Криоморфогенез и литодинамика прибрежно шельфовой зоны морей Восточной Сибири (стр. 4 )

Исследования процессов разрушения берегов внутри дельты р. Лены показали, что они дают весьма большой объем наносов, частично поступающих в море Лаптевых. К сожалению, определить, как много этих наносов поступает в море, а какая их часть переотлагается в дельте, невозможно из-за отсутствия гидрологических данных по твердому стоку в устьях проток. Масса потоков наносов из береговых сегментов, относящихся к первой и третьей (ледовый комплекс) террасам, рассчитывалась по тому же методу, что и вынос материала из морских берегов. Береговые исследования в дельте р. Лены проведены автором в годах на 42-х ключевых участках (табл. 7).

Таблица 7

Масса отложений, поступающих из эрозионных берегов дельты р. Лены в протоки (по 42-м ключевым участкам).

Геоморфоло-гическое положение и состав отложений	Кол-во ключевых участков	Средняя скорость эрозии берега, м/год	Длина береговых секций, км	Средняя высота клифа, м	Средняя объемная льдистость,%	Средняя плотность скелета грунта, г/см3 (т/м3)	Масса наносов из берегов, т/год
Первая терраса, песок, супесь, суглинок, торф, ПЖЛ	34	3,9	60	6	20	1,6	1
Третья терраса, ледовый комплекс и озерно-термо-карстовые отложения	8	2,3	12,6	18	55	1,4
Масса береговых отложений, поступающих в протоки по 42-м участкам	2

Выяснилось, что из берегов, общей длиной всего 76,6 км, в протоки уходит более 2-х млн. тонн наносов в год (Grigoriev, 2003, 2007; Grigoriev, Schneider, 2002). Учитывая большую протяженность таких берегов (оценочно, не менее 1 000 км), возможно, что все эродируемые берега дельты продуцируют массу наносов, сопоставимую с береговым выносом материала всего моря Лаптевых. Вероятно, что большая часть берегового потока наносов остается в дельте и отлагается на ее устьевом взморье в пределах обширного подводного авандельтового конуса выноса. Следует подчеркнуть, что в пределах дельты р. Лены криогенные геоморфологические процессы так же играют основную роль в разрушении ее берегов, насыщенных подземными льдами, и формировании внутридельтовых потоков наносов. В дельте, из ряда криогенных процессов, наиболее высокие скорости принадлежат термоэрозионному разрушению берегов.

Основные прикладные аспекты изучения литодинамических процессов в прибрежно-шельфовой зоне морей Лаптевых и Восточно-Сибирского сводятся к следующему:

1. Береговые потоки наносов являются наиболее мощными в Арктике и выносят на мелководный прибрежный шельф десятки миллионов тонн осадков в год, которые в значительной степени остаются в прибрежно-шельфовой зоне. Они переносятся вдольбереговыми потоками наносов, частично выводятся волновыми процессами на литораль, а часть их уносится вглубь моря. В связи с этим, в мелководной зоне существенно меняются глубины и часто перестраивается фарватер (например, фарватер судов «река-море» у Быковского п-ова перестраивается ежегодно). Информация о процессах и темпах поступления берегового материала необходима гидрографическим службам для корректировки батиметрических материалов навигационного обеспечения судоходства.

2. Береговая база данных позволяет использовать информацию о потерях береговых масс по всем типовым береговым секторам производственным, проектным и научным организациям. Дифференцированные по участкам данные о массе наносов могут быть полезны для расчетов и оценок различных минеральных и химических веществ, поступающих в море с континента.

3. Ожидается, что отмечающиеся в Арктике потепление климата и сокращение площади паковых льдов должны привести к активизации штормовых условий, увеличению мощности сезонно-талого слоя (СТС) и ускорению отступания берегов. Это увеличит поступление из берегов на шельф терригенных наносов, включая органический углерод, являющегося дополнительным источником парниковых газов. Проблема, связанная с дополнительными источниками таких газов, сейчас весьма актуальна. Установлено, что наибольшие концентрации растворенного СО2 в пределах СЛО имеют место именно в шельфовых водах морей Лаптевых и Восточно-Сибирского (Semiletov et al., 2002). Это объясняется, в частности, выносом из берегов этих морей большого объема органического углерода.

В главе 6 «Распространение и эволюция субаквальных многолетнемерзлых пород на подводном береговом склоне» анализируются данные о строении верхних горизонтов СММП и протекающих в них процессах.

Океаническая криолитозона в Северном полушарии занимает около 13 млн. км2 (Жигарев, 1997) и является очень мало исследованным явлением. По ряду моделей, мощность субаквальных мерзлых пород в исследуемых морях достигает 250-600 м (Romanovskii et al., 2005). По расчетам и др. (1978), деградация СММП мощностью около 600 м, в зависимости от разных граничных условий, может длиться от 5 до 100 и более тысяч лет. Фактических буровых данных на приглубом шельфе и севернее пока не получено. Основная часть океанической криолитозоны представлена отрицательно-температурными донными породами. Несомненно, что на некоторой площади шельфа распространены субаквальные многолетнемерзлые породы. Каковы их мощность, строение и площадь распространения, – неизвестно. Неизвестно, существуют ли мерзлые породы в относительно глубоководной части шельфа арктических морей и даже вблизи отдельных типов побережья.

Логично предположить, что континентальная мерзлота, погруженная под море в результате последней морской трансгрессии, может довольно далеко уходить в море. Прежде всего, это зависит от уклонов кровли и подошвы СММП. Получая тепло сверху (море) и снизу (внутриземные тепловые потоки), и в соответствие с длительностью пребывания в условиях, исключающих регулярное охлаждение, мерзлая толща в вертикальном разрезе, по-видимому, должна выглядеть в виде протяженного клина, сужающегося на север.

В относительно глубоководной части шельфа восточно-арктических морей Азии донные скважины практически не бурились за исключением двух неглубоких профилей в восточном секторе моря Лаптевых. Они пробурены в 2000 г. с бурового судна «Кимберлит» в ходе российско-германской экспедиции «ТрансДрифт VIII» по межправительственному проекту «Система моря Лаптевых» (Kassens et al, 2000, 2001; Drachev et al., 2002). В керне нескольких скважин были обнаружены мерзлые породы с кристаллами пресного льда. К сожалению, аналитические материалы по этим работам до сих пор не опубликованы. Данные геофизического зондирования шельфа моря Лаптевых показывают, что на различных глубинах под морским дном и на значительной площади шельфа имеются границы-рефлекторы, похожие по морфологии и геофизическим свойствам на кровлю СММП (Rachor, 1999; Schwenk et al., 2005; Рекант и др., 1999, 2001; Rekant, 2002; Drachev et al., 2002 и др.).

Достоверные сведения о субаквальной мерзлоте имеются лишь по ограниченному числу относительно неглубоких (10-80 м) буровых профилей, вскрывших мерзлые породы под дном морей Лаптевых и Восточно-Сибирского. Имеется ряд публикаций с данными бурения на прибрежном шельфе, вскрывшего подводную мерзлоту (Пономарев, 1950; Н. Григорьев, 1966, 1987; Молочушкин, Гаврильев, 1970; Катасонов, Пудов, 1972; Жигарев, 1977; Жигарев, Плахт, 1977; Фартышев, 1978, 1993; 1978; Соловьев, 1981; Куницкий, 1986; Григорьев, 1993, Григорьев, Куницкий, 2000; Kassens., 2000; Drachev et al., 2002 и другие). Тем не менее, закономерности развития, характер эволюции и распространения СММП на шельфе изучены в крайне ограниченном объеме.

Надежные буровые данные получены лишь в пределах относительно мелководных участков шельфа вблизи континента и островов. Анализ эволюции СММП в настоящей работе основывается именно на этих материалах. Буровые данные показывают, что практически во всех случаях кровля субаквальных мерзлых пород медленно или с резкими перегибами погружается с увеличением глубин моря. Динамика кровли СММП обычно связана с темпами отступания берегов, поскольку континентальная мерзлота здесь переходит в подводное положение и темп ее тепловой деградации является функцией времени. Наиболее часто СММП обнаруживается на участках прибрежного шельфа, прилегающих к льдистым, активно отступающим, так называемым, термоабразионно-термоденудационным берегам.

На базе собственных и опубликованных данных о строении подводного берегового склона, его геокриологического и литологического строения, особенностей морфологии и гидро-литодинамики прибрежной зоны, автором был проведен анализ основных параметров развития и распространения субаквальной мерзлоты в пределах мелководного шельфа морей Лаптевых и Восточно-Сибирского. Основной целью исследований было выяснение закономерностей, присущих трансформации мерзлоты под морем, в частности деградации кровли СММП. Наибольшее внимание уделялось самым распространенным – реликтовым мерзлым породам, сформированным в субаэральных условиях и перешедших в подводное положение в результате трансгрессии моря и эрозии берегов.

Новообразованные мерзлые породы, формирующиеся на мелководье, распространяются в основном в пределах устьевого взморья на участках выдвижения речных дельт, а также в полузамкнутых заливах, где преобладает аккумуляция терригенного материала. Наибольшее количество фактического материала, полученного по этому типу подводной мерзлоты в морях Восточной Сибири, принадлежит (1966).

Новообразованные ММП имеют самые пологие уклоны (от суши в море) своей кровли, составляющие от 0,0002 до 0,003. Очевидно, что развитие этих новообразованных толщ ММП и морфологию их кровли определяют объемы твердого речного стока, а также скорости осадконакопления и активность размыва морского края авандельт. В случае, если аккумуляция опережает размыв, подводные и надводные части дельт выдвигаются в море в виде нарастающих баров, сингенетически промерзающих в условиях осадконакопления. При этом в прибрежной зоне растут мощность и площадь распространения новообразованных толщ ММП и СММП.

Один из первых буровых профилей, вскрывших реликтовые СММП, был задан (1950) в бухте Кожевникова в западной части моря Лаптевых. Следует подчеркнуть, что в одной из скважин им было обнаружено чередование мерзлых и влагонасыщенных горизонтов с криопэгами. По морям Восточной Сибири опубликованы данные по 30 буровым профилям, вскрывшим реликтовые СММП. Все эти материалы анализируются в главе 6. В частности, рассматриваются профили, пробуренные нами в центральном и западном секторах моря Лаптевых (рис. 9).

Рис. 9. Буровые профили у северного мыса о-ва Муостах (вверху) и у урочища Мамонтовый-Хаята Быковского п-ова (внизу), вскрывшие СММП. Центральный сектор моря Лаптевых.

В целом, соотношение уклонов поверхности субаквальной мерзлоты (0,007 у о-ва Муостах и 0,013 у Быковского п-ова) в сторону моря соответствуют соотношению темпов отступания термоабразионных береговых уступов на этих двух участках (13 и 3 м/год).

В 2003-м году пробурен меридиональный профиль в западном секторе моря Лаптевых в районе мыса Мамонтов Клык (рис. 10). Уклон СММП на этом профиле от берега до 1,3 км в море достаточно крутой (0,015), а на участке от 1,3 до 1,4 км – экстремально крутой (более 0,3). Эта аномалию можно объяснить развитием древнего (200-300 лет назад) термокарстового озера с подозерным таликом, погруженного под наступающее море. Расчеты показывают, что средний темп проседания кровли подводной реликтовой мерзлоты на этом участке прибрежного шельфа составляет около 8 см/год. Следует отметить, что параметры придонного слоя воды в этом районе, в отношении температуры (более низкая) и солености (более высокая), резко отличаются от его параметров на большинстве участков прибрежного шельфа морей Лаптевых и Восточно-Сибирского.

Другой буровой профиль в том же районе, с применением более мощной буровой техники, был пробурен в 2005 г. (рис. 11). Мерзлые породы в здесь представлены преимущественно реликтовыми континентальными плейстоценовыми отложениями, за исключением нижних горизонтов скважины С-2. Подошва ледового комплекса в этом районе, как правило, расположена ниже уровня моря и подстилается преимущественно песчаными отложениями с ледово-песчаными жилами, органическими остатками, суглинисто-супесчаными и глинистыми прослоями, а также с включениями дресвы и гравия.

Рис. 10. Буровой профиль в западном секторе моря Лаптевых у мыса Мамонтов Клык, вскрывший подводную мерзлоту с крутым падением кровли (2003 г.).

Рис. 11. Буровой профиль экспедиции «Южный берег моря Лаптевых» вблизи мыса Мамонтов Клык в западном секторе моря Лаптевых, побережье Анабар-Оленекского междуречья (2005 г.).

Аналитические исследования, проведенные для определения генетических и возрастных характеристик вскрытых осадков, показали, что в основании переработанных и протаявших под морем отложений лежат позднеплейстоценовые породы. Верхнюю их часть занимает ледовый комплекс (в прибрежной части профиля), перекрывающий перигляциальный аллювий, с датировками 59,3±5,8 (RLOG ) и 86,2±5,9 (RLOG ) тыс. лет (Большиянов и др., 2007), который, в свою очередь подстилается морскими осадками. Как показал анализ этих засоленных осадков в нижних горизонтах скважины С-2, их возраст составляет 111,1±7,5 тыс. лет (RLOG ). Распределение солей в керне скважин свидетельствует о том, что морское засоление сверху проникает до глубины 30 м, на 24 м ниже дна (рис. 12). Температура пород по разрезу самой глубокой скважины С-2, удаленной от берега на 12 км, оказалась почти безградиентной, с некоторым повышением в нижней части до -1 °С, (экстремально «теплая» для СММП). Начиная с глубины 65 м, где встретились первые прослои пластично-мерзлых глин, в обсаженную буровую колонну снизу стала поступать вода. Ниже снова залегали сцементированные ММП (песчано-суглинистые слои) со слоями мокро-морозных (по , 1974) пород.

Рис. 12. Распределение солей и температурный режим в морских скважинах бурового профиля «Мамонтов Клык».

Довольно сложно предположить, что исследуемая толща СММП деградировала здесь снизу почти полностью за 2,5 тысячи лет (при мощности ММП в береговой зоне этого региона 500-700 м). Вероятно, в нижней части разреза имеют место сложная гидрогеологическая обстановка, обусловленная миграцией криопэгов.

В ходе бурения профиля проводилось изучение состава придонного слоя осадков, лежащих под припайным льдом. При проходке морского льда мелкими скважинами скважинное пространство оставалось сухим. Через 8-12 часов на дне мелких скважин начинала появляться вода желто-коричневого цвета, уровень которой в ледовой скважине вскоре устанавливался на расстоянии 20-35 см выше дна. Изучение этого явления показало, что соленость воды составляет от 100 до 124 ‰, при температуре°С (рис. 13).

Рис. 13. Схема развития сезонных напорных криопэгов под припайным льдом в районе профиля «Мамонтов Клык».

Выяснилось, что криопэги сосредоточены в слое неконсолидированных отложений, мощностью около метра, находящемся между кровлей СММП (в данном случае они залегают на породах ледового комплекса) и горизонтом донных осадков примерно такой же мощности, промороженных через лед. Отжимаясь вниз при зимнем промерзании самого верхнего слоя донных осадков через морской лед, они концентрируются у поверхности многолетнемерзлых пород в условиях повышенного давления в замкнутом или полузамкнутом пространстве. Судя по наличию избыточного давления, криопэги не имеют контакта с морскими водами или же такой контакт затруднен. После того как ледовый покров был разбурен напорные криопэги «проедают» вышележащий сезонно-мерзлый слой и выходят в пределах ледовой скважины на некоторый уровень над поверхностью дна. Существование в зоне припайных льдов криопэгов, ранее неоднократно встречавшихся нами и другими исследователями на прибрежном шельфе, и, по-видимому, очень широко распространенных, вносит вопрос об их влиянии на темпы деградации верхних горизонтов подводной мерзлоты, расположенной в зоне припайных льдов.

Расчет показывает, что скорости деградации слоя СММП сверху неодинаковы в разных частях подводного берегового склона (табл. 8).

Таблица 8

Средняя скорость понижения верхней границы ММП, погруженных под уровень моря (за весь период субаквального растепления)

Расстояние от уреза моря, м (L)	Средняя скорость отступания берега, м/год (VО)	Время вступления данного участка в контакт с морскими водами, годы (Т) = L/ VО	Абсолютная высота кровли СММП, м (Н)	Средняя скорость деградации СММП сверху, м/год (VД) = Н/Т	Средняя скорость деградации СММП сверху, между соседними скважинами, м/год
Профиль 1: Подводный береговой склон, прилегающий к северному мысу о-ва Муостах
65	13	5,0	-1,0	0,2	0,3 max
100	13	7,7	-1,8	0,23 max	0,14
200	13	15,4	-2,9	0,19	0,18
300	13	23,1	-4,3	0,186	0,09
400	13	30,1	-4,9	0,16	-0,58 (инверсия)
420	13	32,3	-4,0	0,12	0,62 (инверсия)
500	13	38,5	-7,9	0,21	-0.27 (инверсия)
600	13	46,15	-5,8	0,13	0,15
850	13	65,4	-8,6	0,13	0,074
2500	13	192,3	-18,0	0,09
Средняя скорость понижения кровли СММП:	0,165	0,15 (исключая инверсии)
Профиль 2: Подводный береговой склон, прилегающий к северо-восточному побережью Быковского п-ова (урочище Мамонтовый-Хаята)
150	3	50	-3,5	0,07	0,05
300	3	100	-6,0	0,06	0,055
420	3	140	-8,8	0,06	0,03
850	3	283	-12,8	0,045	0,045
3000	3	1000	-45	0,015
Средняя скорость понижения кровли СММП:	0,05	0,045
Профиль 3: Подводный береговой склон, прилегающий к берегу в районе мыса Мамонтов Клык, профиль 2003 г.
400	5,8	69,0	-3,6	0,05	0,065
600	5,8	103,4	-5,85	0,06	0,07
1000	5,8	172,4	-10,5	0,06	0,13
1300	5.8	224,1	-17,2	0,08
Средняя скорость понижения кровли СММП:	0,06	0,09
Профиль 4: Подводный береговой склон, прилегающий к берегу в районе мыса Мамонтов Клык, профиль 2005 г.
500	4,5	111,1	-2,8	0,025	0,09
1000	4,5	222,2	-3,9	0,018	0,018
3000	4,5	666,7	-12,0	0,018	0,012 min
11500	4,5	2 555,6	-35,5	0,014 min
Средняя скорость понижения кровли СММП:	0,019	0,04
Средняя скорость понижения кровли СММП по 4-м профилям:	0,074	0,08

В пределах подводного берегового склона, прилегающего к льдистым берегам, средний темп понижения кровли СММП (за весь период растепления) составляет от 1 до 30 см в год, при значительном падении скорости деградации подводной мерзлоты на его нижней границе.