На основании интерпретации оригинальных сейсмоакустических данных, полученных в южной части моря Лаптевых, установлен яркий приповерхностный отражающий горизонт, идентифицируемый как кровля субмаринных многолетнемерзлых пород (СММП). Кровля СММП залегает под 10-15-метровым слоем осадков, опускаясь до 60 м во впадинах и поднимаясь до 1- 2 м ниже уровня морского дна на банках Васильевская и Семеновская. Поверхность кровли СММП представляет собой последовательность округлых термокарстовых впадин и окружающих их останцов первичной поверхности ледового комплекса. Выделены участки морского дна различного характера отражающего горизонта в кровле СММП, связанные с типом контакта мерзлых и немерзлых отложений. Выделены участки промерзания осадков, формирующие характерные «мерзлотные козырьки» вдоль западных бортов термокарстовых впадин. Впервые на основании фактического материала в сейсмоакустическом разрезе установлена последовательная смена природных обстановок позднего неоплейстоцена - голоцена, коррелируемая с данными наземных наблюдений.

Введение

Наличие и широкое развитие многолетнемерзлых пород на шельфах арктических морей в последнее время является одним из наиболее дискутируемых вопросов четвертичной геологии, геокриологии и палеогеографии. Столь активное внимание к данной проблеме в последние годы может быть объяснено начавшимся освоением шельфовых месторождений нефти и газа и необходимостью создания инфраструктуры вокруг них. Очевидно, что наличие в верхней части геологического разреза нестабильных субаквальных многолетнемерзлых пород (СММП) может привести к возникновению инженерных рисков, связанных с нарушением их устойчивости. Поэтому процессы деградации и аградации СММП должны рассматриваться как одни из наиболее значимых инженерно-геологических процессов на арктическом шельфе.

С этой точки зрения шельф моря Лаптевых может рассматриваться как наиболее важный объект изучения СММП. Во-первых, чрезвычайно выровненный рельеф этого шельфа позволяет предположить существование на мелководье реликтовых СММП, аналогичных отложениям ледового комплекса (ЛК), широко развитых на побережье. Во-вторых, уже практически не вызывает возражений перигляциальный генезис его шельфа, а следовательно, современный рельеф не подвергался воздействию ледников, гляциоизостатическим движениям и во многом обусловлен лишь экзогенными, в первую очередь криогенными, процессами.

Состояние и изученность проблемы

Шельф моря Лаптевых может рассматриваться как эталонный полигон, в пределах которого существование СММП предполагалось еще более 100 лет назад. Представления об их распространении в дальнейшем развивались при помощи математического моделирования [Жигарев и др., 1982; Фартышев, 1993; Романовский и др., 1997а; Тумской и др., 2001; и др.] и геологических наблюдений на мелководьях и вблизи побережий [Фартышев, 1993; Соловьев и др., 1987; Слагода, 1988; Куницкий, 1989; и др.], а затем были подтверждены сейсмоакустическими работами и приповерхностным бурением [Hinz et al., 1998; Kassens et al., 2000; Rachor, 1997; Kassens, Niessen, 2004; Рекант, 2002; Rekant et al., 2005b].

Математическое моделирование, выполненное Л.А. Жигаревым с соавторами [1982], показало возможность существования маломощных реликтовых СММП в прибрежных зонах морей Лаптевых и Восточно-Сибирского. Позднее математические модели были существенно дополнены работами, которые показали возможность существования реликтовых СММП различной мощности практически на всем шельфе моря Лаптевых, за исключением таликовых зон, связанных с новейшими разломными зонами, а также палеоруслами крупнейших рек, таких, как Лена и Яна [Романовский и др., 2003а; Romanovsky et al., 2000; Холодов и др., 2003].

Прибрежные буровые работы начали проводиться в море Лаптевых в 70-90-х гг. XX в. в связи с изучением россыпей золота и олова в регионе. Работы велись объединением «Севморгео» и были сосредоточены в Северо-Ляховском россыпном узле, а также в междуречьях Оленека, Хатанги и Анабара. Материалы буре­ния показали, что развитые на побережье ММП имеют свое продолжение и на мелководье. Однако данные работы были нацелены главным образом на изучение россыпеносности региона, поэтому детальное описание криоструктур и особенностей строения разреза не давалось.

Дальнейшее развитие прибрежные буровые работы получили в рамках многолетнего российско-германского проекта «Dynamics of Permafrost in the Laptev Sea». В ходе весенних полевых работ 2003 и 2005 гг. [Grigoriev, Rachold, 2003; Rachold et al., 2007a] на западе моря Лаптевых, в районе мыса Мамонтовый Клык, со льда был пройден буровой профиль от берегового обрыва на расстояние до 12 км от берега, где глубина моря достигала 6 м . Авторами был получен устойчивый тренд понижения кровли ММП от берега в сторону моря, показано сложное криогенное строение разреза до глубины 70 м . Таким образом, авторами сделан предварительный вывод о закономерном устойчивом погружении кровли ММП в сторону моря [Rachold et al., 2007a].

Единственный опыт морского бурения в Российской Арктике с целью исследования СММП был предпринят в 2000 г . в рамках российско-германской экспедиции на борту Г/С «Яков Смирницкий» и бурового судна «Кимберлит» [Kassens et al., 2000] в восточной части моря Лаптевых. Тогда из 5 скважин было получено около 50 м керна. В призабойных частях двух из них вскрыты ледяные шлиры.

Сейсмические свидетельства присутствия СММП в регионе начали накапливаться в 1993-1998 гг. после совместных российско-германских экспедиций [Niessen, 2004а, b; Rachor (ed.), 1997a, b; Hinz et al., 1998]. Карлом Хинцем и соавторами [Hinz et al., 1998] на основании многоканального сейсмического профилирования при совместных исследованиях BGR (Ганновер, Германия) и СМНГ (СеверМорНефтеГеофизика, Мурманск, Россия) в 1993 и 1994 гг. был идентифицирован эпигенетический рефлектор, располагающийся на поддонных глубинах от 300 до 800 м . Рефлектор характеризовался сильной рассеивающей способностью, приводившей к образованию серии параллельных вторичных отражений, маскирующих реальные сейсмические структуры. Несогласный характер рефлектора и предполагаемая инверсия пластовых скоростей под ним позволили авторам сопоставить его с подошвой СММП. Однако сложные геологические условия в регионе и низкое вертикальное разрешение сейсмических данных в самой верхней части разреза не позволили однозначно решить вопрос существования и распространения СММП на шельфе.

Чуть позднее Франком Ниссеном на основании данных, полученных в рейсе НИЛ «Поларштерн» в 1995 и 1998 гг. [Rachor (ed.), 1997a, b; Kassens, Niessen, 2004], был описан яркий приповерхностный рефлектор с крайне неровным рельефом, располагающийся на поддонной глубине от 2-3 до 15- 20 м [Niessen et al., 1999]. Ряд признаков указывал на эпигенетический характер рефлектора, и поэтому рефлектор был предположительно проинтерпретирован как кровля СММП. Более поздние работы, основанные на переинтерпретации этих же данных [Рекант, 2002], дали более детальные описания характера распространения этой границы на шельфе. Была предпринята попытка охарактеризовать стратиграфический интервал отложений, вмещающих СММП, сопоставить сейсмические фации с фациальными обстановками на шельфе [Рекант, 2002].

Таким образом, несмотря на большой объем накопленных косвенных данных о наличии СММП в регионе, полного понимания проблемы их состояния и распространения пока нет. Все существующие точки зрения располагаются в ряду от практически полного отсутствия ММП на шельфе до почти сплошного их распространения. С одной стороны, результаты буровых работ уверенно показывают наличие ММП на прибрежных мелководьях, но не позволяют экстраполировать эти результаты на весь шельф, с другой стороны, результаты математического моделирования и региональных сейсмических работ предсказывают наличие СММП на шельфе, но требуют геологической заверки и детализации.

Весьма перспективным методом для заполнения пробелов в корреляции различных данных могут служить высокоразрешающие сейсмоакустические исследования по плотной системе профилей на детальном полигоне. Высокое разрешение метода в совокупности с плотной сетью наблюдений позволит детально расчленить геологический разрез, выполнить объемное моделирование и проанализировать пространственное распространение идентифицированных сейсмофаций.

Район работ

В сентябре 2004 г . в рамках российско-германского проекта «Система моря Лаптевых. История морской мерзлоты» была организована совместная геолого-геофизическая экспедиция «Трансдрифт-Х» на борту Г/С «Яков Смирницкий» [Rekant et al., 2005b] (рис. 3.3.1). Основной целью экспедиции был выбор полигона для последующего морского бурения и детальное изучение состояния на нем СММП.

Район экспедиционных работ располагался в южной части моря Лаптевых, между Семеновской банкой и дельтой Лены, и частично перекрывал полигон исследований российско-германской экспедиции на НИЛ «Поларштерн» в 1998 г . [Kassens, Niessen, 2004] (рис. 3.3.2). Исследованная акватория охватывает площадь шельфа с глубинами моря от 15 до 40 м и лежит на подводном продолжении аккумулятивных равнин Северной Якутии. Последние исследования [Bauch et al., 2001b] показывают, что данная часть шельфа была затоплена в ходе последней трансгрессии примерно в интервале от 9 до 6 тыс. лет назад (тыс. л.н.).

В настоящее время южная часть моря Лаптевых представляет собой выровненную поверхность, полого наклоненную в сторону бровки шельфа и расчлененную сетью палеодолин, в том числе пра-Лены и пра-Яны. Водоразделами между палеодолинами служат несколько подводных возвышенностей с относительными превышениями над общим уровнем морского дна до 20 м . Непосредственно в районе работ располагаются 10-метровые банки Семеновская и Васильевская, являющиеся останцами одноименных островов, разрушенных процессами термоабразии и термоэрозии в середине XX в. [Кордиков, 1952; Гаврилов и др., 2003].

Методика работ и принципы идентификации кровли СММП

Одной из основных задач данной работы является выделение кровли СММП на сейсмоакустическом разрезе, т.е. идентификация границы раздела немерзлых и мерзлых отложений. Опыт предыдущих работ на внутреннем шельфе моря Лаптевых [Kassens, Niessen, 2004; Rachor (ed.), 1997a, b] свидетельствует о чрезвычайно сложных условиях для проведения сейсмических работ в данном районе. Малые глубины и «акустически звонкие» осадки, залегающие близко к поверхности морского дна, препятствуют проникновению сейсмического сигнала в глубину. В таких условиях наиболее целесообразно использование высокочастотного сейсмоакустического комплекса с достаточно высокой энергией выходного сигнала. Поэтому в ходе экспедиции «Трансдрифт-Х» использовался сейсмоакустический комплекс «Соник-М141», сконструированный и собранный во ВНИИОкеангеология. Этот аппаратный комплекс состоит из высокочастотного профилографа и сонара бокового обзора, смонтированных в едином буксируемом аппарате. Рабочая частота профилографа может изменяться в широких пределах - от 1,4 до 14 кГц, чего в совокупности с мощным (до 10 кВт) выходным сигналом достаточно для изучения разреза мощностью до 30- 40 м при вертикальном разрешении не менее 20- 30 см .

В ходе работ было пройдено 22 региональных профиля восточнее и севернее дельты Лены, затем работы были сконцентрированы на детализационном полигоне к западу от Васильевской банки, где было пройдено еще 19 параллельных профилей длиной по 8- 11 км . Профили были ориентированы с северо-запада на юго-восток и располагались на расстоянии около 400 м друг от друга. Полученная плотная сеть профилей позволила авторам провести объемное моделирование распространения сейсмофаций в пределах детального полигона.

Интерпретация сейсмоакустических данных проводилась в среде программного пакета («The Kingdom Suite» ver. 7.6). Основные горизонты и сейсмофаций были откартированы, а затем экспортированы в среду программы «Surfer» ver. 8.0 для объемного моделирования и реконструкции. Гридирование данных проводилось при помощи алгоритма «Kriging» с уменьшением радиуса поиска значений до 700 м . Такие параметры позволили избежать образования артефактов гридирования на участках, где отсутствует надежная сейсмическая информация.

Как известно, возникновение любого сейсмического отражения (рефлектора) обусловливается частичным или полным отражением сигнала на границах изменения акустических свойств среды. Основным акустическим параметром среды, влияющим на это, является так называемый акустический импеданс, равный произведению плотности среды (например, отложений) и скорости звука в ней. Способность границы раздела сред с различным акустическим импедансом отражать акустический сигнал определяется разностью импедансов в них. Чем выше разность акустических импедансов на этой границе, тем выше выразительность сейсмического отражения, т.е. амплитуда сигнала, тем ярче образуемый рефлектор. Таким образом, акустическая слоистость осадка обусловливается чередованием в разрезе литологически или физически неоднородных слоев, что чаще всего отражает седиментационную и/или диагенетическую неоднородность отложений. И наоборот, хаотической или акустически прозрачной сейсмической записи без заметных внутренних рефлекторов будут соответствовать гомогенные осадки без заметных изменений акустических свойств.

Как было установлено ранее [Rogers, Morack, 1985], проявление яркого сейсмического рефлектора на границе раздела мерзлых и немерзлых отложений объясняется значительным скачкообразным увеличением пластовых скоростей внутри мерзлой толщи. В большинстве случаев разность акустических импедансов на этой границе настолько велика, что акустический сигнал не проникает в мерзлую толщу [Niessen et al., 1999]. Это приводит к образованию особой сейсмофации, состоящей из яркого рефлектора, подстилающегося акустически прозрачными осадками.

На участках шельфа с глубинами более 2- 2,5 м СММП в настоящее время являются реликтовыми. Приповерхностные горизонты мерзлых пород, сформировавшихся на субаэральной стадии развития шельфа, в ходе трансгрессии претерпели частичный размыв и неравномерное протаивание сверху. Впоследствии они были перекрыты слоем прибрежно-морских и морских отложений мощностью от первых до первых десятков метров. Поэтому современное положение кровли СММП часто имеет наложенный характер, несогласно пересекая седиментационные границы [Бондарев и др., 2002; Rekant et al., 2005a].

Таким образом, особенностями сейсмоакустического разреза, отражающими существование СММП на сейсморазрезе, могут являться следующие признаки: 1) присутствие яркого отражающего рефлектора, отражающего преобладающую часть энергии сейсмосигнала; 2) подстилание такого рефлектора толщей осадков, имеющих акустически прозрачную или хаотическую волновую картину; 3) несогласное залегание такого рефлектора с первичной седиментационной слоистостью; 4) расчлененный характер поверхности рефлектора; 5) согласное или несогласное перекрывание рефлектора недеформированными осадками.

Результаты

В ходе интерпретации сейсмоакустических данных был выделен ряд сейсмофации и сейсмомаркеров, которые впоследствии удалось скоррелировать с процессами деградации и трансформации СММП.

Был установлен яркий отражающий рефлектор (BR - basal reflector), отделяющий нижележащую акустически прозрачную толщу осадков (ATU - acoustically transparent unit) от вышележащей стратифицированной толщи (рис. 3.3.3). Рефлектор обладает высокой положительной отражающей способностью, свидетельствующей о скачкообразном увеличении скорости звука вниз по разрезу. BR располагается на поддонных глубинах от 1 до 60 м , местами имеет глубоко расчлененный рельеф с относительными превышениями до 10- 20 м . Поверхность BR образована чередованием плосковершинных поднятий, сложенных акустически прозрачными осадками, и впадин, имеющих видимые размеры длиной от 500 до 2000 м . Стратифицированная толща осадков (TS - trangressive sequence) разделяется на комплекс заполнения впадин (FS - fill sequence), нивелирующий все неровности подстилающего рельефа, и на перекрывающий его комплекс морских осадков (MS - marine sequence) (рис. 3.3.4, 3.3.5). Они разделяются границей (TR- transgressive reflector), выделяемой по существенному изменению характера акустической слоистости. В сейсмическом разрезе FS усматривается устойчивая тенденция ослабления акустической слоистости осадков вверх по разрезу: от четкослоистой базальной пачки в составе FS через неясно слоистую верхнюю часть FS и нижнюю часть MS до хаотически слоистых и неслоистых осадков MS.

Несмотря на относительно небольшие размеры впадин, наблюдается заметная асимметрия в характере залегания заполняющего их комплекса FS. Если в юго-восточных частях большинства впадин осадки комплекса заполнения трансгрессивно налегают на подстилающие акустически прозрачные отложения (рис. 3.3.4, 3.3.5), то в западных частях впадин они образуют толщи проградационного наращивания, с серией клиноформ и следами эрозии в кровле. Такой тип седиментационных структур свидетельствует о преобладании поступления осадочного материала с северо-западных берегов впадин.

Анализ и интерпретация сейсмоакустических записей впервые позволили выделить новый тип образований, связанных с впадинами в кровле BR, обозначенных как PC (permafrost cap). Рис. 3.3.3, 3.3.4 и 3.3.5 демонстрируют наличие у северо-западных краев большинства захороненных впадин однотипных наложенных структур, выраженных в виде «козырька» видимой вертикальной мощностью 6- 8 м . Северо-западная граница таких участков согласно налегает на горизонт BR, а юго-восточная граница несогласно - вертикально или с обратным падением - сечет все отражающие границы вмещающих отложений. На сейсмоакустических разрезах такие участки характеризуются резким ослаблением акустического сигнала и осветлением сейсмозаписи. Они уверенно прослеживаются на профилях, пройденных в обоих направлениях, и надежно интерполируются между профилями на расстояние до 5000 м с северо-востока на юго-запад вдоль борта впадины. Это свидетельствует о том, что данные структуры не могут считаться артефактами и соответствуют реальным геологическим объектам. На полигоне исследований  они  закономерно распространены у северо-западных частей впадин в пределах участков аградационного наращивания внутри описанных выше серий клиноформ (рис. 3.3.4 и 3.3.5). С одной стороны, все подходящие с юго-востока рефлекторы легко прослеживаются внутри участков осветления сейсмозаписи, что говорит о генетической связи осадков внутри и за их пределами. С другой стороны, рефлектор TR резко усиливает свою амплитуду над этими участками, что указывает на наличие высокоскоростных осадков внутри этих структур и говорит о высоком акустическом импедансе на их кровле. Исходя из вышеизложенного, мы сделали вывод о мерзлом состоянии отложений в этих структурах, что выразилось в увеличении скорости звука, изменении сейсмической картины и обособлении на сейсмоакустических разрезах части комплекса заполнения внутри комплекса клиноформ.

Анализ доступной отечественной и зарубежной литературы показал, что упоминаний об аналогичных структурах в субаквальном положении нет. Наиболее близким по морфологии и расположению в пространстве аналогом следует считать «мерзлотные козырьки», характерные для краевых частей термокарстовых котловин. Здесь в результате частичного дренирования озер происходит промерзание с поверхности и сбоку отложений подозерных таликов и формирование «козырьков» мерзлых пород (рис. 3.3.6). По мере промерзания талика угол залегания подошвы новообразованных мерзлых пород стремится к вертикальному, а сформированные таким образом ММП относят к парасинкриогенным. Они известны во многих районах Центральной и Северной Якутии. На основании сходства морфологии, условий залегания и пространственной приуроченности мы интерпретируем описанные выше структуры как «мерзлотные козырьки».

В верхней части TS наблюдаются современные и захороненные следы ледового выпахивания. Современные формы представлены зияющими бороздами глубиной до 2- 4 м (см. рис. 3.3.3, 3.3.4, 3.3.5) и шириной до 40 м . Они также хорошо идентифицируются по данным гидролокатора бокового обзора в виде линейных, кольцевых и криволинейных борозд. Захороненные ледовые борозды наблюдаются в виде V-образных канав, заполненных слоистыми осадками. Их количество заметно уменьшается вниз по разрезу. На глубинах ниже 5 м от поверхности дна захороненные борозды не регистрируются. Как известно, ледовые борозды в современных морских условиях образуются в результате дрейфа стамух и всторошенных льдов. Оба этих процесса взаимосвязаны и происходят на определенных глубинах от 10 до 50 м в полосе, располагающейся между движущимся паковым льдом и припаем [Barnes, Reimnitz, 1997]. Таким образом, стратиграфический уровень появления захороненных ледовых борозд, фиксируемых в разрезе (рис. 3.3.7), может служить маркером достижения трансгрессирующим морем глубины, достаточной для активного торошения и образования стамух (10- 20 м ).

В сейсмоакустическом разрезе широко представлены зоны просачивания приповерхностного аутогенного газа (GS - Gas Seep) (рис. 3.3.7). На сейсмограммах они представлены вертикальными наложенными зонами хаотической сейсмозаписи с сильным рассеянием сейсмосигнала, полностью маскирующими внутреннюю сейсмическую структуру. Верхняя граница GS обычно неровная и расположена на 7- 10 м ниже поверхности морского дна. Боковые границы вертикальные, четкие. Картированием не установлено четких закономерностей распространения GS, однако наблюдается некоторое увеличение количества газовых проявлений в северо-западной части детального полигона, а также у западных краев впадин на контакте с PC. Скорее всего, GS маркируют собой зоны наиболее проницаемых для аутогенного газа осадков, ассоциирующихся с наличием зон сквозных таликов.

Обсуждение результатов

Анализ латерального распространения сейсмофаций. Для анализа особенностей распространения сейсмофаций и сейсмомаркеров в границах полигона исследований нами было проведено построение объемных моделей различных поверхностей. На этом этапе распознаны и оцифрованы поверхности морского дна, BR, кровли FS, положение кровли «мерзлотных козырьков» (PC), положение кровли GS, а также закартированы площади изменения характера BR. Затем массивы данных были импортированы в среду программы «Surfer» ver. 8.0, где по ним построены одноименные, а также разностные объемные модели. В итоге был получен набор объемных моделей, иллюстрирующих современное положение BR, мощность перекрывающих его осадков (TS), расположения верхних кромок газовых сипов, расположения и мощности PC и др. Наиболее информативной, на наш взгляд, является комбинированная поверхность, иллюстрирующая взаиморасположение рефлектора BR и PC, представленная на рис. 3.3.8. На нем показано, что поверхность BR в плане образует изометричные или близкие к ним впадины, окруженные плосковершинными возвышенностями. На юго-востоке полигона в районе Васильевской банки поверхность BR поднимается до отметок 30- 32 м ниже уровня: моря, на северо-западе она постепенно погружается до отметок 45- 48 м .

Как видно из рис. 3.3.8, рельеф захороненной поверхности BR и термокарстовый рельеф, развитый на поверхности высокольдистых отложений на Быковском п-ове [Grosse et al., 2005], обладают практически идентичными морфометрическими характеристиками. Сходными являются размеры, глубина и ориентация как одиночных впадин, так и их систем. Кроме того, размеры и форма депрессий коррелируются с характеристиками субмеридионально ориентированных термокарстовых озер Якутии, описанными в литературе [Куницкий, 1989; Grosse et al., 2006; Schwarmborn et al., 2002]. Таким образом, с достаточной степенью уверенности можно сопоставить поверхность рефлектора BR с кровлей СММП.

Объемное моделирование показало строгий контроль распространения «мерзлотных козырьков» по северо-западным и западным берегам впадин (рис. 3.3.9). Вдоль бортов наиболее крупных впадин и систем впадин PC образуют сплошной «мерзлотный козырек», простирающийся на расстояние более 5 км .

В границах района работ нам удалось выделить три сейсмофациальные области А, В и С, различающиеся морфоструктурными характеристиками и сейсмическим обликом BR (рис. 3.3.9). Мы предполагаем, что эти различия обусловлены главным образом мерзлотно-геологической историей этой территории. С целью сопоставления выделенных сейсмических образов с реальными осадочными обстановками мы привлекли геологические данные по хорошо изученным прилегающим территориям.

Область А вытянута вдоль западного подножия Васильевской банки на захороненной террасовидной поверхности. Здесь BR обладает наибольшей сейсмической амплитудой и выразительностью, что приводит к полному поглощению сейсмического сигнала на этой границе. В границах именно этой зоны располагаются описанные выше впадины и возвышенности BR (рис. 3.3.4, 3.3.5 и 3.3.9). Захороненные депрессии, соединяясь между собой, образуют ориентированные, вытянутые с север - северо-востока на юго-юго-запад понижения с латеральными размерами от 500 до 6000 м и относительными углублениями до 10- 20 м . BR подстилается акустически прозрачными осадками (ATU).

Таким образом, установленный по сейсмоакустическим данным ATU (рис. 3.3.3, 3.3.7) сопоставляется нами с реликтовыми мерзлыми породами, верхние горизонты которых могут быть представлены нижними частями отложений едомного ледового комплекса. Его кровля (BR) осложнена термокарстовыми впадинами, заполненными слоистыми осадками (FS). Как хорошо видно на рис. 3.3.3, 3.3.4 и 3.3.5, выше LR в разрезе залегает асимметричная толща проградационного наращивания с серией клиноформ. Анализ размера и формы отдельных клиноформ показывает, что депоцентры осадконакопления располагались у северо-западных бортов впадин и постепенно смещались на юго-восток. Типичными осадками для комплекса заполнения термокарстовых котловин являются слабослоистые суглинисто-песчаные отложения с прослоями торфов, маркирующие собой периоды стагнации на фоне общего протаивания дна термокарстовых озер [Grosse et al., 2006]. Присутствие на некоторых профилях отражающего горизонта LR в низах FS (рис. 3.3.3) может быть обусловлено прослоем торфа, маркирующего окончание фазы проседания днища озера.

В условиях потепления климата термокарстовые котловины начинают развиваться как изолированные водные бассейны. В дальнейшем они могут либо частично сливаться, либо соединяться посредством эрозионных каналов стока. Протаиванию подвергаются высокольдистые осадки ЛК с мощными ледяными жилами. Общее содержание льда в таких осадках может достигать 70-90%, и поэтому проседание днища впадины лишь в незначительной степени компенсируется вытаивающими осадками. При достижении фронтом протаивания подошвы ледового комплекса скорость осадки при протаивании существенно уменьшается. Если до этого момента границы подозерного талика совпадали с подошвой накопившихся на дне озера протаявших отложений, то в дальнейшем увеличение мощности талика происходит за счет оттаивания подстилающих ледовый комплекс отложений. При этом глубина озера практически не увеличивается. При частичном дренировании озера в силу различных причин осушившиеся краевые части котловины испытывают вторичное промерзание сверху, которое со временем приводит к образованию «козырька» мерзлых пород над еще не промерзшим таликом в его краевой части.

В ходе поздненеоплейстоцен-голоценовой трансгрессии моря происходило затопление уже сформированных на шельфе термокарстовых котловин [Романовский и др., 1999]. В изучаемом районе фаза трансформации термокарстовых впадин в лагуны и их дальнейшее полное затопление происходили в начале голоцена. В результате постепенного повышения уровня моря и береговой термоабразии котловины преобразуются в полуоткрытые заливы, отделяемые от моря образующейся косой. Лагуна за этим барьером служит осадочной ловушкой с положительным балансом осадков. Ветровой нагон приводит к заплеску морских вод и размываемых осадков через косу, постепенно наращивая ее со стороны лагуны серией клиноформ. В зимнее время происходило промерзание осадков на косе и мелководье, что могло приводить к новообразованию мерзлых пород, в том числе и типа «козырьков», сходных с теми, что идентифицируются на сейсмограммах в виде PC.

Область В расположена к северо-западу от области А в пределах более погруженной части палеодолины (см. рис. 3.3.8). BR здесь имеет несколько меньшую акустическую амплитуду и гораздо более выровненную поверхность (рис. 3.3.10). Он подстилается акустически прозрачными осадками ATU с фрагментами внутренних рефлекторов. BR здесь располагается на поддоных глубинах около 12- 15 м и представлен плоской поверхностью без заметных перепадов глубин залегания. Перекрывающий его комплекс осадков (FS) с рефлектором TR в кровле также имеет ненарушенное субгоризонтальное залегание. Граница BR в этой области располагается на несколько метров ниже области А и заметно слабее подвержена термокарсту. В ее пределах наблюдается наибольшее число зон просачивания газа, которые часто сливаются в одну большую зону, маскирующую все внутренние рефлекторы.

Поскольку граница, разделяющая области А и В, весьма условна и постепенна, мы можем предположить, что в основании разрезов обеих областей залегают парагенетичные осадки одинакового возраста. Наиболее близкие аналоги подобных палеообстановок можно найти в дельте Лены и на Яно-Индигирской низменности (рис. 3.3.8).

Область С, располагающаяся на наиболее возвышенных участках морского дна на Семеновской и Васильевской банках (рис. 3.3.8), значительно отличается от двух описанных выше зон. Во-первых, в основании разреза непосредственно под BR здесь залегают слабостратифицированные полупрозрачные осадки (STU - Semitransparent Unit) со следами эрозионного размыва в кровле (рис. 3.3.7). Во-вторых, BR располагается здесь на поддонных глубинах до 1- 5 м , часто выходя непосредственно к поверхности дна. Он имеет многофазную, малоамплитудную и размытую структуру сейсмического сигнала (рис. 3.3.7), что говорит о развитии здесь «вялой» высокотемпературной мерзлоты с невысокой льдистостью. Скорее всего, к поверхности дна в этой области выходят более древние осадки, слагающие фундамент сейсмоакустического разреза на всей площади района работ. Для более детальной корреляции сейсмоакустических комплексов нами были привлечены данные по наземному обрамлению района. Так, геологические данные, полученные в дельте Лены и на Быковском п-ове, свидетельствуют о наличии слабольдистых песчаных осадков, подстилающих высокольдистые отложения Каргинско-Сартанского ЛК [Schwarmborn et al., 2002; Grosse et al., 2006].

В дельте Лены песчаные отложения залегают в основании третьей террасы на абсолютных отметках от 0 до + 14 м . Они отличаются по гранулометрическим характеристикам и по значительно меньшему содержанию льда (до 25 вес. %) от несогласно перекрывающего их Каргинско-Сартанского ЛК [Schwarmborn et al., 2002]. Кроме того, спутниковые изображения показывают значительно меньшее распространение на их поверхности термокарстовых впадин (рис. 3.3.8). Осадки имеют волнистую текстуру, указывающую на мелководный флювиальный генезис. Абсолютные датировки показывают возраст от 88 до 43 тыс. лет [Schwamborn et al., 2002].

На востоке Быковского п-ова песчаные слабольдистые отложения залегают на абсолютных отметках от -50 до + 9 м [Grosse et al., 2006]. Они представлены песчано-гравийными осадками плиоцена - раннего неоплейстоцена [Куницкий, 1989], несогласно перекрытыми аллювиальными тонкопесчаными, слабольдистыми осадками зырянского возраста. Начало накопления толщи предполагается по высотно-возрастной модели [Meyer et al., 2002a] около 80 тыс. лет. Сверху несогласно залегают резко отличающиеся по литологическому составу и содержанию льда (до 100-170 вес. %) лёссоподобные каргинско-сартанские осадки.

Эти данные дают нам возможность скоррелировать STU с полигенетической толщей песчаных отложений основания третьей террасы дельты Лены, имеющей докаргинский возраст.

Выводы

В результате обработки многочисленных сейсмоакустических разрезов в южной части моря Лаптевых выделен ряд сейсмофаций и границ, происхождение которых связано с мерзлотно-геологическими процессами на шельфе в ходе поздненеоплейстоцен-голоценовой трансгрессии. Выделенный по сейсмоакустическим данным отражающий рефлектор BR идентифицирован как кровля субаквальных мерзлых пород (Acoustic Permafrost Table - APT). APT формирует поверхность, морфологически сходную с рельефом современных низменностей Якутии, сложенных высокольдистыми породами ледового комплекса. Для обеих поверхностей характерно наличие изометричных термокарстовых понижений, разделенных плосковершинными возвышенностями - останцами ЛК. На шельфе APT расположен на глубине 5- 10 м ниже морского дна, погружаясь под днищами термоабразионных впадин до 30- 60 м . В районе банок Семеновская и Васильевская APT подходит вплотную к поверхности дна. Здесь эта граница имеет многофазную и значительно более размытую структуру, свидетельствующую о наличии в разрезе «вялой» высокотемпературной мерзлоты, обусловленной длительной термоабразией и, возможно, песчаным составом осадков с невысокой льдистостью.

На основании анализа последовательности сейсмофаций в разрезе установлена постепенная смена природных обстановок от континентальных до морских, обусловленная морской трансгрессией позднего неоплейстоцена-голоцена.

Геологический разрез верхней части осадочного чехла всего исследуемого района может быть представлен в виде четырех сменяющих друг друга фаций. В основании разреза залегают акустически полупрозрачные осадки STU, сопоставляемые с докаргинской слабольдистой полигенетической песчаной толщей основания третьей террасы дельты Лены. Сверху они несогласно перекрываются акустически прозрачным комплексом ATU, которые с известной долей условности можно сопоставить с высокольдистыми каргинско-сартанскими осадками ЛК. Термокарстовые впадины в кровле последнего заполнены стратифицированной толщей FS предположительно алевро-песчанистого состава с прослоями торфов. Сверху все перекрыто стратифицированной толщей MS, коррелируемой с мелководными и морскими фациями голоценового возраста.

Участки просачивания аутигенного газа расположены хаотически с незначительным преобладанием в западной части изученного района. Мы предполагаем, что они маркируют собой положение газопроницаемых зон в сквозных таликах.

Установлен прерывистый тренд повышения уровня моря в ходе последней трансгрессии. Так, в интервале примерно 5000 л .н. нами предполагается незначительное понижение уровня моря и выведение уже сформированных толщ лагунно-морских осадков выше уровня моря. В этот период была выработана единая поверхность, объединяющая плоские вершины банок-останцов ЛК и кровлю комплекса заполнения впадин.

Исследования проводились в рамках проекта «System Laptev Sea. Permafrost» при поддержке Германского министерства образования и науки (грант 03G0589D), при поддержке гранта INTAS (INTAS ref. 03-51-6682) и гранта РФФИ № 06-05-64197. Обработка сейсмических данных проводилась в программе «The Kingdom Suite» ver. 7.6, полученной в качестве гранта от Seismic Micro-Technology, Inc. no программе «University Gift Programm».

ЛИТЕРАТУРА:

Бондарев В.Н., Рокос С.И., Костин Д.А. и др. Подмерзлотные скопления газа в верхней части осадочного чехла Печорского моря // Геология и геофизика. 2002. Т. 43. № 7. С. 587-598.

Гаврилов А.В., Романовский Н.Н., Хуббертен Х.В., Романовский В.Е. Распространение островов-реликтов ледового комплекса на Восточно-Сибирском арктическом шельфе // Криосфера Земли. 2003. Т. VII. № 1. С. 18-32.

Жигарев Л.А., Суходольская Л.А., Чернядьев В.П. Криолитозона арктических морей в позднем плейстоцене и голоцене. М.: МГУ, 1982. 93 с.

Кордиков А.А. Донные осадки моря Лаптевых. Л.: Изд. ГлавСевМорПути, 1952. 152 с.

Куницкий В.В. Криолитология низовья Лены. Якутск: Ин-т мерзлотоведения СО РАН, 1989. 164 с.

Рекант П.В. Геологическое строение и условия формирования чехла плиоцен-четвертичных образований Лаптевоморской континентальной окраины: Автореф. канд. дис. СПб.: ВНИИОкеангеология, 2002. 29 с.

Романовский Н.Н., Гаврилов А.В., Пустовойт Г.В. и др. Распространение субмариной мерзлоты на шельфе моря Лаптевых // Криосфера Земли. 1997. Т. 1. № 3. С. 9-18.

Романовский Н.Н., Гаврилов А.В., Тумской В.Е. и др. Термокарст и его роль в формировании прибрежной зоны шельфа моря Лаптевых // Криосфера Земли. 1999. Т. III. № 3. С. 79-91.

Романовский Н.Н., Гаврилов А.В., Тумской В.Е., Холодов А.Л. Криолитозона Восточно-Сибирского арктического шельфа // Вестн. Моск. ун-та. Сер. геол. 2003. № 4.

Слагода Е.А. Петрографические особенности современных отложений береговой зоны моря Лаптевых // Исслед. мерзлых толщ и криогенных явлений. Якутск: Изд-во ИМЗ СО РАН СССР, 1988. С. 11-21.

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.

Тумской В.Е., Романовский Н.Н., Типенко Г.С. Результаты моделирования протаивания отложений ледового комплекса под термокарстовыми озерами на северо-востоке Якутии // Мат-лы Второй конференции геокриологов России. 2001. Т. 2. С. 300-307.

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

Холодов А.Л., Ривкина Е.М., Гиличинский Д.А. и др. Оценка количества органического вещества, поступающего в Арктический бассейн при термоабразии побережья моря Лаптевых и Восточно-Сибирского // Криосфера Земли. 2003. Т. VII. № 3. С. 3-12.

Barnes P.W., Reimnitz E. Morphology and stratigraphy related to the nearshore boundary of the Stamukhi zone // Glaciated continental margins. An atlas of acoustic images / Ed. By Davis et al. Chapman and Hall, 1997. P. 222-223.

Bauch H.A., Mueller-Lupp T., Taldenkova E. Et al. Chronology of the Holocene transgression at the North Siberian margin // Global Planetary Change. 2001. N. 31. P. 125-139.

Grigoriev M.N., Rachold V. The degradation of coastal permafrost and the organic carbon balance of the Laptev and East Siberian Seas . Proceedings of 8^th International Conference on Permafrost. Zurich ( Switzerland ), 21-25 July, 2003. P. 319-324.

Grosse G., Schirrmeister L., Kunitsky V., Hubberten H.-W. The use of CORONA images in Remote Sensing of periglacial geomorphology: an illustration from the NE Siberian coast // Permafrost and periglacial processes. 2005. Vol. 16. P. 162-172.

Grosse G., Schirrmeister L., Malthus T.J. Application of Landsat-7 satellite data and a DEM for the quantification of thermokarst-affected terrain types in the periglacial Lena-Anabar coastal lowland // Polar Research. 2006. Vol. 25(1). P. 51-67.

Hinz K., Delisle G., Block M. Seismic evidence for the depth extent of permafrost in shelf sediments of the Laptev Sea , Russian Arctic? // Lewkowicz A.G., Allard M. (eds.). Proc. Of 7th Int. Conf. on Permafrost, June 23-27, 1998. Yellowknife , Canada . P. 453-458.

Kassens H., Bauch H., Drachev S. The Transdrift VIII expedition to the Laptev Sea : the shelf drilling campaign of the Laptev Sea System 2000 // Proceedings of the Sixth Workshop on Russian-German Cooperation: Laptev Sea System. St. Petersburg , 2000. Program and Abstracts. P. 39-40.

Kassens H., Niessen F. Profile of sediment echo sounding during cruise ARK-XIV/1b with links to ParaSound data files // Alfred Wegener Institute for Polar and Marine Research. Bremerhaven : PANGEA, 2004. doi:10.1594/PANGEA.141225

Meyer H., Dereviagin A.Y., Siegert C., Hubberten H.-W. Paleoclimate studies on Bykovsky Peninsula , North Siberia – Hydrogen and oxygen isotopes in ground ice. // Polarforschung. 2002. Vol. 70. P. 37-51.  

Niessen, F., Ebel, T., Kopsch, C., Fedorov, G. B. High-resolution seismic stratigraphy of lake sediments on the Taymyr Peninsula, Central Siberia, Land-ocean systems in the Siberian Arctic: Dynamics and history (H. Kassens, H.A. Bauch, I. Dmitrenko, H. Eicken, H.-W. Hubberten, M. Melles, J. Thiede, L.A. Timokhov, eds ) Lecture notes in earth science, Springer, Berlin , 1999. P. 437-456.

Niessen F. Profile of sediment echo sounding during cruise ARK-IX/4 with links to ParaSound data files // Alfred Wegener Institute for Polar and Marine Research. Bremerhaven : PANGAEA, 2004a. doi: 10.1594/PANGAEA.206530  

Niessen F. Profile of sediment echo sounding during cruise ARK-XI/1 with links to ParaSound data files // Alfred Wegener Institute for Polar and Marine Research. Bremerhaven: PANGAEA, 2004b. doi: 10.1594/PANGAEA.206531

Rachold V., Bolshiyanov D., Grigoriev M. et al. Nearshore Arctic subsea permafrost in transition // EOS. 2007. Vol. 88. № 13. P. 149-156.

Rachor E. Scientific Cruise Report of the Arctic Expedition ARK-XI/1 of the RV Polarstern in 1995 (German-Russian Project LADI: Laptev Sea - Arctic Deep Basin Interrelations), Reports on Polar Research, Alfred Wegener Institute for Polar and Marine Research. Bremerhaven , 1997. Vol. 226. 330 p.

Rekant P., Cherkashev G., Vanstein B., Krinitsky P. Submarine permafrost in the nearshore zone of the southwestern Kara Sea // GeoMarine Letters. 2005. Vol. 25, P. 183-189. doi:10.1007/s00367-004-0199-5.

Rekant P., Gusev E., Schwenk T. et al. Seismic facies as a key to insight into the distribution and characteristic of the offshore permafrost (new data from the Laptev Sea ). Proceedings of the 2nd European Permafrost Conference, EUCOP II, Potsdam , Germany , 2005. P. 167.

Rogers J.С., Morack J.L. Beaufort and Chukchi seacoast permafrost studies // Outer Continental Shelf Environmental Assessment Program: Final Reports of Principal Investigators, Volume 34, August 1985, U.S. Department of Commerce, National Oceanic and Atmospheric Administration, National Ocean Service, Office of Oceanography and Marine Assessment, Ocean Assessments Division, Alaska Office. Colorado : Boulder , 1985. P. 323-355.

Romanovskii N.N., Hubberten H.-W., Gavrilov A.V. et al. Thermokarst and land-ocean interactions, Laptev Sea region, Russia // Permafrost and Periglacial Processes. 2000. Vol. 11. P. 137-152.

Schwamborn G., Rachold V., Grigoriev M.N. Late Quaternary sedimentation history of the Lena Delta // Quaternary International. 2002. Vol. 89. P. 119-134.

3.3. Distribution and peculiarity of bedding of the sub-sea permafrost near Semenovskoe and Vasilievskoe shoals ( Laptev Sea ) revealed by high-resolution seismic profiling

P.V. Rekant¹, V.E. Tumskoi², E.A. Gusev¹, T. Schwenk³, F. Spiess³, G.A. Chercashev¹, H. Kassens⁴

¹ All-Russia Research Institute for Geology and Mineral Resources of the World Ocean (VNIIOkeangeologia), St. Petersburg, Russia. ² Lomonosov Moscow State University (MSU), Geological Faculty, Moscow , Russia . ³ University of Bremen, Germany.⁴ Leibniz Institute for Marine Sciences, Kiel University (IFM-GEOMAR), Kiel , Germany

Based on the interpretation of original seismic-acoustic data, a facial succession that corresponds to the environmental evolution in Late Pleistocene-Holocene was revealed in the southern part of Laptev Sea . A distinct subsurface seismic basal reflector was found and interpreted as an acoustically identified permafrost table (APT). The APT topography consists of a number of thermokarst pits alternating with the remnants of the Ice complex highs. APT occurs at sedimentary depth of 10- 15 m below sea floor at deeps at places down to 60 m . At the western slope of the Semenovskoe and Vasilievskoe shoals it rises up to 1- 2 m below sea floor. Three zones characterized by different geometry, reflection patterns, depths, and continuity of the BR, could be identified within study area. A number of permafrost caps were formed as an acoustically transparent zone at western sides of the depressions as a result of combined upward and downward syngenetic freezing.

Ссылка на статью: 

Рекант П.В., Тумской В.Е., Гусев Е.А., Швенк Т., Шписс Ф., Черкашев Г.А., Кассенс Х. Распространение и особенности залегания субаквальной криолитозоны в районе банок Семеновская и Васильевская (море Лаптевых) по данным сейсмоакустического профилирования. В кн.: «Система моря Лаптевых и прилегающих морей Арктики: современное состояние и история развития». М.: Изд-во Моск. ун-та, 2009, с. 332-348.