Пластовые льды на восточном побережье Чукотского полуострова при потеплении климата: некоторые итоги экспедиций 2014–2018 гг.

Размещено на http://www.allbest.ru/

Размещено на http://www.allbest.ru/

Пластовые льды на восточном побережье Чукотского полуострова при потеплении климата: некоторые итоги экспедиций 2014-2018 гг.

Глобальное изменение климата - хорошо известное и широко обсуждаемое явление ^[1]. Рост температуры приповерхностного воздуха в целом по Земному шару за 1961-2017 гг. составил 1,08°C, а севернее 60° с. ш. - 2,49°С ^{[2, 3]}. Потепление в Арктике приводит к стремительному сокращению площади распространения морских льдов ^[4], перестройке экосистем ^[5], ускорению отступания морских берегов [например, 6] и деградации многолетнемёрзлых пород ^[7]. Последние два процесса способствуют широкому распространению термокарстовых и термоэрозионных форм рельефа в криолитозоне ^[8], что, с одной стороны, обостряет проблемы хозяйственного освоения и поддержания инфраструктуры в Арктике ^[9] и увеличивает выбросы углерода в атмосферу и океан ^[10], а с другой - расширяет районы распространения обнажений многолетнемёрзлых пород и подземных льдов.

Пластовые залежи льда - собирательный морфологический термин, не несущий в себе генетической нагрузки. К ним обычно относят льды пластового залегания с горизонтальными размерами, значительно превышающими вертикальные, и мощностью более 1 м [11-13 и др.]. Основные регионы распространения пластовых льдов - Западная Сибирь, Чукотка, дельта р. Маккензи в Канаде ^[14]. Пластовые залежи льда делятся на два типа - простые (гомогенные, по Ю.К. Васильчуку ^[15]), сформировавшиеся по единому механизму, и сложные (гетерогенные), генетически неоднородные ^[16]. По происхождению пластовые льды делятся на две группы - первичноповерхностные погребённые (снежниковые, ледниковые, озёрные, наледные, морские и др.) и изначально внутригрунтовые (сегрегационные, инъекционные и др.). Поиск критериев для определения генезиса пластовых льдов - одна из актуальных проблем современной криолитологии ^[15-17].

Пластовые льды, залегающие вблизи дневной поверхности или у берега, способствуют развитию специфического склонового процесса, характерного для криолитозоны - криогенного оползания ^[17]. В результате протаивания пластового льда развиваются криогенные оползни течения: переувлажнённые породы сезонно-талого слоя (СТС) теряют устойчивость и смещаются по поверхности льда или ледогрунта по вязкому или вязкопластическому механизму ^[17]. К.С. Воскресенский ^[18] назвал формирование термоцирков по пластовым льдам «комплексной деструкцией». Согласно представлениям М.О. Лейбман, термоцирки образуются в результате комплексной деструкции, однако ведущим процессом при этом служит криогенное оползание по пластовому льду.

Существенная активизация криогенного оползания в Арктике от Югорского п-ова до Канадского Арктического архипелага наблюдалась в 1988-1990 гг. Криогенные оползни течения усиливаются при повышении температуры воздуха, приводящей к росту скорости протаивания льда. С другой стороны, этот же процесс приводит к увеличению скорости накопления оползневых отложений и способствует затуханию оползания до следующего этапа потепления. В одном районе одновременно встречаются термоцирки, находящиеся как в фазе активизации, так и в пассивном состоянии. Соответственно, цикличность комплексной деструкции зависит не только от межгодовых климатических колебаний, но и от геолого-географических и случайных факторов ^[17].

Устойчивые тренды к деградации объектов наземного и подземного оледенения зафиксированы на Восточной Чукотке ^[19]. Наблюдаемый в последние годы рост глубин сезонного протаивания почвы ^[20], а также активизация процессов термоэрозии и термоабразии ^[21] привели к обширному обнажению многолетнемёрзлых пород, вмещающих залежеобразующие льды, представленные, прежде всего, пластовыми ^[22] и повторно-жильными льдами ^{[23, 24]}, а также ледяными ядрами высотой 1-1,5 м миграционных бугров пучения ^[25].

На Восточной Чукотке пластовые льды инъекционного типа выявлены Ш.Ш. Гасановым в 1960 году ^{[18, 26-28]}. На северном побережье Мечигменского залива в 4 км к западу от устья р. Чульхевеем Ш.Ш. Гасанов описал две залежи пластовых льдов. Первое ледяное тело мощностью 1,6 м перекрыто 13-метровой толщей ледниково-морских суглинков и залегает на абсолютной высоте 1,5 м. Расположенная неподалёку залежь видимой мощностью до 3 м залегает на глубине 18 м от бровки, абсолютная высота залегания не указана. На северном побережье залива Лаврентия инъекционный, по Ш.Ш. Гасанову ^[26], лёд мощностью 3,4 м залегает на абсолютной высоте 56 м под 14-метровым слоем валунных суглинков ^[26].

Цел настоящей работы - предварительное описание морфологии и расположения пластовых залежей льда, обнажившихся на восточном побережье Чукотского полуострова с 2014 по 2018 гг.

Приморские равнины восточной части Чукотского полуострова - пологонаклонные предгорья хребта Гэнканый (Тенианый), относящегося к области мезозойской складчатости. Кроме них, приморские равнины включают Мечигмено-Колючинскую депрессию на западе и в центре, Ванкаремскую низменность на севере, узкие (до 50 км) прибрежные полосы на юго-западе и востоке полуострова, которые выклиниваются на северо-востоке и юго-западе. Это плейстоценовые морские, флювиогляциальные и моренные равнины (в приморье сейчас выделяется четыре уровня на высотах от 3 до 130 м), испещренные болотами и термокарстовыми озерами, голоценовые морские косы, долины рек ^[28-30].

Восточная Чукотка располагается в зоне арктического и субарктического климата и испытывает значительное влияние морских воздушных масс. Лето пасмурное и прохладное: T_jul +8..+10°С. Зима длительная, с частыми и затяжными метелями, T_jan -16.. - 20°С. Среднегодовое количество осадков на востоке Чукотки растёт с севера на юг от 230 (Уэлен) до 690 мм (Провидения) ^{[31, 32]}.

Многолетнемёрзлые породы распространены здесь повсеместно. Талики присутствуют лишь под крупными реками и озёрами. В низменных прибрежных районах мощность мерзлоты составляет 100-200 м, температура -4.. - 6°С ^{[28; 33]}. Но термических наблюдений не производится. Широко распространены термокарстовые и термоэрозионные формы рельефа, пластовые и повторно-жильные льды ^{[26, 28]}.

На вершинах и склонах сопок выше 50 м н.у.м. распространены гольцы и гольцовые тундры. На пологих склонах и низких междуречьях широко распространены мелкокочкарные тундры с Ereophorum Vaginatum и Carex lugens. Понижения между бугорками, которые образуют группы кочек, заняты сфагновыми мочажинами. В долинах рек, на морских террасах, в глубоких ложбинах в нижней части склонов гор развиты кустарничково-травянистые тундры.

Обнажения пластовых льдов изучались по результатам анализа общедоступных космических снимков ^[34] и пеших маршрутных обследований, проводившихся в окрестностях пп. Лаврентия, Лорино, Уэлен в 2014-2017 гг. А.А. Маслаковым, а в 2018 г. - всеми авторами. Использовалась пан-Арктическая цифровая модель рельефа ArcticDEM ^[35] с горизонтальным разрешением 2,0 м и с вертикальным - 0,3 м ^[36].

В 2018 г. полевые работы проходили с 6 августа по конец сентября на южном побережье залива Лаврентия от посёлка до мыса Кригуйгун, на северном побережье Мечигменского залива, в районе п. Провидения, а также в окрестностях с. Уэлен на берегу Чукотского моря. В ходе пеших маршрутов проводился комплекс геологических, геоморфологических, криолитологических и ландшафтных работ. Проводилась геоморфологическая съёмка и геолого-геоморфологическое профилирование с помощью ручных навигаторов GPS. В расчищенных береговых обнажениях параллельно с фиксацией структурно-геологических, литологических и седиментационных характеристик многолетнемерзлых отложений определялось положение залежеобразующих льдов, производилось описание контактов и характера залегания ледяных тел, структур и текстур льда, текстурообразующих льдов вмещающих отложений. Образцы последних отбирались по стандартным методикам на гранулометрический, геохимический, микропалеонтологический и диатомовый анализы, радиоуглеродное и OSL-датирование. Проводилось фотографирование разрезов и окружающего рельефа с помощью квадрокоптера DJI Phantom 4 Pro, который пилотировала Н.Г. Белова.

Залежеобразующие и текстурообразующие льды опробовались на изотопно-кислородный и геохимический анализы по стандартной методике. Пластовые льды отбирались на всю видимую мощность. Для определения содержания метана во льду и мёрзлых отложениях было отобрано 7 образцов из ледяной залежи №1 и 13 образцов из залежи №4 и вмещающих их отложений. Пробы дегазированы непосредственно в поле методом «head space» ^[37] по методике, описанной в работе И.Д. Стрелецкой с коллегами ^[38]. Уже в камеральных условиях в п. Лаврентия проводился просмотр структуры льда в тонких шлифах в поляризованном свете.

Настоящая работа освещает предварительные результаты полевых исследований; она посвящена морфологии и закономерностям распространения обнажений пластовых льдов; результаты лабораторных анализов самого льда и вмещающих его отложений в ней не рассматриваются.

В результате полевых обследований восточного побережья Чукотского полуострова (Мечигменский залив и залив Лаврентия), в 2014-2018 обнаружено четыре пластовых залежи (рис. 1).

Рис. 1. Район исследований и места обнаружения пластовых льдов

Залежь №1 обнаружена в августе 2018 года (рис. 2 А, Б), в 7 км к западу от устья р. Чульхевеем, на побережье Мечигменского залива (65°31'07,5'' с.ш., 171°25'29,9'' з.д.) в термоцирке шириной около 30 метров с абсолютными отметками днища около 6 м н.у.м. Обнажение вскрывается в ледниково-морских и флювиогляциальных отложениях [Иванов, 1986], формирующих морскую террасу с отметками 30-50 м н.у.м. Видимая мощность пласта льда изменяется от 1,5 до 2,5 м. Кровля ровная, несогласная с перекрывающими отложениями, подошва уходит под оплывину. Мощность перекрывающих отложений в центральной части цирка составляет около 1 м, увеличиваясь к краям до 5-7 м. Это несортированные суглинки тёмно-бежевого цвета с включениями валунов и гнёзд торфа. Лёд чистый, пузырчатый, пузырьки не имеют строгой ориентировки и достигают 3-5 мм в поперечнике. Слоистость во льду прослеживается лишь в верхней части залежи; грунтовые прослои, залегающие согласно кровле пласта, обнаружены по краям ледяного тела. Основная часть пластового льда - чистый пузырчатый лёд, практически лишённый грунтовых включений. В поляризованном свете лёд крупнокристаллический, размер кристаллов 1-2 (до 5) см в поперечнике. Для слоистого льда характерны более мелкие кристаллы (несколько мм). Данный термоцирк вложен в более старый, и вытаивающий пластовый лёд составлял некогда нижнюю или среднюю часть более массивного ледяного тела, частично деградировавшего в результате образования предыдущего термоцирка.

Рис. 2. Расположение ледяных залежей 1 и 2. А - положение залежей на цифровой модели рельефа ^[35], Б - залежь №1 с квадрокоптера, В-залежь №2 (фото Маслакова А.А.)

Пласт льда №2 был обнаружен в 2014 году и обнажался вплоть до 2018 года (рис. 2 А, В) в термоцирке в 300 м к востоку от залежи №1, в пределах останца ледниково-морской террасы высотой 30-50 м. Предполагается, что исчезновение пластового льда в 2018 году связано с практически полным разрушением останца. Залежь №2 располагается на том же гипсометрическом уровне, что и залежь №1. Ширина термоцирка около 20 м, а ширина вскрывающегося льда - около 6 м. Кровля ровная несогласная, подошва уходит под оплывину. Мощность пласта достигает 4,7 м. Перекрывающие отложения мощностью 17 м целиком представлены тяжёлым слабольдистым суглинком плитчатой текстуры с включениями мелких валунов и гальки. Изредка встречается детрит раковин морских моллюсков. Залежеобразующий лёд чистый, с редким включением пузырьков и хорошо видимой слоистостью, залегающей несогласно с кровлей. Мощность чистых ледяных прослоев варьирует в пределах 5-15 см; они перемежаются с тонкими плёнками (до 5 мм) пузырчатого льда, мутного льда или суглинка.

Залежь №3 (65°30'28,4'' с.ш., 171°11'50,2''з.д.) обнаружена в 2016 г. и подробно описана ^[22] (рис. 3). Пласт льда видимой мощностью до 2,7 м и шириной 45 м вскрывается в термоцирке на высоте 3-6 м н.у.м., в 50 м от морского берега. Лёд чистый, пузырчатый, со слоистой текстурой. Толщина прослоев изменяется в пределах 10-30 см; между ними встречаются линзы серого суглинка мощностью до 5 см. Перекрывающие пласт оползневые отложения мощностью 1,7-3,0 м состоят из несортированного сизого и тёмно-палевого валунного суглинка со следами ожелезнения и гнёздами чёрного торфа. Изотопный состав льда свидетельствует о том, что залежь образовалась в голоцене в результате захоронения присклонового снежника ^[22].

Рис. 3. Расположение ледяной залежи №3. А) положение обнажения на цифровой модели рельефа ^[35], Б) Фронтальный вид обнажения (фото Маслакова А.А.), В) схема обнажения

Залежь №4 (65°31'45,8'' с.ш., 170°58'57,4''з.д.) обнаружена и описана в августе 2018 г. (рис. 4). Пласт льда видимой мощностью около 2 м перекрыт пачкой суглинков серых и бурых оскольчатых суглинков мощностью 2-3 м с отдельными валунами. В правой части обнажения верхний контакт залежи первичный, согласный с вмещающими отложениями. Угол наклона кровли пласта совпадает с углом наклона прослоя гравия (мощностью 0,5 см) в валунных суглинках, а также с углом наклона линзы сегрегационного льда (мощностью 0,2-0,3 м) в 0,5 м выше кровли пласта. В средней части обнажения, как и в залежи №1, верхний контакт пластового льда вторичный - он был сформирован на предыдущем этапе развития термоцирка. Строение льда отличается от залежи №1: лёд слоистый за счёт суглинистых прослоев, практически не содержит воздушных включений. Толщина отдельных прослоев от 5 мм до 5 см; лёд мелкокристаллический. Высота основания обнажения составляет около 10 м н.у.м.

Рис. 4. Расположение ледяной залежи №4. А) положение обнажения на цифровой модели рельефа ^[35], Б) Фронтальный вид левой (южной) части обнажения (фото Маслакова А.А.), В) Фронтальный вид правой (северной) части обнажения (фото Маслакова А.А.). Жёлтой линией выделена залежь льда

Генезис пластовых льдов востока Чукотского полуострова

Ш.Ш. Гасанов, первый исследователь пластовых льдов Восточной Чукотки, предполагал инъекционный генезис всех встреченных им залежей. На основе данных о составе стабильных изотопов кислорода и водорода во льду Ю.К. Васильчук с соавторами ^[22] пришли к выводу о том, что залежь №3 - погребённый голоценовый снежник, т.к. величины д¹⁸O и дD оказались близкими к таковым в голоценовых полигонально-жильных льдах исследуемого района. Однако, сходный по строению пузырчатый лёд залежи №1, изученный в 2018 году, перекрывается мощной (до 5-7 м) пачкой суглинистых отложений, поэтому формирование её в голоцене маловероятно. Возможно, слоистость на верхнем контакте пластового льда в левом борту термоцирка свидетельствует о сегрегационном формировании кровли залежи, основная же неслоистая часть могла сформироваться как по инъекционному механизму, так и при погребении снежникового льда. Верхние два метра залежи №4 сложены сегрегационным льдом; однако нижележащая часть залежи могла иметь иной генезис. Результаты анализа состава стабильных изотопов воды и содержания метана в газовых включениях во льду помогут более обоснованно говорить о едином или различном источнике воды, из которой сформировались залежи, и с большей достоверностью предполагать тот или иной генезис льдов. Морфология ледяных залежей, разнообразие текстур и структур льда и вмещающих отложений на данном этапе исследований позволяют предположить, что описанные пластовые льды полигенетичны: разные механизмы формирования могли действовать как в пределах одной и той же залежи, так и про образовании разных пластов льда.

Причины активизации оползней-сплывов

За период 2012-2013 гг. не было обнаружено ни одного оползня-сплыва по подземным льдам. В 2014 и в 2016 гг. вскрывались залежи №1 и 3 соответственно, а в 2018 г. было описано сразу два новых обнажения (№2 и 4). Помимо этого, в районе пос. Лорино и с. Лаврентия (см. рис. 1) в 2015-2018 начали обнажаться залежи повторно-жильных льдов ^[24]. Подобная активизация процессов криогенного оползания связана с непрерывным ростом мощности сезонноталого слоя, которая в 2018 году достигла максимальных значений за последние два десятилетия (рис. 5). Протаивание затрагивает переходный льдистый горизонт или кровлю пластового льда, по которым происходит оползание талого грунта. Залежи №1 и №4, вскрывшиеся в днищах более древних термоцирков и перекрытые тонким слоем склоновых отложений, позволяют сделать вывод, что образование оползней-сплывов и связанных с ними термокаров циклично: про росте мощности СТС их число увеличивается, зачастую образуются вложенные термоцирки (см. рис. 2 Б), а при уменьшении глубин протаивания эти процессы замедляются.

залив ледяной отложение пластовый

Рис. 5. Динамика мощности СТС на мониторинговых площадках Чукотского полуострова ^{[20, с дополнениями]}.

Проведённые нами в 2018 г. исследования подтвердили широкое распространение пластовых льдов в многолетнемёрзлых породах приморских равнин восточного побережья Чукотского полуострова. Залежи вскрываются преимущественно в толще ледниково-морских или морских отложений, расположены на небольшой (3 - 10 м) высоте над уровнем моря и бывают перекрыты как мощной толщей ненарушенных осадков (до 24 м), так и тонким слоем оползневых отложений. Лёд может иметь чёткую слоистость или не иметь никакой структуры, быть чистым и прозрачным или содержать пузырьки воздуха и разное количество грунта. Всё это свидетельствует о том, что пластовые льды восточной части Чукотского полуострова, вероятно, имеют разное и, скорее всего, полигенетическое происхождение. Возраст отложений и происхождение льдов мы надеемся прояснить после обработки доставленных с Чукотки образцов. Изменения климата и вызванное ими увеличение глубины сезонного протаивания, наблюдаемое в последние годы на востоке Чукотского полуострова, способствует интенсивному образованию оползней-сплывов и термокаров (термоцирков) по залежеобразующим (пластовым и повторно-жильным) льдам. Если потепление продолжится, то можно будет сделать вывод о наступлении фазы активизации деструктивных (термоденудационных) процессов. Следы более ранних этапов термоденудации в виде серий заросших термоцирков до нескольких сотен метров в поперечнике часто встречаются на приморских равнинах восточной Чукотки.

Библиография

1. IPCC, 2013: Climate Change 2013: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change [Stocker, T.F., D. Qin, G.-K. Plattner, M. Tignor, S.K. Allen, J. Boschung, A. Nauels, Y. Xia, V. Bex and P.M. Midgley (eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA, 1535 pp., doi:10.1017/CBO9781107415324.

2. AMAP, 2017. Snow, Water, Ice and Permafrost in the Arctic (SWIPA) 2017. Arctic Monitoring and Assessment Programme (AMAP), Oslo, Norway. xiv + 269 pp

3. GISTEMP Team, 2018: GISS Surface Temperature Analysis (GISTEMP). NASA Goddard Institute for Space Studies. Dataset accessed 2018-11-28 at data.giss.nasa.gov/gistemp/.

4. Barber D.G., Meier W.N., Gerland S. Arctic sea ice. In: Snow, Water, Ice and Permafrost in the Arctic (SWIPA) 2017. Arctic Monitoring and Assessment Programme (AMAP), AMAP, Oslo, Norway, 2017, pp. 103-136

5. Анисимов О.А., Жильцова Е.Л., Ренева С.А. Оценка критических уровней воздействия изменения климата на природные экосистемы суши на территории России // Метеорология и гидрология. 2011. №. 11. С. 31-41.

6. Farquharson L.M., Mann D.H., Swanson D.K., et al. Temporal and spatial variability in coastline response to declining sea-ice in northwest Alaska // Marine Geology. 2018. №404, pp. 71-83, DOI: 10.1016/j.margeo.2018.07.007.

7. Romanovsky V., Isaksen K., Drozdov D. Changing permafrost and its impacts / Snow, Water, Ice and Permafrost in the Arctic (SWIPA) 2017. Arctic Monitoring and Assessment Programme (AMAP), AMAP, Oslo, Norway, 2017, pp. 65-102.

8. Grosse G. et al. Vulnerability and feedbacks of permafrost to climate change //Eos, Transactions American Geophysical Union. 2011. Vol. 92. №.

9. Pp. 73-74. 9. Grebenets V., Streletskiy D., Shiklomanov N. Geotechnical safety issues in the cities of Polar Regions // Geography, Environment, Sustainability. 2012. Vol. 5. №. 3. Pp. 104-119.

10. Vonk J.E. et al. Activation of old carbon by erosion of coastal and subsea permafrost in Arctic Siberia // Nature. 2012. Vol. 489. №. 7414. P. 137.

11. Mackay, J.R. The origin of massive ice beds in permafrost, Western Arctic coast, Canada // Canadian Journal of Earth Science. 1971. №8 (4). Pp. 397-422.

12. Втюрин Б.И. Подземные льды СССР. М.: Наука, 1975. - 215 с.

13. Multi-language glossary of permafrost and related ground-ice terms / ed. Robert van Everdingen. 1998. Boulder, CO: National Snow and Ice Data Center/World Data Center for Glaciology.

14. База данных «Пластовые льды». Streletskaya I.D, Ukraintseva N.G., Drozdov I.D. The massive ground ice database. Moscow: MSU, 2001. http://www.geogr.msu.ru/cafedra/crio/nauchd/napr/ice/ (дата доступа 26.12.2018).

15. Васильчук Ю.К. Изотопные методы в географии. Часть 2: Геохимия стабильных изотопов пластовых льдов. В 2-х томах. - М.: Издательство Московского университета, Том 1. 2012. - 472 c.

16. Баду Ю.Б. Криолитология: учебное пособие. М.: КДУ, 2010. - 528 с

17. Лейбман М.О., Кизяков А.И. Криогенные оползни Ямала и Югорского полуострова. Москва-Тюмень: ИКЗ СО РАН, 2007. - 206 с.

18. Воскресенский К.С. Современные рельефообразующие процессы на равнинах Севера России // под ред. Ю.Г. Симонова. М.: Изд-во Географического факультета МГУ, 2001. - 262 с.

19. Ананичева М.Д., Маслаков А.А., Антонов Е.В. Деградация объектов криосферы в районе залива Лаврентия, Восточная Чукотка // Арктика и Антарктика. 2017. №3. С. 17-29.

20. Маслаков А.А., Рузанов В.Т., Фёдоров-Давыдов Д.Г., Краев Г.Н., Давыдов С.П., Замолодчиков Д.Г., Трегубов О.Д., Шикломанов Н.И., Стрелецкий Д.А. Сезонное протаивание пород в Берингии на фоне современных климатических изменений // Arctic Environmental Research. 2017. Т. 17, №4. С. 283-294.

21. Маслаков А.А. Изменение мерзлотных условий приморских равнин восточной Чукотки под воздействием природных и антропогенных факторов // Автореферат дисс. на соискание уч. степени канд. геогр. наук, Москва, 2018. - 24 с.

22. Васильчук Ю.К., Чижова Ю.Н., Маслаков А.А., Буданцева Н.А., Васильчук А.К. Вариации изотопов кислорода и водорода в современной пластовой ледяной залежи в устье р. Аккани, Восточная Чукотка // Лёд и Снег. 2018а. №58 (1). С. 78-93. https://doi.org/10.15356/2076-6734-2018-1-78-93

23. Васильчук Ю.К., Буданцева Н.А., Васильчук А.К., Маслаков А.А., Чижова Ю.Н. Изотопно-кислородный состав голоценовых подземных льдов Восточной Чукотки // Доклады Академии наук. 2018б. Т. 480, №4. С. 474-479. https://doi.org/10.7868/S0869565218

24. Vasil'chuk Y.K., Budantseva N.A., Farquharson L.M., Maslakov A.A., Vasil'chuk A.C., Chizhova J.N. Isotopic evidence for Holocene January air temperature variability on the East Chukotka Peninsula. Permafrost and Periglac Process. 2018. №29. Pp. 283-297. https://doi.org/10.1002/ppp.1991160193

25. Васильчук Ю.К., Буданцева Н.А., Васильчук А.К., Чижова Ю.Н., Станиловская Ю.В. Миграционные бугры пучения в криолитозоне Восточной Сибири и Дальнего Востока // Инженерная геология. 2014. №1. С. 40-64.

26. Гасанов Ш.Ш. Подземные льды Чукотского полуострова // Труды СВКНИИ, выпуск 10. Вечная мерзлота Чукотки. Магадан. 1964. С. 14-41.

27. Гасанов Ш.Ш. Криолитологический анализ. М.: Наука, 1981. - 196 с.

28. Гасанов Ш.Ш. Строение и история формирования мерзлых пород восточной Чукотки. М.: Наука, 1969. - 167 с.

29. Иванов В.Ф. Четвертичные отложения побережья Восточной Чукотки. - Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1986. - 140 с.

30. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:1000 000 (новая серия). Лист Q-2-Уэлен. Объяснительная записка. СПб: ВСЕГЕИ, 2001. 139 с.

31. Кобышева Н.В. Климат России. Санкт-Петербург: Гидрометиздат, 2001. - 654 с.

32. Автоматизированная Информационная Система Обработки Режимной Информации (АИСОРИ), авторы Булыгина О.Н., Разуваев В.Н., Трофименко Л.Т., Швец Н.В. URL: http://aisori.meteo.ru/ClimateR. (дата доступа 26.12.2018).

33. Колесников С.Ф., Плахт И.Р. Чукотский район / Региональная криолитология / под ред. А.И. Попова. М.: Изд-во МГУ, 1989. - С. 201-217.

34. Google карты // URL: https://www.google.com/maps (дата доступа 26.12.2018).

35. Porter C. et al., 2018, «ArcticDEM», https://doi.org/10.7910/DVN/OHHUKH, Harvard Dataverse, V1, (дата доступа 26.12.2018).

36. Dai, C., & Howat, I.M. (2017). Measuring lava flows with ArcticDEM: Application to the 2012-2013 eruption of Tolbachik, Kamchatka // Geophysical Research Letters. 2017. №44, vol. 12. Pp. 133-140. https://doi.org/10.1002/2017GL075920

37. Alperin M.J., Reeburgh W.S. Inhibition experiments on anaerobic methane oxidation // Applied Environmetal Microbiology. 1985. V. 50. Pp. 940-945.

38. Стрелецкая И.Д., Васильев А.А., Облогов Г.Е., Семенов П.Б., Ванштейн Б.Г., Ривкина Е.М. Метан в подземных льдах и мёрзлых отложениях на побережье и шельфе Карского моря // Лёд и снег. 2018. №58 (1). С. 65-77. https://doi.org/10.15356/2076-6734-2018-1-65-77

Размещено на Allbest.ru