VIII.3. МОЩНОСТИ И СТРОЕНИЕ СУБМАРИННОЙ КРИОЛИТОЗОНЫ

Мощности и строение криолитозоны Арктического бассейна изучены еще недостаточно. Это в равной мере отно­сится к субмаринной шельфовой континентально-погруженной и океанической криолитозоне.

Мощности и строение континентально-погруженной криоли­тозоны известны с разной степенью детальности только в не-

304

скольких районах Арктики. В Северноамериканском секторе это прибрежная часть моря Бофорта; в Евроазиатском — в районе Новосибирских островов. В этих районах проведены геофизиче­ские исследования и буровые работы как на акватории шельфа, так и в пределах побережий. В других районах, как правило, имеются единичные данные по скважинам, расположенным на берегу или в море при малых глубинах воды в небольшом уда­лении от берега.

На шельфе моря Бофорта на основе бурения установлена подошва мерзлой толщи, находящаяся в интервале глубин 450—700 м от дна при удалении до 80 км от берега и глубинах моря до 60 м. Мощности криолитозоны в этом регионе обычно превышают мощности ММП на несколько десятков метров. Над ММП залегают обычно талые, преимущественно охлажденные, отложения мощностью от первых метров до 200 м и более. В ряде скважин установлены два горизонта ММП, разделенных охлажденными. Температура мерзлых толщ на шельфе при зна­чительных глубинах моря имеет как близкие к нулю, так и до­вольно низкие отрицательные значения, свидетельствующие о резко нестационарном ее состоянии. Так, в скважине глубиной 440 м, пробуренной в Канадском секторе моря Бофорта в 80 км от берега при слое воды в 32 м, температура пород в интервале 125—350 м была —2,0...—2,5° С (Taylor and oth., 1989). Сква­жина не прошла полностью мерзлую толщу, по сообщению А. Джаджа, на глубине 350 м в ней был вскрыт пласт льда мощностью 1,5 м.

На основании обобщения результатов геокриологических ра­бот А. Джаджем составлена карта, на (которой показано изме­нение мощности ММП на шельфе моря Бофорта, прилегающем к дельте р. Маккензи и п-ову Туктояктак. Мощность ММП, до­стигающая 700 м у побережья, убывает до 400—200 м с увели­чением глубины моря до 60 м (рис. VIII.6).

Суммируя основные особенности строения шельфовой крио­литозоны моря Бофорта, можно отметить: 1) большие глубины залегания подошвы мерзлых толщ, свидетельствующие о глубо­ком промерзании пород в период позднеплейстоценовой регрес­сии моря; 2) мощности шельфовой криолитозоны превышают глубину залегания нижней границы ММП; 3) мощности ММП (и криолитозоны) закономерно уменьшаются с увеличением расстояния от берега и глубины моря; 4) температурный режим толщи ММП резко нестационарен; 5) наличие толщ талых ох­лажденных пород, не содержащих льда, над мерзлыми порода­ми. Последнее, согласно представлениям Т. Остеркампа и дру­гих исследователей, является не только результатом протаива-ния льдистых мерзлых пород под морем, но и комплекса процессов, ведущих к замещению подземных льдов в породах солеными морскими водами. Процессы эти протекают сложно и медленно. Это предопределяет увеличение мощности охлажден­ных пород над мерзлыми с удалением от берега, неравномер-

11 Н. Н. Романовский 305

Рис. VIII.6. Схематическая карта глубины залегания подошвы многолет-немерзлых пород в районе дельты р. Маккензи и прилегающей части

моря Бофорта, по А. Джаджу (1986):

1 — положение скважин; 2 — газогидраты; 3 — глубина залегания по­дошвы ММП, м

ность глубин замещения и геологически длительный период сохранения мерзлых толщ под акваторией.

В пределах Российского сектора Арктики существуют мно­гочисленные свидетельства наличия ММП под дном окраинных морей, но отсутствуют буровые данные, фиксирующие их мощ­ности. Представления о мощности и строении континентально-погруженной криолитозоны шельфа базируются на результатах математического моделирования промерзания пород, слагающих внутреннюю часть шельфа при регрессиях, и протаивания обра­зовавшихся мерзлых толщ при трансгрессиях. Получаемые ре­зультаты носят прогнозный характер и зависят от выбранных схем развития палеогеографических событий, особенно на по­следнем позднеплейстоцен-голоценовом этапе, на представлени­ях о геологическом строении шельфа, его гидрогеологических особенностях и тепловых потоках из недр Земли. В целом боль­шая неопределенность в выборе начальных и граничных усло­вий, а также свойств промерзающих и протаивающих пород предопределяют целесообразность использования упрощенных математических моделей, позволяющих получить только оценоч­ные результаты.

Такие оценки распространения и возможной мощности мно-голетнемерзлых пород на территории шельфа Российского сек-

306

тора Арктики или его частей были сделаны Л. А. Жигаревым, Я. В. Неизвестновым, В. А. Соловьевым и А. И. Фартышевым. Последние два исследователя базировались преимущественно на данных, полученных по району Новосибирских островов, и составляли схематические прогнозные карты для морей Лапте­вых и Восточно-Сибирского.

В число общих предпосылок, принятых при расчетах промер­зания и оттаивания пород шельфа при регрессивно-трансгрес­сивных циклах и базирующихся на широко известных законо­мерностях, входят следующие.

1. Температура пород при регрессии или трансгрессии моря
меняется скачком. Температура пород в субаэральных услови­
ях /_Ср принимается как средняя зональная, понижающаяся с
юга на север. Температура морских вод у берега /_Мв = ^_д прини­
мается в диапазоне от —2...—1,7°, т. е. от температуры начала
замерзания океанской воды нормальной солености, до +1...
...+2° С. Последние значения приняты Л. А. Жигаревым, кото­
рый распространяет закономерности, полученные им для во­
сточной части моря Лаптевых (см. VIII.2), на все Арктическое
побережье. Во всех случаях t_A азональна, в силу чего скачок
температур на поверхности пород при регрессиях или транс­
грессиях Д£р_Т= Umb| — Кср| возрастает с юга на север. Это обус­
ловливает зонально возрастающий к северу темп многолетнего
промерзания пород на освобождающейся из-под моря поверх­
ности шельфа.

2. Увеличение глубины моря принимается как свидетельство
более раннего затопления участка шельфа и меньшего периода
его существования в субаэральных условиях в период регрес­
сии. Поэтому имеется связь между современными глубинами
моря и периодом промерзания при регрессии и протаивании при
трансгрессии. Распределение глубин моря получается с батио-
метрических карт без учета абрадированной, термокарстово
просевшей или размытой части разреза при трансгрессии моря.
Последнее вносит дополнительную ошибку, иногда существен­
ную, особенно если верхняя часть разреза была сложена мощ­
ной толщей пород ледового комплекса (см. IV.2). При протаи­
вании последнего мощность остающегося таберального осадка
составляет около 20—30% протаявшей толщи, да и то в том
случае, если он не размывается и не выносится течением.

3. Температура замерзания-оттаивания засоленных отложе­
ний или вод, находящихся в пустотах пород, ниже 0°С; она по­
нижается с возрастанием минерализации. Поэтому при отрица­
тельных температурах (0...—2° С) породы из мерзлого состоя­
ния могут переходить в охлажденное, образуя в разрезах крио-
литозоны наряду с деградирующими ММП линзы и горизонты,
не содержащие льда, а состоящие из засоленных глинистых от­
ложений или пород, вмещающих криопэги.

Содержание солей в поровых водах осадков арктических мо­рей на 4—23 г/кг выше, чем соленость морской воды (Неизве-

11* 307

стнов, Семенов, 1973; Молочушкин, 1975; и др.). Минерализация поровых вод в осадках вдоль побережья морей Лаптевых, Вос­точно-Сибирского и Чукотского варьирует от 13 до 157 г/кг (Жигарев, 1979). Л. А. Жигарев утверждает, что при такой ми­нерализации поровых вод в отложениях под дном арктических морей невозможны формирование и сохранение ММП. Этот вы­вод слишком категоричен, так как не учитывает существование в разрезе донных отложений слабопроницаемых пород, преры­вающих прямые контакты минерализованных поровых раство­ров и включений подземного льда. Исследования в районе Но­восибирских островов и на прилегающем шельфе показали, что в местах активной термоабразии берегов и выноса оттаявшего материала ММП со слабоминерализованным льдом залегают непосредственно под дном моря. В местах аккумуляции осадков ММП погребены под мощной (в несколько десятков метров) толщей морских сильно засоленных отложений.

В представлениях об эволюции шельфовой криолитозоны в позднем кайнозое И. Д. Данилов и Л. А. Жигарев (1977) исхо­дят из двух важных положений, отличающих их подход от под­ходов других исследователей. Во-первых, они считают, что в позднем плейстоцене уровень Северного Ледовитого океана по­нижался всего на 30 м, т. е. шельф оголялся и промерзал до соответствующей изобаты. По мнению Л. А. Жигарева, об этом свидетельствуют многочисленные песчаные банки — останцы бывшей озерно-алювиальной равнины зырянско-сартанского вре­мени, формировавшейся на шельфах морей Карского, Лаптевых и. Восточно-Сибирского. На территории шельфа с большими глубинами многолетнего промерзания пород не происходило. Во-вторых, в период позднеплейстоцен-голоценовой трансгрес­сии моря среднегодовые температуры последнего при глубинах от 2 до 7 м всегда были положительными (см. VIII.2). При этом указанный интервал глубин в эпоху трансгрессии на каж­дом затапливаемом участке шельфа сохраняется сотни, а воз­можно, и тысячи лет. Поэтому под полосой трансгрессирующего моря с указанным диапазоном глубин происходит активное дли­тельное двустороннее протаивание ММП, приводящее при их исходно небольших мощностях к полному протаиванию. Исходя из этих представлений, Л. А. Жигарев полагает, что полоса с островами реликтовых мерзлых толщ небольшой мощности не выходит за изобату 30 м. Кроме того, он выделяет новообразо­ванные ММП на низких морских террасах, осушках у побере­жий континента и островов в морях Лаптевых и Восточно-Си­бирском. Ширина полосы с такими породами достигает 30— 40 км.

Ф. Э. Арэ, Я. В. Неиз1вестнов, В. А. Соловьев, А. И. Фарты-шев и другие придерживаются представлений о том, что шельф Арктического бассейна примерно 16—20 тыс. лет назад оголял­ся до изобаты 100 м. Это соответствует представлениям об об­щем гляциоэвстатическом понижении уровня Мирового океана

308

(см. VIII.1). Ряд исследователей полагают, что предшествовав­шая каргинская трансгрессия, продолжавшаяся более 20 тыс. лет с максимумом около 27 тыс. лет назад, превышала по вы­соте современный уровень моря: На большей части шельфа она привела к деградации ММП, сформировавшихся в зырянское похолодание позднего плейстоцена или в среднем плейстоцене. Однако следы этой трансгрессии на шельфе морей Восточно-Си­бирского и Лаптевых южнее островов Фадеевский и Новая Си­бирь достоверно не обнаружены. Вследствие этого многолетнее промерзание в этих районах происходило, по мнению Я. В. Не-известнова, в течение 50—60 тыс., а местами и свыше 100 тыс. лет до начала позднеплейстоцен-шлоценовой трансгрессии. Та­кое длительное промерзание могло происходить в структурах, погружение которых компенсировалось континентальным осад-конакоплением в среднем и позднем плейстоцене.

Ход глобальной позднеплейстоцен-голоценовой трансгрессии, позволяющий определить начало деградации мерзлых толщ в зависимости от глубины моря, по представлениям Я. В. Неизве-стнова выглядел следующим образом. Стояние моря на отмет­ках —50...—55 м было 14—15 тыс. лет назад, на изобате — 30 м — 8,5—9 тыс. лет назад; —10 м — более 7 тыс. лет назад. Максимум трансгрессии с уровнем моря на 2—3 м выше совре­менного был 5 тыс. лет назад. Падение уровня моря в позднем голоцене до современного обусловило формирование низких морских террас, ваттов и прибрежных мелководий, особенно характерных для западной части Восточно-Сибирского моря.

Дегляциация, разрушение ледниковых щитов в позднем плейстоцене—голоцене привели к гляциоизостатическому подня­тию Северной Земли, Таймыра, Новой Земли, Земли Франца-Иосифа и других, подвергшихся ранее оледенению. Поднятие обусловило формирование здесь серии молодых, но достаточно высоко приподнятых террас (на Таймыре более чем на 100 м). На этих террасах после их выхода из-под уровня моря форми­руется криолитозона, аналогично той, которая сформировалась' в ходе позднеплейстоценовой регрессии.

На серии голоценовых морских террас островов Земли Франца-Иосифа и Новой Земли геофизическими методами и расчетным путем было установлено закономерное увеличение мощности мерзлых толщ от молодых к более древним морским террасам (табл. VIII.1), при довольно однообразных 4р (—11...—12° С) (Акимов и др., 1976). Поэтому различия в мощ­ностях ММП здесь преимущественно обусловлены разным вре­менем промерзания. При расчетах мощностей мерзлых толщ на оголившейся части шельфа указанными выше авторами учитьь вались свойства слагающих их пород, содержание в них воды, соленость этих вод и q_B3.

Расчеты мощности мерзлых толщ при регрессии и их про-таивания под морем проводились Я- В. Неизестновым и В. А. Соколовым по методу экстремальных оценок при скачко-

309

Таблица VIII. 1

Зависимость средней мощности мерзлой толщи Я_ммт от высоты (/г) и возраста (т) морских террас

 

h, м
тыс. лет		0,1— 0,7	0,2— 1,2	0,4— 1,5	0,5— 0,7	1,2— 2,2	3,0	4,52	5,56	6,76	7,4
#ммг м2

образном изменении температуры на поверхности (Шарбатян, 1974). А. И. Фартышев использо(вал численные методы расчета на ЭВМ многолетнего промерзания—оттаивания различных по составу пород, насыщенных водами разной солености. Выбор температур, при которых происходило промерзание шельфа, ба­зировался на палеогеокриологических реконструкциях позднего плейстоцена. По данным большинства исследо(вателей, время максимума регрессии было экстремально холодным. Зональные температуры пород на севере Восточной Сибири были на 6—8° ниже современных. Поэтому породы шельфа на уровне архипе­лага Анжу промерзали при t_Cp порядка —20...—22° С, а совре­менного побережья —16...—18° С. Протаивание, особенно в на­чале трансгрессии, происходило при отрицательных температу­рах дна (от —1,7...—1,8 до —0,5...—ГС).

Полученные Я. В. Неизвестновым, В. А. Соловьевым и А. И. Фартышевым результаты различаются между собой, хотя и не могут рассматриваться как противоречащие друг другу. Глубины промерзания шельфа моря Лаптевых по прогнозным оценочным данным, полученным А. И. Фартышевым для геоло­гических структур с низким q_B3 (30—40 мВт/м²) и невысокой влажностью кристаллических пород, превышают 1000 м, а для структур с высоким #вз (60—80 мВт/м²), выполненных осадоч­ными породами с солеными водами, замерзающими при темпе­ратурах ниже 0°С, уменьшаются до 600—800 м. Величины дег­радации ММП снизу и сверху, рассчитанные с учетом разновре­менности погружения под уровень моря, повсеместно оказались меньше мощностей ММП. Из этого им сделан вывод о практи­чески сплошном распространении реликтовых мерзлых толщ как в положительных, так и \в отрицательных структурах в пре­делах осушавшейся полосы Арктического шельфа моря Лап­тевых.

По расчетам Я- В. Неизвестнова для всего Российского сек­тора арктического шельфа и В. А. Соловьева для морей Лапте­вых и Восточно-Сибирского прогнозные мощности мерзлых толщ характеризуются первыми сотнями метров. Их деградация под морем с учетом приведенного выше хода последней транс­грессии привела к полному оттаиванию ММП при глубинах

310

моря более 60 м. При меньших глубинах выделяются пояса редкоостровного, островного и сплошного распространения ре­ликтовых ММП, мощность которых возрастает с уменьшением глубин. По В. А. Соловьеву, мощности сохранившихся линз ММП при редкоостровном распространении составляют несколь­ко метров, а при островном распространении могут варьировать от величин менее 50 до 200 м и более. В поясе преимуществен­но сплошного распространения в зависимости от геологических условий преобладают мощности от 100 до 200 м и более. Поло­са сплошного распространения субмаринных деградирующих ММП приурочена к прибрежной зоне континента и арктических островов. По реконструкциям Я. В. Неизвестнова ее ширина не превышает 30—40 км, а по В. А. Соловьеву — варьирует от первых десятков до 150 км. Около абрадируемых берегов мерз­лые породы могут залегать непосредственно под дном моря, однако обычно над ними существует слой оттаявших охлажден­ных отложений мощностью до нескольких десятков метров.

А. Л. Чеховский (1972) рассмотрел возможное распростра­нение мерзлых толщ на дне Карского моря, исходя из гипотезы развития в зырянскую эпоху ледникового щита, залегавшего на шельфе. При мощностях ледникового покрова от 500 до 1000 м и температуре льда —28° С были рассчитаны температуры пород его ложа и возможная глубина многолетнего промерзания по­род. Оценка мощностей субгляциальных мерзлых толщ прове­дена с учетом различных температурных градиентов в приоб­ской (g = 4—6° С/100 м) и приенисейской (g = 2—3° С/100 м) частях шельфа. Максимальные мощности мерзлых толщ под ледником в приенисейской части могли составлять 1200 м, а в приобской — 500 м. Их протаивание снизу после разрушения ледникового покрова и погружения шельфа под море составляет 600—500 м. Таким образом, (мощность реликтовой мерзлой тол­щи пород, по представлениям этого автора, залегающей от по­верхности дна, при отрицательных температурах воды может колебаться от 100 до 600 м. Эти взгляды корреспондируются с представлениями М. Г. Гросвальда (1983) о развитии морских ледниковых покровов на шельфе арктических морей в позднем плейстоцене.

Суммируя изложенные выше представления о характере распространения и строения шельфовой континентально-погру-женной криолитозоны, следует подчеркнуть их прогнозный ха­рактер.

Океаническая криолитозона Арктического бассейна охваты­вает территории дна с отрицательными температурами и пред­ставлена охлажденными породами различного состава. В отри­цательных структурах, где происходит накопление морских от­ложений, содержащих обычно значительное количество органи­ческого вещества, в пределах толщи охлажденных осадков и под ними возможно образование гидратов природных газов ме­танового ряда.

311

Океаническая криолитозона имеет стационарный характер. Ее мощность контролируется температурами поверхности дна /_д, теплопроводностью пород Х_т и величинами тепловых потоков из недр Земли q_B3. Последние изменяются в широких пределах в зависимости от возраста и степени активизации геологических структур. Так, в осевых зонах срединных хребтов q_B3 достигает 155 мВт/м² и снижается до 50—65 мВт/м² в глыбовом хр. Ло­моносова. На обширных пространствах поднятий и котловин пелагической области преобладают значения q_B3 от 40 до 80 мВт/м² (Любимова, Никитина, Томара, 1976). Мощность океанической криолитозоны изменяется от нескольких метров до 50—75 м (табл. VIII.2).

Таблица VIII.2

Мощность океанической криолитозоны, м

 

							Тепловой поток		мВт/м2
Хт. Вт/м-К
			при		—0,4°С		при		:— 0,	8°С	I	1рИ	*д =	-:	1,2°С
			,5	8,		6,					12,5			25,		18,
			,0	13,		ю,		40,0			20,0			40,		30,
			,0	16,		12,		50,0			25,0			50,		37,

Начиная с глубины моря 220—230 м и более, в донных осадках существуют термобарические условия, благоприятные для накопления природных газов метанового ряда. Гидраты СО₂ могут накапливаться с глубины около 130 м, a H₂S прак­тически с нулевых глубин, т. е. на всей площади Арктического бассейна. Это определяет газонасыщенность морских осадков и глубинную поясность состава газов, фиксируемых в осадках в виде гидратов. Накопление гидратов газов возможно как в виде акцессорного минерала при гидратосодержании менее 1%, так и в виде одного из главных породообразующих минералов и гидратоминеральной породы (Соловьев, Гинсбург, 1989). Две последние формы скоплений тяготеют, видимо, к осадкам — коллекторам, преимущественно к пескам. Накопление гидрата за счет подтока газа снизу, из толщи осадков, содержащих ор­ганическое вещество, может вызвать уменьшение засоленности отложений в ЗГО за счет связывания молекул воды и газа, об­разования в поровом пространстве остаточного рассола повы­шенной плотности, постепенно опускающегося вниз за счет плотностной конвекции (см. V.6). Гидратонасыщенные осадки обладают пониженной плотностью (1,1—1,3 г/см³) и повышен­ными сеисмоакустическими свойствами по сравнению с водона-сыщенной породой. Скорости упругих волн в первых в два раза больше. Сходные физические свойства имеют льдонасы-щенные горизонты и подземные льды, обогащенные минеральны-

312

ми включениями. Гидратонасыщенные тела обнаруживаются морской сейсморазведкой в виде эффекта отражения «от лож­ного дна» (BSR) на глубинах, где нет условий для формирова­ния льдонасыщенных мерзлых пород.

Отличительной особенностью ЗГО на внешней части аркти­ческого шельфа является изменение термобарических условий при регрессиях и трансгрессиях моря, а также неотектонических и, возможно, гляциоизостатических подняти­ях. Существенно, что диапазон изменений температур дна в термохроны и криохроны невелик (—0,5...—1,8°С), а давлений может быть значителен (около 1 МПа в позднем плейстоцене-голоцене). Геологическим эффектом таких изменений при ре­грессии моря может быть трансформация гидратов природных газов в газ и воду, которая в условиях океанической криолито-зоны может переходить в лед (см. V.6). Таким образом, неус­тойчивость ЗГО в осадках внешней части арктического шельфа в силу изменения термобарических условий при трансгрессиях и регрессиях моря является отличительной особенностью океани­ческого криолитогенеза в этом глубинном поясе.

Многолетняядинамика океаническойкриолитозоны практи­чески не изучена. На основании анализа изменений условий накоплений осадков в Арктическом бассейне и палеогеографиче­ских реконструкций плейстоцена можно полагать, что в периоды оледенений и регрессий моря поступление вод из Атлантическо­го и Тихого океанов ослабевало или прекращалось совсем. Так, образование в позднем плейстоцене «берингийского моста», — суши, соединявшей Азию и Северную Америку, несомненно при­вело к исчезновению глубинного пояса с положительно темпера­турными водами и, как следствие, расширению площади океа­нической криолитозоны в этой части Северного Ледовитого океана. Следует утверждать общее понижение температур дна в связи с усилением теплоотдачи в атмосферу, ледовитости оке­ана и, главное, сокращением поступления тепла с течениями. Максимальная депрессия t_A могла быть до —2° С. Это увели­чивало мощность океанической криолитозоны в 2—4 раза по сравнению с современной. Трансгрессия в позднем плейстоцене-голоцене привела к возрастанию притока теплых океанических вод из Атлантики, восстановлению течений из Тихого океана и, как следствие, сокращению площади океанической криолитозо­ны и ее мощности до современного состояния.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Настоящая работа является первым учебным посо­бием, в котором сделана попытка систематически изложить со­временные представления о криогенезе верхней части литосфе­ры: зональных, секториальных, высотно-поясных и региональ­ных закономерностях проявления этого сложного природного процесса, о его геотемпературных, геологических и географи­ческих результатах, нашедших многообразное проявление в умеренных и высоких широтах континентов, а также в высо­ких горах низких широт, на шельфах полярных морей, конти­нентальном склоне и в пелагической области Северного Ледо­витого океана, а возможно, и морей, омывающих Антарктиду. Это только первый шаг в создании целостной научной концеп­ции криогенеза литосферы. В ряде случаев аспекты проблемы изложены в виде альтернативных представлений разных уче­ных. Автор старался быть объективным в их изложении, рав­но рассматривая их слабые и сильные стороны, вместе с тем имея свою собственную точку зрения и личные научные при­страстия.

Следствием личных научных пристрастий явилось впервые сделанное в учебной литературе по мерзлотоведению рассмот­рение роли гидратов природных газов в системе криогенеза ли­тосферы. Это новая актуальная научная и практическая проб­лема, связанная с разведочной геотермией, имеющая выходы на поиски и оценку состояния газоносных структур, на решение вопросов бурения и эксплуатации газовых скважин в толщах мерзлых пород. До 1992 г. газовые гидраты из керна пород не извлекались и обнаруживались только геофизическими метода­ми и по таким признакам, как изменения давления, притоков газа и др. Зимой 1992/93 г. канадским геологом Франком Де-лимором при помощи специального пробоотборника из сква­жины, пробуренной в районе дельты р. Маккензи, с глубины более 300 м был поднят керн мерзлой породы, содержащей гидрат газа. Гидратосодержащая зона была предварительно намечена при помощи термобарических расчетов и выделена геофизическими методами. Таким образом, наличие гидрата в керне явилось прямым подтверждением правильности интер­претации геофизических данных.

Глобальные изменения климата и криогенез.Глобальные изменения климата — это проблема, волнующая сейчас всю мировую общественность, так как в ближайшие десятилетия

314

она грозит превратиться из научной в важнейшую проблему, затрагивающую жизненные интересы человечества. Особенно актуальна она для побережий морей и океанов, районов совре­менного оледенения и территорий распространения многолетне-мерзлых пород. Здесь условия внешнего теплообмена способ­ны изменить не только термический режим верхних горизонтов пород, но и их состояние, что вызовет коренное изменение свойств, протекающих в них процессов, рельефа поверх­ности, ландшафтов и в целом экологических условий оби­тания человека. Наибольшее опасение вызывает прогнозируе­мое многими учеными глобальное потепление климата, обус­ловленное возрастающим антропогенным воздействием. Оно может привести к деградации с поверхности льдистых мерзлых пород, к таянию ледников и, как следствие, к повышению уровня воды Мирового океана, затоплению низменных терри­торий побережий морей, в том числе арктических, к уменьше­нию ледовитости Северного Ледовитого океана и т. д.

Проблема эволюции криолитозоны в будущем зависит глав­ным образом от глобальных изменений климата и может рас­сматриваться количественно только на этой основе. Прогноз климатических изменений является исходным для геокриологи­ческих прогнозов, однако его достоверность не является един­ственной сложностью для предсказания эволюции криолитозо­ны в будущем. Изменения климата вызовут изменения и ланд­шафтных условий, в первую очередь растительности, которые обязательно будут направлены на снижение величины внешне­го воздействия. Природные системы будут пытаться сохранить свою устойчивость. Изучение обратных связей между клима­том, ландшафтом и мерзлотными условиями находится на на­чальных стадиях, что делает малодостоверными расчетные про­гнозы в силу неполноты моделей и невозможности их проверки в натуре.

Глобальные изменения климата будут состоять из естест­венных изменений, которые существовали на всех этапах эво­люции Земли (см. 1.3), а также антропогенных изменений, вызванных все возрастающим нерегулируемым воздействием че­ловечества на природу планеты.

В. Т. Балобаевым (1991) был проведен частотный анализ палеотемпературной кривой, построенной Н. В. Кинд для тер­ритории севера Сибири на период от современносоти до 60 тыс. лет назад. На кривой показаны более теплые и более холодные по сравнению с современностью промежутки. Результаты час­тотного анализа показали, что климатические изменения, вы­зывавшие смену ледниковых и межледниковых периодов, за последние 60 тыс. лет имели период 40 тыс. лет. 210 000-летние колебания вызывали значительные похолодания и потепления внутри этих периодов, а 3000-летние и более короткие колеба­ния формировали различные стадии палеоклиматического про­цесса. Для определения тенденции изменений температур на

315

ближайшие тысячелетия В. Т. Балобаевым было принято пред­положение, что колебания климата с установленными периода­ми будут проявляться и в дальнейшем. Сложение гармоник с разными периодами показало, что за голоценовым климатиче­ским оптимумом (примерно с 9,5 до 4,5 тыс. лет назад) после­довало похолодание, которое в настоящее время сменилось но­вым потеплением. Продолжительность современного потепления оценивается в 3 тыс. лет, а его интенсивность как более глубо­кая, чем в оптимум голоцена. Прогнозируемое за ним похоло­дание (4—8 тыс. лет) должно быть более теплым, чем совре­менность. Самое теплое время может наступить через 12 тыс. лет, после чего должен начаться медленный переход к очеред­ному длиннопериодному похолоданию и оледенению. Таким образом, современность является началом длительного перио­да, а тенденция потепления, осложняемого периодическими ко­лебаниями, будет продолжаться еще многие тысячи лет. В. Т. Балобаев, проведя независимые оценки по времени позд-неплейстоценового климатического минимума (18 тыс. лет на­зад), средней температуры голоцена и зная современные сред­негодовые температуры воздуха, установил наличие тенденции уменьшения амплитуды колебаний температур с уменьшением периода колебаний и предложил оценочные значения этих ам­плитуд для приполярной части Западной Сибири. Так, гармо­ника с периодом 40 тыс. лет имеет, по его оценке, амплитуду 6—8°С, 10 тыс. лет —4—6, 3000 лет— 1—3 °С. Причем послед­нюю оценку он считает наименее достоверной. Чтобы оценить изменения среднегодовых температур пород, нужно иметь све­дения об изменении континентальное™ климата, мощности и свойствах снежного покрова. Количественный прогноз их не­достоверен, что ухудшает качество геокриологического прогно­за. Однако оценки повышения температур пород под воздей­ствием рассмотренных выше климатических циклов дают до­статочно скромные величины (1—1,5°С за 1000 лет). При та­ком темпе повышения изменения природной среды будут прохо­дить постепенно и человечество незаметно адаптируется к про­исходящим изменениям природы. Наибольшие изменения ланд­шафтных и мерзлотных условий будут происходить в южной геокриологической зоне, где деградируют высокотемпературные ММП мощностью до 100—150 м, на севере увеличатся площа­ди субаэральных таликов, массовыми будут термокарстовые просадки, продолжится деградация реликтовых и нестационар­ных ММП платформ.

Антропогенное воздействие на климат и природную среду за последние десятилетия увеличилось многократно и стало угрожающим. Его влияние на криолитозону слагается из воз­действия меняющегося климата и изменений, вносимых чело­веком в ландшафтную обстановку на больших площадях. На климат в наибольшей степени оказывают воздействие выделе­ние тепловой энергии, продуцируемой главным образом при

316

сжигании органического топлива, в атмосферу, выбросы аэро­золей и увеличение содержания в" атмосфере газов, влияющих на радиационно-тепловой обмен Земли.

Поступление в атмосферу тепла, образующегося при исполь­зовании человеком производимой им энергии, так называемое термическое загрязнение атмосферы, составляет всего 0,01% от поглощенной солнечной энергии и не может сколько-нибудь су­щественно влиять на планетарный климат. Подсчеты, проведен­ные некоторыми учеными, показывают, что к началу следую­щего столетия, когда население планеты достигнет 10 млрд че­ловек, потребление энергии по сравнению с концом 70-х годов увеличится в пять раз. В пределе термическое загрязнение ат­мосферы может составить 8-Ю¹⁴ Вт. Учитывая, что поглощен­ная солнечная энергия составляет 8-10¹⁶ Вт, привнос тепла в атмосферу, по расчетам В. Вашингтона, не может превысить энергию планетарной системы более чем на 1%.

Вместе с тем тепловое загрязнение атмосферы отличается высокой неравномерностью. В крупных современных городах выброс тепла соизмерим с приходом солнечной энергии, вслед­ствие чего температуры приземных слоев воздуха могут повы­шаться на несколько градусов. Моделирование предельных слу­чаев теплового загрязнения атмосферы, характерного для гус­тонаселенных индустриальных регионов, показывает возмож­ность повышения температур воздуха, различного для разных широт. Так, при увеличении суммарной радиации Земли на 1% ее средняя температура, по расчетам Р. Везерольда и С. Манабе, повысится на 2 °С. При этом в полярных широтах повышение должно быть в три—пять раз сильнее, чем в при­экваториальной зоне, так как относительный вес антропоген­ной добавки энергии в высоких широтах велик, а у экватора — незначителен. Территория распространения ММП отличается очень низкой плотностью населения, и антропогенное энерго­выделение намного ниже среднего по земному шару. Поэтому в обозримом будущем не следует ожидать заметного теплового загрязнения атмосферы территории криолитозоны и значитель­ного повышения температуры поверхности в городах (Балоба-ев, 1991).

Вторым механизмом антропогенного воздействия на климат является увеличение содержания аэрозолей в атмосфере, ко­торое происходит не только над городами и индустриальными районами, но и отмечается во всей атмосфере планеты. Воз­действие на климат изучено недостаточно и рядом исследова­телей оспаривается. Аэрозоли, с одной стороны, уменьшают поглощенную солнечную радиацию вследствие того, что они по­глощают часть прямой солнечной радиации. С другой стороны, они изменяют суммарное альбедо земли и играют двойствен­ную роль: их увеличение в атмосфере может вести как к по­теплению, так и к похолоданию. Это заставляет большинство зарубежных ученых воздерживаться от количественных оце-

317

нок их воздействия на глобальные изменения климата. Однако М. И. Будыко оценивает величину вероятного повышения тем­пературы воздуха к концу настоящего столетия на 0,5 °С. Учи­тывая, что на Западе ужесточаются требования к уменьшению выбросов промышленных аэрозолей, содержание их в атмосфе­ре может начать снижаться. Аэрозоли живут в атмосфере не­долго и не могут переноситься в значительных количествах на большие расстояния. Поэтому их содержание над территорией криолитозоны существенно ниже общепланетарного и заметно­го воздействия на климат этих регионов оказывать не будут.

Третий механизм антропогенного воздействия на изменения глобального климата планеты является самым мощным и наи­более достоверно установленным. Это — увеличение содержа­ния в атмосфере двуокиси углерода, выделяющейся при сжи­гании ископаемого органического топлива и при окислении ор­ганических веществ при воздействии человека на биосферу (уничтожение лесов, распахивание земель, сжигание древеси­ны и др.). Около половины СО₂, выделяющегося в атмосферу, сохраняется в ней, постепенно накапливаясь. Остальная часть поглощается океаном. По некоторым оценкам, выброс в атмо­сферу СО₂ возрастает со скоростью 5,7% в год. Прогнозирует­ся, что удвоение его содержания в атмосфере произойдет в ин­тервале 2025—2050 гг.

Увеличение содержания СО₂ в атмосфере вызывает возрас­тание парникового (оранжерейного) эффекта. Двуокись углеро­да практически прозрачна для коротковолновой солнечной радиации, но поглощает в некотором диапазоне частот длин­новолновое противоизлучение Земли. Это приводит к нагреву приземного слоя воздуха и повышению средней температуры. В качестве критерия оценки повышения среднегодовых темпе­ратур воздуха принято принимать их возрастание при удвоении содержания СО₂ в атмосфере. Согласно данным численного мо­делирования климата, проведенного М. К. Маккрекеном, мож­но с вероятностью 50% считать, что удвоение концентрации СО₂ приведет к повышению средней глобальной температуры воздуха у земной поверхности от 1,5 до 4,5 °С. Если принимать, что за последние 100 лет концентрация СО₂ возросла с 290 до 340 млн"¹, то должно было произойти потепление климата,, составляющее 0,7+0,36 °С. Однако помимо того что сами мо­дели климата сильно упрощены и часто не учитывают важней­ших природных механизмов, значения входящих в них пара­метров могут быть определены в настоящее время с низкой ве­роятностью. Например, по мнению К. Я. Кондратьева, для до-индустриального уровня концентрации СО₂ возможен интервал значений 250—290 млн"¹., а временной ход концентрации угле­кислого газа за столетие (1850—1950) недостаточно достоверен в такие периоды, когда роль биосферы как фактора изменчи­вости концентрации СО₂ была более существенной, чем вклад промышленных выбросов. Это означает, что с 1850 по 1950 г.

318

концентрация двуокиси углерода могла измениться от 40 до 90 млн"¹. Следовательно, оценки потепления климата могут от­личаться только за счет различий входных данных в два раза. По одномерной радиационно-конвективнои модели В. Рамана-сана и его коллег при удвоении содержания СО₂ наиболее ве­роятно повышение глобальной температуры на 2,44=1,1 °С. Ре­зультаты расчетов по разработанной Манабе и Везерольдом циркуляционной модели атмосферы, учитывающей термодина­мическое взаимодействие воды и пара, превращение их в снег и лед, влагообмен атмосферы и океана, показали нагрев атмо­сферы на 2—3°С. Каждое последующее удвоение содержания СО₂ будет повышать глобальную приземную температуру на указанные выше величины. При этом в высоких широтах из-за движения к северу границ распространения снега и льда дол­жно произойти повышение температур воздуха в пределах ма­терика на 7°С, а на полюсе — на 10 °С. К 2150—2200 гг. в максимально возможном варианте средняя темпера­тура воздуха может повыситься на 6°С и создадутся условия, подобные климату мезозоя.

М. И. Будыко с коллегами, применив метод сравнения со­временных условий с условиями раннего кайнозоя, когда со­держание СО₂ было равно удвоенному доиндустриальному, получили для разных широт Северного полушария следующие данные о повышении температур приземного слоя воздуха: на широтах 20—40° приращение составило +0,3°С; 45—60° — + 0,5°С; 65°— +1^СС; 70° —+1,1°С: 75—80° — + 1,2°. Позд­нее прогнозировалось повышение температуры воздуха в Се­верном полушарии к 1990 г. на 0,7 °С. Этот прогноз не подтвер­дился фактическими результатами.

Приведенные данные о возможном повышении приземных температур воздуха имеют довольно большой разброс, и до­стоверность их невелика. Однако если прогнозируемое потеп­ление произойдет по наиболее теплому сценарию, то оно будет сопровождаться глубокими и катастрофическими изменениями криолитозоны, которые нанесут большой урон проживающей в северных широтах части человечества. Проведенные В. Т. Ба-лобаевым (1991) прогнозные расчеты, основанные на результа­тах моделирования потепления климата, полученных Манабе и Везерольдом, показали, что условия для сохранения ММП с поверхности после удвоения концентрации в атмосфере СО₂ будут существовать только в Якутии и на Таймыре севернее Полярного круга. В этих регионах возрастут глубины сезонно­го оттаивания отложений, изменится комплекс криогенных про­цессов и начнется протаивание ММП снизу. На остальной тер­ритории криолитозоны мерзлые толщи будут протаивать свер­ху и снизу, переходя в реликтовое, резко нестационарное со­стояние. В полосе широт 60—70° к 2030—2040 гг. протаивание сверху достигнет 10—15 м. Скорость протаивания будет со­ставлять 20—30 см в год при предполагаемом линейном повы-

319

шении температур воздуха. Легко можно представить катаст­рофические последствия такого рода деградации мерзлых льдистых пород на огромной территории для биосферы и че­ловечества. Будет разрушена хозяйственно-экономическая ин­фраструктура и резко ухудшится экологическая обстановка на севере Евразии и Северной Америки. Однако большинство уче­ных скептически относится к столь пессимистическим прогно­зам, основанным на результатах моделирования. Обращается внимание на то, что внешняя оболочка Земли представляет со­бой огромную, энергетически емкую, саморегулирующуюся, весьма инерционную систему. Эти свойства системы препятст­вуют быстрым глубоким изменениям и способны поддерживать ее равновесное состояние в условиях резких флуктуации неко­торых ее параметров. Так, резкое возрастание содержания СО₂ в атмосфере и повышение ее температуры должно активизиро­вать те процессы, которые направлены против этого и стремят­ся возвратить систему в прежнее ее состояние. Видимо, многое будет определяться изменением ледовитости и теплового со­стояния Арктического бассейна, взаимодействием Мирового океана и атмосферы планеты, а также рядом других природ­ных процессов, значение и роль которых не выяснены или не оценены количественно современной наукой.

Таким образом, антропогенное повышение содержания СО₂ в атмосфере достоверно установлено, но размеры вызываемого им повышения температуры приземного слоя атмосферы оста­ются невыясненными. В последние годы в Северном полушарии установлен положительный тренд температуры воздуха, сме­нивший короткопериодное похолодание 40—65-х годов. Однако величина повышения температуры не выходит за пределы ам­плитуд короткопериодных периодических колебаний климата. Вместе с тем человеческое общество должно готовиться к весь­ма вероятному потеплению климата и деградационному на­правлению развития ММП, криогенных процессов и явлений^ а точнее, к деградационной фазе эволюции криогенеза лито­сферы. Необходимы правильное прогнозирование последствий этой фазы процесса для природной системы хозяйствования, разработка методов и новых инженерных приемов освоения территории криолитозоны, обеспечивающих в условиях глобаль­ного потепления строительство с необходимой степенью надеж­ности и устойчивости сооружений, а также сохранение качества природной среды.

Криогенез литосферы и природопользование.При освоении территории криолитозоны человеком происходят масштабные нарушения ландшафтных условий. Наибольшие по площади на­рушения связаны с зонами тайги и лесотундры, где в резуль­тате пожаров выгорают обширные площади лесов. В резуль­тате изменяются теплоизоляционные свойства растительных по­кровов, понижается альбедо поверхности, меняется тепло-вла-гообмен между приземным слоем воздуха, мохово-травяньш

320

покровом и почвой, В большинстве случаев это ведет к повы­шению температуры пород, возрастанию глубины сезонного от­таивания отложений, термокарстовым просадкам, появлению заболоченности.

Менее масштабные, но более глубокие изменения ландшаф­тов и геокриологических условий обусловлены механическим нарушением или полным уничтожением растительных покровов и почв при езде гусеничного транспорта по тайге и особенно по тундре, при разработках полезных ископаемых, строитель­стве дорог, поселков и городов. При этом механическое воз­действие часто сопровождается различными видами загрязне­ния: химическим, нефтепродуктами, бытовыми и промышленны­ми отходами и др. Механические повреждения мохово-травя-ных покровов и почв приводят к нарушению поверхностного и подповерхностного стока и вспышкам термоэрозионного про­цесса, приводящего к катастрофически быстрому развитию ов­ражной сети, трансформации рельефа на больших площадях/ накоплению синкриогенного ложкового аллювия. Создание от­валов породы при горном производстве в криолитозоне, раз­личный характер промерзания техногенных отложений, их раз­ное криогенное строение вызвали к жизни проблему их изуче­ния с инженерно-геологической и экологической точек зрения. С этих же позиций проводится изучение антропогенного хими­ческого загрязнения территорий городов, поселков, районов горнодобывающих и горноперерабатывающих производств, на­пример Якутска и Норильского горнопромышленного района. Здесь совместно протекают процессы антропогенного загрязне­ния и криогенеза, приводя часто к качественно новым явлени­ям, изменяя старые и вызывая новые процессы. На территории Якутска процессы естественного континентального засоления отложений в холодной и сухой обстановке дополнились антро­погенным засолением, происходящим при ежегодно повторяю­щемся сезонном оттаивании и промерзании подверженных за­грязнению отложений. В результате легкорастворимые соли отжимаются вниз и постепенно скапливаются вблизи подошвы сезонно-талого слоя и в верхних слоях мерзлой толщи. В ито­ге здесь в отложениях концентрация солей увеличивается на­столько, что они переходят из многолетнемерзлого состояния в охлажденное, утрачивая лед и резко снижая свои прочностные свойства. В песках образуются линзы криопэгов. В результате разрушаются железобетонные конструкции зданий и затрудня­ется образование растительности.

Масштабы воздействия человеческой деятельности на при­роду северных регионов возросли настолько и будут продол­жать возрастать, что они существенно повлияют на протека­ние криогенных процессов в интразональном, региональном и даже планетарном масштабах. В результате в настоящее вре­мя происходит формирование нового направления в учении о криогенезе — антропогенный криогенез литосферы.

321

ПРЕДМЕТНЫЙ УКАЗАТЕЛЬ

Аградация мерзлых толщ 9, 260 Аласы (харысеи) 121, 176 Аномально низкие давления подзем­ных вод 259

Байджерахи 78, 151 Бугры пучения многолетние: инъекционные 22, 85—86 миграционные 22, 60, 83—85

Великая криогенная область 19 Влияние на температуру пород:

растительности 41—42

рельефа 61

снега 38—40

состава отложений 59 Выветривание криогенное 75 Выпучивание обломков 82, 101 Высотная климатическая поясность

Ж

Геокриологическая:

зональность 43, 61, 143 поясность 49, 55, 70, 111 секториальность 30, 45, 69

Гидраты газов 13, 169, 218 Гидрогеологические структуры 213—

218, 285

Гидрогеотермическая поясность 288 Гидрогеохимическая вертикальная

зональность 214, 253 Гляциоизостатические движения 299 Гляциоэвстатические колебания 297 Гольцовый лед 72, ПО, 113, 173 Гольцовый тип сезонного оттаивания

Деградация мерзлых толщ 9, 59, 272 Дезинтеграция криогенная 717, 173,

247 270 Делли 107 Десерпция 76, 109

Зона гидратообразования 218, 262 Зональная глобальная циркуляция

32 Зональные варианты:

криогенного строения синкрио-

генных отложений 147—151, 161

курумов 111

морозобойного растрескивания 89

наледеобразования 132 полигонального микрорельефа 98 термокарстовых форм 123—124 Зоны льдообразования ледников 234

Инверсионный тип поясности 35 Инерционность тепловая 247, 279

Каменные глетчеры 114—119

Каменные кольца 76, 102

Климатический минимум плейстоце­на 19, 295

Климатический оптимум голоцена 20, 98, 123, 184

Континентальный тип поясности 51, 281

Криогенез 5, 10, 254

Криогенное строение 78, 140, 143— 15,0, 152—163

Криогенные процессы и явления 10, 50, 73

Криогенный напор 134, 255, 273

Криогидрогеологические структуры 12, 213, 217

Криолитозона:

альпийская 58, 114, 277 океаническая 296, 304, 311 субаэральная 182 субгляциальная 234, 281 субмаринная 296, 304 шельфовая 170, 296, 304

Криопэги 214, 229

Криотурбации (инволюции) 99, 179

Криохроны 16, 113, 184, 270, 292

Критическая глубина озер 122

Курумы 79, 82, 98, 109—113

Ледники:

горные 233, 238, 281, 291

покровные 233, 238

теплые 237

холодные 156, 233, 274, 281 Ледовый комплекс 16, 177, 249 Литологический контроль 67, 93 Льдистость 127, 141, 150, 161

Мерзлые отложения:

асинхронно-эпикриогенные 141 парасинкриогенные 141, 154 синкриогенные 15, 118, 142 синхронно-эпикриогенные 141 таберальные 121, 165—178

322

таберированные 179 эпикриогенные 140, 163 Мерзлые толщи: двухслойные 22 квазистационарные 190, 288 несливающиеся 23, 275, 280 нестационарные 250, 259, 300 реликтовые 11, 21, 272 Меридиональный теплоперенос 29 Морены изначально мерзлые 156 Морской (нормальный) тип поясно­сти 34, 51, 280

Мощность криолитозоны 19, 183, 193, 245, 266, 304, 312

Нагорные террасы 80, 99, 109 Наледи 130—13)9), 242, 290 Нивация 71, 79

Оледенения 14, 19, 115, 231 Оранжерейный эффект 46 Орфографическая инверсия 36 Орографические барьеры 33-, 48

Пластовые льды 160, 168 Покровные суглинки 77, 81 Полигонально-жильные структуры:

вторичные 86, 96

изначально-грунтовые жилы 16,

92, 98, 149

первично-песчаные жилы 15, 92

первичные 91

песчано-ледяные жилы 82, 92

повторно-жильные льды 1,6, 91,

121, 149, 161

Полигональный микрорельеф 88, 95 Породы:

многолетнемерзлые 24, 181, 214

морозные 181, 214, 255

охлажденные 181, 214, 255, 296 Псевдоморфозы по повторно-жиль­ным льдам 15, 18, 97 Пульсация криогенная 81 Пучение 81 Пятна-медальоны 80, 99, 107

Радиационный баланс поверхности

26 Распространение многолетнемерзлых

пород 44, 61, 64, 68 Растрескивание криогенное 86—91 Региональные особенности:

выветривания криогенного 75

изначально мерзлых морен 158

курумов 111

термоабразии 126

термокарста 120 Региональные факторы 59, 66 Регрессии и трансгрессии 17, 227,

Ритмичность криогенная 144 296, 307

Северная геокриологическая зона 17, 22, 86, 183, 215, 217

Сезонного промерзания и оттаива­ния:

глубина 43, 50, 66 типы 50, 67—72, 82

Синкриогенные отложения: субаквальные 153—156 субаэральные 142—152 субгляциальные 156—159

Солифлюкция 100, 104—108

Сортировка криогенная 113

Стебельковый лед 76, 101

Строение криолитозоны 182, 215_Г 277, 304

Структурные полигональные формы 76, 83, 9&

Суффозия 98, 109, 173

Талики:

гидрогенные 64

грунтово-фильтрационные 134 дождевально-радиационные 65 напорно-фильтрационные 138 радиационно-тепловые 64 радиационные 65 субгляциальные 157, 233 тепловые 65

Температуры:

донных пород 228, 302 интегральная 53 поверхности Земли 24, 27 поверхности пород 9, 24 среднегодовая пород 9, 25^ 44

Температурная сдвижка 25, 59

Тепловой поток 192—200, 245, 27,9

Теплоемкость пород 185

Теплопроводность пород 186—190,» 201

Термоабразия 125—129

Термоденудация 126, 128

Термокарст 21, 119—125, 175, 273

Термохроны 16, 184, 270

Циклы промерзания и протаивания

5, 75, 142 Циркуляция атмосферы 28

Эпикриогенные породы:

дисперсные 141, 163—170, 293 скальные 141, 171, 292

Этапы развития криолитозоны 13

Южная геокриологическая зона 17,»

22, 184 Южная граница многолетнемерзлых

пород 9, 15, 44, 46

323

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Акимов А. Т., Ларин С. М., Н ей з в ест нов Я. В., Холмян-
ский М. А. Некоторые закономерности изменения мощности многолетне-
мерзлых пород на Арктических островах//Геофизические исследования мерз­
лых толщ. Якутск, 1976. С. 5—11.

2. Алисов Б. П. Климат СССР. М.: Высшая школа, 1969. 104 с.

3. Арэ Ф. Э. Термоабразия морских берегов. М.: Наука, 1980. 160с.

4. А р э Ф. Э. Основы прогноза термоабразии берегов. Новосибирск: На­
ука, 1985. 172 с.

5. Аэроклиматический атлас северного полушария. Л.: Гидрометеоиздат,
1963. 213 с.

6. Балобаев В. Т. О реконструкции палеотемператур многолетне-
мерзлых пород//Развитие криолитозоны Евразии в верхнем кайнозое. М.:
Наука, 1985. С. 129—136.

7. Б а л о б а е в В. Т. Геотермия мерзлой зоны литосферы Севера Азии.
Новосибирск: Наука, 1991. 193 с.

8. Балобаев В. Т., Левченко А. И. Геотермические особенность
и мерзлая зона хребта Сунтар-Хаята//Геотеплофизические исследования в
Сибири. Новосибирск: Наука, 1978. С. 129—142.

9. Б а р а н о в И. Я. Геокриологическая карта СССР масштаба
1:10 000 000 (пояснительная записка). М: Знание, 1960. 48 с.

 

10. Баранов И. Я. Принципы геокриологического (мерзлотного) рай­
онирования области многолетнемерзлых горных пород. М.: Наука, 1965.
150 с.

11. Баулин В. В. Многолетнемерзлые породы нефтегазоносных районов
СССР. М.: Наука, 1985. 176 с.

12. Баулин В. В., Белопухова Е. Б., Дубиков Г. И., Шме­
лев Л. М. Геокриологические условия Западно-Сибирской низменности. М.:
Наука, 1967. 214 с.

13. Баулин В. В., Чеховский А. Г., Суходольский С. Е. Ос­
новные этапы развития многолетнемерзлых пород Северо-Востока Европей­
ской части СССР и Западной Сибири//История развития многолетнемерз­
лых пород Евразии (на примере отдельных регионов). М.: Наука, 1981.
С. 41—60.

14. Величко А. А. Природный процесс в плейстоцене. М.: Наука,
1973. 256 с.

15. Втюрина Е. А. Высотная геокриологическая поясность в преде­
лах СССР//Геокриолог. исслед. при инж. изысканиях. М., 1970. С. 247—267.

16. Гаврилова М. К. Современный климат и вечная мерзлота на
континентах. Новосибирск: Наука, 1981. 112 с.

17. Гасанов Ш. Ш. Криолитологический анализ. М.: Наука, 1981.
195 с.

18. Геокриология СССР/Под ред. Э. Д. Ершова. М.: Недра. Т. 1—5.
1988—1989.

324

19. Гляциологический словарь/Под ред. В. М. Котлянова. Л.: Гидро-
метеоиздат, 1984. 527 с.

20. Г о р б у н о в А. П. Пояс вечной мерзлоты Тянь-Шаня: Автореф.
дис. ... д-ра геогр. наук. М., 1974. 33 с.

21. Горбунов А. П. Криолитозона Центрально-Азиатского региона.
Якутск: ИМ СО АН СССР, 1986. 57 с.

22. Горбунов А. П. Каменные ледники. М.: Наука, 1988. 108 с.

23. Горбунов А. П., Тит ко в С. Н. Каменные глетчеры гор Средней
Азии. Якутск, 1989. 164 с.

24. Гравис Г. Ф. Склоновые отложения Якутии. М.: Наука, 1969.
128 с.

25. Гречищев С. Е. Основные закономерности термореологии и тем­
пературного растрескивания грунтов//П Междунар. конф. по мерзлотовед.
Докл. и сообщ. Вып. 4. Якутск: Изд-во АН СССР, 1973. С. 26—34.

26. Григорьев Н. Ф. Многолетнемерзлые породы приморской зоны
Якутии. М: Наука, 1966. 180 с.

27. Григор ян С. С, Красе М. С, Гусева Е. В., Гевор­
кян С. Г. Количественная теория геокриологического прогноза. М.: Изд-во
МГУ, 1987. 266 с.

28. Г р о й с м а н А. Г. Теплофизические свойства газовых гидратов. Но­
восибирск: Наука, 1985. 94 с.

29. Гросвальд М. Г. Покровные ледники континентальных шлейфов.
М.: Наука, 1983. 216 с.

30. Губкин Н. В. Подземные воды бассейна верхнего течения реки
Колымы. М.: Изд-во АН СССР, 1952. 131 с.

31. Данилов И. Д. Плейстоцен морских субарктических равнин. М.:
Изд-во МГУ, 1978. 198 с.

32. Д а н и л о в И. Д., Ж и г а р е в Л. А. Криогенные породы Арктиче­
ского шельфа//Мерзлые породы и снежный покров. М.: Наука, 1977.
С. 17—26.

33. Демидюк Л. С. О структурном примере районирования Забай-
калья//Мат-лы VIII Всесоюз. междувед. совещ. по геокриологии (мерзлото­
ведению). Якутск, 1966. Вып. 3. С. 143—152.

34. Д о ст о в а л о в Б. Н. О физических условиях образования морозо-
бойных трещин и развития трещинных льдов в рыхлых породах//Исслед.
вечной мерзлоты в Якутск, респ. М.: Изд-во АН СССР, 1952. Вып. 3.
С. 162—194.

35. Дубиков Г. И. Закономерности формирования состава и крио­
генного строения мерзлых осадочных пород (на примере Западной Сибири):
Автореф. дис. ... д-ра геол.-мин. наук. М., 1984. 48 с.

36. Е л и с а ф е н ко Т. Н. Закономерности криогенного преобразования
толщ пород и подземных вод угольных бассейнов Дальнего Востока: Авто­
реф. дис. ... канд. геол.-мин. наук. М., 1988. 29 с.

 

37. Ершов Э. Д. Криолитогенез. М.: Недра, 1982. 212 с.

38. Ершов Э. Д. Общая геокриология. М.: Недра, 1990. 559 с.

39. Е р ш о в Э. Д., Данилов И. Д., Ч е в е р е в В. Г. Петрография
мерзлых пород. М.: Изд-во МГУ, 1987. 311 с.

40. Е р ш о в Э. Д. и др. Проблемы гидратообразования в криолитозо-
не//Геокриолог. исслед. М.: Изд-во МГУ, 1989. С. 50—63.

41. Жиг ар ев Л. А. Причины и механизм развития солифлюкции. М.:
Наука, 1967.

42. Жигарев Л. А. Термоденудационные процессы и деформационное
поведение протаивающих грунтов. М.: Наука, 1975. 107 с.

43. Ж и г а р е в Л. А. Инженерно-геологическая характеристика шельфа
юго-восточной части моря Лаптевых//Исслед. прибрежных равнин и шельфа
арктич. морей. М.: Изд-во МГУ, 1979. С. 91—96.

44. Иванов М. С. Криогенное строение четвертичных отложений Ле-
но-Алданской впадины. Новосибирск: Наука, 1984. 216 с.

45. К а г а н А. А., К р и в о н о г о в а Н. Ф. Многолетнемерзлые скаль­
ные основания сооружений. Л.: Стройиздат, 1978. 208 с.

325

46. К а л а б и н А. И. Вечная мерзлота и гидрогеология Северо-Востока
СССР//Тр. ВНИИ-1. Т. XVIII. Магадан, 1960. 125 с.

47. Каплина Т. Н. Закономерности развития криолитогенеза в позд­
нем кайнозое на аккумулятивных равнинах Северо-Востока Азии: Автореф.
дис. ... докт. геол.-мин. наук. Якутск, 1987. 41 с.

48. Каплянская Ф. А., Тарноградский В. Д. Реликтовые
глетчерные льды на севере Западной Сибири и их роль в строении плейсто­
ценового оледенения криолитозоны//ДАН СССР. М., 1976. Т. 231, № 5.
С. 1185—1197.

49. Каплянская Ф. А., Тарноградский В. Д. К проблеме об­
разования залежей реликтового глетчерного льда и сохранения изначальна
мерзлых морен//Изв. Всесоюз. геогр. об-ва. № 4. 1977. С. 314—319.

50. К а т а с о н о в Е. М. Криогенные текстуры, ледяные и земляные
жилы как генетические признаки многолетнемерзлых четвертичных отложе-
ний//Вопросы криологии при изучении четвертич. отложений. М., Изд-во АН
СССР, 1962. С. 37—44.

51. Кирюхин В. А., Толстихин Н. И. Региональная гидрогеология.
М.; Недра, 1987. 382 с.

52. Кондратьева К. А. Мерзлотно-температурная карта Новой Зем­
ли в масштабе 1:2 500 000//Мерзлот. исслед. М.: Изд-во МГУ, 1979. Вып. 18.
С. 80—101.

53. К о н д р а т ь е в а К. А. Мерзлотные условия Земли Франца-Иоси-
фа//Мерзлот. исслед. М.: Изд-во МГУ, 1980. Вып. 9. С. 76—101.

54. Кондратьева К. А. Северная Земля (к Геокриологической кар­
те СССР масштаба 1:2 500 000)//Мерзлот, исслед. М.: Изд-во МГУ, 1982.
Вып. 20. С. 84—96.

55. К о н и щ е в В. Н. Формирование состава дисперсных пород в крио-
литосфере. Новосибирск: Наука, 1981. 197 с.

56. К Р а с с М. С, Ловчук В. В. Влияние структурных неоднородно-
стей земной коры на динамику ее промерзания и конфигурацию нижней
границы мерзлых толщ//Тр. ПНИИИС. М., 1972. Т. XVIII. С. 212—222.

57. К р е н к е А. Н. Массообмен в ледниковых системах на территории
СССР. Л.: Гидрометеоиздат, 1982. 288 с.

58. Кудрявцев В. А. Температуры верхних горизонтов вечномерзлой
толщи в пределах СССР. М.: Изд-во АН СССР, 1954. 183 с.

59. К У Д Р я в ц е в В. А. О сезонном промерзании и протаивании поч-
вы//Мат-лы VII Междувед. совещ. по мерзлотовед. М.: Изд-во АН СССР,
1959. С. 168—173.

60. Кудрявцев В. А. Значение мерзлотно-температурной зональности
в образовании сингенетических мерзлых толщ со слоистой криогенной тек­
стурой/Мерзлот, исслед. М.: Изд-во МГУ, 1961. Вып. I. С. 21—25.

61. Курумы гольцового пояса гор/Н. Н. Романовский, А. И. Тюрин,,
Д. О. Сергеев и др. Новосибирск: Наука, 1989. 152 с.

62. К у р ч и н о в А. Р., С т а в и ц к и й Б. П. Геотермия нефтегазоносных
областей Западной Сибири. М.: Недра, 1984. 134 с.

63. Л а в р у ш и н Ю. А. Строение и формирование основных морен ма­
териковых оледенений//Тр. ГИН АН СССР. М.: Наука, 1976. Вып. 288. 237 с.

64. Л у г о в о й П. Н. Особенности геокриологических условий горных
стран. М.: Наука, 1970. 135 с.

65. Лысак С. В. Тепловой поток континентальных рифтовых зон. Но­
восибирск: Наука, 1988. 200 с.

 

66. Л ю б и м о в а Е. А., Никитина В. Н., Т о м а р а Г. А. Тепловые
поля внутренних и окраинных морей СССР. М.: Наука, 1976. 224 с.

67. Макагон Ю. Ф. Гидраты природных газов. М.: Недра, 1974. 208 с.

68. Мак а гон Ю. Ф. Газовые гидраты, предупреждение их образова­
ния и использование. М.: Недра, 1985. 232 с.

69. Мерзлотоведение (краткий курс)/Под ред. В. А. Кудрявцева. М.:
Изд-во МГУ, 1961. 240 с.