М. М. Корейша

Доктор географических наук

Вечная мерзлота острова Вайгач

Под термином «вечная мерзлота» здесь понимаются горные породы, имеющие температуру ниже 0° в течение многолетнего периода. Горные породы, содержащие лёд называются многолетнемёрзлыми (ММП); с засоленным поровым раствором при температуре ниже 0°, но не содержащие льда – охлаждёнными (ОП); при температуре ниже 0°, не содержащие льда, воды, растворов солей – морозными (МП), как правило, это скальные, коренные породы. В настоящее время используются следующие синонимы термина «вечная мерзлота»: «криогенная толща», «криолитозона» и др.

1. Условия развития вечной мерзлоты

Природные условия острова имеют общие черты с прибрежными территориями Югорского п-ова и Южного острова Новой земли, что объясняется единой историей геологического развития в пределах Пай-Хойско-Новоземельской складчатой области. Однако островное положение территории Вайгача между упомянутыми территориями и акваториями Баренцева и Карского морей создало и создаёт многие своеобразные, присущие только ему условия развития и распространения вечной мерзлоты.

1.1.  Климат

Положение о-ва Вайгач между холодным Карским морем на востоке и относительно более тёплым Баренцевым на западе определяет многие особенности его климата. Общие региональные условия атмосферной циркуляции северо-востока европейской части России претерпевают своеобразную местную трансформацию, которая, в конечном счёте, приводит к крайне неустойчивой погоде в течение всего года.

Средняя годовая скорость ветра по данным метеостанций на острове¹ достигает 7-8 м/сек, число дней с сильным ветром, более 15 м/сек – около 100, примерно столько же дней с метелью.

Температура воздуха характеризуется следующими данными. Средняя годовая температура воздуха –6,5° на севера острова и –7,0° - на юге. Самый тёплый месяц август или июль, среднемесячная температура 5,8° на севере и 6,4° на юге. Самый холодный месяц февраль (реже январь, март), среднемесячная температура –18,0° на севере и –19,5° на юге. Абсолютный максимум (на юге острова) 29,0°, абсолютный минимум –49,0.

Сумма атмосферных осадков составляет в среднем около 300 мм; колебания от года к году: от 125 до 400 мм (Здесь и далее приводятся средние данные по трём метеостанциям: «Вайгач», «Бухта Варнека», «Болванский нос», Климатологические справочники 1959, 1965-1969 гг)

Снежный покров, в связи со сложным рельефом острова имеет значения высоты от нескольких сантиметров до 2-3 м в оврагах, долинах рек. К весне высота снежного покрова достигает в среднем 35-40 см; число дней с устойчивым снежным покровом 230-250 в год.

По данным ближайшей к острову метеостанции «Амдерма» на берегу Югорского п-ова, имеющий длинный ряд наблюдений, с 1934 г по 90-е годы, выделяется тренд похолодания за счёт зимних температур воздуха в 60-е годы. Небольшое повышение средней годовой и средней зимней температуры в 70-80-е годы совпадает с понижением летней температуры; но это повышение не достигает уровня 40-х годов. В начале 90-х годов температура воздуха мало отличается от средних значений за весь период наблюдений.

1.2.  Рельеф, геологическое строение

Расчленённый рельеф в виде скальных гряд высотой до 100-150 м (над уровнем моря) характерен для центральной части острова, которая окружена прибрежно-морской равниной. В пределах этой равнины можно выделить несколько морских террас. Между грядами и на морских террасах распространена тундра, на плоских участках заболоченная с озёрами, общая площадь которых около 3% территории острова. Глубина термокарстовых озёр 1-5 м, ледниковых и тектонических до 50-65 м (3).

Восточный берег острова имеет абразионный характер, его прямолинейность, повидимому, тектонической природы. Западный берег имеет абразионно-бухтовую структуру, значительную изрезанность.

В структурном отношении остров Вайгач приурочен к приосевой части антиклинория, продолжающегося на Новую землю. Выделяются два структурных этажа: нижний – терригенные и вулканогенно-терригенные формации рифея и венда, верхний – карбонатные и терригенные формации палеозоя, от ордовика до перми. Вся толща пород пронизана интрузиями (преимущественно щёлочные породы) различного возраста: вендско-кембрийские, позднедевонско-раннекаменноугольные, позднепермско-раннетриасовые. Породы верхнего структурного этажа интенсивно дислоцированы (3).

Мощность дисперсных четвертичных отложений на острове незначительна, от нескольких метров до первых десятков метров. Подстилающие их палеозойские породы эродированы, верхний горизонт, до 50-70 м, представляет собой, по существу, кору выветривания.Трещиноватость тектонического характера отмечается на глубинах до 100 м и глубже.

1.3.  Полезные ископаемые

В 1666 году Тысыня-Хавлай сообщил пустозёрскому стрельцу Федьке Мартемьянову о руде на острове. После этого был Царский указ, чтобы «той руды отыскать, пудов пять или шесть и место описать». В 1776 г. руду на Вайгаче обнаружил крестьянин Илья Дворяшин (2).

В 1921-22 гг. геолог Н.А.Кулик исследовал рудные ископаемые на побережье бухты Варнека, свинцово-цинковые руды. В последствии геологические работы привели к открытию месторождений руд в других районах острова.

2. Температура, мощность и строение вечной мерзлоты

В пределах суши острова вечная мерзлота имеет сплошное распространение; в зависимости от условий на поверхности (снежный покров, растительность, почва, рельеф) и состава приповерхностных грунтов средняя годовая температура от -3° до -5° (3).

Глубина сезонного протаивания составляет от 0,2-0,3 м в торфе, до 1,5-2,0 м в песках.

Вечная мерзлота острова представлена двумя ярусами. Верхний ярус сложен ММП, мощность которых возрастает от побережья, 10-30 м, до центральной части острова – 180 м. Нижний ярус представлен ОП с температурой, обычно, от -1° до -3°, иногда и ниже, мощность этого яруса достигает вблизи побережья 100-300 м. В толще ОП следует различать глинистые породы, в которых нет или практически незначительны движение и фильтрация поровых вод (собственно охлаждённые, отрицательно-температурные засоленные породы) и т.н. «криопэги» солёные воды и рассолы, имеющие движение, фильтрацию (или их возможность) в песках, крупнообломочныхи трещиноватых коренных скальных породах. Криопэги следует относить к подземным водам, включённым или циркулирующим по водоносным горизонтам над или между водоупорными горизонтами. Водоупорными горизонтамимогут быть как нефильтрующие глинистые ОП, так и ММП (криогенный водоупор). Неизвестно, какова действительная мощность яруса ОП в центре острова и есть ли там повсеместно этот ярус. Есть предположение, что в центральной части острова общая мощность вечной мерзлоты превышает400 м (3,11).

На мелководьях, окружающих остров при глубине моря 1,0-2,5 м и залегании на дне морского припайного льда в течение большей части года, обнаружены ММП. Мощность этого горизонта ММП испытывает значительные колебания по периферии острова, от 2-5 м до 15-30 м и более. Температура этих мёрзлых пород от -2° до -3°. Распространение ММП на малых глубинах вблизи берегов можно считать сплошным в полосе прибрежной акватории шириной от сотен метров до первых километров. Кровля этого горизонта (т.е. глубина сезонного протаивания) залегает на глубине 0,5-1,5 м от дна. Ширина пояса прибрежных ММП, естественно больше у низких пологих берегов и меньше у крутых обрывистых. Мерзлотная обстановка прибрежных акваторий осложняется различным соотношением современных новообразований ММП и реликтов более древнего возраста. Не исключается, также, реликтовый характер ММП в прибрежной зоне акваторий в тех случаях, когда сформировавшийся в субаэральных условиях горизонт ММП в последствии оказался в субаквальном положении. Это могло произойти, как за счёт повышения уровня моря, так и при абразионном разрушении берега и его отступании (3,6,11). 

Сплошная субаквальная зона реликтовых и новообразовавшихся ММП с удалением от берега на большие глубины переходит в прерывистую и островную. Острова ММП могут быть встречены на всём шельфе восточной акватории Баренцева моря и на шельфе Карского моря. Как новообразовавшиеся ММП, так и их реликты в прибрежной зоне подстилаются ОП с включёнными в их толщу криопэгами. На шельфе реликтовые ММП буквально включены в толщу ОП и залегают на разных глубинах от дна, до 50 м (иногда и глубже). Мощность ММП в «островах» обычно менее 50 м (3,13).

Наибольшая, непосредственно измеренная при бурении, мощность отрицательнотемпературных пород установлена ещё П.В.Виттенбургом в бухте Варнека, где при глубине моря 5-15 мона составляла 60-100 м (1,2). Как уже говорилось выше, у кромки берега общая мощность ММП и ОП может быть больше 300 м.

3. Парагенезис подземных вод и вечной мерзлоты.

Чтобы представить себе, хотя бы в самом общем виде, сложное взаимодействие – парагенезис подземных вод и вечной мерзлоты, необходимо бросить взгляд на эту задачу не только со стороны мерзлотоведения, но и со стороны гидрогеологии. Приведём некоторые данные по гидрогеологии территории острова и ближайших прибрежных акваторий шельфа Баренцева и Карского морей.

Подземные подмерзлотные (подошвы ММП) воды различной, часто высокой степени минерализации (криопэги), циркулируют в толще охлаждённых горных пород и, как было показано выше, являются одним из «равноправных» компонентов вечной мерзлоты. Криопэги, как и другие виды подмерзлотных подземных вод, движутся под определённым напором, связанным с особенностями вмещающей их гидрогеологической структуры (артезианский бассейн, гидрогеологический массив и т.п.). Однако специфика криопэгов заключена в наложении на общие гидрогеологические условия процесса промерзания. Этот процесс в геологически длительное время создал и сами криопэги и он же обеспечил их напор, который называют криогенным.

Кроме вероятного движения криопэгов по горизонтали, точнее по напластыванию, и инфильтрации их в нижележащие горизонтынаблюдалься их выход по тектоническим, трещиноватым зонам, разломам в межмерзлотное положение и даже надмерзлотное по сквозным таликам в толще ММП.

При бурении наблюдались установившиеся уровни криопэгов в скважине, близкие к уровню моря и выше уровня моря; были случаи самоизлива, с дебитом 2л/сек и больше, и даже фонтанирование.

Скважина, пробуренная на рудном поле п-ова Раздельного на глубине около 100 м встретила напорный криопэг с температурой -3°, напор достигал 6,4 атм, дебит при самоизливе – 15м³/час. В скважине, пройденной со льда в бухте Варнека, криопэг был встречен при пересечении тектонической зоны на глубине 134 м, скважина фонтанировала, уровень установился на 0,4 м выше уровня моря (1,2,14,15).

Минерализация морского типа засоления криопэгов на глубинах 50-120 м составляет от 40 до 80 г/л. Отмечается метаморфизм подземных вод, т.е. качественное изменение их состава. В ходе промерзания хлоридно-натриевые солёные воды с рядом других солей и микроэлементов (морская вода) испытывают кристаллизационную дифференциацию, разделение подземных вод на пресные или слабосолёные (в зоне ММП) и высокоминерализованные подмерзлотные воды. В твёрдую фазу вместе со льдом выпадают наиболее труднорастворимые соли, часто в виде кристаллгидратов (4). Минерализация жидкой фазы возрастает за счёт легкорастворимых солей.  Ярким примером характера криогенного метаморфизма подземных вод является находка П.В.Виттенбургом в трещинах палеозойских известняков о-ва Вайгач мирабилита (Na₂SO_4*10H₂О). Выпадение мирабилита происходит при температуре –8,2°, что в данном случае свидетельствует о низкой отрицательной температуре промерзания толщи пород, повидимому, ещё в верхнем плейстоцене (1,2,3,15).

В последние годы картина динамики подмерзлотных вод – криопэгов представляется ещё более сложной. Оказывается, что кроме повышенных давлений, созданных процессом промерзания, наблюдаются аномально низкие пластовые давления, связанные, повидимому, с процессом протаивания, повышения температуры толщи вмещающих пород (12,13). Таким образом, вечная мерзлота, все её компоненты сохраняют «память» о своём происхождении и развитии.

Надмерзлотные воды сезонноталого слоя, до глубины 2,0 м, и в несквозных подозёрных и подрусловых таликах, глубиной до первых десятков метров, обычно пресные. Вблизи моря в озёрах могут быть слабосолёные, солоноватые воды. Глубокие озёра до 50-65 м, тектонического, ледникового происхождения, могут иметь подозёрные талики и сквозные, по отношению к верхнему ярусу вечной мерзлоты, ММП. В этом случае возможна связь подмерзлотных криопэгов с надмерзлотными подземными водами в донных отложениях и с озёрной водой.

К разрывнм тектоническим нарушениям приурочены редкие сквозные талики. В карстующихся карбонатных породах обнаружены надмерзлотные воды, источники которых на поверхности имеют дебит до десятков метров в секунду и образуют наледи (см. раздел 6).

4. События в руднике п-ова Раздельный

Особый случай проявления подзмных подмерзлотных вод – криопэгов был рассмотрен П.В.Виттенбургом и В.М.Пономарёвым по наблюдениям за режимом рудничных вод на п-ове Раздельном в бухте Варнека (1,2,14,15). Под дном бухты Варнека известняки, доломиты, доломитизированные известняки ордовика и нижнего силура образуют синклиналь, на п-ове Раздельном залегание этих же пород  имеет близкую к антиклинали структуру. Породы разбиты серией разломов, сопровождающихся в течение герцинского этапа орогенеза рудообразованием (свинец, цинк). Вся толща пород в зонах тектонических разломов трещиновата на всю глубину проходки выработок рудника. Очевидно, трещиноватость свойственна и нижезалегающим породам. В трещинах породы в выработках рудника были включения льда. На горизонте 91 м в одном из главных штреков также были видны включения льда, признаков водопроявления не было. Таким образом было установлено, что здесь мощность ММП заведомо больше 91 м. Лёд в трещинах тектонической зоны имел минерализацию 1,37 г/л, тогда как морской лёд в бухте Варнека имел минерализацию 2,72 г/л (14,15).

Как уже упоминалось выше, скважины на рудном поле и в самой бухте Варнека обнаружили напорные криопэги с температурой до -3°. Наиболее близко к дну бухты находились выработки одного из промежуточных штреков. В его забое на отметке 49 м в марте 1934 г. появилась вода (криопэги), температура которой была –2,8°, дебит несколько л/сутки. Мощность ММП здесь была, видимо, много меньше 90 м. В трещинах ещё был виден лёд. Приток  воды был спровоцирован взрывными работами, ещё более ослабившими трещиноватый массив известняков и доломитов. Через год, в марте 1935 г. дебит притока достиг 147 м³/час, рудник был полностью затоплен. Установился уровень воды, близкий к уровню воды в бухте Варнека. Состав рудничных вод – криопэга был близок к морской воде, но минерализация почти в два раза больше. По мере увеличения дебита рудничных вод повышалась их температура, с марта 1934 по март 1935 гг – с –2,8° до –1,4°. За это же время минерализация понизилась от 62 г/л до значений очень близких к минерализации морской воды в бухте Варнека – 3,6 г/л. Интересно, что уровень воды в шахте испытывал колебания, синхронные с приливно-отливными колебаниями моря в бухте Варнека. Всё это наглядно показывает изменение направления связи морских вод и криопэгов. Даже локальное снятие криогенного напора при прорыве воды в шахту привело к поступлению в её штреки морской воды. Несколько наивными выглядят оправдания, что для откачки рудничных вод не было соответствующей техники (15). Интересно, какая нужна техника для откачки Баренцева моря через рудник.

Таким образом, события 1934-35 гг. в руднике п-ова Раздельный продемонстрировали весьма предметно соотношение яруса ММП и подезлотных напорных криопэгов. Последующие исследования и публикации до настоящего времени использовали и используют результаты наблюдений П.В.Виттенбурга и В.М.Пономарёва (1,2,14).

5. Подземные льды

На о-ве Вайгач, небольшие ледяные жилы развиты в верхнем горизонте дисперсных отложений морских террас. Мелкие ледяные включения, образующие т.н. криогенные структуры в глинистых, реже и в песчаных породах – обычное явление. Включения льда в виде небольших жил, прослоек в трещиноватых коренных породах уже упоминались, объёмная льдистость в этом случае невелика, около 1%. Ледяные жилы морских и речных террас образуют в плане полигональную сеть, проявляющуюся на поверхности в виде канав, валиков, морозобойных трещин, т.е. создают своеобразный микрорельеф. Судя по характеру этого микрорельефа  и низкой средней годовой температуре пород,  жильные льды (повторножильные, полигонально-жильные)  растут и в настоящее время (16).

Растущие жильные льды встречены на низких морских террасах юго-восточного берега в заторфованных с поверхности почвах; здесь же отмечается наибольшая общая объёмная льдистость отложений до глубины 10 м, 0,2-0,4 (20-40% объёма породы). На остальной территории, за редкими исключениями, объёмная льдистость за счёт видимых включений льда не превосходит 20% (10,16).

Последнее время поступают сведения о находке в мёрзлых породах шельфа пластовых залежей подземного (в данном случае и подводного) льда.

Исследование этих залежей может ответить на один из главных вопросов дискуссии о генезисе пластовых залежей подземного льда: ледникового они или внутригрунтового генезиса.

В принципе условия в охлаждённых засоленных донных осадках благоприятны для захоронения и длительного сохранения льда любого генезиса: ледникового льда, айсбергов, морского льда, внутригрунтового льда, образовавшегося в ходе промерзания переувлажнённых осадков на ранних стадиях их диагенеза (8).

Интересные соображения по поводу льдообразования на мелководьях шельфа были высказаны И.Д.Даниловым (5).

Имеются данные, что в Карском море в губах и заливах оседает 61,2% отложений, до изобаты 50 м – 36,4% и только 2,4% остаётся на больших глубинах и выносится за пределы моря (7). Скорость современного осадконакопления шельфа Карского моря 4-10 см в 1000 лет, губы и заливы – до 1 м в 1000 лет. Эта скорость указывает на параллельность субаквального промерзания и осадконакопления, т.е. возможность перехода в захоронённое положение любых льдов, оказавшихся на дне бухт, губ, учитывая также температуру придонной воды от –1,2° до –1,8°. В прибрежных зонах Карского и Баренцева морей до глубины 20-30 м неоднократно наблюдался донный лёд. Отмечались случаи подъёма донным льдом на поверхность моря кабелей, цепей, якорей, крупных глыб, тяжёлых ящиков с инструментами с затонувших кораблей (9). И.Д.Данилов относит донные льды к седиментационным, т.е. образовавшимся в ходе осадконакопления и замерзания отжимающихся при диагенезе вод из толщи осадка (5). Очевидно, возможно льдообразование и в самой толще осадка. И, что самое главное, в том и другом случае при кристаллизации лёд оказывается значительно более пресным, чем морская вода, температура фазового перехода выше придонной температуры морской воды (8).

6. Мерзлотные процессы и образования

На Вайгаче представлены в той или иной степени практически все мерзлотные процессы. Наблюдались различные формы мелкобугристого рельефа, пятна-медальоны, связанные с процессами пучения. Типичные бугры пучения наиболее широко представлены на п-ове Лямчин. Полигонально жильные структуры представлены как развивающимися формами (рост повторно-жильных льдов), так и деградационными – термокарст. Очевидно, термокарстовые формы: западины, озёра, формировались на участках с наибольшей объёмной льдистостью верхнего горизонта грунтов, как правило, здесь же присутствуют и жилы льда (16).

Солифлюкция проявляется в виде солифлюкционных террас на пологих склонах. Наблюдаются и формы других склоновых процессов, в частности, курумы.

Термоэрозия приурочена к участкам льдистых приповерхностных грунтов, иногда по берегам моря она сочетается с термоабразией.

Наледи подземных, надмерзлотных вод на острове чаще мелкие, но есть и средние, площадью более 0,1 км², мощность льда более 1,0 м (3).

С определённой долей условности к мерзлотным процессам можно отнести образование борозд «выпахивания» дна айсбергами и стамухами в прибрежной зоне шельфа, губах и заливах. Эти борозды имеют глубину до нескольких метров, протяжённость, измеряемую сотнями метров.

7. История вечной мерзлоты

История вечной мерзлоты острова Вайгач и других островов Баренцева моря, несомненно, пережила ряд этапов развития и деградации в соответствии с этапами похолоданий и потеплений климата, регрессий и трансгрессий моря. Но формальное привязывание происхождения вечной мерзлоты к этим этапам не даёт, конечно, конкретного представления об её эволюции. Особые условия субаквального промерзания шельфа, формирования ОП с криопэгами при субаэральном и субаквальном промерзании – всё это не имеет ни надёжных расчётных оценок, ни надёжной палеогеографии. Ясно только одно, возраст вечной мерзлоты не укладывается в верхний плейстоцен, начало её формирования, повидимому, можно отнести к среднему или нижнему плейстоцену. Наиболее ощутимо проявились последствия последнего верхнеплейстоценового похолодания, которое нельзя ограничивать по времени только периодом существования ледников. Климатический оптимум голоцена не привёл к заметной деградации вечной мерзлоты, видимо в это время только повышалась температура пород в пределах отрицательных значений, формировались сквозные и несквозные талики. Последнее похолодание уже после оптимума привело вечную мерзлоту острова в то состояние, которое мы наблюдаем в настоящее время (3,16).

Связь между верхнеплейстоценовым оледенением (зырянской и сартанской фазами) и вечной мерзлотой можно продемонстрировать следующими интересными соотношениями. На одних и тех же высотах низких геоморфологических уровней Южного острова Новой земли, о-ва Вайгач и побережья материка в р-не пос. Амдерма отмечаются близкие значения температуры верхнего горизонта пород. При этом оценки мощности вечной мерзлоты, включая верхний горизонт ММП и нижний – ОП (отрицательнотемпературных засоленных пород с криопэгами), оказываются неожиданно обратными ожидаемой широтной зональности вечной мерзлоты, наблюдаемой в других регионах. На южном острове Новой землимощность вечной мерзлоты по прямым измерениям менее 300 м, возможна мощность и несколько белее 300 м, на Вайгаче мощность вечной мерзлоты достигает 400 м, возможно и более, а в районе Амдермы уже более 750 м. Очень вероятно, что такое соотношение мощностей вечной мерзлоты связано с более длительным периодом субаэрального промерзания пород на материке, меньшим на Вайгаче и ещё меньшим на Южном острове Новой земли, что в свою очередь может быть связано с более длительным периодом оледенения на Новой земле, более коротким на материке в р-не Югорского п-ова. Под ледниками мощность вечной мерзлоты всегда меньше, чем по их периферии; при значительной мощности льда возможно и талое состояние ледникового ложа.

Последние годы поступают всё новые сведения о режиме вечной мерзлоты на материке, островах и шельфе Баренцева и Карского морей. К сожалению, исследования имеют главным образом инженерно-геологическую  и гидрогеологическую направленность. Для анализа истории вечной мерзлоты этих работ недостаточно, необходимы специальные исследования, методически комплексные, общегеологического и палеогеографического направления.

Толща вечной мерзлоты существует геологически длительное время значительно большее, чем ледники. Вечная мерзлота сохраняет память о многих событиях прошлого, климатических, геологических, вообще о ландшафте, природе, и делает это, наверное не хуже, а может быть и лучше, чем ледники. Мы ещё только учимся читать летопись природы, зашифрованную в вечной мерзлоте

Литература

1. Виттенбург П.В. Термический режим и рудничные воды в зоне вечной мерзлоты острова Вайгача и Амдермы. // Проблемы Арктики, № 9, 1939.

2. Виттенбург П.В. Рудные месторождения острова Вайгача и Амдермы. // Изд-во Главсерморпути, Л.-М., 1940.

3.  Геокриология СССР. Европейская территория СССР. // Недра, М., 1988.

4.  Гинсбург Г.Д., Неизвестнов Я.В. Гидродинамические и гидрохимические процессы в области охлаждения земной коры. // Доклады и сообщения II Международной конференции по мерзлотоведению. Вып. 5, Якутск, 1973.

5. Данилов И.Д. Плейстоцен морских субарктических равнин. // Изд-во МГУ, М., 1978.

6.  Какунов Н.Б. Районирование многолетнемёрзлых пород Европейского северо-Востока. // Материалы по геологии и полезным ископаемым Северо-Востока Европейской части СССР. Сыктывкар, 1976.

7. Кулик Н. Геология и полезные ископаемые Вайгача. // Изд-во Госплана, М., 1934.

8. Куликов Н.Н. Осадкообразование в Карском море. // Современные осадки морей и океанов. Изд-во АНСССР. М., 1961.

9. Корейша М.М., Хименков А.Н., Брыксина Г.С. Пластовые комплексы подземных льдов района оз. Ней-то (п-ов Ямал). // Пластовые льды криолитозоны. СО АНСССР, Якутск, 1982.

10. Лисицын А.П. Закономерности ледового разноса грубообломочного материала. // Современные осадки морей и океанов. Изд-во АН СССР. М., 1981.

11. Неизвестнов Я.В. Подземные льды четвертичных отложений Пайхойско-Новоземельской области. // Труды ПНИИИС, т.18, Стройиздат, М., 1972.

12.  Неизвестнов Я.В., Семёнов Ю.П. Подземные криопэги шельфа и островов Советской Арктики. // Доклады и сообщения II Международной конференции по мерзлотоведению. Вып. 5, Якутск, 1973.

13.  Оберман Н.Г. Криолитозона и подземные воды Печорско-уральского региона. // Автореферат диссерт. На соискание учёной степени доктора геол.-мин.наук, Якутск, 1992.

14.  Оберман Н.Г., Какунов Н.Б., Денисова В.С. Новые данные по гидрогеологии и мощности криолитозоны на побережье Карского моря. // Труды ПНИИИС, Вып.29, Стройиздат, М., 1974.

15.  Пономарёв В.М. Ещё раз о гидрогеологических условиях полуострова Раздельного (остров Вайгач) и Амдермы. // Проблемы Арктики, № 4, 1940.

16.  Пономарёв В.М. Подземные воды территории с мощной толщей многолетнемёрзлых горных пород. // Изд-во АНСССР, 1960.

17.  Региональная криолитология. // Изд-во МГУ, 1989.