Характеризуется уникальное природное явление - субмаринная мерзлота арктического шельфа. В статье освещаются состав, строение, условия залегания субмаринных мерзлых отложений, а также взаимосвязанные с ними залежи пластовых льдов и субмаринные криогенные морфоструктуры, характерные для арктических морей и морских равнин севера Евразии. Обосновывается вывод об их синхронном с накоплением вмещающих отложений формировании. Показана возможность образования скоплений подземного льда и формирование субмаринных антиклинальных морфоструктур на месте залежей разложившихся газовых гидратов под воздействием трансгрессивно-регрессивных циклов развития в плейстоцене и голоцене арктических морей.

ВСТУПЛЕНИЕ 

Исследованиями арктического шельфа выявляются все более многочисленные данные о подводной (субмаринной) мерзлоте [Данилов, 1997; Жигарев, 1997; Мельников, Спесивцев, 1995; Основные проблемы…, 1983; Фартышев, 1993; Mackay, 1972; Shearer et al., 1972; Taylor et al., 1996 и др.]. Установлены определенные типы мерзлых донных мелководных и глубоководных шельфовых отложений, которые отличаются друг от друга условиями формирования и промерзания, а следовательно, и криолитологическим составом и строением. В отложениях арктических морей и прибрежных равнин установлены скопления своеобразных аналогов льда - кристаллогидратов природных газов [Мельников, Спесивцев, 1995; Уошборн, 1988; Dallimore & Collett, 1998 и др.].

Процессами, связанными с криогенным состоянием донных отложений и наличием в них газовых гидратов, обусловлены многие специфические черты субмаринного криолитоморфогенеза, протекающего в условиях арктических морей. С развитием подводной мерзлоты и криогенным пучением связаны характерные явления и образования, например, бугроподобные формы донного рельефа. Все это вносит новые элементы в познание и понимание современных природных и геоэкологических условий Арктики, а также делает более достоверным прогноз их развития в будущем.

Материалы геолого-геокриологических исследований позволяют выделять особую субмаринную криогенную формацию, к которой относятся криогенно преобразованные отложения, сформированные в морских условиях, а также континентальные, но затем погруженные под уровень моря [Данилов, 1996; Данилов и Жигарев, 1977]. Они подразделяются: по времени существования на сезонные и многолетние; по температуре и фазовому состоянию поровых вод на талые, охлажденные и мерзлые; по возрасту - на современные и реликтовые.

На дне арктических морей развиты два главные типа мерзлых толщ, сложенных породами, находящимися в твердом состоянии и содержащими лед - это реликтовые толщи, промерзшие в субаэральных условиях в регрессивные этапы развития шельфа и его осушения, а затем затопленные водами моря в этапы трансгрессий, и новообразованные в субаквальной среде мерзлые толщи. Последние существенно различаются по условиям формирования и криогенному строению в различных зонах моря: в периодически осушающейся полосе мелководий, где происходит смерзание припайного льда с морским дном; в прибрежной мелководной зоне и в основной, относительно глубоководной зоне шельфа. «Охлажденные» донные отложения имеют отрицательную температуру, но не содержат льда, они насыщены солеными поровыми водами (криопэгами) и находятся в пластичном или даже жидком, текучем состояниях. Температура их замерзания ниже той, которая свойственна соленым придонным водам и осадкам (преобладающая соленость вод от 29.0 до 34.0‰, наиболее низкие значения температуры -1.7...-1.8°С).

РЕЛИКТОВАЯ СУБМАРИННАЯ МЕРЗЛОТА 

Общепризнанно, что наибольшее распространение на арктическом шельфе среди мерзлых пород с ледяной составляющей имеют реликтовые [Данилов, 1997; Жигарев, 1997; Мельников и Спесивцев, 1995; Taylor et al., 1996]. В этом случае процесс промерзания слагающих морское дно отложений осуществлялся в основном в регрессивные этапы развития шельфа в пределах осушенных его территорий.

Регрессии совпадали по времени проявления с холодными криогенными эпохами и сами являлись одним из главных факторов увеличения степени суровости климата в высоких широтах.

Последняя крупная регрессия Мирового океана, как известно, приходится на конец позднего плейстоцена, максимум ее проявления датируется 18-20 тыс. лет назад. Уровень арктических морей понижался по разным оценкам на 30-50 м [Данилов и Жигарев, 1977], поскольку именно до этих глубин прослеживаются затопленные береговые и эрозионные формы рельефа, или на 100-120 м [Арктический шельф…, 1987; Фартышев, 1993], что соответствует общепринятой гляциоэвстатической кривой колебания уровня Мирового океана. Это же время было одним из самых холодных в плейстоцене. Мощность мерзлых толщ на осушенных пространствах арктического шельфа в наиболее холодных Восточно-Сибирском и Канадском его секторах достигала, согласно нашим палеогеокриологическим реконструкциям, 1000-1500 м [Данилов, 1997], в то время как в настоящее время максимальная, зафиксированная в море Бофорта, составляет порядка 500-700 м [Taylor et al., 1996]. Наибольшие площади осушения и активного промерзания были свойственны мелководным морям восточного сектора Сибири - Лаптевых, Восточно-Сибирское, преобладающая глубина которых в пределах шельфовой зоны составляет всего 20-30 м. В то же время ширина этой зоны достигает значительной величины - 600-700 км, поэтому именно здесь отмечаются наиболее обширные площади распространения реликтовой субмаринной мерзлоты.

В этапы трансгрессий и затопления промерзших в субаэральных условиях мерзлых толщ происходила их частичная или полная деградация, степень проявления которой определялась исходной мощностью и температурой пород (иными словами, «запасами» холода в них), величиной внутриземного теплового потока в том или ином регионе, теплофизическими свойствами пород, продолжительностью времени затопления. За период трансгрессии конца позднего плейстоцена-голоцена, т.е. в течение последних 12-14 тыс. лет мощность мерзлых толщ сократилась примерно в 1.5-2.0 раза [Данилов, 1997].

Процесс деградации мерзлоты осуществлялся в основном снизу за счет влияния внутриземного теплового потока. Деградации сверху препятствует отрицательная на основной площади арктического шельфа температура придонных морских вод, минимальные значения которой почти равны температуре замерзания морской воды нормальной солености. Исключение составляют районы распространения теплых (с положительной температурой) атлантических (запад и юго-запад Баренцева моря) вод, где реликтовые мерзлые толщи в зависимости от значений температуры протаяли либо полностью, либо частично (до глубины порядка 30-50 м от поверхности дна и более). В областях распространения придонных вод с отрицательной температурой вследствие миграции морских солей в верхнюю часть мерзлых пород (от 10 до 20-30 м) имеет место их засоление, плавление льда и переход из твердого в пластичное или даже жидкое, текучее состояние.

Процесс перехода мерзлых пород суши в субаквальные условия вследствие их размыва вблизи отступающего термоабразионного берега запечатлен на приводимой схеме (рис. 1). Промерзшие в субаэральных условиях льдосодержащие отложения тонкодисперсного алевритово-глинистого состава обладают признаками, позволяющими констатировать это. Лед образует в них горизонтальные, наклонные, вертикальные прослойки (шлиры) толщиной до 1-5 см, которые, пересекаясь, обусловливают в целом сетчатое или решетчатое криогенное строение пород. С глубиной эта сеть или решетка разреживается, при этом одновременно увеличивается толщина ледяных прослоек. Несомненным признаком реликтового типа мерзлых донных отложений является наличие в них систем погребенных полигонально-жильных льдов, за редкими исключениями, которые рассматриваются ниже.

НОВООБРАЗОВАННАЯ МЕРЗЛОТА В ПОЛОСЕ СМЕРЗАНИЯ ПРИПАЙНОГО ЛЬДА С ДНОМ И В МЕЛКОВОДНОЙ ЗОНЕ 

Наряду с сохранением на морском дне древних, реликтовых мерзлых толщ, в подводных условиях формируются новые, т.е. происходит новообразование мерзлоты. Достоверно установлен и относительно хорошо изучен этот процесс в прибрежной полосе смерзания припайного морского льда с донными осадками (глубины до 2.0-2.5 м). Он наиболее характерен для периодически осушающихся и затопляющихся мелководий, широко распространенных на низменных побережьях севера и, особенно, северо-востока Сибири, поскольку здесь большое значение имеют сгонно-нагонные явления, связанные с ветрами северных (нагоны) и южных (сгоны) румбов. Высота подъема воды в нагоны в заливах достигает 3-5 м, и в кутовых их частях море внедряется в пределы суши на 15-20 км, максимально до 100 км (Хромская губа Восточно-Сибирского моря). Ширина осушающейся во время сгонов полосы в среднем составляет 4-6 км, достигая в отдельных случаях (обычно в заливах) 40-50 км. Формирующиеся здесь осадки имеют преимущественно ваттовый и лайдовый, отчасти дельтовый генезис.

При смерзании морского льда с донными осадками происходит их интенсивное зимнее выхолаживание и, несмотря на летнее прогревание и оттаивание на некоторую величину (1-2 м), ниже формируются постоянно мерзлые толщи. Причем их температура может быть даже ниже, чем мерзлых пород на прибрежной суше [Булдович и Данилов, 1998], где она на больших пространствах севера Сибири составляет от -5...-6 до -10...-12°С. В результате на некоторой глубине от поверхности дна в осадках накапливаются большие запасы холода, благодаря чему становится возможным процесс цикличного возникновения в них морозобойных трещин, которые в плане образуют полигоны с поперечником от 10-15 до 30-50 м. В трещинах возникают мелкие – «элементарные» вертикально ориентированные ледяные жилки поперечником 1-2 см. Цикличность процесса морозобойного растрескивания промерзших донных грунтов приводит к постепенному расширению ледяных жил. Одновременно они растут и вверх параллельно с повышением поверхности дна в ходе осадконакопления.

Таким образом, процессы накопления, промерзания донных осадков и образования в них ледяных жил происходят синхронно (в геологическом масштабе времени). Новообразованные - синкриогенные мерзлые породы отличаются большой льдистостью (50-60% и более), ледяные жилы в них обладают рядом отличительных признаков, среди которых одним из главных является наличие неровных – «зубчатых» боковых контактов или «плечиков». Они возникают в результате перехода льда вертикально ориентированных жил в горизонтально ориентированные ледяные прослойки вмещающих высоко льдистых пород и свидетельствуют о синхронности формирования тех и других.

Запечатленная на фото ледяная жила (рис. 2) вертикальной протяженностью около 7 м (с учетом тонкого отростка в нижней части), имеет именно такие боковые контакты с вмещающими породами. Они представлены чередованием в целом субгоризонтально ориентированных прослоев алеврита, торфа и льда. При этом доля льда составляет 40-50% объема пород. Для последних характерны линзы песчано-гравийного материала, в которых присутствуют обильные остатки морской фауны моллюсков (фации пляжа), а в алевритовых прослоях - редкие остатки микрофауны фораминифер - свидетельство прибрежно-морского происхождения всей торфяно-алевритовой пачки (фации ваттов и лайд).

В мелководной, но не осушающейся зоне арктических морей, где накапливаются осадки песчано-алевритового состава, на глубинах порядка 10-15 метров ниже поверхности дна бурением во многих случаях зафиксированы мерзлые, содержащие лед породы, а также крупные ледяные тела. Например, бурением в акватории Байдарацкой губы Карского моря (толщина водного слоя 13 м, расстояние от берега 15 км) в слагающих ее дно алевритах вскрытой мощностью более 80 м, в интервале глубин 19-29 м залегает ледяной слой, состоящий в верхней части из «чистого» пресного льда, а ниже - из смеси льда и тонкодисперсного обломочного материала [Мельников и Спесивцев, 1995]. Он подстилается слоем (мощность 3 м) суглинков с ледяными шлирами, образующими частую сетку.

Наблюдения, свидетельствующие о синхронности формирования и промерзания прибрежно-морских отложений, послужили основанием для гипотезы о захоронении в процессе седиментогенеза в арктических конечных водоемах стока донного льда, наращиваемого на определенных участках [Данилов, 1978]. Также предполагалась связь льдонасыщенных пород и крупных залежей монолитного льда с выходом на морском дне пресных подземных вод суши, их поэтапным внедрением в толщи морских осадков и замерзанием в поле отрицательных температур [Данилов, 1989]. Данная гипотеза основывается, в частности, на наблюдениях в бухте Кожевникова Хатангского залива моря Лаптевых, где установлена взаимосвязь пресных подземных вод суши с водами засоленных морских донных отложений [Пономарев, 1960]. Если гидростатическое давление вод суши больше, чем морских, то с течением времени первые постепенно вытесняют вторые и таким образом соленые воды замещаются пресными, которые замерзают в условиях отрицательных температур дна моря. Миграция пресных подземных вод суши в морские субаквальные отложения происходит по слоям водопроницаемых пород песчаного и песчано-алевритового состава. Засоленные водонепроницаемые осадки глинистого состава замерзают в субаквальных условиях в бухтах и заливах под влиянием придонных переохлажденных рассолов, которые образуются при зимнем льдообразовании, обладают высокой минерализацией (50 г/л и более) и низкой температурой (-10°С и ниже).

НОВООБРАЗОВАННАЯ МЕРЗЛОТА В ГЛУБОКОВОДНОЙ ЗОНЕ ШЕЛЬФА

Результаты изучения ледово-морских плейстоценовых отложений, слагающих арктические прибрежные равнины Карского и Печорского морей, а также Чукотки, свидетельствуют, что и в основной, относительно глубоководной части арктического шельфа, где придонные воды имеют отрицательную температуру, процессы накопления и промерзания осадков тонкодисперсного (алевритово-глинистого) состава могут при определенных условиях происходить синхронно и сопровождаться формированием пластов и крупных линз льда [Данилов, 1989; 1991; 1997]. Лед залежей представлен в основном двумя модификациями: монолитным (прозрачный, стекловидный или пузырчатый, сахаровидный) и слоистым (за счет чередования прослоев прозрачного и сахаровидного льда или чистого и обогащенного терригенным материалом).

Контакты ледяных залежей с выше- и нижележащими морскими глинами, суглинками, алевритами в большинстве случаев согласные. Нередко в зоне контакта наблюдается чередование ледяных и глинистых или алевритовых прослоев, т.е. признаки постепенного перехода льда во вмещающую породу. Эти признаки свойственны не только вертикальным контактам. В латеральном направлении прослеживаются фациальные взаимопереходы льда залежей и морских отложений (рис. 3), что однозначно свидетельствует о синхронности процессов донного осадконакопления и льдообразования. Включающие ледяные залежи глины и суглинки содержат раковины морских моллюсков хорошей сохранности и их скопления типа «банок». Остатки морской фауны присутствуют также и в прослоях терригенного материала в самом льде.

В последнее время получены оригинальные результаты с применением методов математического моделирования, свидетельствующие о возможности перехода мерзлых толщ или их отдельных слоев из твердого в пластичное состояние и обратно, а также разложения находящихся в них залежей гидратов природных газов и новообразования на их месте ледяных залежей под действием меняющихся давления, температуры и степени засоленности пород в результате чередования трансгрессий и регрессий на территории арктического шельфа и палеошельфа [Данилов и Коновалов, 1998]. Эти результаты послужили основанием для вывода о парагенетической связи пластовых залежей льда, в том числе и дислоцированного, в морских отложениях с залежами гидратов природных газов и изменением их фазового состояния.

СУБМАРИННЫЕ КРИОГЕННЫЕ МОРФОСТРУКТУРЫ 

На многих сейсмоакустических профилях, фиксирующих строение дна арктических морей (Печорское, Карское), обнаружены подводные бугры [Мельников и Спесивцев, 1995; Мельников и др., 1998]. В Печорском море они распространены до глубин 50-80 м, в Карском 150 м. Высота бугров до 15-17 м, ширина в основании от 50-100 до 300-350 м, форма в плане округлая, но иногда эллипсовидная, протяженность их длинных осей в этом случае 500-1000 м, ориентировка ортогонально направлена по отношению к изобатам. Нередко бугры образуют группы, в которых расстояние между отдельными формами составляет 300-400 м.

Ядра бугров сложены высокольдистыми породами или льдом. Например, бурение одного из них в Печорском море вблизи пролива Карские ворота показало (рис. 4), что в апикальной части бугра с глубины 0.3 до 100 м от поверхности морского дна вскрыты пластично-мерзлые глинистые породы, температура которых имеет безградиентный характер и составляет около-1.0...-1.5°С [Мельников и др., 1998]. Льдистость пород максимальная в верхней части разреза - 70% объема, и уменьшается вниз по разрезу до 40% (интервале глубин 0.3-57 м), а еще ниже она составляет 10-20% (интервал глубин 57-81 м), 15-30% (интервал 81-90 м) и 5-15% (интервал 90-100 м). Пробуренная в понижении между буграми скважина вскрыла до глубины 28 м от поверхности дна пески, верхняя часть которых (20 м) находится в талом, а нижняя - в мерзлом состояниях. Пески подстилаются высокольдистыми глинами, в которых на глубине 49.7 м вскрыт газосодержащий горизонт с давлением больше гидростатического, в результате чего произошел выброс газоводяной смеси с песком, достигавший высоты 10 м над уровнем моря. При последующем эхолотировании (через 4 и 10 дней) в водной толще сохранялся газовый факел диаметром более 10 м и высотой 40 м. Авторы приходят к однозначному выводу о прямой связи мерзлых пород, газонасыщенных пластов и подводных бугров [Мельников и Спесивцев, 1995; Мельников и др., 1998]. Процесс интенсивного локального льдообразования в ядрах бугров они связывают с выходами глубинного газа по субвертикальным зонам тектонических деструкций, имеющим форму узких трубок и пронизывающим весь осадочный чехол, на поверхность, его расширением и охлаждением при этом донных отложений (дроссельный эффект Джоуля-Томпсона). Деструкция горных пород в активных геодинамических очагах, как правило, приводит к образованию системы унаследованных положительных структурных форм, в сводовой части которых отмечается увеличенная плотность дилатансионных трещин.

Положительные структурные формы в зонах деструкции свидетельствуют как о структурообразующем эффекте, так и об увеличении скорости прохождения упругих волн в очагах повышенной льдистости. Кроме того, фиксируется изменение амплитуды отражений в горизонтах пород, слагающих морское дно: на участках профиля, где отсутствуют зоны деструкции, амплитуды отражений на порядок (и более) выше, чем в центральных, самых раздробленных частях структур. Этот динамический признак указывает на потерю отражательной способности в очагах деструкции осадочных пород из-за их повышенной трещиноватости. В таких зонах и связанных с ними антиклинальных структурных формах в нефтегазоносном Западно-Сибирском регионе фиксируется обычно повышенная мощность и льдистость мерзлых толщ, обусловленная, как полагают, дегазацией залежей углеводородов. Основными процессами, стимулирующими развитие рассмотренных явлений, служили, по мнению авторов, подземные и подводные ядерные испытания на о. Новая Земля и Приновоземельском шельфе.

Вместе с тем существуют данные, не позволяющие согласиться с предложенным объяснением. Внутри бугров на сейсмоакустических профилях отчетливо прослеживаются пликативные деформации слоев, характерные для антиклинальных структур, которые захоронены в толщах отложений плейстоцен-голоценового возраста и располагаются на разной глубине (рис. 5А). Анализ профилей свидетельствует, что корни структур во многих случаях не уходят на большие глубины, а нередко их основание ограничено слоями, находящимися в пределах мерзлой зоны. Показательно, что близкие по форме, строению и условиям залегания антиклинальные структуры с ледяным ядром присутствуют в толщах слоистых морских и прибрежно-морских песков и алевритов, слагающих прибрежные равнины Карского моря (рис. 5Б).

Нередко вышеописанные образования принимаются за краевые или боковые ледниковые морены, как показанные на рис. 5А вблизи о. Новая Земля в Баренцевом море [Павлидис и др., 1998]. Однако аналогичные структуры, находящиеся на разной глубине в толщах донных отложений, распространены не только на Карско-Баренцевом шельфе, где вопрос о его оледенении остро дискутируется, но и на Лаптевско-Воточносибирском, где оледенение не признается подавляющим большинством исследователей.

Подводные бугры распространены и в североамериканском секторе Арктического шельфа. В море Бофорта в районе дельты р. Маккензи они прослежены до глубин порядка 70 м, высота их в среднем 30 м над плоской поверхностью дна, поперечник до 400 м [Уошборн, 1988; Mackay, 1972; Shearer et al., 1972]. Поскольку морфологически подводные структуры напоминают крупные мерзлотные бугры пучения с ледяным ядром на прибрежных аккумулятивных равнинах, в частности на севере Канады, особенно многочисленные в дельте р. Маккензи и близ нее, а также островах Канадского Арктического архипелага, первоначально была высказана гипотеза, связывающая образование бугров с промерзанием пород в условиях суши и последующим их затоплением водами моря.

Несмотря на определенное морфологическое сходство наземных и подводных структур, эта гипотеза полностью отпадает, поскольку бугры хорошо выражены в рельефе морского дна, располагаются на различной глубине в толщах морских осадков и имеют различную высоту. В ходе трансгрессии моря они неизбежно были бы уничтожены абразией или, по крайней мере, срезаны частично и приведены под единый уровень. Кроме того, в западной части моря Лаптевых подобные образования отмечены в желобах на глубине более 300 м, где морское дно не осушалось в эпохи плейстоценовых регрессий. Следовательно, формирование рассматриваемых структур происходило и, видимо, происходит в настоящее время в субаквальной среде и связано с процессами льдовыделения в донных отложениях.

Одна из гипотез объясняет активный процесс льдообразования в ядрах бугров (по аналогии с сушей) промерзанием замкнутых систем донных осадков (таликов), содержащих линзы пресных вод, в субмаринных условиях [Mackay, 1972; Shearer et al., 1972]. Известно, что при замерзании закрытых систем в них возникает геостатическое давление, достигающее огромной величины - 2000 атм и более. Именно с этим процессом связано образование крупных многолетних бугров пучения высотой до 70-80 м и более при промерзании полуспущенных озерных котловин на суше («булгунняхи» на севере Сибири или «пинго» на севере Канады). Возможно, что подобный процесс имеет место и при промерзании в субаквальной среде донных морских отложений, если в них имелись линзы пресных вод. Последние могут поступать в донные морские осадки в виде подрусловых подземных вод [Данилов, 1989] и тогда становится объяснимой приуроченность больших скоплений подводных бугров к устьям крупных рек (например, Печоры, Маккензи). Вместе с тем, структуры, близкие по морфологии вышеописанным, встречаются на расстоянии 100 км и более от побережья и на глубинах в несколько сотен метров, что ставит под сомнение их связь в этих случаях с подземным стоком пресных материковых вод.

Таким образом, ни одна из рассмотренных гипотез не решает проблему формирования положительных форм донного рельефа, связанных с ними антиклинальных структур и ледяных залежей. Нами предлагается к обсуждению иная концепция.

О ГЕНЕТИЧЕСКОЙ СВЯЗИ ЛЕДЯНЫХ, ГАЗОГИДРАТНЫХ ЗАЛЕЖЕЙ И СУБМАРИННЫХ МОРФОСТРУКТУР 

Предыдущие исследования с применением математического моделирования показали, что фазовое состояние влаги (лед-вода-лед и т.д.) и газовых гидратов (твердое-газообразное-твердое и т.д.) в морских толщах меняется под воздействием изменяющихся параметров температуры и давления вследствие чередования плейстоценовых трансгрессий и регрессий арктических морей и климатических флуктуаций [Данилов и Коновалов, 1998]. Возможны, согласно предлагаемой концепции, два варианта образования донных антиклинальных структур.

Первый вариант не предусматривает участия газогидратов. Температура мерзлых толщ донных отложений соответствует температуре придонных вод, т.е. не опускается ниже -1.7-1.8°С. Эти значения близки температуре фазового равновесия «морская вода-лед» при условии минерализации поровых растворов, близкой нормальной солености вод моря. При более высокой степени засоленности донных отложений и возрастании давления (вследствие накопления осадков и увеличения глубины седиментационного бассейна) содержащийся в них лед переходит в воду и твердомерзлая порода в нижней части разреза становится пластичной, находясь в поле отрицательных температур. Данным обстоятельством обусловлена возможность образования антиклинальных структур криогенно-диапирового типа.

Второй вариант включает участие в рассматриваемом процессе залежей гидратов природных газов. Большое их количество выявлено, например, в толщах мерзлых пород в североамериканском секторе арктического шельфа - море Бофорта и его низменные побережья. Особенно многочисленные проявления газовых гидратов обнаружены в районе дельты р. Маккензи: в 17% береговых и в 63% морских скважин [Dallimore & Collett, 1998]. Они приурочены к грубозернистым песчаным отложениям, которые переслаиваются с тонкозернистыми, не содержащими газогидратов. В Печорском море, напротив, газосодержащими породами являются глины [Мельников и Спесивцев, 1995].

Гидраты природных газов, как и лед, испытывают фазовые превращения под воздействием меняющегося давления, температуры и степени засоленности отложений, с той лишь принципиальной разницей, что при увеличении давления и понижении температуры газ может при определенных граничных условиях переходить в кристаллическую форму. При противоположной ситуации газогидрат разлагается на газ и воду с поглощением большого количества тепла (до 540 кДж/кг) [Dallimore & Collett, 1998]. Вследствие этого высвобождающаяся из бывших газогидратных залежей вода, даже, если исходная температура пород была невысокой положительной (3-4°С), замерзает с увеличением объема на 9%.

В свете изложенной концепции получает объяснение ультрапресный состав льдов в донных морских отложениях и, в частности, в ядрах антиклинальных криоструктур. Известно, что в процессе гидратообразования в результате проявления мембранного эффекта происходит опреснение морских, вернее иловых, вод. При этом соли отжимались (как это происходит и при промерзании пород - криогенное концентрирование) вниз по разрезу [Данилов, 1991; 1996], и под газогидратными залежами возникали линзы вод с повышенной соленостью (до 200-350 г/л и более). Естественно, что выделявшаяся при разложении газогидратных залежей (и сразу замерзавшая) вода имела пресный состав.

Процесс охлаждения и перехода в мерзлое состояние пород, прилегающих к залежи газовых гидратов, начинался, когда их разложение еще не завершилось. Вследствие этого внутри залежи создавалась закрытая система с повышенным гидростатическим давлением, что приводило к пликативному дислоцированию слоев и созданию выраженных в рельефе дна антиклинальных морфоструктур (аналогично образованию крупных мерзлотных бугров пучения на суше). Поскольку процесс происходит в условиях морского дна на разных стадиях седиментогенеза, антиклинальные структуры залегают на разной глубине в толщах плейстоценовых и голоценовых отложений. В связи с этим, стимулирующим процесс фактором являлся, скорее всего, сейсмический, хотя не исключено влияние в историческое время ядерных испытаний на Новой Земле.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 

1. Арктический шельф Евразии в позднечетвертичное время. М.: Наука, 1987. 277 с.

2. Булдович С.Н., Данилов И.Д. Температурное поле мелководных отложений арктических морей в полосе смерзания припайных льдов с донными грунтами // Криосфера Земли. 1998. Т. 2. № 1. С. 62-67.

3. Данилов И.Д. Полярный литогенез. М.: Недра, 1978. 238 с.

4. Данилов И.Д. Ледяные залежи в толщах ледовоморских осадков как продукт криогенного диагенеза // Доклады АН СССР. 1989. Т. 306. №5. С. 1201-1203.

5. Данилов И.Д. Осадочное породообразование в условиях субмаринной криолитозоны // Литология и полезные ископаемые. 1991. № 4. С. 51-65.

6. Данилов И.Д. Бассейновые отложения криолитозоны // Основы геокриологии. Ч. 2. Литогенетическая геокриология. М.: Изд-во МГУ, 1996. С. 356-387.

7. Данилов И.Д. Северный Полярный бассейн как составная часть криосферы Земли // Водные ресурсы. 1997. Т. 24. № 1. С. 37-45.

8. Данилов И.Д., Жигарев Л.A. Некоторые аспекты морской криологии арктической литорально-шельфовой зоны // Географические проблемы изучения Севера. М.: Изд-во МГУ, 1977. С. 115-135.

9. Данилов И.Д., Коновалов А.А. Многослойное строение криолитосферы аккумулятивных равнин севера Евразии // Геоэкология. 1998. № 2. С. 73-81.

10. Жигарев Л.A. Океаническая криолитозона. М.: Изд-во МГУ, 1997. 320 с.

11. Мельников В.П., Спесивцев В.И. Инженерно-геологические и геокриологические условия шельфа Баренцева и Карского морей. Новосибирск: Наука, 1995. 198 с.

12. Мельников В.П., Федоров К.М., Вольф А.А., Спесивцев В.И. Анализ возможного сценария образования природных ледяных бугров на шельфе Печорского моря // Криосфера. 1998. Т. 2. № 4. С. 51-57.

13. Основные проблемы палеогеографии позднего кайнозоя Арктики / Под ред. Грамберга И.С. и Кулакова Ю.Н. Л.: Недра, 1983. 263 с.

14. Павлидис Ю.А., Ионин А.С., Щербаков Ф.А. и др. Арктический шельф. Позднечетвертичная история как основа прогноза развития. М.: ГЕОС, 1998.187 с.

15. Пономарев В.М. Подземные воды территории с мощной толщей многолетнемерзлых горных пород. М.: Изд-во АН СССР, 1960. 200 с.

16. Уошборн А.Л. Мир холода. М.: Прогресс, 1988. 384 с.

17. Фартышев А.И. Особенности прибрежно-шельфовой криолитозоны моря Лаптевых. Новосибирск: Наука, 1993. 135 с.

18. Dallimore S.R., Collett Т.S. Gas hydrates associated with deep permafrost in the Mackenzie Delta, N.W.T., Canada: Regional Overview // Seventh International Conference. Proceedings. Yellowknife. Canada. 1998. № 57. P. 201-206.

19. Mackay J.R. Offshore permafrost and Ground Ice, Southern Beaufort Sea, Canada // Can. J. Earth. Sci. 1972. V. 9. № 11. P. 1550-1561.

20. Shearer J.M., Makrob R.F., Pelettier R.R., Smith T.B. Submarine pingos in the Beafort sea // Science. 1972. V. 174. №4011. P. 816-818.

21. Taylor F.E., Dallimore S.R., Outcalt S.I. Late Quaternary history of Mackenzie-Beaufort region, Arctic Canada, from modeling permafrost temperatures. 1. The onshore-offshore transition // Canadian Journal of Earth Science. 1996. V. 33. № 1. P. 52-61.

SUBMARINE PERMAFROST OF THE ARCTIC SHELF AND PROCESSES OF THE CRYOGENIC LITHOMORPHOGENESIS

I. D. Danilov

A unique natural object, submarine permafrost of the Arctic shelf is studied. The article describes the composition, structure, and conditions of the occurrence of submarine permafrost deposits along with ice layers and cryogenic submarine morphostucture characteristics of the Arctic seas and sea lowlands in northern Eurasia. The conclusion that their formation was synchronous to the accumulation of the enclosing deposits is justified. A possibility of the replacement of the disintegrated gas hydrates by massive underground ice and formation of cryogenic submarine anticlinal morphostructures under the influence of the Pleistocene-Holocene transregressive-regressive cycles in the Arctic seas is shown.