Лёд и Снег · 2020 · Т. 60 · № 4
УДК 551.511
doi: 10.31857/S2076673420040058
Влияние диффузии солей на состояние и распространение многолетнемёрзлых
пород и зоны стабильности метан-гидратов шельфа моря Лаптевых
© 2020 г. В.В. Малахова1*, А.В. Елисеев2-4
1Институт вычислительной математики и математической геофизики СО РАН, Новосибирск, Россия;
2Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, Москва, Россия; 3Институт физики атмосферы
им. А.М. Обухова РАН, Москва, Россия; 4Казанский федеральный университет, Казань, Россия
*malax@sscc.ru
Salt diffusion effect on the submarine permafrost state and distribution as well as
on the stability zone of methane hydrates on the Laptev Sea shelf
V.V. Malakhova1*, A.V. Eliseev2-4
1Institute of Numerical Mathematics and Mathematical Geophysics, Siberian Branch, Russian Academy of Sciences, Novosibirsk, Russia;
2Lomonosov Moscow State University, Moscow, Russia; 3A.M. Obukhov Institute of Atmospheric Physics, Russian Academy of Sciences,
Moscow, Russia; 4Kazan Federal University, Kazan, Russia
*malax@sscc.ru
Received March 13, 2020 / Revised August 11, 2020 / Accepted September 9, 2020
Keywords: Arctic shelf, freezing temperature, glacial cycles, methane hydrates, salt diffusion, submarine permafrost.
Summary
Salt transport in shelf sediments can affect the state of the submarine permafrost and the thermodynamic stability of
hydrates. To estimate the effect of salt transport, we used a model analysis of salinization of underwater sediments.
It is assumed that the salininization follows the flooding of the shelf, which accompanies transgression of the ocean
during the end of the glaciations of the Quaternary period. We used the model of thermal processes in the bottom-
set bed, developed in collaboration with the Institute of Numerical Mathematics and Mathematical Geophysics, Sibe-
rian Branch of the Russian Academy of Sciences and the A.M. Obukhov Institute of Atmospheric Physics, Russian
Academy of Science. The model was augmented by the equation of salt diffusion in the bottom sediments. In calcula-
tions with the model, changes in the temperature of the upper surface of bottom sediments and sea level over the past
400 kyr were prescribed (set). It is shown that the combined effect of heat and salinization of bottom sediments during
oceanic transgressions (shelf flooding) leads to the sinking of the current upper boundary of the marine permafrost
by about 10-25 m below the sea floor, depending on the current depth of the shelf. Accounting for the salt diffusion is
necessary to determine the position of the upper boundary of the permafrost, as well as to calculate the rate of its deg-
radation. In particular, salt transport is able to change both the current position and the rate of displacement of the
upper permafrost boundary in several times relative to the case of a time-independent freezing temperature. Note,
that this effect is insignificant for estimation of the position of the lower permafrost boundary in the bottom sedi-
ments of the inner shelf. Lowering the freezing point leads to the fact that frozen rocks on the outer shelf completely
thaw at negative temperatures of bottom sediments under the influence of heat and salts in the present period (experi-
ments TF-2, TFSAL2). The influence of salinity on the characteristics of the stability zone of methane hydrates in the
submarine permafrost is insignificant due to deep level of their occurrence in the shelf sediments.
Citation: Malakhova V.V., Eliseev A.V. Salt diffusion effect on the submarine permafrost state and distribution as well as on the stability zone of methane
hydrates on the Laptev Sea shelf. Led i Sneg. Ice and Snow. 2020. 60 (4): 533-546. [In Russian]. doi: 10.31857/S2076673420040058.
Поступила 13 марта 2020 г. / После доработки 11 августа 2020 г. / Принята к печати 9 сентября 2020 г.
Ключевые слова: арктический шельф, гидраты метана, диффузия соли, ледниковые циклы, субаквальная мерзлота.
Проанализировано влияние засоления на состояние затопленных морем многолетнемёрзлых толщ
шельфа моря Лаптевых. Результаты моделирования показали, что в результате засоления донных осад-
ков современная верхняя граница многолетнемёрзлых пород находится на глубине 10-15 м ниже мор-
ского дна на внутренней части шельфа и на глубине 20-25 м ниже морского дна на внешнем шельфе.
Учёт диффузии соли при исследовании динамики субаквальной мерзлоты необходим для определения
положения её верхней границы, а также расчёта скорости её деградации. Согласно расчётам, перенос
солей может в несколько раз изменить положение и скорость смещения верхней границы многолетне-
мёрзлых пород по сравнению со случаем неизменной во времени солёности и, следовательно, посто-
янной во времени температурой замерзания. Вместе с тем перенос солей заметно не влияет на положе-
ние нижней границы многолетнемёрзлых пород и характеристики зоны стабильности метангидратов.
533
Подземные льды и наледи
Введение
матическое моделирование [2, 3, 9-14]. Предпола
гается, что для внутреннего шельфа моря Лаптевых
В последние годы активно обсуждается вопрос
характерно сплошное распространение мерзло
о возможности относительно быстрого разруше
ты, которое может нарушаться наличием сквозных
ния многолетнемёрзлых пород (ММП) на шель
подозёрных таликов [13, 15]. Мощность субакваль
фе Восточно-Сибирского моря и моря Лаптевых
ной мерзлоты уменьшается с ростом глубины моря.
из-за существенного повышения летней темпера
Минимальные мощности ММП или их отсутствие
туры придонного слоя воды [1]. Разрушение суб-
приурочены к зонам глубинных разломов и связа
аквальной мерзлоты может стать причиной на
ны с высокими потоками тепла из недр Земли [15].
рушения условий существования метангидратов,
Значительную роль в состоянии морской
залегающих в пределах и ниже слоя ММП [2-6],
криолитозоны играют процессы переноса солей.
и дополнительной эмиссии метана в атмосфе
Имеются фактические данные о распростране
ру Арктики. Газовые гидраты, представляющие
нии засолённых мёрзлых пород морского проис
собой льдоподобную смесь газа (в основном ме
хождения на арктическом побережье России [16].
тана) и воды, встречаются в донных отложени
Однако данных о засолённости донных отложе
ях континентального шельфа океана, а также в
ний шельфовых морей Арктики практически нет.
слое ММП в интервале глубин, где выполняются
В большинстве исследований состояния субма
термобарические условия стабильности гидрата
ринной мерзлоты не учитывается перенос соли в
определённого вида [7]. Усиление диссоциации
явном виде. Моделирование выполняется с учё
газогидратов в ММП шельфа изучено недостаточ
том отрицательной температуры замерзания, кото
но и может быть интересно при оценке эмиссии
рая выбирается для определённой концентрации
метана на арктическом шельфе [8].
солей, и предположения о постоянной солёности
Ледниковые циклы четвертичного периода
в разрезе донных отложений [2, 3, 17]. Так, в ра
приводили к трансгрессии и регрессии морей Се
боте [2] при исследовании эволюции ММП тем
верного Ледовитого океана. В периоды регрессий
пература замерзания задана равной -2 °C и она не
моря ММП на арктическом шельфе формирова
меняется с глубиной. В исследовании [13] пред
лись в субаэральных условиях. При повышении
ставлена модель, в которой солёность грунта зави
уровня моря ММП оказывались под водой. С учё
сит от его свойств без дополнительного учёта пере
том времени отклика теплофизического состоя
носа соли в донные отложения при трансгрессии
ния глубоких донных отложений, составляющего
океана. Однако авторы работы [10] уже учитывают
5-15 тыс. лет [2, 3] и превышающего современную
распространение соли в донных осадках с соответ
длительность голоцена, сформировавшиеся в пе
ствующим интерактивным вычислением темпера
риоды оледенений плейстоцена ММП могут быть
туры замерзания поровой жидкости.
распространены на значительной части современ
Деградация подводной мерзлоты и увеличе
ного арктического шельфа, затопленного в резуль
ние температуры осадков могут быть причиной
тате послеледниковой трансгрессии. Наличие мор
дестабилизации газогидратов на арктическом
ской воды над ММП обусловливает повышение
шельфе. Перенос солей в насыщенные газогид-
температуры на их верхней границе, что приводит к
ратами донные отложения может способство
деградации ММП. После затопления шельфа мор
вать и диссоциации газовых гидратов. Рост со
ской водой концентрация солей в донных осадках
лёности сдвигает границу термодинамической
увеличивается, что понижает температуру замерза
устойчивости гидратов метана в сторону более
ния поровых вод. Данные, полученные при буре
высокого давления и/или более низкой темпера
нии скважин на арктическом шельфе, показывают,
туры [7, 18]. Засолённость мёрзлых пород приво
что ММП, сформировавшиеся в субаэральных ус
дит к их оттаиванию, что увеличивает газопро
ловиях, при переходе в субаквальное состояние ис
ницаемость ММП [19] и может стать причиной
пытывают глубокое засоление. Это вызывает транс
формирования скоплений газообразного метана.
формацию твёрдомёрзлых пород в охлаждённые
Для оценки роли переноса соли в фор
при отрицательных температурах [8].
мировании субаквальной мерзлоты арктиче
Для исследования состояния и распростране
ского шельфа, а также влияния солёности на
ния ММП на шельфе широко используется мате
мощность зоны стабильности газовых гидра
534
В.В. Малахова, А.В. Елисеев
тов (ЗСГГ) в условиях криолитозоны мы допол
ловие Стефана для подвижной границы фазовых
нили модель теплофизических процессов в дон
переходов при z = zF
ных осадках [15] уравнением диффузии солей и
λm(∂T/∂z)m - λf (∂T/∂z)f = LW∂zF /∂t,
(3)
включили солёность в уравнение для расчёта по
ложения границ ЗСГГ. Проанализирована также
где L - удельная теплота замерзания и таяния
чувствительность скорости деградации ММП
воды в порах грунта.
шельфа к параметризациям переноса солей и
На верхней границе донных отложений, со
температуры замерзания, используемым в чис
ответствующей поверхности дна, при z = 0
ленных моделях теплофизики донных осадков.
T = TB, S = SB.
(4)
Отметим, что цель работы - анализ процессов
переноса явного тепла и соли в порах донных отло
На нижней границе расчётной области
жений. В связи с этим нет попытки привязать ре
(HS = 1500 м) задаются геотермический поток G
зультаты расчётов к какому-либо известному раз
и нулевая солёность при z = HS
резу в донных отложениях [2, 11]. Это сделано для
λm∂T/∂z = G, S = 0.
(5)
упрощения интерпретации полученных результа
тов. В настоящей статье мы ограничиваемся идеа
В модели используется также зависимость
лизированным заданием вертикальных профилей
температуры замерзания воды (°C) от концент
теплофизических характеристик грунта донных от
рации соли S (‰) и давления в донных отложе
ложений. Анализ процессов переноса тепла и соли
ниях P (МПа) [20]:
при более детальном задании этих характеристик
TF = -0,073P - 0,064S.
(6)
выходит за рамки представленной статьи.
Влияние солёности на температуру замерза
ния приводит к зависимости между уравнения
Численное моделирование
ми теплопереноса и переноса солей для мёрзло
го слоя, при этом распространение тепла и соли в
Модель термического режима донных отло-
незамёрзшем грунте не зависит друг от друга. До
жений с учётом диффузии солей и зоны стабильно-
пускается, что донные отложения насыщены вла
сти газовых гидратов. В работе используется од
гой. Пористость экспоненциально уменьшается с
номерная модель теплофизических процессов в
глубиной z: ϕ(z) = ϕ(0) exp(-z/zϕ), где ϕ(0) = 0,4 и
донных отложениях с учётом фазовых переходов
zϕ = 2500 м. Коэффициент диффузии солей при
между мёрзлым и талым грунтами [3]. Распро
нимался равным 10-9 м2/с в соответствии с оцен
странение тепла в донных отложениях описыва
ками по данным бурения в море Лаптевых [11].
ется одномерным уравнением теплопроводности
Расчёты термического состояния донных
отложений и переноса солей сопровождаются
Сi ∂T/∂t = (∂/∂z)(λi ∂T/∂z);
(1)
оценками термодинамических границ зоны ста
данная модель дополнена уравнением диффузии
бильности газогидратов метана. Равновесное
солей
давление РH, при котором метан, вода или лёд и
гидрат могут теоретически существовать в фазо
∂WS/∂t = (∂/∂z)(DS ∂S/∂z),
(2)
вом и химическом равновесии при данной тем
где Сi - объёмная теплоёмкость грунта на единицу
пературе, определялось из соотношения [21]
площади; T - температура грунта; t - время; z -
глубина от поверхности дна; λi - коэффициент
(7)
теплопроводности грунта, нижний индекс i при
нимает одно из значений: «f» (мёрзлый грунт) или
где РH - равновесное давления гидрата, МПа; T
«m» (талый грунт); W - относительное влагосодер
и TD - соответственно температура и сдвиг рав
жание грунта; S - концентрация соли в поровом
новесной температуры, К; коэффициенты an за
растворе; DS - коэффициент диффузии солей.
даются в зависимости от температуры и приво
На границе между мёрзлыми и талыми поро
дятся в работе [21].
дами допускается условие равенства температу
Растворённые соли, например хлорид натрия,
ры грунта температуре замерзания воды TF и ус
могут сильно влиять на термодинамическую ста
535
Подземные льды и наледи
бильность гидратов метана. Появление соли в
Температура TW и солёность SW, используемые как верх-
нее граничное условие в периоды затопления шельфа
воде снижает химический потенциал раствора,
морской водой (HW - глубина моря)
в котором солёная вода должна быть стабильной
HW, м
10
20
30
50
70
100
в виде жидкости, а не гидрата. При этом гранич
TW, °C
-1,3
-1,4
-1,5
-1,7
-1,8
-1,9
ная температура термодинамической устойчиво
SW, ‰
27
28
33
33,5
34
34
сти гидратов уменьшается относительно темпера
туры чистой воды. Также изменяется граничное
давление термодинамической устойчивости гид-
ских условий. Кривые изменения палеоклимата,
ратов. Сдвиг в равновесной температуре рассчи
используемые для моделирования субмаринной
тывался с помощью следующего уравнения [21]:
мерзлоты, подробно обсуждались в работе [24].
Температура на поверхности донных отложе
TD = TD,ref loge(1 - xs)/loge(1 - xs,ref),
ний TB = T(z0, t) в расчётах задаётся таким образом:
где TD,ref - реперное значение температуры дис
а) TB = TW, если шельф покрыт океаном в пе
социации гидрата при соответствующем репер
риоды океанических трансгрессий, TW - тем
ном содержании соли xs,ref; xs - мольная доля
пература придонной воды, которая задавалась с
соли в поровой воде; эмпирическое выражение
учётом глубины шельфа (таблица);
для сдвига равновесной температуры TD исполь
б) TB = TG + TV (t), если шельф осушён в пе
зуется с эталонными значениями TD,ref = 2 °C и
риоды регрессий океана; здесь TG = -12 °C -
xs,ref = 0,0134 [21].
средняя многолетняя годовая температура при
Численная реализация модели (1)-(6) осно
земного воздуха на шельфе моря Лаптевых в
вана на методе прогонки на дискретной вычис
1961-1990 гг. [13], TV (t) - аномалия температу
лительной сетке с вертикальным шагом 0,5 м и
ры по данным реконструкции палеотемператур
неявной схеме по времени с шагом один месяц.
воздуха по непрерывным записям из ледяных
Постановка численных экспериментов. Моде
кернов Антарктиды [25].
лирование проводилось применительно к шель
Солёность на поверхности донных отложе
фовой области восточного сектора моря Лапте
ний SB = S(z0, t) задаётся в следующем виде:
вых с современными глубинами HW от 10 до 100 м.
а) SB = SW, если шельф покрыт морской
При обсуждении численных результатов для
водой в периоды океанических трансгрессий,
шельфа с разными глубинами моря делалось раз
SW - cолёность придонной воды, которая, как и
деление его на внутренний (HW = 0÷30 м), сред
температура, задавалась с учётом глубины моря
ний (HW = 30÷70 м) и внешний (HW = 70÷100 м).
(см. таблицу);
Разнообразие типов пород, которые могут зале
б) SB = 0, если шельф осушён в периоды ре
гать под морем, вызывает сложность задания теп-
грессий океана.
лофизических свойств в разрезе. В настоящей
При построении палеогеографического сце
работе математическое моделирование проводи
нария допускалось, что температура и солёность
лось только для однородных вертикальных про
морской воды существенно не отличаются от
филей со следующими средними значениями
современных и соответствуют средним значе
теплофизических характеристик пород, исполь
ниям для моря Лаптевых [11, 26] (см. таблицу).
зуемых при расчётах (1)-(6): Сm = 2800 кДж/м3·К;
Интенсивность геотермического потока G во
всех численных расчётах была принята равной
Cf = 2080 кДж/м3·К; λm = 1,8 Вт/м·K; λf = 2,2 Вт/м·K;
L = 3,34 × 105 кДж/м3; DS = 10-9 м2/с; G = 60 мВт/м2.
60 мВт/м2, что соответствует среднему значению
Граничное условие на поверхности донных
потока тепла для данного региона [27].
отложений определяется периодами трансгрес
В результате исследований был проведён ряд
сий-регрессий с учётом изменения уровня моря
численных экспериментов.
за последние 400 тыс. лет. Изменение уровня моря
1. TFSAL: модель включает в себя солепере
задавалось по данным работы [22] для моря Лап
нос в донных отложениях (2). Температура за
тевых в последние 15 тыс. лет и по данным [23]
мерзания рассчитывается на каждом шаге по
для предыдущих периодов. Моменты затопления
времени с учётом солёности в соответствии с (6).
и осушения шельфа в ледниковых циклах оце
2. TF-1: расчёт с постоянной температурой
нивались на основе современных батиметриче
замерзания -1 °С.
536
В.В. Малахова, А.В. Елисеев
3. TF-2: расчёт с постоянной температурой
казывают, что засоление здесь практически не ис
замерзания -2 °С.
чезает во время регрессии моря и происходящего
4. TFSAL2: подобен TFSAL, но проведён с
при этом распреснения донных отложений со сто
учётом температуры замерзания, которая рас
роны верхней границы.
считывается с учётом солёности в соответствии с
Современные профили температуры в дон
графиком, приведённым на рис. 2 в работе [11],
ных отложениях, вычисленные с учётом диффу
построенным по данным бурения [9].
зии солей (эксперимент TFSAL), показаны на
5. HSZSAL: подобен TFSAL, но выполнен с
рис. 2. Влияние солёности на температуру замер
учётом солёности грунта в соотношениях для рас
зания определяет зависимость мощности ММП
чёта условий устойчивости метангидратов (7).
от концентрации солей в донных осадках. Грани
Расчёт температуры для донных отложений
цы ММП находятся на каждом шаге по времени
шельфа от поверхности до глубины 1500 м вы
как пересечение температурного профиля в дон
полнен для последних 400 тыс. лет. При зада
ных отложениях и температуры замерзания (см.
нии начальных условий допускалось, что шельф
рис. 2). Численные эксперименты показывают, что
покрыт морской водой и ММП отсутствуют [2].
для более низкой солёности донных отложений
Начальный тепловой режим донных отложений
внутреннего шельфа нижняя граница современной
рассчитан как стационарные условия с темпера
мерзлоты имеет наибольшую глубину залегания
турой поверхности TW и геотермическим потоком
Hp = 650 м (см. рис. 2, а, рис. 3, а). Солёность на
60 мВт/м2. Периоды формирования и деградации
этой глубине - всего 1 ‰, что соответствует по
мёрзлых толщ на арктическом шельфе повторя
нижению температуры замерзания до -0,5 °С. На
лись неоднократно [28], поэтому для учёта засоле
среднем шельфе нижняя граница ММП расположе
ния донных отложений в периоды прошлых транс
на на глубине 520 м, что отвечает солёности 4 ‰ и
грессий был выполнен предварительный расчёт с
температуре замерзания -0,6 °С (см. рис. 2, б, см.
уравнением диффузии соли для 400 тыс. лет.
рис. 3, г). Внешний шельф характеризуется наимень
шей толщиной ММП (см. рис. 2, в, см. рис. 3, ж).
Нижняя граница мёрзлого слоя залегает на глубине
Обсуждение результатов
230 м, что соответствует солёности 15 ‰ и темпе
ратуре замерзания -1,1 °С. В случае внешнего шель-
Динамика субаквальной мерзлоты. На рис. 1
фа температурный профиль в донных отложениях
представлены результаты расчётов солёности по
приближается к профилю температуры замерзания
ровых вод осадков, полученные для разных глу
практически во всём слое мёрзлых пород, что де
бин моря HW. В этих расчётах концентрация солей
лает его наиболее чувствительным к повышению
в донных осадках зависит от HW, что определяется
температуры придонной воды.
временем существования этих осадков под уров
Скорость деградации мерзлоты на нижней гра-
нем моря. По результатам расчётов, донные от
нице зависит от интенсивности геотермического по
ложения внешнего шельфа (100 м) характеризу
тока. Во время трансгрессии скорость деградации
ются наибольшей солёностью и более глубоким
ММП со стороны их нижней границы максималь
её распространением в глубь осадочного слоя (см.
на для всей исследуемой области шельфа и состав
рис. 1). При HW = 20 м концентрация соли в поро
ляет 1,1-1,7 см/год (рис. 4). Более значимую роль
вой воде составляет 20 ‰ в верхних 20 м донных
перенос солей играет при определении положения
отложений и становится менее 5 ‰ в осадочном
верхней границы субаквальной мерзлоты Ht. В верх
слое глубже 50 м (см. рис. 1, а). Для среднего шель
нем слое донных осадков шельфа при засолении
фа, при HW = 50 м, засолёнными до 20 ‰ оказы
происходят деградация ММП в поле отрицатель
ваются верхние 50 м. При этом в слое донных от
ных температур и заглубление их верхней границы
ложений на глубине 150-200 м под морским дном
на 10-25 м от поверхности дна (см. рис. 2). Глубина
остаются засолённые слои, которые стали ими в
залегания кровли ММП увеличивается от берега в
периоды предыдущих трансгрессий (см. рис. 1, б).
сторону моря в результате более продолжительного
Для современной глубины моря 100 м данные рас
пребывания участков шельфа под уровнем моря во
чётов о величине засоления верхнего слоя осадков
время трансгрессии и, следовательно, более силь
мощностью 200 м приведены на рис. 1, в. Они по
ного засоления донных отложений в верхнем слое
537
Подземные льды и наледи
Рис. 1. Солёность осадков шельфа в
численном эксперименте TFSAL для
современных глубин моря:
а - 20 м; б - 50 м; в - 100 м
Fig. 1. Salinity of bottom sediments in
numerical experiment TFSAL for the
shelf with the contemporary depth of:
а - 20 m; б - 50 m; в - 100 m
(рис. 5, а). Скорость деградации мерзлоты со сторо
лирования максимальная скорость деградации ха
ны верхней границы уменьшается от 0,6 см/год на
рактерна для начального периода затопления шель
внутреннем шельфе (HW ≤ 30 м) до 0,2-0,3 см/год на
фа. Скорость деградации затопленных морем ММП
внешнем шельфе (см. рис. 4). По результатам моде
в верхних горизонтах и современная мощность
538
В.В. Малахова, А.В. Елисеев
Рис. 2. Вертикальные профили температуры замерзания (1) и современной температуры донных отложе
ний (2), полученные в эксперименте TFSAL для глубин моря:
а - 20 м; б - 50 м; в - 100 м
Fig. 2. Present day vertical profiles of temperature of freezing (1) and of the sediment temperature (2) in experiment
TFSAL for the shelf with depths:
а - 20 m; б - 50 m; в - 100 m
протаявшего слоя осадков зависят, прежде всего,
ет деградация ММП со стороны верхней границы.
от длительности пребывания шельфа под водой и от
Кроме того, постоянная температура замерзания
солёности придонной воды.
(-1 °С) оказывается выше температуры морской
Анализ результатов, полученных для преды
воды, что сохраняет мерзлоту у поверхности дна.
дущих межледниковых периодов, показал, что
Наиболее интенсивное оттаивание ММП в верх
максимальная глубина оттаивания мёрзлых толщ
нем слое осадков получено в эксперименте TF-2,
со стороны верхней границы за счёт засоления
в котором верхняя граница мерзлоты заглубляется
морской водой не превышала 22 м для внутрен
во время трансгрессии (см. рис. 5, а).
него шельфа и 70 м для внешнего (см. рис. 3 а,
Оценки глубины нижней границы субакваль
г, ж). В свою очередь оттаивание ММП со сто
ной мерзлоты шельфа при использовании различ
роны нижней границы происходит гораздо ин
ных параметризаций учёта морского засоления
тенсивнее. Для внутреннего шельфа (HW ≤ 30 м)
донных осадков (эксперименты TFSAL, TF-1 и
сокращение мощности ММП заметно меньше -
TF-2) согласуются между собой для внутреннего
порядка 150 м, для среднего шельфа - примерно
и среднего шельфа (см. рис. 3 и см. рис. 5, б). Так,
200 м, а на внешнем шельфе мёрзлые толщи могли
при HW = 20 м нижняя граница ММП в экспери
полностью оттаять в межледниковые периоды.
менте TFSAL расположена ниже дна на глубине
Деградация ММП со стороны нижней границы в
650 м, в TF-1 - на глубине 630 м, а в TF-2 - на глу
периоды трансгрессий происходит за счёт увели
бине 590 м. При HW = 50 м глубина этой границы в
чения температуры поверхности пород.
эксперименте TFSAL равна 522 м, в TF-1 - 505 м,
Для исследования влияния переноса соли ре
а в TF-2 - 465 м. На внешнем шельфе глубина за
зультаты расчётов, полученные в эксперименте
легания нижней границы уменьшается до 230 м по
TFSAL, сравнивались с данными экспериментов
результатам экспериментов TFSAL и TF-1. Учёт
TF-1 и TF-2. В расчётах предполагались равномер
более низкой температуры замерзания в TF-2 при
ное засоление осадков шельфа и постоянная тем
водит к тому, что заданные значения температуры
пература замерзания -1 и -2 °С соответственно.
морской воды у дна становятся выше температуры
На рис. 3 приведены результаты расчётов при раз
замерзания поровых вод и мёрзлые породы пол
ных вариантах учёта засоления донных осадков.
ностью оттаивают в эпохи трансгрессий океана,
Наиболее заметны различия в оценках современ
в том числе и в современный период. Расчётные
ной глубины верхней границы ММП (см. рис. 3,
скорости деградации нижних горизонтов ММП в
см. рис. 5, а). Так, в эксперименте TF-1 отсутству
TF-2 в этот период (3-1 тыс. лет назад) более чем
539
Подземные льды и наледи
Рис. 3. Отклонения температуры донных отложений (°С) от температуры замерзания (T-Tf) в численных
экспериментах:
TFSAL (а, г, ж), TF-1 (б, д, з) и TF-2 (в, е, и), полученные для областей шельфа с современной глубиной моря 20 м
(а, б, в), 50 м (г, д, е) и 100 м (ж, з, и). Жёлтым цветом обозначена область -0,15 ≤ T-Tf ≤ 0,15
Fig. 3. Deviations of sediment temperature (°С) from the temperature of freezing (T-Tf) in numerical experiments:
TFSAL (а, г, ж); TF-1 (б, д, з) and TF-2 (в, е, и), for the shelf with contemporary depth 20 m (а, б, в), 50 m (г, д, е)
and 100 m (ж, з, и). Yellow shading indicates the area -0.15 ≤ T-Tf ≤ 0.15
на порядок превышают максимальные скорости,
на шельфе имеют сплошное распространение,
полученные в других экспериментах (см. рис. 4, е).
а их мощность изменяется от 550-1100 м в при
Представленные результаты расчёта залегания
брежном мелководье в различных геоструктурных
подошвы современной криолитозоны на шельфе
условиях до 130-350 м у бровки шельфа.
хорошо согласуются с оценками, полученными
По данным бурения [9, 11], при солёности
для восточной части моря Лаптевых [29]. По ре
4 ‰ температура замерзания поровых вод в
зультатам моделирования [29], мёрзлые породы
осадках составляет -1,2 ÷ -1,4 °C, а при 15 ‰
540
В.В. Малахова, А.В. Елисеев
Рис. 4. Скорость деградации многолетнемёрзлых пород со стороны верхней границы (а, в, д) и со стороны
нижней границы (б, г, е), полученная в численных экспериментах TF-1, TF-2, TFSAL для шельфа с совре
менными глубинами моря 20, 50 и 100 м.
Вертикальными голубыми линиями показаны моменты затопления шельфа в результате последней трансгрессии океана
Fig. 4. The subsea permafrost degradation rate from the upper boundary (а, в, д)and from the lower (б, г, е), in nu
merical experiments TF-1, TF-2, TFSAL for the shelf with depth НW = 20, 50, and 100 m.
The vertical blue lines show the moments of shelf flooding as a result of the last ocean transgression
она равна -4 ÷ -5 °C. Приведённые температу
на внутреннем шельфе при глубине моря 10 м
ры замерзания существенно ниже температур,
составляет около 685 м, что согласуется с резуль
полученных при использовании формулы (6),
татами эксперимента TFSAL. Однако по направ
которые для данных концентраций соли при ат
лению в сторону моря глубина залегания подо
мосферном давлении равны -0,3 и -1 °C соот
швы ММП, по расчётам TFSAL2, уменьшается с
ветственно. Был проведён дополнительный экс
более высокой скоростью: до 536 м (HW = 20 м) и
перимент TFSAL2, в котором для определения
до 127 м (HW = 30 м) (см. рис. 5, б). В этом же на
зависимости температуры замерзания от солё
правлении происходит заглубление верхней гра
ности использовались материалы работ [9, 11].
ницы ММП: до 52, 74 и 77 м для изобат 10, 20 и
Данные расчётов мощности ММП, полученные
30 м соответственно. Учёт более низкой темпе
в эксперименте TFSAL2, приведены на рис. 5.
ратуры замерзания в TFSAL2 приводит к тому,
Результаты моделирования показали, что глуби
что мёрзлые породы полностью оттаивают в
на нижней границы современной криолитозоны
поле отрицательных температур донных осадков
541
Подземные льды и наледи
Рис. 5. Глубина, отсчитываемая от поверхности дна, м:
а - верхней (Ht) и б - нижней (Hb) границ субаквальной мерзлоты, а также в - верхней (HSZt) и г - нижней (HSZb) гра
ниц зоны стабильности газовых гидратов, полученная в численных экспериментах TF-1, TF-2, TFSAL, TFSAL2 и
HSZSAL для шельфа с современными глубинами моря 10-100 м
Fig. 5. Depth (measured from the bottom) of:
a - the upper (Ht) and б - lower (Hb) boundaries of the subaquatic permafrost, as well as в - the upper (HSZt) and г - lower
(HSZb) boundaries of the hydrates stability zone (in m) in numerical experiments TF-1, TF-2, TFSAL for a shelf with the present
day sea depth 10-100 m
под воздействием тепла и солей на среднем и
Сравнение экспериментов с разными парамет-
внешнем шельфе (HW ≥ 50 м) в современный пе
ризациями температуры замерзания при оцен
риод. Полученные оценки глубины верхней гра
ке мощности субаквальной мерзлоты показало,
ницы ММП по расчётам TFSAL2 на внутреннем
что засоление донных осадков, которое следует
шельфе (52 м при HW = 10 м) согласуются с дан
за затоплением шельфа, необходимо учитывать
ными измерений в буровых скважинах на шель
при оценке положения верхней границы ММП.
фе моря Лаптевых (36 м при HW = 5 м) [9].
Так, перенос соли, который принимался во вни
542
В.В. Малахова, А.В. Елисеев
мание в экспериментах TFSAL, способен в не
те ЗСГГ. В остальном он повторяет эксперимент
сколько раз изменить скорость деградации ММП
TFSAL. Например, при солёности 40 ‰ грани
со стороны верхней границы по сравнению с экс
ца фазовой кривой термодинамической устой
периментом TF-1 с неизменной во времени тем
чивости гидратов метана увеличивается на 2 °С
пературой замерзания. В результате наблюдают
в (7). Оценку эффекта засоления при расчёте зоны
ся значительные различия в оценках положения
устойчивости метангидратов можно получить,
верхней границы мёрзлого слоя под дном моря.
сравнивая положение верхней и нижней границ
Динамика зоны стабильности метангидратов.
этой зоны для современного периода между рас
В экспериментах TFSAL, TF-1 и TF-2 глубина
чётами по TFSAL и HSZSAL (см. рис. 5). Верхняя
верхней и нижней границ зоны устойчивого су
граница современной ЗСГГ, согласно результа
ществования гидратов метана определяется пе
там расчётов TFSAL, расположена ниже морско
ресечением профиля давления в донных осадках
го дна на 140-230 м (см. рис. 5, в) в зависимости
шельфа и граничной кривой термодинамической
от области шельфа. Концентрация соли в поровой
устойчивости гидратов в соответствии с (7) при
воде составляет примерно 18 ‰ на глубине 150 м
только для внешнего шельфа. В расчёте HSZSAL
TD = 0. Верхняя граница ЗСГГ (HSZt) расположе
на на глубине 145-230 м под морским дном. Глу
смещение верхней границы ЗСГГ вниз по сравне
бина её залегания уменьшается от берега в сто
нию с TFSAL составило лишь 2-9 м на внешнем
рону моря, что определяется дополнительным
шельфе (при HW > 50 м) и менее 2 м для меньших
барическим фактором из-за веса водного слоя.
значений HW. Изменения в положении нижней
Различия между оценками для HSZt, получен
границы ЗСГГ, глубина залегания которой соот
ными в экспериментах TFSAL и TF-1, состави
ветствует малозасолённым (внешний шельф) или
ли всего 1 м. Меньшая глубина залегания верхней
незасолённым грунтам (внутренний шельф), от
границы ЗСГГ (на 5-6 м) для внутреннего шель
сутствуют (см. рис. 5, г). Влияние засоления при
фа (по оценкам TF-2 и TFSAL2) и среднего шель
расчёте термобарических условий устойчивости
фа (по оценке TF-2) объясняется более низкими
метангидрата приводит к сокращению мощности
температурами осадочного слоя, полученными
ЗСГГ, однако из-за большой глубины залегания
в этих экспериментах. Для среднего и внешне
в донных отложениях это влияние незначитель
го шельфа при HW ≥ 50 м залегание HSZt оказа
ное - не более нескольких процентов.
лось, наоборот, самыми глубоким по результатам
Расчётная зона стабильности газогидрата
TFSAL2, что объясняется полным оттаиванием
может существовать с глубин 140-250 м под мор
ММП в период последней трансгрессии и даль
ским дном. Однако локальное повышение давле
нейшим повышением температуры донных пород
ния в газонасыщенных горизонтах при замерзании
по результатам данного эксперимента.
может приводить к образованию метангидратов на
Глубина залегания нижней границы ЗСГГ
небольшой глубине внутри ММП, которые в даль
(HSZb) также зависит от глубины моря и определя
нейшем могут существовать в метастабильном со
ется как толщиной водного слоя, так и полем тем
стоянии [6]. Более высокая концентрация соли
ператур осадков шельфа (см. рис. 5, г). Динамика
в верхних десятках метров донных осадков будет
HSZb коррелирует с изменением нижней грани
сильнее влиять на газовые гидраты подобного про
цы мёрзлого слоя, поэтому оценки по результатам
исхождения. Возможно влияние непосредственно
экспериментов TFSAL, TF-1 и TF-2, полученные
и на сами гидратные залежи, ускоряя их образова
для мелкого и среднего шельфа при HW ≤ 70 м, не
ние. Растворимость метана в солёной воде снижа
значительно различаются между собой. Даже для
ется, что в свою очередь увеличивает количество
внешнего шельфа это различие не превышает 3%.
свободного газа в порах и ускоряет процессы гид-
Сокращение мощности ММП на внутреннем и
ратообразования в пределах ЗСГГ [18, 30]. Засо
среднем шельфе при HW ≥ 20 м по результатам
лённость мёрзлых пород и переход их из твёрдо
TFSAL2 способствует более быстрому сокраще
мёрзлого состояния в охлаждённое может стать
нию мощности ЗСГГ. Несмотря на оттаивание
причиной роста газопроницаемости ММП [19] и
мёрзлого слоя при HW ≥ 50 м, ЗСГГ сохраняется.
формирования скоплений свободного газа в газо
В эксперименте HSZSAL вводится допол
проницаемых зонах, что приведёт к повышенной
нительная зависимость от солёности при расчё
эмиссии метана в атмосферу Арктики.
543
Подземные льды и наледи
Заключение
Отметим, что, согласно [12, 15], изменение ин
тенсивности геотермального потока тепла от 40 до
Смоделировано влияние засоления на состоя
100 мВт/м2, а также учёт формирования таликов
ние затопленных морем многолетнемёрзлых толщ
под термокарстовыми озёрами способны изме
шельфа моря Лаптевых. При исследовании вы
нить глубину нижней границы мерзлоты на шель
браны четыре способа учёта засоления донных от
фе в несколько раз. Неопределённость расчётов
ложений, которые используются в задачах такого
из-за неточности задания начальных условий су
типа. Показано, что в верхних горизонтах донных
щественно меньше при условии, когда период мо
отложений многолетнемёрзлые породы дегради
делирования составляет не менее одного ледни
руют при отрицательных температурах. Сокраще
кового цикла (120 тыс. лет) [3]. Дополнительная
ние мощности таких образований в результате де
неопределённость связана с выбором данных кли
градации со стороны верхней границы зависит от
матических палеореконструкций: в терминах глу
глубины шельфа, что определяется временем по
бины нижней границы многолетнемёрзлых грун
слеледниковой трансгрессии моря. По результатам
тов на шельфе она может достигать нескольких
эксперимента TFSAL, за счёт засоления донных
десятков метров [24]. Как следствие - конкрет
отложений верхняя граница многолетнемёрзлых
ные значения в тот или иной момент времени в
пород расположена на глубине 10-25 м ниже мор
наших расчётах характеризуются большой неопре
ского дна в зависимости от современной глубины
делённостью. Однако изменение этих переменных
шельфа. Для глубины расположения нижней гра
между оледенениями и межледниковьями оказы
ницы многолетнемёрзлых пород подобное влия
вается при этом вычисленным с неопределённо
ние незначительно и приводит к неопределённо
стью не более нескольких десятков метров, что
сти результатов, не превышающей 10%.
связано с математической структурой уравнений
Оценки мощности современной зоны много
диффузии тепла в породах шельфа [15, 24].
летнемёрзлых пород зависят от используемой па
Используя соотношения для определения зоны
раметризации процессов засоления донных от
стабильности гидратов метана с учётом солёно
ложений. При этом оценки положения нижней
сти, мы получили оценки её влияния на верхнюю
границы зоны таких пород, при использовании
и нижнюю границы этой зоны. Численные резуль
постоянной температуры замерзания -1 °С в по
таты показали, что толщина зоны стабильности га
добных задачах [3, 15], хорошо согласуются с ана
зовых гидратов становится меньше с увеличением
логичными оценками, полученными при учёте
солёности. Это происходит за счёт смещения вниз
диффузии соли. Учёт диффузии соли в задачах
верхней границы зоны стабильности, которое со
исследования динамики субаквальной мерзло
ставило лишь 2-9 м для внешнего шельфа и ещё
ты необходим при определении положения верх
меньшие значения для внутреннего. В результате
ней границы субаквальной мерзлоты, а также при
мощность зоны стабильности гидратов становится
расчёте скорости её деградации. Согласно расчё
меньше, чем в случае пресной воды.
там, перенос солей может изменить положение и
Благодарности. Работа выполнена при поддерж
скорость смещения верхней границы ММП в не
ке грантов РФФИ (проекты № 20-05-00241,
сколько раз по сравнению со случаем неизмен
№ 18-05-60111, № 18-05-00087).
ной во времени солёности и, следовательно, по
стоянной во времени температурой замерзания.
Acknowledgments. This work was supported by grant
Вместе с тем перенос солей значительно не влия
RFBR (№ 20-05-00241, № 18-05-60111, and
ет на положение нижней границы ММП.
№ 18-05-00087).
Литература
References
1. Dmitrenko I., Kirillov S., Tremblay L., Kassens H.,
1. Dmitrenko I., Kirillov S., Tremblay L., Kassens H., Ani-
Anisimov O., Lavrov S., Razumov S., Grigoriev M.
simov O., Lavrov S., Razumov S., Grigoriev M. Recent
Recent changes in shelf hydrography in the Siberian
changes in shelf hydrography in the Siberian Arctic:
Arctic: Potential for subsea permafrost instability //
Potential for subsea permafrost instability. Journ. of
Journ. of Geophys. Research. 2011. V. 116. № C10.
Geophys. Research. 2011, 116 (C10): C10027. https://
doi.org/10.1029/2011JC007218.
544
В.В. Малахова, А.В. Елисеев
2. Romanovskii N.N., Hubberten H.W., Gavrilov A.V.,
2. Romanovskii N.N., Hubberten H.W., Gavrilov A.V., Eli-
Eliseeva A.A., Tipenko G.S. Offshore permafrost and
seeva A.A., Tipenko G.S. Offshore permafrost and gas
gas hydrate stability zone on the shelf of East Siberian
hydrate stability zone on the shelf of East Siberian
Seas // Geo-Mar. Letters. 2005. V. 25. № 2-3. P. 167-
Seas. Geo-Marine Letters. 2005, 25 (2-3): 167-182.
3. Malakhova V.V., Eliseev A.V. The role of heat transfer time
3. Malakhova V.V., Eliseev A.V. The role of heat transfer time
scale in the evolution of the subsea permafrost and associated
scale in the evolution of the subsea permafrost and as
methane hydrates stability zone during glacial cycles //
sociated methane hydrates stability zone during glacial
Global and Planetary Change. 2017. V. 157. P. 18-25.
cycles. Global and Planetary Change. 2017, 157: 18-25.
4. Majorowicz J., Osadetz K., Safanda J. Models of Talik,
4. Majorowicz J., Osadetz K., Safanda J. Models of Talik,
Permafrost and Gas Hydrate Histories-Beaufort
Permafrost and Gas Hydrate Histories-Beaufort Mack
Mackenzie Basin, Canada // Energies. 2015. V. 8.
enzie Basin, Canada. Energies. 2015, 8: 6738-6764.
P. 6738-6764.
5. Tinivella U., Giustiniani M., Marin Moreno H. A quick-
5. Tinivella U., Giustiniani M., Marin Moreno H. A quick-look
look method for initial evaluation of gas hydrate stabil
method for initial evaluation of gas hydrate stability below
ity below subaqueous permafrost. Geosciences. 2019, 9
subaqueous permafrost // Geosciences. 2019. V. 9. № 8.
6. Chuvilin E., Bukhanov B., Davletshina D., Grebenkin S.,
6. Chuvilin E., Bukhanov B., Davletshina D., Grebenkin S.,
Istomin V. Dissociation and Self-Preservation of Gas
Istomin V. Dissociation and Self-Preservation of Gas Hy
Hydrates in Permafrost. Geosciences. 2018, 8 (12): 431.
drates in Permafrost // Geosciences. 2018. V. 8. № 12.
7. You K., Flemings P.B., Malinverno A., Collett T.S., Dar-
7. You K., Flemings P.B., Malinverno A., Collett T.S.,
nell K. Mechanisms of methane hydrate formation in
Darnell K. Mechanisms of methane hydrate forma
geological systems. Reviews of Geophysics. 2019, 57 (4):
tion in geological systems // Reviews of Geophys
8. Thornton B.F., Prytherch J., Andersson K., Brooks I.M.,
org/10.1029/2018RG000638.
Salisbury D., Tjernström M., Crill P.M. Shipborne eddy
8. Thornton B.F., Prytherch J., Andersson K., Brooks I.
covariance observations of methane fluxes constrain
M., Salisbury D., Tjernström M., Crill P.M. Shipborne
Arctic sea emissions. Sci. Adv. 2020, 6 (5): eaay7934.
eddy covariance observations of methane fluxes con
strain Arctic sea emissions // Sci. Adv. 2020. V. 6. № 5.
9. Rachold V., Bolshiyanov D.Yu., Grigoriev M.N., Hub-
berten H-W., Junker R., Kunitsky V.V., Merker F., Over-
9. Rachold V., Bolshiyanov D.Yu., Grigoriev M.N., Hub-
duin P., Schneider W. Near-shore Arctic subsea per
berten H-W., Junker R., Kunitsky V.V., Merker F., Over-
mafrost in transition. EOS Transaction Amer. Geo
duin P., Schneider W. Near-shore Arctic subsea perma
frost in transition // EOS. Transaction of Amer. Geo
org/10.1029/2007EO130001.
phys Union. 2007. V. 88. № 13. P. 149-156. https://
10. Anisimov O.A., Borzenkova I.I., Lavrov S.A., Strel’-
doi.org/10.1029/2007EO130001.
chenko Yu.G. The current dynamics of the submarine
10. Анисимов О.А., Борзенкова И.И., Лавров С.А.,
permafrost and methane emissions on the shelf of the
Стрельченко Ю.Г. Современная динамика под
Eastern Arctic seas. Led i Sneg. Ice and Snow. 2012,
водной мерзлоты и эмиссия метана на шельфе
2 (118): 97-105. [In Russian].
морей Восточной Арктики // Лёд и Снег. 2012.
11. Razumov S.O., Spektor V.B., Grigoriev M.N. A
№ 2 (118). С. 97-105.
Model of the Late-Cenozoic Cryolithozone Evolu
11. Разумов С.О., Спектор В.Б., Григорьев М.Н. Мо
tion for the Western Laptev Sea Shelf. Okeanologi-
дель позднекайнозойской эволюции криолито
ya. Oceanology. 2014, 54 (5): 679-693. doi: 10.7868/
зоны шельфа западной части моря Лаптевых //
S0030157414040091. [In Russian].
Океанология. 2014. Т. 54. № 5. С. 679-693.
12. Eliseev A.V., Malakhova V.V., Arzhanov M.M., Gol-
12. Елисеев А.В., Малахова В.В., Аржанов М.М., Голубе-
ubeva E.N., Denisov S.N., Mokhov I.I. Changes in the
ва Е.Н., Денисов С.Н., Мохов И.И. Изменение гра
boundaries of the permafrost layer and the methane
ниц многолетнемёрзлого слоя и зоны стабильности
hydrate stability zone on the Eurasian Arctic Shelf,
гидратов метана на арктическом шельфе Евразии в
1950-2100. Proc. of the Academy of Sciences. 2015,
1950-2100 гг. // ДАН. 2015. Т. 465. № 5. С. 598-603.
465 (2): 1283-1288. doi 10.1134/S1028334X16110131.
13. Nicolsky D.J., Romanovsky V.E., Romanovskii N.N.,
13. Nicolsky D.J., Romanovsky V.E., Romanovskii N.N.,
Kholodov A.L., Shakhova N.E., Semiletov I.P. Mod
Kholodov A.L., Shakhova N.E., Semiletov I.P. Modeling
eling sub-sea permafrost in the East Siberian Arctic
sub-sea permafrost in the East Siberian Arctic Shelf:
Shelf: The Laptev Sea region // Journ. of Geophys.
The Laptev Sea region. Journ. of Geophys. Research:
Research: Earth Surface. 2012. V. 117. № F3. F03028.
Earth Surface. 2012, 117 (F3): F03028.
14. Overduin P.P., Schneider von Deimling T., Miesner F., Grig-
14. Overduin P.P., Schneider von Deimling T., Miesner F., Grig-
oriev M.N., Ruppel C.D., Vasiliev A., Lantuit H., Juhls B.,
oriev M.N., Ruppel C. D., Vasiliev A., Lantuit H., Juhls B.,
Westermann S. Submarine permafrost map in the Arctic
Westermann S. Submarine permafrost map in the Arc
modeled using 1-D transient heat flux (SuPerMAP) //
tic modeled using 1-D transient heat flux (SuPerMAP).
Journ. of Geophys. Research: Oceans. 2019. V. 124. № 6.
Journ. of Geophys. Research: Oceans. 2019, 124 (6):
15. Малахова В.B., Елисеев А.В. Влияние рифтовых
15. Malakhova V.V., Eliseev A.V. Influence of rift zones
зон и термокарстовых озёр на формирование су
and thermokarst lakes on the formation of subaque
баквальной мерзлоты и зоны стабильности ме
ous permafrost and the stability zone of methane hy
таногидратов шельфа моря Лаптевых в плейсто
drates of the Laptev sea shelf in the pleistocene. Led i
545
Подземные льды и наледи
цене // Лёд и Снег. 2018. Т. 58. № 2. С. 231-242.
org/10.15356/2076-6734-2018-2-231-242. [In Russian].
16. Brouchkov A. Salt and water transfer in frozen soils induced
16. Brouchkov A. Salt and water transfer in frozen soils in
by gradients of temperature and salt content // Permafrost
duced by gradients of temperature and salt content. Per
and Periglacial Processes. 2000. V. 11. № 2. P. 153-160.
mafrost and Periglacial Processes. 2000, 11 (2): 153-160.
17. Portnov A., Mienert J., Serov P. Modeling the evolution of
17. Portnov A., Mienert J., Serov P. Modeling the evolution of
climate sensitive Arctic subsea permafrost in regions of ex
climate sensitive Arctic subsea permafrost in regions of
tensive gas expulsion at the West Yamal shelf // Journ. of
extensive gas expulsion at the West Yamal shelf // Journ.
Geophys. Research: Biogeosciences. 2014. V. 119. № 11.
of Geophys. Research: Biogeosciences. 2014, 119 (11):
18. Yang D., Xu W. Effects of salinity on methane gas
18. Yang D., Xu W. Effects of salinity on methane gas hydrate
hydrate system // Science in China. Series D-Earth
system. Science in China. Series D-Earth Sciences. 2007,
org/10.1007/s11430-007-0126-5.
19. Chuvilin E.M., Grebenkin S.I., Sacleux M. Influence of
19. Чувилин Е.М., Гребенкин С.И., Сакле М. Влияние
moisture content on permeability of sandy soils in fro
влагосодержания на газопроницаемость песчаных
zen and unfrozen states. Kriosfera Zemli. Earth's Cryo
пород в мерзлом и талом состояниях // Криосфера
sphere. 2016, XX (3): 71-78. [In Russian].
Земли. 2016. Т. XX. № 3. С. 71-78.
20. Galushkin Yu., Sitar K., Frolov S.V. Permafrost forma
20. Галушкин Ю.И., Ситар К.А., Фролов С.В. Формирова
tion and degradation in the Urengoy and Kuyumbin
ние и деградация криогенных толщ на Уренгойской
skaya areas of Siberia. Part 2. Influence of variations
и Куюмбинской площадях Сибири. Ч. 1. Примене
in thermophysical parameters of frozen rocks on tem
ние системы моделирования осадочных бассейнов
perature and heat flow distributions with depth. Earth's
ГАЛО // Криосфера Земли. 2012. Т. XVI. № 1. С. 3-11.
Cryosphere. 2012, XVI (1): 23-29.
21. Moridis G.J. Numerical studies of gas production from
21. Moridis G.J. Numerical studies of gas production from
methane hydrates // Society of Petroleum Engineers
methane hydrates. Society of Petroleum Engineers
Journ. 2003. V. 32. № 8. P. 359-370.
Journ. 2003, 32 (8): 359-370.
22. Bauch H.A., Mueller-Lupp T., Taldenkova E., Spielha-
22. Bauch H.A., Mueller-Lupp T., Taldenkova E., Spielha-
gen R.F., Kassens H., Grootes P.M., Thiede J., Heine-
gen R.F., Kassens H., Grootes P.M., Thiede J., Heine-
meier J., Petryashov V.V. Chronology of the Holocene
meier J., Petryashov V.V. Chronology of the Holocene
transgression at the North Siberian margin // Global
transgression at the North Siberian margin. Global and
and Planetary Change. 2001. V. 31. № 1-4. P. 125-139.
Planetary Change. 2001, 31 (1-4): 125-139.
23. Waelbroeck C., Labeyrie L., Michel E., Duplessy J.,
23. Waelbroeck C., Labeyrie L., Michel E., Duplessy J.,
McManus J., Lambeck K., Balbon E., Labracherie M.
McManus J., Lambeck K., Balbon E., Labracherie M.
Sea-level and deep water temperature changes derived
Sea-level and deep water temperature changes derived
from benthic foraminifera isotopic records // Quaternary
from benthic foraminifera isotopic records. Quaternary
Science Review. 2002. V. 21. № 1-3. P. 295-305.
Science Review. 2002, 21 (1-3): 295-305.
24. Malakhova V.V., Eliseev A.V. Uncertainty in temperature
24. Malakhova V.V., Eliseev A.V. Uncertainty in temperature
and sea level datasets for the Pleistocene glacial cycles:
and sea level datasets for the Pleistocene glacial cycles:
Implications for thermal state of the subsea sediments //
Implications for thermal state of the subsea sediments.
Global and Planetary Change. 2020. V. 192. P. 103249.
Global and Planetary Change. 2020, 192: 103249.
25. Petit J., Jouzel J., Raynaud D., Barkov N.I., Barno-
25. Petit J., Jouzel J., Raynaud D., Barkov N. I., Barnola J.-M.,
la J.-M., Basile I., Bender M., Chappellaz J., Davis M.,
Basile I., Bender M., Chappellaz J., Davis M., Delaygue G.,
Delaygue G., Delmotte M., Kotlyakov V.M., Legrand M.,
Delmotte M., Kotlyakov V.M., Legrand M., Lipenkov V.Y., Lo-
Lipenkov V.Y., Lorius C., Pépin L., Ritz C., Saltzman E.,
rius C., Pépin L., Ritz C., Saltzman E., Stievenard M. Climate
Stievenard M. Climate and atmospheric history of the
and atmospheric history of the past 420,000 years from the
past 420,000 years from the Vostok Ice Core, Antarc
Vostok Ice Core, Antarctica. Nature. 1999, 399: 429-436.
tica // Nature. 1999. V. 399. P. 429-436.
26. Golubeva E., Platov G., Malakhova V., Kraineva M., Iak-
26. Golubeva E., Platov G., Malakhova V., Kraineva M., Iak-
shina D. Modelling the Long-Term and Inter-Annual
shina D. Modelling the Long-Term and Inter-Annual Vari
Variability in the Laptev Sea Hydrography and Subsea
ability in the Laptev Sea Hydrography and Subsea Perma
Permafrost State. Polarforschung, Bremerhaven, Alfred
frost State // Polarforschung, Bremerhaven, Alfred We
Wegener Institute for Polar and Marine Research. 2018,
gener Institute for Polar and Marine Research. 2018. V. 87.
87 (2): 195-210. doi: 10.2312/polarforschung.87.2.195.
№ 2. P. 195-210. doi: 10.2312/polarforschung.87.2.195.
27. Davies J.H. Global map of Solid Earth surface heat
27. Davies J.H. Global map of Solid Earth surface heat
flow. Geochemistry. Geophysics. Geosystems. 2013,
flow // Geochem. Geophys. Geosystem. 2013. V. 14.
14 (10): 4608-4622.
№ 10. P. 4608-4622.
28. Fotiev S.M. Modern conceptions of the evolution of
28. Фотиев С.M. Современные представления об эво
cryogenic area of West and East Siberia in pleisto
люции криогенных областей Западной и Восточной
cene and golocene (Report 2). Kriosfera Zemli. Earth's
Сибири в плейстоцене и голоцене (Сообщение 2) //
Cryosphere. 2006, X (2): 3-26. [In Russian].
Криосфера Земли. 2006. Т. X. № 2. C. 3-26.
29. Fartyshev A.I. Osobennosti pribrezhno-shelfovoy kri-
29. Фартышев А.И. Особенности прибрежно-шель
olitozony morya Laptevykh. Features of offshore per
фовой криолитозоны моря Лаптевых. Новоси
mafrost on the Laptev Sea Shelf. Novosibirsk: Siberian
бирск: Наука, 1993. 136 с.
Branch Nauka Publisher, 1993: 136 p. [In Russian].
30. Davie M.K., Zatsepina O.Y., Buffett B.A. Methane solu
30. Davie M.K., Zatsepina O.Y., Buffett B.A. Methane solu
bility in marine hydrate environments // Marine Geol
bility in marine hydrate environments. Marine Geol
ogy. 2004. V. 203. P. 177-184.
ogy. 2004, 203: 177-184.
546
