CC BY
71
РЕГИОНАЛЬНЫЕ ИССЛЕДОВАНИЯ
УДК 551.34 (571.1) Н.А. Шполянская1
ОСОБЕННОСТИ КРИОЛИТОЗОНЫ ЗАПАДНОГО СЕКТОРА АРКТИКИ В СИСТЕМЕ ШЕЛЬФ-СУША
Исследована криолитозона Баренцево-Карского шельфа с точки зрения ее возрастной и генетической неоднородности. Наряду с реликтовой (первоначально субаэральной) мерзлотой выявлены участки с мерзлотой, вновь образующейся в субмаринных условиях. Показана возможность промерзания донных отложений и предложен механизм формирования льдистых толщ с пластовыми льдами. Проведен сравнительный анализ разрезов с пластовыми льдами на шельфе с аналогичными разрезами на равнинах, окаймляющих шельф. Установлено сходство разрезов по многим параметрам. Это указывает на морской генезис равнин севера Западной Сибири и европейского Северо-Востока и позволяет объединить их с шельфом в единую систему с трансгрессивно-регрессивным режимом, внутри которой в течение плейстоцена доля субмариной и субаэральной составляющих менялась и соответственно формировалась то субаэральная, то субмаринная криолитозона.
Ключевые слова: шельф, криолитозона, отрицательнотемпературные донные осадки, изначально субмаринная криолитозона, пластовые льды, реликтовая криолитозона, дислоцированные ледогрунтовые образования.
Введение. Мерзлые донные породы широко распространены в пределах западного сектора арктического шельфа. Считается, что эта мерзлота реликтовая, сформировавшаяся на суше во время регрессии моря 18—20 тыс. л.н. и затопленная затем позднеплейстоцен-голоценовой трансгрессией. В то же время есть данные и о современном новообразовании льдистых донных отложений, содержащих залежи пластовых льдов. Это показывает, что в криолитозоне арктического шельфа содержатся как древние реликтовые, так и современные, вновь образующиеся мерзлые породы. Статья посвящена выявлению возрастной и генетической неоднородности криолитозоны шельфа, что, во-первых, определяет геоэкологические условия его освоения, во-вторых, проливает свет на генезис пластовых льдов в отложениях шельфа и прибрежных равнин, а также на происхождение самих равнин.
Формирование вечной мерзлоты в условиях шельфа. Фактический материал, накопившийся в литературе, показывает, что отрицательнотемпературные донные осадки распространены на большей части Баренцево-Карского шельфа, они отсутствуют лишь в прибрежных частях Баренцева моря на участках воздействия теплых речных вод и под глубокими желобами, заполненными положительнотемпературными атлантическими водами в интервале глубины 200—700 м [20]. Вечномерзлые донные породы встречены при глубине моря от 0 до 230 м. При этом кровля мерзлых пород может залегать на глубине 20—40 м под дном моря или подниматься к поверхности дна. Подошва мерзлоты опускается до 100 м и глубже. В разрезах
мерзлых донных отложений (преимущественно в суглинках и песках) присутствует большое количество льда, иногда до 100% (т.е. интервалы чистого льда или ледогрунта) [1]. Наличие мерзлых пород с температурой —2...—2,6 °С мощностью до 6—20 м установлено на большей части прибрежных мелководных зон, где море промерзает до дна. Ширина прибрежной полосы мерзлых пород на шельфе меняется от нескольких метров у скальных берегов при крутых и средних уклонах дна до 10—15 км у низменных берегов, сложенных рыхлыми породами [20].
Выявленная картина показывает, что сам факт существования вечной мерзлоты при глубине моря от 0 до 230 м говорит о ее разнородном характере. Если даже принять существующие представления о регрессии моря в поздневалдайскую эпоху до изобаты примерно 100 или 120 м, приведшей к промерзанию грунтов шельфа в субаэральных условиях, то остаются еще обширные пространства с глубиной моря от 100—120 до 230 м, где вечная мерзлота должна формироваться непосредственно в субмаринных условиях. Напомним, что имеются представления о понижении уровня моря только до —30^—50 м [9].
Возможность промерзания донных морских отложений подробно исследована нами ранее [34, 35, 38]. Кратко изложим эти представления и здесь, дополнив их некоторыми новыми данными и соображениями.
Анализ условий, создающих возможность промерзания донных осадков. Возможность промерзания донных морских отложений в условиях шельфа зависит от соотношения между соленостью и темпе-
1 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, географический факультет, кафедра криолитологии и гляциологии, вед. науч. с., докт. геогр. н., e-mail: [email protected]
ратурой поровых вод осадков. Температура верхних горизонтов донных отложений в арктических морях зависит от глубины моря [6, 11, 19]. Наиболее низкая отрицательная температура наблюдается на нулевом его уровне (на берегу). С увеличением глубины моря температура сначала повышается до положительных значений (из-за летнего прогрева мелководья), затем снова понижается до глубины 30—35 м, после чего устанавливается постоянная и самая низкая температура —1,6...— 1,8 °С, которая уже не меняется до глубины 200 м. В этом интервале глубины годовые колебания температуры полностью отсутствуют. При еще большей глубине моря наблюдается плавное повышение температуры. Следовательно, в арктических морях именно на достаточно большой глубине (от 40—50 до 200 м) создается принципиальная возможность промерзания донных осадков.
Соленость. Высокая минерализация донных отложений препятствует их промерзанию. Однако большой фактический материал выявляет главную закономерность — уменьшение солености поровых растворов от поверхности дна в глубь осадков [13, 31—33]. Этот эффект наблюдается практически повсеместно — и в окраинных шельфовых морях, и в открытых океанических районах на глубине до 3000 м [33].
Причина такого распределения солей пока не выявлена, хотя и обсуждается в литературе. Ряд исследователей считают, что уменьшение солености с глубиной отражает более ранний этап дегляциации, характеризовавшийся распреснением морских вод из-за сброса в море пресных талых ледниковых вод. Однако с этим трудно согласиться. Во-первых, снижение солености наблюдается и в низких широтах в открытом океане, где ледниковые воды вряд ли могли оказать заметное влияние; во-вторых, потому что пресные воды, всегда более легкие, чем соленые, не опускаются на дно, а обычно образуют плавающие по поверхности линзы, иногда очень большой площади. Даже в мелководной (до 30 м) Обской губе с небольшими уклонами и малой скоростью течения пресные воды р. Обь подстилаются более тяжелыми солеными водами Карского моря [3, 12, 14]. Устойчивый градиент минерализации в донных грунтах должен поддерживаться каким-то постоянно действующим процессом, скорее всего, это термодиффузия.
Дело в том, что в донных отложениях одновременно проявляются и градиент концентрации, и градиент температуры (обусловленный внутриземным потоком тепла). В этом случае помимо обычного «прямого» процесса диффузии возникает еще и «перекрестный» процесс термодиффузии [10]. Под его влиянием в донных осадках возникает поток ионов солей, направленный противоположно градиенту температуры. Этот процесс описывается формулой
7 = -£>'рС(1-с)§га<1Г-р1>§гас1С, (1)
где I — поток концентрации; П — коэффициент термодиффузии; р — плотность среды; С — концент-
рация раствора; Т — температура; П — коэффициент диффузии. Первый член правой части уравнения описывает процесс термодиффузии, т.е. поток солей, вызванный градиентом температуры и направленный противоположно ему — из нижних слоев грунта к его поверхности. Второй член описывает противопоток прямой диффузии, стремящийся уравновесить поток термодиффузии. В случае наступления равновесия этих потоков, т.е. при I, равном нулю, уравнение (1) должно выглядеть следующим образом:
¡ггайС=1),С(^~С)ёгайТ. (2)
Однако поскольку градиент температуры постоянен и всегда отличен от нуля, то и градиент концентрации отличен от нуля. Этим поддерживается постоянный поток солей снизу вверх.
Уменьшение по разрезу солености поровых вод приводит к тому, что на некоторой глубине от дна моря (в зависимости от величин градиентов температуры и концентрации) в некотором интервале глубины соленость поровых вод уже соответствует температуре замерзания, и здесь происходит образование льда. По мере накопления осадков интервал глубины, где выполняется условие замерзания по-ровой воды, смещается вверх синхронно смещению вверх поверхности дна. И в этом же направлении, снизу вверх, сингенетически растет мерзлая толща. Благодаря особому свойству — уменьшению сжимаемости при низких температурах [16, 17] — морские осадки долго сохраняют высокую влажность, поэтому в промерзающем слое происходит сегрегационное разделение на ледяные шлиры и грунтовые прослои. Так сингенетически при участии сегрегационного процесса формируется равномернослоистая ледо-грунтовая толща [37].
Следует отметить, что мощность формирующейся таким образом мерзлой толщи не беспредельна. Под влиянием градиента отрицательная температура нарастающей мерзлой толщи на некоторой глубине достигает нуля и становится положительной. Вследствие этого нижняя часть уже промерзшей толщи оттаивает. Расчеты показывают, что в зависимости от температурного градиента в мерзлом состоянии может сохраняться толща осадков мощностью не более 50-80 до 100 м.
При промерзании донных морских осадков действуют два главных процесса: кристаллизация по-рового раствора с образованием ледяного тела и перераспределение солей. Оба этих процесса должны, по-видимому, протекать по типу, экспериментально установленному В.Н. Голубевым [4, 5] для полностью водонасыщенных грунтов. Схема субмаринного льдообразования представляется следующей. Водо-насыщенный слой осадка в интервале глубин, где соблюдаются условия замерзания, является единой системой, где вода объединяет поверхности всех частиц. Поэтому кристаллы льда, зародившиеся
одновременно в разных местах, быстро разрастаются, преимущественно за счет разрастания их базисных граней вдоль поверхности минеральных частиц и седиментационных слоев. Именно вследствие этого формирующиеся ледяные шлиры всегда наследуют форму грунтовых слоев осадка, даже сложнодефор-мированных. В процессе роста грани кристаллов оттесняют ионы растворенных солей в приграничные с кристаллами слои, а затем при смыкании кристаллов раствор выжимается из межкристаллических прослоек и адсорбируется на поверхности минеральных частиц. Сам лед остается пресным.
Этот механизм льдовыделения должен проявляться по-разному в разных литологических условиях. Если промерзают тонкодисперсные илистые осадки, обладающие высокой поверхностной энергией, соли полностью адсорбируются поверхностью минеральных частиц, концентрация свободной поровой воды все время остается соответствующей данной температуре замерзания, и рост ледяных кристаллов происходит без перерыва. Если же промерзают песчано-алевритовые осадки, поверхностная энергия которых невелика, соли не адсорбируются минеральными частицами, а остаются в растворе. В этом случае по мере роста кристаллов формируются непромерзаю-щие зоны с очень высокой концентрацией солей. Образование льда прекращается и не происходит во вновь накапливающихся осадках до тех пор, пока процесс термодиффузии не выровняет соленость до нужной величины. Тогда возобновляется рост кристаллов льда и идет до тех пор, пока концентрация оттесняемого раствора не достигает критической величины. Снова возникает непромерзающая зона с очень высокой концентрацией раствора. Таким образом в толще промерзающих донных отложений формируются линзы минерализованных отрицатель-нотемпературных вод — криопэгов.
В соответствии с предложенным механизмом можно наметить некоторые критерии для различения реликтовой и вновь образующейся мерзлоты:
— новообразованная вечная мерзлота может быть встречена при глубине моря <2—3 м, где море промерзает до дна, и >40—50 м при устойчивой отрицательной температуре;
— температура должна быть не выше —1 °С и не ниже —1,8 °С. Более высокая температура не обеспечивает промерзания, а более низкая температура грунта формируется только в субаэральных условиях и на шельфе является реликтовой;
— криогенное строение должно отражать сингенетический тип промерзания — равномерную по разрезу слоистость или равномерную сетку;
— химический состав отложений, вмещающих лед, должен отражать морской тип засоления, сам лед должен быть пресным.
Анализ криолитозоны шельфа с позиции предлагаемого механизма. Присутствие вечной мерзлоты отмечается во многих местах Западного арктического
шельфа (рис. 1): на большей части Печорского моря при глубине моря от 20—30 до 150 м — в районах нефтегазоносных структур Приразломная, Варандей-море, Поморская, Полярная, Медынская [1, 18, 27]; в глубоководной (>200 м) Центральной впадине Баренцева моря [29]; в Приямальской части Карского моря, включая Байдарацкую губу, тоже при глубине моря до 150 м [18, 27]. Кровля мерзлых пород залегает в Печорском море на глубине 20—30 м от дна моря, в Карском море — на глубине от 8 м. Вечномерзлые грунты Баренцево-Карского шельфа входят в нижне-, средне- и верхнеплейстоценовые комплексы осадочной толщи [29].
В соответствии с предложенными выше критериями такой большой разброс в глубине залегания шельфовой криолитозоны указывает на ее возрастную неоднородность.
На картах Баренцево-Карского шельфа [11, 18, 20] видно, что температура донных грунтов ниже — 1,3—1,8 °С при глубине моря >50 м широко распространена на шельфе Карского и в северо-восточной части Баренцева морей (рис. 1). Следовательно, в большом числе районов возможно современное новообразование вечной мерзлоты. К таким районам в Баренцевом море можно отнести Центральную впадину (никогда не осушавшуюся и не покрывавшуюся ледником), площади Адмиралтейскую, Литке и Пахтусовскую на Приновоземельском шельфе, Штокмановскую, а в Карском море — Русановскую и Ленинградскую. В этих районах присутствуют участки вечной мерзлоты или многолетнеохлажденные донные грунты [1, 18, 26, 27, 29].
Имеются данные по районам, где льдистая вечная мерзлота, по определению авторов [1, 18, 26, 27], является современной в стадии роста, будучи результатом охлаждающего воздействия придонных низкотемпературных вод с многолетней среднегодовой температурой ниже 0 °С [1]. К таким районам относится участок вблизи пролива Карские Ворота, где разрез вполне отвечает условиям, необходимым для субмаринного промерзания осадков. Здесь при глубине моря около 50—70 м и в условиях холмистого рельефа дна скважинами вскрыта дислоцированная ледогрунтовая толща (50—70% льда) с равномерно-слоистой (повторяющей дислоцированные слои) криогенной текстурой, включающая горизонты чистого льда (рис. 2, а). Лед пресный, стекловидный, имеет хлоридно-натриевый состав. Температура по разрезу изменяется от —1 до —1,5 °С и обнаруживает небольшой положительный градиент. Все это соответствует условиям, необходимым для субмаринного формирования вечной мерзлоты.
Другой участок — Русановская площадь в Карском море (рис. 1, пл. 12) [1, 18, 26, 27], где при глубине моря 80—115 м в дислоцированных отложениях встречена высокольдистая мерзлота с мощными залежами пластовых льдов. В пределах долинообраз-ного понижения шириной около 10 км при глубине
Рис. 1. Карта среднегодовой температуры донных грунтов и мощности отрицательнотемпературных донных грунтов на Баренцево-Карском шельфе [18]: 1-5 — мощность, м: 1 — 0-5; 2 — 5-10; 3 — 10-15; 4 — 15-20; 5 — >30; 6 — точки наблюдений и значения температуры поверхности дна; 7 — нефтегазоносные площади (в квадратах): 1 — Штокмановская, 2 — Ледовая, 3 — Ферсмановская, 4 — Лудловская, 5 — Крестовая, 6 — Адмиралтейская, 7 — Куренцовская, 8 — Восточно-Колгуевская, 9 — Поморская, 10 — Варан-дейская, 11 — Приразломная, 12 — Русановская, 13 — Ленинградская, 14 — Харасовейская, 15 — Западно-Шараповская; 16 — трасса
газопровода через Байдарацкую губу
моря 114 м и температуре придонного слоя воды -1,6 — 1,8 °С вскрыты пластовые льды и льдистые (более 80% льда) отложения (рис. 2, в). Разрез указывает на седиментационный тип осадконакопления и сингенетическое промерзание. Вскрытый скважиной лед содержит в виде взвеси тонкие прослойки суглинка толщиной 1-2 мм. В интервале 16-19 м лед чистый, стекловидный, пресный, прерывается слоем (с 17 до18 м) суглинка с массивной криогенной текстурой; в интервале 19-24 м — высокольдистый дислоцированный суглинок со шлирами льда толщиной 5-6 см. Ниже мерзлые отложения имеют массивную криогенную текстуру.
С.И. Рокос [27], исследуя обе эти площади, отмечает, что если на участке около Карских Ворот при бурении обнаружено выделение газа (что может давать дополнительное охлаждение для промерзания грунтов), то на Русановской площади проявления свободного газа отсутствуют. В связи с этим он признает, что промерзание осадочной толщи, скорее всего, происходит под влиянием отрицательной придонной температуры.
Надо отметить, что вскрытые на шельфе льды обычно залегают преимущественно в дислоцированных отложениях. Это может быть связано с тем, что осадкообразование в большинстве случаев сопровождается подводными оползневыми процессами
и возникновением в донных переувлажненных отложениях пликативных дислокаций (рис. 3, А, Б). Не исключено, что процесс дислоцирования осадка активизирует льдообразование, как это предложено в работах [24, 25], а затем в [16, 17]. На дне Баренцева моря наблюдается широкое развитие четко выраженных дислокаций [21], в которых исследователи усматривают криогенную природу, отрицая их связь с напорной деятельностью ледников. В этом случае дислоцированность вмещающих лед пород свидетельствует об их субаквальном происхождении.
Что касается реликтовой мерзлоты на шельфе, то это прежде всего южные части Печорского моря (рис. 1) — нефтегазоносные площади Поморское, Приразломное, Варандей-море, Медынское [27]. Здесь мерзлые грунты вскрыты при глубине моря 15-25 м, их кровля залегает на глубине 20-50 м от дна моря. Криогенная текстура преимущественно сетчатая, представлена шлирами сегрегационного льда толщиной 0,2-1 м при расстоянии между шлирами от 1-3 до 10-20 см. С глубиной количество сегрегационного льда уменьшается, расстояние между шлирами увеличивается. Пластовые льды отсутствуют.
В данном случае имеются все показания на реликтовую субаэральную мерзлоту: 1) небольшая глубина моря; 2) глубокое залегание кровли мерзлоты; 3) эпигенетический характер криогенной текстуры;
4) температура дна слишком высокая, выше —1 °С (рис. 1), а в то же время температура мерзлых пород составляет —2 оС. Характерно, что температурная кривая над мерзлой толщей имеет отрицательный температурный градиент, в то время как в мерзлой толще она безградиентна [27] (в отличие от температуры на участке у Карских Ворот [18]), и это свидетельствует о деградации мерзлоты. Вечная мерзлота такого типа распространена в границах, где область
шельфа осушалась [22]. Мерзлые породы на Печорском шельфе являются подводным продолжением континентальной криолитозоны.
Более сложная картина наблюдается в Байда-рацкой губе, хорошо изученной по профилю подводного перехода газопровода Ямал—Центр [18]. Здесь (рис. 1, пл. 16) при средней глубине моря 13,6 м вскрыта мерзлая толща на глубине 13,2; 16,4; 18,9 м от дна моря (постепенно погружающаяся по латера-
Рис. 2. Разрез донных отложений на Баренцево-Карском шельфе [18]: 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 — субвертикальная крупношлировая (дислоцированная), 5 — атакситовая (пластовый лед), 6 — массивная; 7 — кровля вечномерзлых пород; 8 — отри-цательнотемпературные отложения; 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 — атакситовая, 6 — сетчатая, 7 — массивная; 8 — кровля вечномерзлых пород; 9 — отрицательнотемпературные отложения; в — скв. 253 в Карском море на Русановской площади (глубина моря 130 м): 1 — ил; 2 — ритмичное переслаивание песка, супеси и суглинка; 3 — суглинок; 4 — глина; 5 — аргиллитоподобная твердая глина; 6 — пластовый лед; 7 — массивная криогенная текстура; 8 — кровля вечной мерзлоты; 9 — отрицательнотемпературные отложения
Рис. 3. Характер морских отложений на шельфе (А—В) и суше (Г, Д): А и Б — дислокации в мягкопластичных опесчаненных глинах в Баренцевом море: А — Куренцовская площадь, скв. 37, Б — Мурманская площадь, скв. 55, В — керн из скважины 240 (Байдарацкая губа, см. рис. 2, б), пластовый лед с грунтовыми взвесями внутри, образующими сложную конфигурацию, лед чередуется с высокольдистыми (с атакситовой криогенной текстурой) суглинками (фото В.И. Спесивцева); Г и Д — разрез залежи пластового льда в бассейне р. Тадибеяхи (Западный Гыдан), видна четкая смена криогенного строения вслед за изменением литологии: Г — слож-нодеформированная ледогрунтовая толща в иловато-глинистых отложениях, тонкое равномерное по всей толще переслаивание ледяных и грунтовых слоев свидетельствует о непрерывном льдо-выделении в промерзающем осадке; Д — ледогрунтовая толща в супесчано-алевритовых отложениях, ледяные слои, более мощные и заметно дислоцированные, разделены грунтовыми слоями с массивной текстурой, что свидетельствует о перерывах льдовыде-ления из-за повышения концентрации поровых растворов (фото Н.А. Шполянской)
ли). Криогенная текстура массивная и линзовидная, с участками повышенной льдистости. Температура мерзлых пород здесь самая низкая, близкая к —3 °С [27]. Одновременно при глубине моря 16 м и на глубине 28,8 м от дна моря скважинами вскрыты высокольдистые мерзлые породы и пластовые льды [18]. Так, скв. 240 (рис. 2, б) при глубине моря 14 м на глубине 17 м от дна вскрыла мерзлые суглинки со слоистой криогенной текстурой, которые с глубины 19 м подстилаются ледогрунтовым телом мощностью 7 м (рис. 3, В). Оно представлено чередованием практически чистого льда и льдистого суглинка с атакси-товой криогенной текстурой (суммарная влажность суглинков достигает 350—500%). Во льду отмечается горизонтальная слоистость за счет суглинка в виде взвеси. Минерализация толщи составляет 0,62 г/л. Следует отметить, что этот льдистый горизонт гипсометрически залегает ниже малольдистого.
Такое строение отложений Байдарацкой губы указывает на то, что криолитозона по разрезу имеет
разные возраст и генезис. В разрезе проявляется трансгрессивно-регрессивный режим Арктического бассейна. Нижний льдистый горизонт имеет явные черты изначально субмаринного формирования. Сами отложения относятся к казанцевской трансгрессивной эпохе [18], характеризовавшейся в высоких широтах достаточно низкой температурой. По нашим расчетам, в районе Байдарацкой губы температура грунтов в то время на суше составляла —4...—6 °С, а температура донных отложений от —1,6 до —1,8 °С. Следовательно, эти отложения отражают тип мерзлой толщи, формировавшейся в условиях древнего шельфа. Верхний малольдистый слой формировался позднее, уже субаэрально в эпоху сартанской регрессии, а позднее был затоплен.
Таким образом, можно признать, что характер криолитозоны Баренцево-Карского шельфа соответствует изложенному выше механизму формирования субмаринной криолитозоны.
Проявления шельфового льдообразования в разрезах современных прибрежных арктических равнин. На равнинах севера Западной Сибири и северо-востока европейской части России широко распространены пластовые льды, приуроченные к дислоцированным морским отложениям. Широко распространено мнение, что льды являются погребенными остатками покровного оледенения разных эпох плейстоцена. Однако текстурные особенности отложений очень похожи на описанные выше разрезы донных мерзлых пород в районах Русановской площади и у Карских Ворот и свидетельствуют о седиментационном типе осадконакопления в субаквальных условиях. Ледо-грунтовые толщи представлены тонким сопряженным переслаиванием ледяных слоев толщиной 10—15 см и грунтовых прослоев толщиной <1 см, нередко очень сложной конфигурации. Деформированные слои образуют сложный рисунок — параллельные либо сложнопереплетающиеся, иногда горизонтальные, иногда дугообразные или сложной конфигурации слои, расположенные то вплотную один к другому, то на расстоянии нескольких сантиметров (рис. 3, Г). Характер этих льдов полностью соответствует изложенному выше механизму их формирования в достаточно глубоководных субмаринных условиях при одновременном (сингенетическом) накоплении и промерзании донных осадков с сегрегационным разделением их на минеральные и ледяные слои [36, 37].
Льды субмаринного генезиса встречаются только в морских (ледово-морских) отложениях в пределах низменных арктических равнин, все еще спорного происхождения, но трактуемых рядом авторов [8, 15, 23] как плейстоценовые морские равнины. Наиболее широко эти льды развиты в казанцевских отложениях. Так, в исследованных нами разрезах, например на Западном Гыдане в долине р. Тадибеяха [37] и в низовьях Енисея (Селякин мыс) [30], отложения, вмещающие пластовые льды, определены как казан-цевские, формировавшиеся при глубине моря около
50 м [7, 8]. Это значит, что льды формировались заведомо в отсутствие оледенения, а потому не являются остатками ледникового покрова. Они должны были образоваться в морском бассейне глубиной не менее 50 м, что согласуется с современной палеогеографией. На Западном Ямале (в районах Марре-Сале, Харасо-вей, Бурунный), Ямальском и Приуральском побережьях Байдарацкой губы такие льды распространены в отложениях и более позднего возраста (зырянского и каргинского), соответствующих морским террасам того же возраста [2, 18, 39, 40]. Это значит, что в рассматриваемых районах в указанные эпохи сохранялся морской режим.
Многие разрезы с пластовыми льдами в пределах морских равнин характеризуются чертами, подтверждающими их субмаринный генезис и изложенный выше механизм промерзания. Наряду с упомянутой выше дислоцированностью ледогрунтовых образований явно субаквального происхождения прослеживается и четкая зависимость характера льда от смены литологического состава пород. Так, в разрезе ледяной залежи в бассейне р. Тадибеяха на западе Гыдана [40] в глинистой части прослеживается тонкое и равномерное по всей толще переслаивание ледяных и грунтовых слоев, а в супесчаной части более мощные ледяные слои разделены грунтовыми слоями с массивной текстурой (рис. 3, Г, Д). Это полностью соответствует изложенному выше механизму движения ионов солей при кристаллизации поровых вод.
Полностью подтверждаются взаимоотношения пластовых льдов и криопэгов. Так, в пределах Центрального Ямала в разрезе засоленных морских казанцевских отложений с пластовым льдом [28] криопэги встречены только в песчаной части разреза, в глинистой части они отсутствуют. Характерно и распределение солей в той же толще [28]: минерализация поровых растворов в глинах составляет 20 000 и 40 000 мг/л, в то время как поровые растворы в песках обессолены (всего 2407 мг/л). Значит, ионы солей удерживаются поверхностью глинистых частиц, а в песках они скапливаются в линзах криопэгов с минерализацией до 58 507 мг/л. Лед везде пресный.
Минерализация прослоев льда в глинах снижается до 189 мг/л, а в основной части пластового льда — до 78 мг/л (при явно морском типе засоления). В районе Байдарацкой губы в разрезах 42 скважин встречено до 10 прослоев криопэгов, чередующихся с мерзлыми породами [18]. Причина только одна — перерывы в льдообразовании при промерзании супесчано-алевритовых осадков.
Все сказанное свидетельствует о том, что формирование субмаринной криолитозоны происходило во все эпохи плейстоцена (исключая сартанскую эпоху), и во все эти эпохи в регионе отсутствовало покровное оледенение. Из этого следует, что равнины севера Западной Сибири и европейского Северо-Востока генетически являются морскими равнинами, сформировавшимися в среднем—позднем плейстоцене, и их строение отражает процессы, происходившие в условиях древнего шельфа. Современные Арктический шельф и Субарктическая суша являются единой системой, внутри которой доля субмаринной и субаэ-ральной составляющих менялась в течение плейстоцена и соответственно формировалась то субаэральная, то субмаринная криолитозона. Морские равнины могут служить аналогом современного шельфа.
Заключение. Формирование криолитозоны с пластовыми льдами в субмаринных условиях, притом на достаточно большой глубине, возможно. Есть все основания считать, что на Баренцево-Карском шельфе помимо реликтовой криолитозоны имеется и современная, вновь образующаяся вечная мерзлота (изначально субмаринная). Предложенный в работе механизм образования субмаринной мерзлоты полностью проявляется в строении вскрытых на шельфе глубоководных мерзлых осадков (изначально субмаринной мерзлоты). Строение пластовых льдов в морских отложениях равнин севера Западной Сибири и европейской части России аналогично строению шельфовых изначально субмаринных льдов. Из этого следует, что морские плейстоценовые равнины являются древними шельфами, в их отложениях зафиксированы процессы, происходившие на шельфе в периоды морских трансгрессий.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Бондарев В.Н., Локтев А. С., Другач А.Г., Потап-кин Ю.В. Методы исследования и определения субак-вальной мерзлоты // Седиментологические процессы и эволюция морских экосистем в условиях морского пери-гляциала. Кн. 1. Апатиты, Кольский научный центр, 2001. С. 15-19.
2. Васильчук Ю.К. Пластовые ледяные залежи Хара-совейского месторождения // Криосфера Харасовейского газоконденсатного месторождения. Тюмень: ТюменНИИ-гипрогаз; СПб.: Недра, 2006. С. 160-193.
3. Геоэкологические исследования в северной части Обской губы // Экспедиционные исследования ВНИИОке-ангеология в Арктике, Антарктике и Мировом океане в 2005 году. СПб.: ВНИИОкеангеология, 2006. С. 20-29.
4. Голубев В.Н. Структурное ледоведение. Строение кон-желяционных льдов. М.: Изд-во Моск. ун-та, 2000. 88 с.
5. Голубев В.Н. Формирование жидких включений при замерзании минерализованной воды // Криосфера Земли. 2002. Т. 4, № 3. С. 51-58.
6. Григорьев Н.Ф. Температурная характеристика донных отложений в прибрежной части Карского моря // Термика почв и горных пород в холодных регионах. Якутск, 1982. С. 101-111.
7. Григорьева (Васильчук) А.К. Палинологическая характеристика отложений позднего плейстоцена заполярных районов Западной Сибири: Автореф. канд. дис. М., 1987.
8. Данилов И.Д. Плейстоцен морских Субарктических равнин. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1978. 198 с.
9. Данилов И.Д. Субмаринная мерзлота Арктического шельфа и связанные с ней процессы криогенного литомор-фогенеза // Океанология. 2000. Т. 40, № 5. С. 756-764.
10. Де-Гроот С.Р., Мазур П. Неравновесная термодинамика. М.: Мир, 1964, 453 с.
11. Жигарев Л.А. Закономерности развития криолито-зоны арктического бассейна // Криолитозона Арктического шельфа. Якутск, 1981. С. 4-18.
12. Жигарев Л. А. Океаническая криолитозона. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1997. 318 с.
13. Комаров И.А. Термодинамика и тепломассообмен в дисперсных мерзлых породах. М.: Научный мир, 2003. 608 с.
14. Кулаков М.Ю. Распространение речных вод в Карском море // Тр. ААНИИ. 2008. Т. 448. С. 131-148.
15. Лазуков Г.И. Плейстоцен территории СССР. М.: Высшая школа, 1989. 320 с.
16. Маслов А.Д. Криосинерезис и его роль в преобразовании морских осадков на стадии диагенеза // Инж. геология. 1992. № 1. С. 40-49.
17. Маслов АД. Особенности криодиагенеза морских осадков Арктического шельфа // Криосфера Земли. 2008. Т. 12, № 4. С. 3-14.
18. Мельников В.П., Спесивцев В.И. Инженерно-геологические и геокриологические условия шельфа Баренцева и Карского морей. Новосибирск: Наука, 1995. 195 с.
19. Мусина А.А. Гидрохимическая характеристика Арктического бассейна // Тр. ААНИИ. 1960. Т. 218. С. 5-64.
20. Неизвестнов Я.В. Мерзлотно-гидрогеологические условия зоны арктических шельфов СССР // Криолитозона Арктического шельфа. Якутск, 1981. С. 18-28.
21. Павлидис Ю.А., Ионин А.С., Щербаков Ф.А. и др. Арктический шельф. Позднечетвертичная история как основа прогноза развития. М.: ГЕОС, 1998. 187 с.
22. Павлидис Ю.А., Богданов Ю.А., Левченко О.В. и др. Новые данные о природной обстановке Баренцева моря в конце валдайского ледниковья // Океанология. 2005. Т. 45, № 1. С. 92-106.
23. Попов А.И. Четвертичный период в Западной Сибири // Ледниковый период на территории европейской части СССР и Сибири. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1959.
24. Попов А.И. О дислокациях и криолитогенезе Северной Евразии // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 5. География. 1984. № 3. С. 3-9.
25. Попов А.И. О субмаринном типе криодиагенеза // Инж. геология. 1991. № 6. С. 49-55.
26. Рокос С.И., Костин Д.А., Длугач А.Г. Свободный газ и многолетняя мерзлота в осадках верхней части разреза мелководных разрезов шельфа Печорского и Карского
морей // Седиментологические процессы и эволюция морских экосистем в условиях морского перигляциала. Кн. 1. Апатиты: Кольский научный центр, 2001. С. 40-51.
27. Рокос С.И., Длугач А.Г., Костин Д.А. и др. Многолет-немерзлые породы шельфа Печорского и Карского морей: генезис, состав, условия распространения и залегания // Инж. изыскания: Всерос. инженерно-аналитический журн. 2009. № 10. С. 38-41.
28. Стрелецкая И.Д., Лейбман М.О. Криогеохимическая взаимосвязь пластовых льдов, криопэгов и вмещающих их отложений Центрального Ямала // Криосфера Земли. 2002. Т.6, № 3. С. 15-24.
29. Тарасов Г.А. К природе формирования ледниково-морских осадков на шельфе Баренцева моря // Седимен-тологические процессы и эволюция морских экосистем в условиях морского перигляциала. Кн. 1. Апатиты: Кольский научный центр, 2001. С. 120-129.
30. Тумель Н.В., Шполянская Н.А. Криолитогенез плейстоценовых отложений в низовьях Енисея (на примере Селякина мыса) // Проблемы криолитологии. 1983. Вып. XI. С. 116-136.
31. Хименков А.Н., Брушков А.В. Океанический криолитогенез. М.: Наука, 2003. 335 с.
32. Хорн Р. Морская химия. М.: Мир, 1972. 398 с.
33. Шишкина О.В. Иловые воды // Химия океана. Т. 2. Геохимия донных осадков. М.: Наука, 1979. С. 252-290.
34. Шполянская Н.А. О возможности промерзания донных отложений в арктических морях // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 5. География. 1989. № 5. С. 72-78.
35. Шполянская Н.А. Субмаринный криолитогенез в Арктике // Мат-лы гляциол. исслед. Хроника, обсуждения. 1991. Вып. 71. С. 65-70.
36. Шполянская Н.А. О конвективной природе дислокаций в отложениях с пластовыми льдами на севере Западной Сибири // Геоэкология (Инженерная геология). 1993. № 3. С. 106-115.
37. Шполянская Н.А. Криогенное строение дислоцированных толщ с пластовыми льдами как показатель их генезиса (север Западной Сибири) // Криосфера Земли. 1999. Т. 4, № 4. С. 61-70.
38. Шполянская Н.А. Современные проблемы крио-литозоны Арктического шельфа // Изв. РАН. Сер. геогр. 2005. № 1. С. 102-111.
39. Шполянская Н.А., Стрелецкая И.Д. Генетические типы пластовых льдов и характер их распространения в Российской Субарктике // Криосфера Земли. 2004. Т. 8, № 4. С. 56-71.
40. Шполянская Н.А., Стрелецкая И.Д., Сурков А.В. Кри-олитогенез в пределах Арктического шельфа (современного и древнего) // Там же. 2006. Т. 10, № 3. С. 49-60.
Поступила в редакцию 27.01.2010
N.A. Shpolyanskaya
SPECIFIC FEATURES OF CRYOLITHOZONE IN THE WESTERN SECTOR OF THE ARCTIC WITHIN THE SHELF-LAND SYSTEM
Age and genetic variations of cryolithozone of the Barentz-Kara Sea shelf area has been studied. Areas with newly formed submarine permafrost were revealed along with the originally sub-aerial relic one, thus proving possibility of freezing of the bottom sediments. The mechanism of sheet ice strata formation is described. Sections with sheet ice on the shelf were compared with similar ones within the adjacent plains. Both types of sections are characterized by many similar parameters, thus proving a marine genesis of the plains of the northern regions of Western Siberia and the European North-East. Together with the adjacent shelf areas they form an integrated system with transgression-regression regime. During the Pleistocene a share of submarine and sub-aerial areas kept changing all the time, thus supporting the formation of either submarine or sub-aerial cryolithozone.
Key words: shelf, cryolithozone, bottom sediments with below-zero temperatures, originally submarine cryolithozone, sheet ice, relic cryolithozone, distorted ice-ground forms.
