Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Общая характеристика региона 6
1.1 Орогидрография 6
1.2 Климат Г. 8
1.3 Геолого-тектоническое строение региона 11
1.3.1 Тектоническое строение и геология дочетвертичных отложений 11
1.3.2 Стратиграфия и мерзлотно-геологическое строение четвертичных отложений 18
1.4 Геокриологические условия региона 28
1.5 Палеогеографические условия формирования отложений в позднем плейстоцене и голоцене 35
Глава 2. Формирование отложений ледового комплекса 45
2.1 Условия распространения и залегания ледового комплекса 46
2.2 Мощность ледового комплекса 49
2.3 Состав отложений ледового комплекса 50
2.4 Криогенное строение ледового комплекса 53
2.5 Генезис отложений ледового комплекса 54
2.6 Возраст отложений ледового комплекса 55
Глава 3. Развитие термокарста как мерзлотно-геологического явления в конце позднего плейстоцена и голоцене 58
Глава 4. Моделирование протаивания отложений ледового комплекса и формирования подозерных таликов 64
4.1 Геологическая модель озерного термокарста и входные параметры 61
4.2 Постановка задачи 75
4.3 Граничные условия 77
4.4 Результаты моделирования 79
Глава 5. Особенности развития термокарста на шельфе и его влияние на ход позднеплейстоцен-голоценовой трансгрессии 92
Заключение 103
Список литературы 1
- Тектоническое строение и геология дочетвертичных отложений
- Мощность ледового комплекса
- Генезис отложений ледового комплекса
- Граничные условия
Тектоническое строение и геология дочетвертичных отложений
По климатическому районированию Б.П. Алисова (1969) регион относится к океанической части сибирской области арктического пояса, а самые южные части - к континентальной части сибирской области субарктического пояса. Климат территории определяется его высокоширотным положением (70-76 с.ш.), приморским положением вблизи ледовитого Арктического бассейна и мощным зимним Азиатским антициклоном.
Высокоширотное положение региона определяет небольшую величину суммарной радиации (ее величина понижается с юга на север от 75 до 70-68 ккал/см -год), а положительный радиационный баланс существует с мая по сентябрь-октябрь (Атлас..., 1985; Мячкова, 1983). Особенностью региона является повышенная облачность в этот период за счет приморского положения и, соответственно, превышение доли рассеянной радиации над прямой в 3-4 раза. Поэтому количество поглощенной радиации определяется в основном альбедо поверхности, а не характером рельефа.
В зимний период над регионом располагается северная часть обширного Азиатского антициклона, поддержанию которой способствует также сомкнутый ледовый покров на море. В этот период средняя скорость ветра составляет 4-6 м/с, преобладают ветра юго-западного направления. Количество осадков невелико (в январе выпадает 10-25 мм). Мощность снега в условиях арктических пустынь и тундр невелика и в среднем составляет около 20-30 см, увеличиваясь к предгорьям до 40 см (в зоне лесотундры). Большую роль в распределении снега играет метелевый перенос и характер растительности. Это приводит к тому, что на возвышенных участках: снег часто практически отсутствует, а в западинах его мощность может увеличиваться до метра и более. Благодаря влиянию водных масс Арктического бассейна зимние температуры в регионе выше, чем на юге. Среднеянварские температуры воздуха зонально увеличиваются к северу от -38С в предгорьях Кулара до -30С на Новосибирских островах.
С апреля область повышенного давления начинает разрушаться, давление постепенно выравнивается и его градиент в летний период невелик. Преобладают северные ветра со средней скоростью 4-6 м/с. В летний период выпадает пиковое количество осадков, обычно в виде мелкого дождя. В течение всего теплого периода возможны осадки в виде снега. Благодаря охлаждающему влиянию ледовитого моря среднелетние температуры на островах и побережье невелики. В июле температура воздуха в южной части Яно-Индигирской низменности составляет 12-10С, в то время как на островах - 1-3С.
Среднегодовое количество осадков составляет от 130-170 мм на Новосибирских островах до 200-250 мм на юге.
Среднегодовые температуры воздуха, благодаря влиянию различных факторов (зимнему антициклону, буферной роли океана, неравномерному распределению снежного покрова и т.д.), не всегда имеют выраженную широтную зональность. Это связано с тем, что зональное распределение среднегодовых температур воздуха в зимний и летний период,"как было сказано выше, имеет разную направленность и в годовом цикле как бы компенсирует друг друга. Среднегодовые температуры воздуха изменяются в пределах от -14С на юге Яно-Индигирской низменности до -15С на Новосибирских островах. Зональность проявляется лишь по долинам крупных рек (например, р. Лены).
В отличие от распределения среднегодовой температуры воздуха, годовая амплитуда среднемесячных температур воздуха, определяющая степень континентальности климата, имеет достаточно четкую широтную зональность. Амплитуды годовых колебаний температуры воздуха увеличиваются с севера на юг от 28 на островах Анжу до 40С предгорьях Кулара. Согласно А. А. Борисову (Борисов, 1970) рассматриваемая область имеет резкоконтинентальный климат.
Суровые климатические условия определяют существование арктических пустынь и тундр на островах и в северной части низменностей, сменяющихся зонами тундролесий и лесотундры к югу. На островах в целом развит мохово-лишайниковый, а иногда и травяной покров, местами отсутствующий, к югу появляются карликовые ивы. В южной части Яно-Индигирской низменности появляются отдельные + лиственницы и березы, образующие редколесья. Заходя далеко на север по долинам крупных рек, они формируют "выступы" лесотундры в тундре.
Ледовый режим в море Лаптевых обусловлен взаимодействием трех основных составляющих: дрейфующими паковыми льдами, заприпайными полыньями и припайными льдами. Формирование припайного льда начинается в сентябре-октябре и заканчивается к ноябрю. Припай занимает значительные территории от побережья до изобат 20-25 м. Его толщина составляет около 2 м. Взлом припая происходит в июне, хотя в заливах лед может стоять до конца июля. Заприпайные полыньи (Таймырская, Ленская и Новосибирская) в течение всей зимы являются местами формирования молодого льда (Клепиков и др., 1985; Жигарев, 1997). Они способствуют интенсивному охлаждению и "конвекции морских вод. Дрейфующие льды распространены в северо-западной части моря Лаптевых. Наличие льдов и низких среднегодовых температур воздуха обусловливает отрицательные среднегодовые температуры морской воды. В целом они понижаются по мере удаления от берега от -0.5С до -1.5...-1.8С. В летнее время мелководные участки прогреваются до +1.7С (Жигарев, 1997; Дмитренко, 2001).
Мощность ледового комплекса
Отложения ЛК представлены тонкодисперсными отложениями, варьирующими от сильно пылеватых суглинков до мелко- и среднезернистых песков, иногда с включениями галечного материала.
Первые, получившие широкую известность, разрезы ЛК (Мус-Хая на р. Яне, Воронцовский Яр на р. Индигирке, Ойягосский Яр на побережье моря Лаптевых) имели сходные литологические свойства и прежде всего высокое (до 80%) содержание крупноалевритовой (лессовой) фракции (0.05-0.01 мм), полиминеральность и высокую пористость. Эти и сходные с ними по составу разрезы создали представление об однообразном составе отложений ЛК (Томирдиаро, 1980 и др.). Оно усиливалось также слабой выраженностью или отсутствием слоистости отложений, что связано, с одной стороны, с действительно незначительными различиями в гранулометрическом составе, а с другой - маскировкой существующей слоистости криогенными текстурами. В то же время были известны и толщи ЛК преимущественно песчаного и супесчаного состава, разрезы с более сложным, полифациальным и слоистым строением толщ (Попов, + 1953; Лаврушин, 1963; Кайялайнен, Кулаков, 1965; Каплина, 1980, 1983; Конищев, 1981 и др.).
В.Н. Конищев (1981) по литологическим признакам и условиям залегания выделяет, по крайней мере, три типа отложений: 1. сравнительно однородные алевритовые (лессовидные) толщи мощностью от 5-10 до 15-25 м (обнажения Мус-Хая, Ойягосский Яр, мыс Чукочий, Хапташинский Яр, Воронцовский Яр, Мамонтовый Хайатаидр.); 2. толщи опесчаненных алевритов, песков и супесей (о-в Муостах и северные разрезы Быковского п-ова, Шамановское обнажение, Сыпной Яр, обнажение Хаттырык и др.); 3. отложения террасоувалов - гетерогенных флювиально-денудационных форм рельефа, характерных для долин рек предгорий и низкогорий, обрамляющих с юга Приморскую низменность (разрезы на р. Эрча, в Куларском районе и др.). Хотя часто эти отложения неотличимы по гранулометрическому составу от льдистых алевритов, не менее характерным для них является наличие крупнообломочного материала (щебня, дресвы), что увеличивает средневзвешенный диаметр частиц отложений и увеличивает их неоднородность.
По мнению этого исследователя, конкретные разрезы выделенных типов толщ по ряду литолого-криогенных признаков могут быть разделены на более дробные элементы - фации. Это делалось многими авторами по различиям во включениях органики, криогенным текстурам и другим признакам (Романовский, 1958; Лаврушин, 1963; Попов, 1967; Розенбаум, Пирумова, 1983 и др.).
Если в составе отложений ЛК первого типа преобладают частицы 0.05-0.01 мм (обычно более 50%), а средневзвешенный диаметр составляет 0.02-0.03 мм, то в отложениях ЛК второго типа уровень содержания крупноалевритовых частиц обычно не превышает 30%, доминирующее положение имеют различные фракции песка (0.1-0.05; 0.1-0.25 мм), и значения средневзвешенного диаметра увеличиваются в два раза и более.
При этом содержание глинистых частиц 0.001 мм в разных типах едомных отложений отличается мало. В соответствии с гранулометрической классификацией В.В. Охотина отложения алевритового ледового комплекса относятся в основном к пылеватым тяжелым и легким супесям, реже - к пылеватым легким суглинкам. Отложения опесчаненного ледового комплекса также относятся к супесям, иногда к пескам. В нем, так же как и в отложениях ледового комплекса террасоувалов, часто встречаются дресвяные и галечниковые прослои и линзы, отдельные включения гальки. В отложениях террасоувалов отмечены обломки щебня (Гравис, 1969), хотя они могут присутствовать и в тонкодисперсных отложениях. Необходимо также отметить, что природная дисперсность отложений ледового комплекса существенно меньше, что можно видеть из сопоставления результатов гранулометрического и микроагрегатного состава. Благодаря химической подготовке грунта при гранулометрическом анализе заметно увеличивается выход глинистых и иловатых частиц, которые в природных условиях находятся главным образом в форме агрегатов, составляя в значительной степени фракцию тонкого песка и крупной пыли (Труш, Кондратьева, 1975).
Для ЛК характерно довольно высокое содержание органических остатков: дисперсной органики, растительного детрита, нитевидных корешков в прижизненном положении. В отдельных разрезах присутствуют погребенные почвенные горизонты, линзы торфяников мощностью до нескольких метров. Довольно часто встречаются фрагменты небольших веточек и корешков растений.
Другой особенностью отложений ЛК, привлекающей к ней большое число ученых, является большое количество палеонтологических остатков плейстоценовой фауны. Многочисленные кости мамонтов, бизонов, лошадей, шерстистых носорогов, овцебыков, северных оленей, пещерных кошек, грызунов позволяют реконструировать условия, в которых: они + жили. Особенно ценными являются фрагменты и полные скелеты с сохранившимися мягкими тканями.
Генезис отложений ледового комплекса
Прямые данные по теплопроводности отложений ледового комплекса в настоящее время отсутствуют, поэтому она рассчитывалась исходя из задаваемой льдистости и величины теплопроводности вмещающих отложений - А,м = 1.2 Вт/м-К. Расчет проводился по формуле для определения эффективной теплоемкости в грубодисперсных породах с заполнителем (ф-ла 5.2.1, Гаврильев (1998)).
Теплофизические характеристики отложений принимались по литературным данным (Балобаев, 1991; Теплофизические свойства ..., 1984) в обобщенном виде по соответствующим типам отложений.
Теплофизические свойства таберальных отложений принимались как осредненные для илов с влажностью 30% (А - 0.85 Вт/(м-К), Хм - 1.25 Вт/(м-К), См- 2500 кДж/(м3-К), Ст- 3100 кДж/(м3-К)).
При расчете конкретного варианта принимался один из четырех типов геологических разрезов (поднятие или опускание на суше или на шельфе). Задавалась мощность отложений ЛК (10, 20, 40 или 60 м) и объемная льдистость ЛК (0.6, 0.8 или 0.9 д.е.).
Образование точечного термокарстового озера задавалось в левом верхнем углу расчетной области. Делалось это путем изменения температуры в соответствующем узле сетки с фонового отрицательного значения в предыдущий момент времени до 0С. При этом одновременно "включалось" два процесса, свойственных развивающемуся термокарстовому озеру.
Во-первых, благодаря переходу температуры на поверхности через 0С в положительную область, начиналось протаивание отложений ЛЕС и смещение фазовой границы вниз по разрезу. Исходя из величины протаявшей области, рассчитываемой на каждый момент времени, и заданной объемной льдистости отложений ЛК, рассчитывался объем органо-минеральной части ЛК, формировавшей слой таберальных отложений. Мощность слоя определялась из объема таберальных отложений и площади талой зоны (в задаче - длины фазовой границы). Все время, пока шло протаивание отложений ЛК, мощность таберальных отложений увеличивалась в соответствии с глубиной протаивания. В объеме, расположенном выше поверхности слоя таберальных отложений, геологически находится толща воды озера. Однако для того, чтобы передавать задаваемую на поверхности верхнюю граничную температуру на дно озера без изменений, этой толще были присвоены теплофизические свойства, позволяющие сделать ее "прозрачной" для теплового потока сверху (теплопроводность приравнена к 100 Вт/м-К, теплота фазовых переходов - 0). Таким образом, в модели не рассматривались процессы теплопереноса в воде. Озерное осадконакопленйе в модели не учитывалось. Температура воды (и донных отложений) в озере увеличивалась в ходе углубления озера при протаивании подстилающих отложений до величины +4С. Эта температура принималась как среднегодовая температура донных отложений для глубоких озер различного происхождения.
Во-вторых, моделировалось термоабразионное расширение термокарстового озера. Скорость термоабразионного расширения озера «из точки» принималась равной 2 м/год. Она была выбрана как средняя для термокарстовых озер Чукотки (Томирдиаро, 1972). Расширение с заданной скоростью происходило до задававшихся размеров (радиуса) озера: 500 м, 600 м, 750 м, 1000 м, 1500 м, 2000 м, 2500 м. После их достижения увеличение размеров озера прекращалось. Выбранные значения размеров озер являются типичными для Яно-Индигирской низменности и Новосибирских островов (Чижов, 1972; наблюдения автора, анализ аэро- и космоснимков).
Процессы термоабразионного расширения озера и протаивания отложений ЛК рассчитывались независимо друг от друга. Однако расчетная мощность слоя таберальных отложений зависела от степени развития обоих процессов.
Смещение фазовой границы вниз по разрезу по мере протаивания отложений ЛК, сопровождавшееся накоплением слоя таберальных отложений, продолжалось до тех пор, пока не достигалась горизонтальная граница, задающая подошву отложений ЛК. Формирование таберальных отложений автоматически прекращалось и в дальнейшем рассматривалось только протаивание подстилающих отложений (без осадок).
В природе в подавляющем большинстве случаев термоабразионное расширение озер, ведущее к увеличению их размеров и мощности подозерного талика, через какое-то время сменяется дренированием озера, полным или частичным (см главу 3). В случае полного дренирования озера, когда его дно осушается или глубина становится меньше мощности формирующегося зимой льда, на поверхности донных отложений устанавливается низкая отрицательная температура, соответствующая зональной. Начинается быстрое промерзание подозерного талика. В моделировании этот вариант специально не рассматривался, т.к. основной задачей являлась оценка максимальной мощности подозерного талика. За основу был взят сценарий с частичным дренированием. Так как время дренирования в основном определяется локальными причинами и не имеет четких закономерностей, в модели было условно принято, что не полное дренирование происходило через 5 тыс. л.н. после начала протаивания. Такое время было выбрано исходя из среднестатистических радиоуглеродных дат для низов аласных торфяников (Каплина, Ложкин, 1979 и др.). Моделировалось дренирование понижением температуры на дне озера с +4С до +2С. Последнее значение является характерным для больших современных термокарстовых озер.
Граничные условия
Затопление термокарстовых котловин могло происходить на разных стадиях их развития. В первом случае затапливается не полностью осушенная котловина с озером. Это могло происходить на стадии быстрого подъема уровня моря. Происходит засоление воды в озере и в зимнее время она может охлаждаться до температуры ниже нуля. Подозерный талик начинает промерзать снизу и с боков, сверху идет засоление таберальных и озерных отложений и переход их в охлажденное состояние. В случае, если дно озера с поверхности сложено преимущественно суглинистыми отложениями, возможно образование субмаринных булгунняхов.
Во втором случае затапливается полностью дренированная котловина, которая уже промерзла или начала промерзать. В этом случае промерзание талика продолжается, но, вероятно, медленнее, т.к. происходит повышение среднегодовой температуры на поверхности дна. Образование булгунняхов при этом более вероятно, т.к. по крайней мере часть поверхности термокарстовой котловины успела промерзнуть еще на субаэральной стадии развития.
В обоих случаях верхняя часть отложений частично засоляется и переходит в охлажденное состояние, а часть или весь талик промерзает снизу за счет запасов холода в окружающих мерзлых толщах.
В настоящее время бывшие подозерные талики, затопленные морем в ходе трансгрессии, частично промерзли снизу, а частично находятся в охлажденном "состоянии. Мощность их меньше, чем перед затоплением. По мнению автора участки охлажденных пород, вскрытые при бурении вблизи побережья о-ва Ляховского, а также буровыми профилями через проливы Санникова и Дм. Лаптева (Воинов, Неизвестное, Г976; Фартышев, 1978 и др.), могут быть бывшими подозерными таликами, перешедшими в субмаринное состояние.
Другой аспект формирования термокарстовых котловин на осушенном шельфе - принципиальное изменение характера трансгрессии. Начиная с изобаты примерно 80 м происходило затопление шельфа, поверхность которого была значительно расчленена термокарстовыми котловинами. Чем ближе к современной береговой линии продвигалось море, тем более расчлененным был шельф. В ходе трансгрессии при подъеме уровня моря происходила его "ингрессия" в пределы котловин по существовавшим термоэрозионным промоинам или ручьям. Могло происходить и разрушение бортов котловин процессами термоабразии.
На основании вышеизложенного было развито представление о трансформации котловин термокарстовых озер в термокарстовые лагуны или заливы (Романовский и др., 1999).
Термокарстовыми лагунами или заливами были названы полузамкнутые формы рельефа, образовывавшиеся при затоплении термокарстовых котловин (озерных или аласных) морем (рис. 5.2). Термокарстовые лагуны существенно отличаются от классических лагун. Последние обычно представляют собой прибрежную акваторию, отделенную от моря береговым баром (Каплин и др., 1991 и др.), формирующимся под воздействием "морского волнения и прибрежных течений. Обычные лагуны со временем могут стать частью суши, если они будут занесены осадками. Берега же термокарстовых лагун, наоборот, сложены исключительно субаэральными породами ледового или аласного комплексов, а сама форма имеет субаэральное происхождение, преобразованное морскими процессами. Пролив, соединяющий море и котловину, может перегораживаться баром или косой, но, по-видимому, это происходит уже на стадии стабилизации подъема уровня моря или в случае сильных вдольбереговых течений. Образование термокарстовых 99 + морские отложения таберальные отложения подошва пород термокарстовое озеро термокарстовые лагуны
Блок-диаграмма, иллюстрирующая преобразование термокарстовых озер в термокарстовые лагуны. лагун, в отличие от классических, ведет к их постепенному разрастанию за счет уничтожения окружающей суши. В этом смысле образование термокарстовых лагун говорит о деградации суши.
В настоящее время термокарстовые лагуны не столь характерны для берегов арктических морей, как в ходе трансгрессии, однако они существуют и сейчас. Таковыми являются лагуны района Чондонской губы и залива Асабыт к северо-востоку от дельты Яны. В этом районе также много озер, которые в недалеком будущем превратятся в лагуны (рис. 5.3). Наступание моря в данном случае определяется не трансгрессией моря, а новейшим опусканием территории (Николаев и др., 1985).
