Приведены результаты впервые выполненного совместного моделирования эволюции криолитозоны и зоны стабильности гидратов газов (ЗСГГ) для шельфа морей Лаптевых и Восточно-Сибирского. Моделирование проведено для последних четырех климатических и гляциоэвстатических циклов (примерно для 400 тыс. лет). Сопоставление с натурными сведениями, полученными российскими исследователями до 90-х годов прошлого столетия, и с материалами исследований в рамках совместных российско-германских программ «Система моря Лаптевых» (1994-2002 гг.) показало реалистичность результатов моделирования. На основании моделирования при разных значениях геотермического потока и для разных геологических разрезов шельфа построены схематические карты мощности реликтовых субмаринных мерзлых толщ и положения верхней границы ЗСГГ в указанном регионе. Результаты моделирования позволяют предполагать существенные изменения в распространении и взаимоотношениях реликтовых мерзлых толщ и ЗСГГ во времени и пространстве.

Зона стабильности газовых гидратов, субмаринные мерзлые толщи, математическое моделирование, гидростатическое давление, трансгрессии и регрессии моря

ВВЕДЕНИЕ

Исследуемый отрезок времени охватывает последние 400 тыс. лет. Ширина шельфа моря Лаптевых и западной части Восточно-Сибирского достигает 1000 км. Новейшие тектонические движения в регионе имели преимущественно нисходящий характер и сопровождались компенсационным накоплением осадков. До сих пор считалось, что Восточно-Сибирский сектор Арктики не подвергался покровным оледенениям. В настоящее время на крайнем северо-востоке региона (северо-запад о. Новая Сибирь) М.А. Анисимовым и В.Е. Тумским [2003] описаны пластовые льды, обладающие признаками льдов ледникового происхождения. Таким образом, локально - на северо-востоке Новосибирского архипелага и прилегающем шельфе - не исключается формирование маломощных ледников, по крайней мере в один из холодных этапов позднего кайнозоя. На подавляющей же части территории покровное оледенение в криохроны отсутствовало. Геологическое строение региона чрезвычайно сложное; ансамбль слагающих его разновозрастных тектонических структур включает Сибирскую платформу, рифтовую систему моря Лаптевых и др. [Drachev et al., 1999; Тектоническая карта..., 1998]. Континентальной части этих структур свойственны весьма значительные вариации плотности геотермического потока (q_gt). Судя по значениям q_gt в Момском и Байкальском рифтах [Балобаев, 1991; Лысак, 1988], ее величины могут варьировать от 40 до 70-100 мВт/м² и более. По-видимому, столь же значительные вариации q_gt характерны для этих структур в пределах шельфов моря Лаптевых и Восточно-Сибирского.

Моделирование в значительной степени основывалось на результатах геологического изучения Новосибирских островов и приморских низменностей, подводным продолжением которых является Восточно-Сибирский шельф. На приморских низменностях и Новосибирских островах, разделяющих море Лаптевых и Восточно-Сибирское, распространена сплошная толща мерзлых пород мощностью от 300-400 до 500-600 м и более. Данные о мощности, несмотря на их малочисленность, свидетельствуют о связи глубины промерзания не только с геокриологической зональностью, но и с неотектоническими структурами, различающимися как по плотности q_gt, так и по геологическому строению, и мощности рыхлых кайнозойских накоплений. Слабая изученность шельфа диктует необходимость использовать при моделировании гипотетические упрощенные разрезы с составом и свойствами пород, позволяющими получить максимальные и минимальные из возможных мощностей мерзлых толщ. Среднегодовая температура пород (t_ma) изменяется от -5...-7 °С на юге низменностей (69-70° с.ш.) до 12-15 °С на Новосибирских островах (73-76° с.ш.). Средний градиент понижения t_ma с юга на север составляет 1,5 °С на 1° широты.

Температура морских вод и донных осадков (t_sf) в указанных морях имеет преимущественно отрицательные значения и изменяется от -0,5 до -2,0 °С [Дмитренко и др., 2001]. Это обстоятельство способствует сохранению реликтовой субмаринной мерзлой толщи. По существу, ввиду отрицательной температуры воды оттаивания со стороны дна не происходит или оно протекает очень медленно. По современным представлениям, которые разделяются подавляющим большинством исследователей, формирование и аградация мерзлых толщ на Восточно-Сибирском шельфе происходили на этапах его осушения при регрессиях моря. Авторы настоящей работы придерживаются представлений о преимущественно гляциоэвстатической природе трансгрессивно-регрессивных циклов в регионе. Об этом свидетельствуют данные по колебаниям уровня восточно-арктических и Берингова морей [Holmes, Creager, 1974; Creager, МсМаnus, 1967; Гопкинс, 1976; Иванов, 1982; Вейнбергс, 1991; Селиванов, 1996; и др.].

ПОСТАНОВКА ПРОБЛЕМЫ

Первые свидетельства о существовании мерзлых толщ на приморских низменностях Северо-Востока Евразии относятся к позднему плиоцену [Катина, 1981; Шер, 1984]. В соответствии с климатическими колебаниями в плиоцен-плейстоценовое время в теплые периоды мерзлые толщи на континенте протаивали, поначалу полностью, впоследствии - только с поверхности, мощность мерзлоты сокращалась. Напротив, в холодные периоды мерзлота аградировала: понижались ее температуры, возрастала мощность.

Примерно до середины 1990-х годов о субмаринной мерзлоте существовали только разрозненные сведения, обобщенные в работе [Gavrilov et al., 2001]. Большинство исследователей считали, что мерзлые толщи небольшой мощности существуют только в прибрежной зоне, а на внешней части шельфа они отсутствуют [Жигарев, 1981, 1997; Неизвестнов, 1981; Соловьев, 1981; и др.]. При этом принималось, что деградация мерзлых реликтовых толщ в значительной степени происходит сверху за счет воздействия морской воды. Их возникновение большинство исследователей связывали с поздним плейстоценом. Согласно представлениям В.А. Соловьева [1981; Соловьев и др., 1987] и Я.В. Неизвестнова [1981], сформировавшись после казанцевской трансгрессии, мерзлая зона существенно расширилась по площади во время сартанской регрессии. И.Д. Данилов [Данилов и др., 1997, 2000; Danilov et al., 1998], Л.А. Жигарев [1981, 1997] и А.И. Фартышев [1993] считали, что зырянские мерзлые толщи полностью деградировали во время каргинской трансгрессии, а возникли вновь в сартанский криохрон. В дальнейшем они, согласно представлениям перечисленных исследователей, за исключением А.И. Фартышева, в значительной степени деградировали в результате последней трансгрессии моря.

В последние годы широкомасштабные исследования субмаринной мерзлоты Восточно-Сибирской Арктики были проведены в рамках совместных российско-немецких программ "Laptev Sea System" и "System Laptev Sea-2000". Современные представления о геокриологических условиях региона, основанные на результатах этих исследований, изложены в ряде статей [Романовский и др., 1997 а,б; 1999; Холодов и др., 1999; Романовский, Хуббертен, 2001; Romanovskii, Hubberten, 2001]. В настоящей работе излагаются новые сведения о распространении субмаринных мерзлых толщ и ЗСГГ (зона стабильности газовых гидратов) на шельфе арктических морей восточной части Сибири; дается оценка их возможной мощности в настоящее время; освещается эволюция мерзлых толщ и ЗСГГ под влиянием климатических колебаний и гляциоэвстатических регрессивно-трансгрессивных циклов. Подчеркнем, что в работах, предшествовавших нашим исследованиям, проблема наличия и эволюции зоны, где природные газы существуют в состоянии клатратных соединений-гидратов, вообще не поднималась.

Условия и допущения, принятые при моделировании эволюции мерзлых толщ и ЗСГГ на шельфе. Средний плейстоцен - голоцен приморских низменностей Якутии и Новосибирских островов характеризуется фрагментарностью геологической «летописи», низким разрешением, ненадежностью или отсутствием сведений о возрасте пород за пределами радиоуглеродного датирования. Это обстоятельство определяет невозможность составления реалистичного палеогеографического сценария с опорой только на региональные данные. Наиболее пригодными в качестве прообраза климатических колебаний для многих районов являются многочисленные изотопно-кислородные океанические или ледниковые кривые, а также кривые содержания биогенного кремнезема в осадках оз. Байкал. Это непрерывные во времени климатические данные. Они отражают проявление на Земле наиболее крупных колебаний климата, обусловленных изменением ее орбитальных параметров: 100 000-, 42 000- и 23 000-17 000 -летних.

Палеогеографический сценарий на средний плейстоцен - голоцен для региона строился на основе синтеза региональных данных и температурной изотопной кривой по станции Восток (Восточная Антарктида) [Petit et al., 1999], использованной в качестве показателя колебаний климата на Земле, обусловленных изменением ее орбитальных параметров. В качестве опорных региональных данных использовались результаты палеомерзлотных (палеотемпературных) реконструкций для приморских низменностей Якутии, составленных различными исследователями (Т.Н. Каплиной, В.Н. Конищевым и др.) для датированных пиков наиболее крупных похолоданий и потеплений. В результате были построены региональные палеотемпературные модели (палеотемпературные кривые). Они характеризуют отклонения t_ma от современных значений температуры пород в пределах Восточно-Сибирского арктического шельфа и приморских низменностей за последние 400 тыс. лет [Гаврилов и др., 2000; Гаврилов, Тумской, 2001; Романовский, Хуббертен, 2001]. Колебания климата сопровождались изменениями ландшафтов и характеристик снежного покрова, с которыми тесно связано распределение палеотемператур пород. Наиболее значительно палеоландшафты и мощность снежного покрова отличались от современных во время похолоданий в зоне редколесий, во время потеплений - в зоне арктических тундр и пустынь. Поэтому палеотемпературные кривые составлены отдельно для каждой из указанных зон.

При составлении палеогеографического сценария, который использовался для назначения верхних граничных условий в модели, был принят ряд допущений. Так, было принято, что зональность t_ma в прошлом соответствовала современной мерзлотно-температурной зональности. Рельеф шельфа в прошлом принимался соответствующим современному. Температура придонных вод, равная t_sf [Жигарев, 1997], при трансгрессиях моря считалась равной -1,8°С, а температура замерзания морских осадков и континентальных отложений, насыщенных морской водой, принималась равной -2,0 °С. Для диапазона широт 70-78° с.ш. и различных глубин моря был построен набор кривых изменения t_ma и t_sf по методике, описанной ранее [Романовский и др., 1997а]. Колебания уровня моря принимались как гляциоэвстатические, при этом кривые колебаний адаптировались для моделирования. Для этой цели использовались гляциоэвстатические кривые для разных отрезков времени, предложенные различными авторами. Так, кривые от 400 до 120 тыс. лет назад были приняты в соответствии с [Petit et al., 1999], с 120 до 20 тыс. лет назад - по [Chappel et al., 1996], а от 20 тыс. лет назад до настоящего времени - по [Fairbanks, 1989]. Последняя кривая удовлетворительно коррелирует с данными по изменению уровня моря Лаптевых. Эти данные получены на основании изучения морских осадков для интервала 11-9 тыс. лет назад [Bauch et al., 2001]. В палеогеографическом сценарии в качестве верхних граничных условий задачи Стефана было принято, что в момент затопления шельфа морем t_ma в любом пункте сменяется на t_sf, равную -1,8 °С. В момент отступания моря t_sf скачком меняется на t_ma, характерную для соответствующих широты и времени на суше [Романовский и др., 1997а]. Следует отметить, что обоснованность реконструированных кривых для позднего плейстоцена и голоцена выше, чем для более ранних этапов истории развития природы в регионе. В качестве начальных условий в модели было принято отсутствие льдосодержащих мерзлых толщ на шельфе 400 тыс. лет назад и градиентное распределение температур пород по разрезу. Расчеты проводились для разных q_gt и геологических разрезов. Величина q_gt составляла 50 и 70 мВт/м², что характерно для ненарушенных блоков пород в рифтах. Один из условных геологических разрезов, представленный рыхлыми кайнозойскими отложениями, характеризовал условия отрицательных неотектонических структур. Наличие мощных рыхлых кайнозойских толщ (до 600 м) известно по данным бурения и геофизики в низовьях Колымы, предгорьях Кулара, в дельте Яны, на п-ове Буорхая. Такие же, а возможно, еще большие, мощности рыхлых накоплений предполагаются, на основании сейсмических данных, в пределах рифтовой системы моря Лаптевых. Свойственные рыхлым отложениям высокие значения пористости и содержания воды позволяют рассматривать полученные при моделировании значения мощности мерзлых толщ при q_gt = 70 мВт/м² как минимальные (рис. 1, Б). Второй разрез представлен в основном скальными и полускальными породами верхоянского комплекса. Теплофизические характеристики пород приведены в табл. 1 и 2. Полученные при расчете величины мощности мерзлых толщ при q_gt = 50 мВт/м² можно рассматривать как максимальные (см. рис. 1, В).

МОДЕЛИРОВАНИЕ ЗОНЫ СТАБИЛЬНОСТИ ГИДРАТОВ ГАЗОВ

Моделирование динамики зоны стабильности гидратов газа производилось по модели, созданной Г.С. Типенко и др. [1999]. В модели принято, что давление (Р) подземных вод на любой глубине равно гидростатическому давлению подземных вод. Трансгрессия моря приводит к появлению добавочного давления (∆Р), равного давлению морской воды на дне моря. При трансгрессии моря гидростатическое давление увеличивается на величину ∆Р, а при регрессии - уменьшается. Давление, равное гидростатическому, обеспечивается наличием сквозных субмаринных таликов по активным тектоническим разломам, а также, возможно, под руслами наиболее крупных палеорек. При моделировании ЗСГГ была использована кривая гидратообразования, составленная Е.М. Чувилиным и Е.Н. Перловой для пористой среды и метана, любезно предоставленная авторами [Chuvilin et al., 2000]. Влияние солености подземных вод на положение ЗСГГ не учитывалось в силу приближенности расчетов. Расчеты эволюции ЗСГГ проводились для значений q_gt, равных 50 и 70 мВт/м², как для наиболее типичных в пределах шельфа обоих морей. По материалам расчетов были составлены схематические карты положения нижней поверхности ЗСГГ (рис. 2, А-Г). Результаты расчетов графически оформлялись в виде многочисленных диаграмм (графиков) изменения температурного поля, мощности мерзлых толщ и положения ЗСГГ во времени для разных глубин моря и широт. Пример расчета приведен на рис. 3. Получаемая при моделировании верхняя граница ЗСГГ находится внутри толщ мерзлых пород, куда не передается гидростатическое давление, меняющееся при изменениях уровня моря. Поэтому она может рассматриваться как условная, отражающая ее положение на время начала расчета формирования мерзлоты на шельфе.

СОПОСТАВЛЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ МОДЕЛИРОВАНИЯ И НАТУРНЫХ ДАННЫХ

Анализ результатов моделирования показывает, что современное распространение и мощность субмаринных реликтовых мерзлых толщ (см. рис. 1, А-Г) зависят от трех групп факторов. Первая группа связана с геоструктурной принадлежностью участка, определяющей плотность теплопотока из недр Земли и мощность рыхлых кайнозойских накоплений; вторая - с глубиной моря, которой обусловлены продолжительность промерзания во время регрессии и продолжительность затопления в период трансгрессии; и третья - с широтно-зональным положением, определяющим глубину промерзания на этапе регрессии. В соответствии с указанными факторами, наибольшая мощность субмаринных мерзлых толщ в настоящее время предполагается в прибрежной зоне западной части моря Лаптевых. Эта часть акватории, относящаяся к Сибирской платформе [Тектоническая карта..., 1998], характеризуется низкими значениями теплопотока. Об этом могут свидетельствовать низкие величины геотермического градиента в районе бухты Кожевникова и п-ова Урюнг-Тумус на глубинах 200-500 м (1,4-0,4°С/100 м) и рассчитанная по градиентам мощность мерзлоты. Она составляет 600-800 м, по В.М. Пономареву [1937, 1960], а по расчетам А.И. Фартышева [1993] - 1000-1300 м. Примерно такие же величины характерны для района Оленекской протоки дельты Лены. Если принять для расчета не среднюю величину геотермического градиента в скв. № 5 на участке Чай-Тумус, как это сделал Н.Ф. Григорьев [1966], а значение, свойственное низам промеренного интервала (230-330 м), то мощность мерзлых пород составит 800-1100 м. Учитывая приведенные данные, можно констатировать, что модельные значения мощности субмаринных мерзлых толщ (700-800 м) для разреза, представленного скальными породами, при q_gt = 50 мВт/м² (см. рис. 1,В), по-видимому, близки к наиболее характерным на прибрежном мелководье западной части моря Лаптевых.

Значительная мощность мерзлой толщи предполагается вокруг Новосибирских островов. Она связана с высокоширотным положением обширных мелководий, где продолжительность осушения и глубокого промерзания шельфа в периоды регрессий была наибольшей, а нахождение под морем на этапе последней трансгрессии - наименее продолжительным. Однако району, по-видимому, свойственна высокая плотность глубинного теплового потока или, по крайней мере, ее весьма значительные вариации. Геотермические наблюдения в скважинах на Новосибирских островах выявили существование крайне высоких геотермических градиентов ниже слоя годовых теплооборотов (5-6°/100 м) [Соловьев и др., 1987]. К сожалению, эти данные весьма малочисленны, а ниже глубин 150-200 м практически отсутствуют. Указанные значения коррелируют с геотермическими градиентами, свойственными рифтовым зонам (3-6°/100 м и выше), плотность теплового потока в которых, согласно типизации геотермического режима земной коры [Геотермическая карта..., 1988], составляет 50-100 мВт/м² и более.

По-видимому, значения мощности мерзлых толщ, показанные на рис. 1, Г (500-650 м), являются предельными для района Новосибирских островов. Анализ результатов моделирования на шельфе, а также данных ВЭЗ и геотермических наблюдений в скважинах на островах [Соловьев и др., 1987] позволяет предположительно ограничить преобладающие значения мощности субмаринных мерзлых толщ на Новосибирском мелководье - 400-550 м. В зонах тектонических разломов, как показывают геотермические данные на островах [Соловьев и др., 1987; Неизвестнов и др., 1976], возможно сокращение мощности мерзлых толщ до 250-200 м.

Мощность субмаринных мерзлых толщ прибрежных мелководий восточной части моря Лаптевых и западной части Восточно-Сибирского моря существенно варьирует в зависимости от неотектонических условий. Так, например, в пределах Янского залива значения мощности в зависимости от величины q_gt могут колебаться от 600-650 м (см. рис. 1, А) на тектонических поднятиях до 300-350 м (см. рис. 1, Б) в тектонически активных рифтовых грабенах, сложенных мощной толщей рыхлых кайнозойских отложений. Это можно предполагать на основании данных по мощности мерзлых толщ на побережье: 620 м в коренных породах в пос. Тикси [Григорьев, 1966; Девяткин, 1993], а в рыхлых породах, по данным бурения для целей водоснабжения, - 350-470 м (дельта Яны). В предгорьях Кулара в грабене на основании геотермических измерений в 400-метровом слое рыхлых отложений мощность мерзлой толщи по расчету может достигать 700 м [Хруцкий и др., 1977].

РЕЗУЛЬТАТЫ МОДЕЛИРОВАНИЯ И ИХ ОБСУЖДЕНИЕ

Моделирование динамики мерзлых толщ выполнено при условии их отсутствия на шельфе в начальный момент времени (около 400 тыс. лет назад) (см. рис. 3). Содержание рис. 3 показывает, что динамика мощности мерзлых толщ определяется изменением t_ma, t_sf и чередованием регрессий и трансгрессий моря во времени. Рисунок также показывает, что амплитуда колебаний мощности мерзлых толщ больше в блоках пород с q_gt = 70 мВт/м², нежели в блоках с q_gt = 50 мВт/м². Мощность криолитозоны больше мощности мерзлой толщи, поскольку глубже нее постоянно существует зона охлажденных ниже 0 °С пород. Мощность как криолитозоны, так и мерзлой толщи сокращается во время трансгрессий. Однако мощность второй сокращается в большей степени, чем первой. В силу указанного мощность зоны охлажденных пород в периоды трансгрессий возрастает (рис. 4). Особенно это заметно на больших глубинах, где в пределах блоков с q_gt = 70 мВт/м² в конце трансгрессий мерзлая толща вообще деградирует, и криолитозона может быть представлена только охлажденными породами (см. рис. 4, II; 1, Б-Г).

В настоящее время - на конечном этапе позднеплейстоцен-голоценовой трансгрессии - на больших глубинах в блоках литосферы, сложенных рыхлыми породами, с q_gt = 50 мВт/м² и менее, мерзлые толщи, по данным моделирования, еще существуют (см. рис. 1, А), в то время как в блоках, где q_gt составляет 70 мВт/м², они протаяли. Таким образом, во внешней зоне шельфа (на глубинах 60 м и более) мерзлые толщи имеют прерывистое или островное распространение (см. рис. 1, А-Г).

Модельные значения мощности мерзлых толщ уменьшаются к востоку от Новосибирских островов. Это обусловлено более южным положением современной береговой линии и внешней кромки шельфа.

Эволюция мощности мерзлых толщ под влиянием колебаний климата, трансгрессий и регрессий моря на низменностях и шельфе сопровождается явлением «запаздывания» (см. рис. 3, 4). В периоды потеплений и морских трансгрессий наибольшее оттаивание снизу и минимальные мощности мерзлых толщ наблюдаются существенно позже термических оптимумов, при этом - чем значительнее современные глубины, тем существеннее запаздывание (см. рис. 3, 4). Для казанцевского времени оно на участках 30-метровых глубин составляет 35-40 тыс. лет (см. рис. 3, II), на участках 10-метровых глубин - 7 тыс. лет. Таким образом, существование наименее мощных реликтовых мерзлых толщ на шельфе приходится на начальные моменты нового этапа его осушения, соответствующего позднеказанцевскому похолоданию. На участках современных 10-метровых глубин - это примерно 117 тыс. лет назад (см. рис. 3, I), на участках глубин 30 м - около 90-83 тыс. лет назад (см. рис. 3, II). Аналогично, в криохроны наибольшей мощности мерзлые толщи достигают позже периода климатического минимума.

Расчеты динамики мощности мерзлых толщ показали, что максимальные мощности в конце стадий их аградации были (при прочих равных условиях) пропорциональны величинам q_gt. При этом темп увеличения мощности мерзлых толщ снижался к концу периодов аградации. Напротив, в периоды потеплений на низменностях и морских трансгрессий на шельфе, сопровождавшихся повышением t_ma и t_sf темп оттаивания мерзлоты снизу сначала возрастал, а затем при превращении теплового поля мерзлых пород в безградиентное, становился постоянным. Скорость оттаивания мерзлой толщи снизу (при прочих равных условиях) была тем больше, чем выше значение q_gt. В результате, на этапах потеплений на суше или трансгрессий моря на шельфе мощность мерзлоты за счет q_gt сокращалась. Одновременно происходило увеличение различий мощности мерзлоты в литосферных блоках с разными q_gt. Максимальных величин эти различия достигали, с учетом запаздывания, в начале потеплений на низменностях и в конечные фазы трансгрессий на шельфе.

Изменение термического режима мерзлых толщ на шельфе происходит в периоды трансгрессий в две стадии. На первой стадии после затопления шельфа морем и скачкообразного повышения температуры на его поверхности от t_ma до t_sf, равной -2,0 ºС, происходит постепенное выравнивание температур от поверхности до подошвы реликтовой субмаринной мерзлой толщи и формирование ее безградиентного температурного профиля. При этом темп оттаивания реликтовой мерзлой толщи постепенно возрастает. На второй стадии происходит оттаивание «вялой» безградиентной мерзлоты снизу с неизменной скоростью, зависящей от величины q_gt, теплофизических свойств пород и их льдистости.

Анализ результатов моделирования показывает, что на прибрежных мелководьях, а также на банках находятся массивы реликтовых твердо-мерзлых пород, температура которых сохраняется ниже диапазона температур оттаивания-замерзания глинистых осадков и насыщенных морской водой отложений. На больших глубинах моря мощность мерзлых пород сокращена за счет длительного оттаивания снизу. Температурный разрез здесь безградиентный, а температура отложений находится в диапазоне температур замерзания-таяния. Такие реликтовые мерзлые толщи называют «вялой мерзлотой». Твердомерзлые толщи пород и «вялая мерзлота» имеют различные физико-механические свойства, что затрудняет их исследование геофизическими методами и интерпретацию полученных результатов. Так, «вялая мерзлота» обладает низкими скоростями упругих сейсмических волн, что сближает ее с талыми породами.

Сопоставление карты мощности мерзлых толщ и ЗСГГ, рассчитанных для q_gt = 70 мВт/м² (см. рис. 1, Б, Г и 2, Б, Г), показывает, что во внешней части шельфа при современной глубине моря примерно 60 м мерзлые толщи отсутствуют, однако ЗСГГ существует. Верхняя граница последней находится около 200 м ниже поверхности дна моря. Мощность ЗСГГ невелика и составляет первые сотни метров. При возможном повышении уровня моря она сохранится, а при понижении, как показывает рис. 4, будет происходить ее деградация в связи с понижением величины ∆Р.

Моделирование динамики мерзлых толщ и ЗСГГ во времени проводилось, как указывалось выше, начиная с 400 тыс. лет назад с начальными условиями, установленными из предположения, что мерзлые толщи и зона стабильности в то время отсутствовали. При образовании и аградации мерзлых толщ на этапах осушения шельфа происходит формирование ЗСГГ. Верхняя граница ЗСГГ по результатам моделирования проходит внутри мерзлой толщи. Подчеркнем, что эту границу следует рассматривать как условную, поскольку внутри мерзлых толщ отсутствует передача гидростатического давления. На графиках (см. рис. 3) она показана пунктиром. Вместе с тем на этапах, связанных с погружением мерзлых толщ под уровень моря, происходит «опускание» верхней границы ЗСГГ и ее «отрыв» от нижней поверхности мерзлой толщи. Поэтому на графиках (см. рис. 3) эти события отмечены обозначением 3¹. Происходит ли такое явление в природе, остается неясным. Однако если оно имеет место, то может сопровождаться миграцией газов и их скоплением ниже мерзлой толщи. В дальнейшем эти скопления газов могут переходить в газогидраты. Полное исчезновение ЗСГГ происходит на этапах длительных трансгрессий при повышенных значениях q_gt (см. рис. 3, II, Б). При этом же условии чаще происходит «отрыв» верхней поверхности ЗСГГ от подошвы мерзлой толщи.

Зона стабильности гидрата газа (метана) образуется на низменностях практически одновременно с формированием мерзлых толщ мощностью 300-400 м и существует непрерывно как в периоды похолоданий, так и потеплений. Нижняя граница ЗСГГ находится примерно на 300 м глубже нижней границы толщи мерзлых пород. В сглаженном виде с запаздыванием ЗСГГ испытывает те же колебания, что и нижняя граница мерзлых толщ. Эти колебания полностью определяются изменением температуры пород, поскольку гидростатическое давление предполагается неизменным. Верхняя граница ЗСГГ проходит внутри толщи мерзлых пород.

На этапе осушения шельфа динамика ЗСГГ и мощности мерзлых толщ одинакова на шельфе и на низменностях. На этапах трансгрессий она различна во внешней и внутренней зонах шельфа. В это время, с одной стороны, повышается температура пород и сокращается мощность мерзлых толщ, с другой - увеличивается избыточное давление ∆Р, поскольку возрастает глубина моря. Для примера на рис. 4 приведены результаты моделирования для временного интервала 150-100 тыс. лет назад, сделанного для изобат 20 и 100 м. Во внутренней зоне шельфа ЗСГГ и мерзлая толща не исчезают (см. рис. 4, I). Во внешней зоне мерзлые толщи и ЗСГГ в конце этапов трансгрессий исчезают полностью. Вместе с тем в начале трансгрессии мерзлые толщи оттаивают, а ЗСГГ некоторое время продолжает существовать и даже увеличивается (см. рис. 4, II). Обусловлено это возрастанием глубины моря и соответствующим ростом ∆Р. В настоящее время, судя по результатам моделирования, на изобате 100 м в блоках с q_gt = 50 мВт/м² заканчивается оттаивание мерзлой толщи и продолжается медленное увеличение размеров ЗСГГ.

В блоках пород с величинами q_gt = 40-50 мВт/м² до глубин 40-45 м мерзлая толща не оттаивает полностью за этапы трансгрессий, сохраняясь в виде непроницаемого для подземных вод и газов экрана. На больших глубинах и при больших q_gt происходит повсеместное или локальное протаивание мерзлых толщ и, возможно, исчезновение ЗСГГ. Это может служить причиной повышенной эмиссии газов в конце этапов трансгрессий.

ВЫВОДЫ

1. Проведенные исследования позволили получить дополнительные доказательства существования мерзлых толщ и ЗСГГ на шельфе арктических морей Восточной Сибири, а также новые закономерности их распространения и эволюции. Вывод о наличии мерзлых толщ до верхней бровки материкового склона ранее был сделан для шельфа моря Лаптевых [Романовский и др., 1997а, б]. В настоящей работе утверждается, что подобная ситуация имеет место и на шельфе западной части Восточно-Сибирского моря.

2. Результаты исследований показали, что в динамике мощности мерзлых толщ и ЗСГГ существуют не только сходные черты, но и важные отличия. Эти различия нарастают в направлении от внутренней (прибрежной) зоны шельфа к его периферии и связаны со следующими факторами:

• с уменьшением в направлении к периферии продолжительности этапов аградации и увеличением этапов деградации;

• с увеличением дополнительного давления, вызываемого регрессивно-трансгрессивными циклами в колебаниях уровня моря;

• с различием влияния моря на мощность и состояние реликтовых мерзлых толщ, с одной стороны, и ЗСГГ - с другой.

3. Наиболее контрастно современное состояние реликтовых мерзлых толщ и ЗСГГ во внешней части шельфа: мерзлая толща там находится в состоянии деградации, а ЗСГГ - в состоянии аградации.

4. Для изучения современного состояния мерзлых толщ и ЗСГГ и составления прогноза на будущее в силу его различий в разных частях арктического шельфа необходимо учитывать эволюции этих образований в прошлом. Поэтому требуется уточнение географических реконструкций и моделирования динамики изучаемых явлений.

Настоящее исследование выполнено при финансовой поддержке РФФИ (грант 03-05-64351), российско-германской программы (Laptev Sea System) и гранта NSF USA (№ ОР-99 86 826).

Литература

Анисимов М.А., Тумской В.Е. Пластовые льды острова Новая Сибирь (Новосибирские острова, Россия) // Криосфера Земли как среда жизнеобеспечения (Материалы междунар. конф.). Пущино, 2003, с. 232-233.

Балобаев В.Т. Геотермия мерзлой зоны литосферы Севера Азии. Новосибирск, Наука, 1991, 193 с.

Вейнбергс И.Г. Древние морские берега СССР (особенности распространения, генезиса и степени изменения): Автореф. дис.... д-ра геогр. наук. М., МГУ, 1991, 49 с.

Гаврилов А.В., Тумской В.Е., Романовский Н.Н. Реконструкция динамики среднегодовых температур пород на приморских низменностях Якутии и арктическом шельфе за последние 420 тыс. лет // Криосфера Земли, 2000, т. IV, №4, с. 3-14.

Гаврилов А.В., Тумской В.Е. Эволюция температуры пород приморских низменностей Якутии в среднем и позднем плейстоцене // Криосфера Земли, 2001, т. V, № 3, с. 3-16.

Геотермическая карта мира. М-б 1:45 000 000. Объяснительная записка. Л., ВСЕГЕИ, 1988, 41 с.

Гопкинс Д.М. История уровня моря в Берингии за последние 250 тысяч лет // Берингия в кайнозое. Владивосток, ДВНЦ АН СССР, 1976, с. 9-27.

Григорьев Н.Ф. Многолетнемерзлые породы Приморской зоны Якутии. М., Наука, 1966, 180 с.

Данилов И.Д., Комаров И.А., Власенко А.Ю. Динамика криолитосферы в зоне взаимодействия шельф-континент в последние 25 000 лет (на примере Восточно-Сибирского моря) // Криосфера Земли, 1997, т. I, № 3, с. 3-8.

Данилов И.Д., Комаров И.А., Власенко А.Ю. Криолитозона Восточно-Сибирского шельфа в последние 80 000 лет // Криосфера Земли, 2000, т. IV, № 1, с. 18-23.

Девяткин В.Н. Тепловой поток криолитозоны Сибири. Новосибирск, Наука, 1993, 165 с.

Дмитренко И.А., Хьюлеманн Й.А., Кириллов С.А. и др. Термический режим придонного слоя моря Лаптевых и процессы его определяющие // Криосфера Земли, 2001, т. V, № 3, с. 40-55.

Жигарев Л.А. Закономерности развития криолитозоны арктического бассейна // Криолитозона арктического шельфа. Якутск, ИМЗ СО АН СССР, 1981, с. 4-17.

Жигарев Л.А. Океаническая криолитозона. М., Изд-во МГУ, 1997,318 с.

Иванов В.Ф. Колебания уровня моря у берегов Восточной Чукотки в позднем плейстоцене и голоцене // Колебания уровня морей и океанов за 15 000 лет. М., Наука, 1982, с. 190-195.

Каплина Т.Н. История мерзлых толщ Северной Якутии в позднем кайнозое // История развития многолетнемерзлых пород Евразии. М., Наука, 1981, с. 153-181.

Лысак С.В. Геотермический поток континентальных рифтовых зон. Новосибирск, Наука, 1988, 200 с.

Неизвестнов Я.В. Мерзлотно-геологические условия зоны арктических шельфов СССР // Криолитозона арктического шельфа. Якутск, ИМЗ СО АН СССР, 1981, с. 18-28.

Неизвестнов Я.В., Воинов О.Н., Постнов И.С. Солевой и газовый состав пластовых вод Новосибирских островов и окружающих акваторий // Геология шельфа восточно-сибирских морей. Л., НИИГА, 1976, с. 78-89.

Пономарев В.М. «Вечная мерзлота» по новейшим данным // Проблемы советской геологии, 1937, т. VII, № 4, с. 27-34.

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

Романовский Н.Н., Гаврилов А.В., Холодов А.Л. и др. Реконструкция палеогеографических условий шельфа моря Лаптевых для позднеплейстоцен-голоценового гляциоэвстатического цикла // Криосфера Земли, 1997а, т. I, № 2, с. 42-49.

Романовский Н.Н., Гаврилов А.В., Пустовойт Г.В. и др. Распространение субмаринной мерзлоты на шельфе моря Лаптевых // Криосфера Земли, 1997 б, т. 1, № 3, с. 9-18.

Романовский Н.Н., Холодов А.Л., Гаврилов А.В. и др. Мощность мерзлых толщ восточной части шельфа моря Лаптевых (результаты моделирования) // Криосфера Земли, 1999, т. III, № 2, с. 22-32.

Романовский Н.Н., Хуббертен Х.-В. Формирование и эволюция криолитозоны шельфа и приморских низменностей (на примере региона моря Лаптевых) // Изв. РАН. Сер. геогр., 2001, №3, с. 15-28.

Селиванов А.О. Изменения уровня Мирового океана в плейстоцене-голоцене и развитие морских берегов. М., 1996, 268 с.

Соловьев В.А. Прогноз распространения реликтовой субаквальной мерзлой зоны (на примере восточно-арктических морей) // Криолитозона арктического шельфа. Якутск, ИМЗ СО АН СССР, 1981, с. 28-38.

Соловьев В.А., Гинсбург Г.Д., Телепнев Е.В., Михалюк Ю.Н. Криогеотермия и гидраты природного газа в недрах Северного Ледовитого океана. Л., ПГО Севморгеология, 1987, 151 с.

Тектоническая карта морей Карского и Лаптевых и севера Сибири. М-б 1:2 500 000. Объяснительная записка. М., Ин-т литосферы окраинных и внутренних морей РАН, 1998, 127 с.

Типенко Г.С., Романовский Н.Н., Холодов А.Л. Моделирование динамики субмаринной криолитозоны и зоны стабильности газовых гидратов: Математическое решение, численная реализация и результаты тестовых расчетов // Криосфера Земли, 1999, т. III, № 3, с. 71-78.

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

Холодов А.Л., Гаврилов А.В., Романовский Н.Н., Хуббертен Х.-В. Результаты моделирования динамики мерзлоты на приморских низменностях и арктическом шельфе моря Лаптевых за последние 400 тыс. лет // Криосфера Земли, 1999, т. III, №4, с. 32-40.

Хруцкий С.Ф., Кондратьева К.А., Рыбакова Н.О. Разрез кайнозойских отложений в грабенах Приморского шовного разлома (Яно-Омолойское междуречье) // Мерзлот. исслед., вып. XVI. М., Изд-во МГУ, 1977, с. 89-108.

Шер А.В. Возраст четвертичных отложений Яно-Колымской низменности и ее горного обрамления // Докл. АН СССР, 1984, т. 278, № 3, с. 708-713.

Bauch H.F., Muller-Lupp Т., Taldenkova Е. et al. Chronology of the Holocene transgression at the Northern Siberia margin // Global and Planetary Change, 2001, No. 31, Elsevier, p. 125-139.

Chappell J., Omura A., McCulloch M. et al. Reconciliation of late Quaternary sea level derived from coral terraces at Huon Peninsula with deep sea oxygen isotope records // Earth Planetary Science Letters, 1996, No. 141, Elsevier, p. 227-236.

Chuvilin E.M., Perlova E.V., Makhonina N.A., Yakushev V.S. Research of hydrate and ice formation in soils during cyclic fluctuations of temperature // Ground Freezing 2000 / Thimus (ed.), 2000, Balkema, Rotterdam, ISBN 9058091708m, p. 9-14.

Creager J.S., McManus D.A. Bottom sediments data from the continental shelf of the Chuckchi and Bering seas // Wash Univ., Dept. Oceanogr, Techn. rept., 1967, No. 135, p. 343-351.

Danilov I.D., Komarov I.A., Vlasenko A.Yu. Pleistocene-Holocene Permafrost of the East Siberian Eurasian Arctic shelf // Permafrost. Proc. of the 7th Intern. Conf. (June 23-27, 1998). Yellowknife, Canada, p. 207-212.

Drachev S.S., Jonson G.L., Laxon S.W. et al. Main Structural Elements of Eastern Arctic Continental Margin Derived from Satellite Gravity and Multichannel Seismic Reflection Data // Land-Ocean Systems in the Siberian Arctic. Dynamics and History. Springer. Berlin, 1999, p. 667-682.

Gavrilov A.V., Romanovskii N.N., Romanovsky V.E., Hubberten H.-W. Offshore permafrost Distribution and Thickness in the Eastern Region of the Russian Arctic // Changes in the Atmosphere-Land-Sea System in the Amerasian Arctic. Proc. of the Arctic Regional Center / Ed. I.P. Semiletov. Vol. 3. Vladivostok, Dalnauka Publisher, 2001, p. 209-218.

Fairbanks R.J. A 17 000-years glacio-eustatic sea level record: Influence of glacial melting rates on the Younger Dryas event and deep ocean circulation //Nature, 1989, No. 342, p. 637-642.

Holmes M.L., Creager J.S. Holocene history of the Laptev Sea Continental shelf // Marine Geology and Oceanography of the Arctic Seas. Berlin; Heidelberg; New-York: Springer-Verl., 1974, p. 211-229.

Petit J.R., Jouzel J., Raynaud D. et al. Climate and atmospheric history of the past 420 000 years from the Vostok ice core, Antarctica // Nature, 1999, No. 399, p. 429-436.

Romanovskii N.N., Hubberten H.-W. Results of Permafrost modeling of the Lowlands and Shelf of the Laptev Sea Region, Russia // Permafrost and Periglacial Processes, 2001, No. 12, p. 191-202.

Ссылка на статью:

Романовский Н.Н., Хуббертен Х.-В., Гаврилов А.В., Елисеева А.А., Типенко Г.С., Холодов А.Л., Романовский В.Е. Эволюция мерзлых толщ и зоны стабильности гидратов газов в среднем плейстоцене - голоцене на шельфе восточной части Евразийской Арктики // Криосфера Земли. 2003. Т. VII. № 4. С. 51-64.