 до 10-20 см). Пластовые льды отсутствуют. Вечная мерзлота такого типа распространена в границах, где область шельфа осушалась [11], и является подводным продолжением континентальной криолитозоны.
Более сложная картина наблюдается в Бай-дарацкой губе. В разрезе проявляется трансгрессивно-регрессивный режим Арктического бассейна. Нижний льдистый горизонт имеет явные черты изначально субмаринного формирования. Верхний малольдистый слой формировался позже, суб-аэрально, в эпоху сартанской регрессии, и позднее, в голоцене, был затоплен.
На суше, на равнинах севера Западной Сибири и северо-востока Европейской России (см. рис. 1) широко распространены пластовые льды,
Основные параметры криолитозоны по результатам бурения
№ скв.
Глубина скв., м
Глубина моря м
Мерзлые грунты
Кровля, м
Подошва, м
Зона криопэгов
Кровля, м
Подошва, м
383
(Варандей) 109,5 15,5 63,0 109,5 - -
384 (Приразломное) 90 21 23,5 44 40 43
385
(Поморское) 87,5 28 41,0 71,5 71,5 74,0
приуроченные к дислоцированным морским отложениям (см. рис. 4 и 7). Их текстурные особенности очень похожи на описанные выше разрезы донных мерзлых пород в районах Русановской площади и у Карских Ворот (см. рис. 6). Это свидетельствует об их формировании в субмаринных условиях. Ле-догрунтовые толщи представлены сопряженным переслаиванием тонких ледяных и грунтовых слоев очень сложной конфигурации, что полностью соответствует изложенному выше механизму их формирования в достаточно глубоководных субмарин-ных условиях при одновременном накоплении и промерзании донных осадков.
Льды субмаринного генезиса наблюдаются только в морских (ледово-морских) отложениях в пределах низменных арктических равнин. Они встречены в отложениях всех эпох позднего плейстоцена, за исключением последнего ледникового периода (сартанского времени). Разрезы с пластовыми льдами в пределах морских равнин характеризуются чертами, соответствующими механизму субмаринного промерзания. Так, прослеживается четкая зависимость характера льда от смены лито-логического состава пород. В глинистой части наблюдается тонкое равномерное переслаивание ледяных и грунтовых слоев, а в супесчаной части более мощные ледяные слои разделены грунтовыми слоями с массивной текстурой. Это соответствует движению ионов солей при кристаллизации поровых вод. Полностью подтверждаются взаимоотношения пластовых льдов и криопэгов. Криопэги
Рис. 5. Разрез донных отложений на Баренцево-Карском шельфе [7].
а - скв. 481 в районе пролива Карские Ворота (глубина моря 65 м). 1 -песок с включением органики; 2 -глина; 3-6 криогенная текстура: 3 -горизонтально-слоистая, 4 - дислоцированная субвертикальная крупно-шлировая, 5 - атакситовая (пластовый лед), 6 - массивная; 7 - кровля веч-номерзлых пород; 8 - отрицательно-температурные осадки.
б - скв. 240 в Байдарацкой губе (глубина моря 13-14 м). 1 - песок; 2 -суглинок; 3 - глина; 4-7 криогенная текстура: 4 - пластовый лед, 5 - атак-ситовая, 6 - сетчатая, 7 - массивная;
8 - кровля вечномерзлых пород; 9 -отрицательнотемпературные осадки.
в - скв. 253 в Карском море на Ру-сановской площади (глубина моря -130 м). 1 - ил; 2 - ритмичное переслаивание песка, супеси и суглинка; 3 - суглинок; 4 - глина; 5 - аргилли-топодобная твердая глина; 6 - пласто-вый лед; 7 - массивная криогенная текстура; 8 - кровля вечной мерзлоты;
9 - отрицательнотемпературные осадки.
Рис. 6. Подземный лед в дислоцированных донных отложениях Баренцево-Карского шельфа по скважинам [1, 7].
встречаются под пластовыми льдами, в песках, а в глинах - нет [12]. В районе Байдарацкой губы в разрезах 42 скважин отмечено до десятка прослоев криопэгов, чередующихся с мерзлыми породами [7]. Причина может быть только одна - перерывы в льдообразовании при промерзании супесчано-але-вритовых осадков.
А
Рис. 7. Изначально субмаринный лед в разрезе Та-дибеяха (Западный Гыдан). А - дислокации (складки) во льду (нижняя часть разреза). Б - микроструктура льда. Видны тонкие (в виде взвеси) горизонтальные грунтовые прослои и недеформирован-ные кристаллы льда).
Выводы
1. Пространственные закономерности залежных льдов в свете их генетической принадлежности указывают на преобладание в западном секторе Российской Арктики морского режима в течение всего плейстоцена (за исключением последней, сартанской эпохи) и отсутствие в этот период покровных оледенений на равнинах Российского Севера, скорее всего, к востоку от п-ова Канин. Только в горных районах имело место горно-долинное оледенение, переходившее иногда в сетчатое.
2. Изначально субмаринное происхождение пластовых льдов свидетельствует о том, что равнины севера Западной Сибири и европейского Северо-Востока генетически являются морскими равнинами (древними шельфами), сформировавшимися в среднем и позднем плейстоцене, и в их строении зафиксированы процессы, происходившие на шельфе в периоды морских трансгрессий. Они могут служить аналогом современного шельфа.
3. Современные Арктический шельф и Субарктическая суша - это единая система, внутри которой доля убмариной и субаэральной мерзлоты менялась в течение плейстоцена, и, соответственно, формировалась то субаэральная, то субма-ринная криолитозоны.
4. Относительно тенденций будущего развития криолитозоны Российского Севера можно предположить следующее. Криолитозона на суше в силу большой тепловой инертности мерзлых льдистых толщ останется достаточно стабильной. Ко-роткопериодные колебания климата, неизбежные в будущем, затронут лишь неглубокие слои мерзлых пород и смогут вызвать только изменения глубины сезонного протаивания и промерзания. Поскольку в северных широтах при низкой температуре воздуха колебания температуры грунтов не выйдут из отрицательных значений, то и слой сезонного протаи-вания и промерзания будет мало реагировать на изменения климата. В отдельных случаях, на участках с высокой льдистостью грунтов, возможно развитие термокарста. Если же учесть, что корот-копериодные колебания будут проходить на фоне нисходящей ветви 40-тысячелетнего климатического цикла, который начался 18-20 тыс. лет назад, прошел свой максимум 4-8 тыс. лет назад и через 15-20 тыс. лет должен окончиться новым ледниковым периодом, то ожидать заметных потеплений и изменений в криолитозоне Арктики и Субарктики не следует.
Что касается криолитозоны шельфа, то в западном секторе продолжится субмаринное новообразование вечной мерзлоты на глубоководных участках, где условия будут способствовать этому процессу, а на мелководных участках, где развита реликтовая мерзлота, продолжится ее деградация.
Литература
1. Бондарев В.Н., Локтев А.С., Длугач А.Г., По-тапкин Ю.В. Методы исследования и определения субаквальной мерзлоты // Седимен-тологические процессы и эволюция морских
экосистем в условиях морского перигляциа-ла. Книга 1. Апатиты: Кольский научный центр, 2001. С. 15-19.
2. Шполянская НА. Субмаринный криолитоге-нез в Арктике // Матер. гляциол. исслед. Хроника, обсуждения. М., 1991. Вып. 71. С. 65-70.
3. Шполянская НА. Криогенное строение дислоцированных толщ с пластовыми льдами как показатель их генезиса (север Западной Сибири) // Криосфера Земли. 1999. Т.IV. № 4. С. 61-70.
4. Жигарев ЛА. Закономерности развития крио-литозоны арктического бассейна // Криоли-тозона Арктического шельфа. Якутск: ИМЗ СО АН СССР, 1981. С. 4 - 17.
5. Шишкина О.В. Иловые воды. Химия океана. Т. 2. Геохимия донных осадков. М.: Наука, 1979. С.252-290.
6. Голубев В.Н. Структурное ледоведение. Строение конжеляционных льдов. М.: Изд-во Мо-сковск. ун-та, 2000. 88 с.
7. Мельников В.П., Спесивцев В.И. Инженерно-геологические и геокриологические условия шельфа Баренцева и Карского морей. Новосибирск: Наука, 1995. 195 с.
8. Рокос С.И., Костин ДА., Длугач А.Г. Свободный газ и многолетняя мерзлота в осадках верхней части разреза мелководных разрезов шельфа Печорского и Карского морей // Се-диментологические процессы и эволюция морских экосистем в условиях морского пе-ригляциала. Книга 1. Апатиты: Кольский научный центр, 2001. С. 40-51.
9. Рокос С.И., Длугач А.Г., Костин ДА. и др. Многолетнемерзлые породы шельфа Печорского и Карского морей: генезис, состав, условия распространения и залегания // Инженерные изыскания. Всероссийский инженерно-аналитический журнал. 2009. № 10. С. 38-41.
10. Тарасов ГА. К природе формирования ледни-ково-морских осадков на шельфе Баренцева моря // Седиментологические процессы и эволюция морских экосистем в условиях морского перигляциала. Книга 1. Апатиты: Кольский научный центр, 2001. С. 120-129.
11. Павлидис ЮА., Богданов ЮА., Левченко О.В. и др. Новые данные о природной обстановке Баренцева моря в конце валдайского ледни-ковья // Океанология. 2005. Т. 45. № 1. С. 92-106.
12. Стрелецкая ИД., Лейбман М.О. Криогеохи-мическая взаимосвязь пластовых льдов, криопэгов и вмещающих их отложений Центрального Ямала // Криосфера Земли. 2002. Т^1. № 3. С. 15-24.
13. Соловьев В.А. Прогноз распространения реликтовой субаквальной мерзлой зоны (на примере восточно-арктических морей) // Криоли-тозона Арктического шельфа. Якутск: ИМЗ СО АН СССР, 1981. С. 28-38.
14. Соловьев В.А. Баренцевоморский шельф // Геокриология СССР. Европейская территория СССР. М.: Недра, 1988. С. 259-262.
References
1. V.N.Bondarev, AS.Loktev, A.G.Dlugach, Yu.V.Po-tapkin. Research and definition methods of subaqual frozen subsoil// Sedimentologicheskie protsessy I evolutsia morskikh ekosistem mor-skogo periglyatsiala. Book 1. Apatity. Kolsky nauchny tsentr, 2001. P. 15-19. (in Russian)
2. NAShpolyanskaya. Submarine cryolitogenesis in the Arctic// Mater. Glyatsiol. Issled. Khronika, obsuzhdeniya. M.: 1991. Issue 71. P. 65-70. (in Russian)
3. NAShpolyanskaya. Cryogenic structure of the dislocated thicknesses with flat-sheet ice as an indicator of their genesis (the north of Western Siberia)// Kriosfera Zemli, 1999. Vol. IV. No. 4. P. 61-70. (in Russian)
4. LAZhigarev. Regularities of cryolitosphere development of the Arctic basin// Kriolitozona Arkticheskogo shelfa, Yakutsk: IMZ SO AN SSSR, 1981. P. 4-17. (in Russian)
5. O.V.Shishkina. Silt waters. Ocean chemistry. Vol. 2. Geokhimia osadkov. M.: Nauka, 1979. P. 252-290. (in Russian)
6. V.N.Golubev. Structural ice study. Stroenie kon-zhelyatsionnykh ldov. M.: Izd-vo Moskovsk. Un-ta, 2000. 88 p. (in Russian)
7. V.P.Melnikov, V.I.Spesivtsev. Engineering-geological and geo-cryological conditions of the Barents and Kara Seas shelf. Novosibirsk: Nauka, 1995. 195 p. (in Russian)
8. S.I.Rokos, DAKostin, AG.Dlugach. Free gas and permafrost in sediments of the upper part of shallow cuts of the Pechora and Kara Seas// Sedimentologicheskiye protsessy I evolutsia morskikh ekosistem v usloviyakh morskogo periglyatsiala. Book 1. Apatity: Kolsky nau-chny tsentr, 2001. P. 40-51. (in Russian)
9. S.I.Rokos, A.G.Dlugach, DAKostin, S.N.Kulikov, A.S. Loktev. Permafrost rocks of the Pechora and Kara Seas shelf: genesis, structure, conditions of distribution and bedding// Inzhen-erniye izyskaniya. Vserossiiskiy inzhenerno-analiticheskii zhurnal, 2009. No.10. P. 38-41. (in Russian)
10. GA.Tarasov. To the nature of formation of glacial-marine sediments on the Barents Sea shelf// Sedimentologicheskiye protsessy i evolutsia morskikh ekosistem v usloviyakh mor-skogo perglyatsiala. Book 1. Apatity: Kolsky nauchny tsentr, 2001. P. 120-129. (in Russian)
11. YuAPavlidis, YuA.Bogdanov, O.V.Levchenko, I.O.Murdmaa, GA.Tarasov. New data on natural conditions of the Barents Sea in the end of Valdai glacial period// Okeanologia, 2005. Vol. 45. P. 92-106. (in Russian)
12. I.DStreletskaya, M.O.Leibman. Cryogeochemi-cal interrelation of flat-sheet ice, cryopegs and enclosing sediments of the Central Yamal// Kriosfera Zemli. 2002. Vol.VI. No.3. P. 15-24. (in Russian)
13. VA.Solovyev. Forecasting of distribution relic subaqual frozen zone (on the example of the East Arctic seas)// Kriolitozona Arkticheskogo shelfa. Yakutsk: IMZ SO AN SSSR. 1981. P. 28-38. (in Russian)
14. VA.Solovyev. Shelf of the Barents Sea// Geok-riologia SSSR. Evropeiskaya territoria SSSR. M.: Nedra, 1988. P. 259-262. (in Russian)
Статья поступила в редакцию 25.06.2014.
