геоморфология

Восточная часть Арктического шельфа относится к Восточно-Арктическому подтипу Атлантического типа пассивной окраины континента. Шельфы моря Лаптевых, Вос- точно-Сибирского, Чукотского и северной, субарктической части Берингова морей отличаются не только своей относительной мелководностью и суровостью ледовых условий акваторий, но и относительно выровненной поверхностью, уклоны которой в среднем не превышают 0,002—0,003. По характеру рельефа дна Восточная часть Арктического шельфа относится к перигляциальному типу.

Предполагается, что тектоническая структура шельфа моря Лаптевых целиком образована в результате интенсивной рифтогенной переработки эпипалеогеновой Лаптевоморской плиты. Основными структурными элементами плиты являются чередующиеся крупные горсты и грабены преимущественной северо-западной ориентировки. Восточная граница Лаптевоморского шельфа — архипелаг Новосибирских островов, расположенный в пределах Ломоносовско-Свя- тоносской зоны сводово-блоковых поднятий. Четвертичные отложения подстилаются породами олигоцена-миоцена, миоцена и плиоцена, которые полосами северо-западного простирания отмечают контуры горстов и грабенов. Признаков поздненеоплейстоценового оледенения, а тем более ледникового щита на Лаптевоморском шельфе не обнаружено. В сартанское время здесь существовали перигляциальные условия с глубиной промерзания до 650 м. В комплексе четвертичных образований преобладают аллювиальные и озерные отложения с подчиненным распространением мелководно-морских фаций. Как правило, все они охвачены процессами криогенеза. Среди них выделяют едомную толщу — полигенетическую, преимущественно криогенно-эоловую формацию, образовавшуюся в условиях холодного климата среднего и позднего неоплейстоцена.

Шельф Восточно-Сибирского моря является наименее изученным среди арктических шельфов Евразии. В тектоническом отношении он расположен в пределах Северо-Амери-

121

канской литосферной плиты. В его пределах выделяются два крупных блока: Верхояно-Чукотский и Восточно-Сибирский. Они ограничены шовной зоной, проходящей примерно вдоль параллели 73° с. ш. Активное проявление неотектонических движений сопоставляется с началом миоцена. Эти движения происходили на фоне формирующейся молодой платформы

скомпенсированным осадконакоплением в режиме преобладающего погружения. Неоднородный характер скоростей неотектонических вертикальных движений определил главные черты рельефа дна и островной суши. Современная поверхность дна Восточно-Сибирского моря характеризуется незначительными перепадами высот. Четвертичные образования мощностью до 150 м залегают на размытой поверхности олигоценовых и неогеновых отложений. На шельфе Восточно-Сибирского моря хорошо сохранились речные долины, которые прослеживаются до глубин 100—120 м.

Шельф Чукотского моря, как и шельф Восточно-Сибир- ского моря, расположен в пределах Северо-Американской литосферной плиты. Характерной особенностью континентальной окраины в пределах Чукотского моря является существование зоны аваншельфа — наклонной, иногда ступенчатой поверхности, опущенной до глубин в несколько сотен метров. Большая часть шельфа принадлежит ЮжноЧукотскому предгорному прогибу, простирающемуся к югу от поздних киммерид Врангелевско-Геральдской гряды. Его основание сложено мезозоидами Новосибирско-Чукотской складчатой системы, а осадочный чехол представлен вулка- ногенно-терригенным комплексом в возрастном диапазоне от нижнего мела до квартера включительно. Общая мощность чехла около 6 км. Из них на долю неоген-четвертич- ных осадков приходится 750 м. Северная часть шельфа относится к Восточно-Сибирской окраинно-материковой плите

сгетерогенным разновозрастным фундаментом. Структура шельфа осложнена глубоко опущенными грабенами-жело- бами. Восток-северо-восточная часть шельфа относится к Бофортско-Чукотской плите с позднекаледонским складча-

122

тым фундаментом и среднепалеозойско-кайнозойским чехлом мощностью до 3—6 км. Южную часть чукотского шельфа относят к Новосибирско-Чукотской складчатой системе мезозоид колымского типа. Обширные пространства шельфа Чукотского и Берингова морей в эпоху максимума поздненеоплейстоценового оледенения представляли низменную сушу, дренируемую речными долинами. Ледниковые холми- сто-грядовые образования на шельфе Чукотского моря отсутствуют, а в северной части Берингова моря встречаются в виде дугообразных гряд перед устьями фиордовых бухт

ипроливов. Четвертичные отложения соответственно представлены в основном песчано-глинистыми аллювиальными, озерными и едомными отложениями.

Относительно слабая изученность наиболее древних четвертичных отложений арктического шельфа не позволяет достаточно обоснованно и однозначно охарактеризовать его палеогеографию в эоплейстоцене, раннем

исреднем неоплейстоцене. С большей достоверностью может быть представлена палеогеография позднего неоплейстоцена. Во время микулинского (казанцевского) межледниковья значительное повышение температур в Арктике привело к почти полному исчезновению многолетних льдов в Северном Ледовитом океане. В береговой зоне вследствие таяния многолетнемерзлых пород усилилась термоабразия. Повышение уровня океана (примерно на 6 м выше современного) обусловило в ряде районов образование глубоко врезанных в сушу ингрессионных заливов-эстуариев и мелководных акваторий. За последовавшие 125 тыс. лет под воздействием разнонаправленных тектонических движений береговая линия микулинского (казанцевского) времени переместилась на Новой Земле до абсолютных отметок +300 м, а в Восточно-Сибирском море до –20 м. В продолжение микулинского межледниковья мощные потоки Гольфстрима проникали далеко на север вдоль западного побережья Новой Земли, а также вторгались в Печорский бассейн. Температура этих вод

123

была выше современной, что способствовало проникновению лузитанских видов морской фауны далеко на север

ивосток. Последнее ледниковье, особенно его максимум 18 тыс. лет назад, ознаменовалось прекращением притока в Арктический океан теплых атлантических и тихоокеанских вод. На западе это было обусловлено формированием северного полярного фронта в Северной Атлантике и поворотом теплого течения Гольфстрим в районе 40° с. ш. к берегам Африки. На востоке — образованием Беренгийской суши между Чукоткой и Аляской. Покровные ледники в Западной Арктике распространялись на шельф лишь своими краями. Обширные пространства неосушенных (относительно глубоководных) морей были скованы многолетними паковыми льдами, которые вместе с шельфовыми ледниками создавали сплошной ледовый экран, под которым происходило подледное осадконакопление

иформирование ледниково-морских отложений. Осушенные шельфы Восточной Арктики были областью в основном субаэрального лессово-ледового литогенеза. Никаких

крупных ледниковых покровов с центрами на арктическом шельфе не существовало. Значительное потепление в Арктике произошло примерно 10—9 тыс. лет назад, когда в Баренцево море вернулся Гольфстрим, а на востоке открылся Берингов пролив.

Четвертичные отложения шельфов окраинных морей Тихого океана в пределах территории России изучены по данным сейсмоакустического профилирования, а также донного опробования. В осадках шельфа севе- ро-западной части Японского моря предположительно установлены отложения, сопоставимые с тобольским межледниковым горизонтом Западной Сибири. Здесь же выделен горизонт мощностью от 2 до 12 м, представленный морскими фациями и сопоставляющийся с казанцевским межледниковым горизонтом. К этому же интервалу отнесены отложения курильской трансгрессии Охотского моря. Первый верхненеоплей-

124

стоценовый ледниковый горизонт выделен в разрезе се- веро-западной части Японского моря. Он сформировался при низком положении уровня моря (–120 м). Его мощность во внешней части шельфа около 20 м. В средней части шельфа морские образования сменяются континентальными отложениями в эрозионных врезах затопленных морем речных долин. В это же время в Охотском море накапливались глинистые и мелкоалевритовые илы с прослоями вулканического пепла. В целом уровень Тихого океана у берегов Дальнего Востока понизился до 100 м ниже современного, оставив следы в виде Японской цикловой береговой линии. Второй верхненеоплейстоценовый межледниковый горизонт в осадках Охотского моря образован глинистыми и алевритовыми илами мощностью от 2 до 7 м. Осадки обогащены аморфным кремнеземом и содержат около 9 % карбоната кальция, что свидетельствует об их образовании в условиях теплого климата. Горизонту соответствует гляциоэвстатическая трансгрессия, следы которой запечатлены на древних берегах дальневосточных морей Чукотской цикловой береговой линией.

Второй верхненеоплейстоценовый ледниковый горизонт

в осадках шельфа северо-западной части Японского моря прослеживается на глубинах от 100 до 60 м и имеет мощность 8—10 м. В Охотском море этот горизонт представлен глинистыми илами с прослоями алевритов и вулканического пепла мощностью 3—8 м.

Литература к разделу 2.3.3: [19, 20, 27].

2.4. Краткая характеристика изученности четвертичных отложений за пределами России

За пределами территории России степень изученности четвертичного покрова существенно различается в разных странах. Она находится в прямой зависимости от степени экономического, научного и общекультурного развития этих стран, а также от их географического положения.

125

2.4.1. Четвертичные отложения Северного полушария (Западная Европа и Северная Америка)

ВСеверном полушарии Земли за пределами территории России наибольшей изученностью отличаются четвертичные отложения Западной Европы и Северной Америки.

ВЗападной Европе широкой известностью пользуется альпийская схема горных оледенений Альп, предложенная Альбертом Пенком и Эдвардом Брюкнером (1909) и включавшая оледенения: гюнц, миндель, рисс и вюрм (самое молодое оледенение). Эта схема с некоторыми более поздними дополнениями используется и сейчас при сопоставлении стратиграфических схем самых различных регионов (см. рис. 1). В последние годы, однако, она все чаще подвергается критике. Вместо нее все больше и больше при стратиграфической корреляции используется изотопно-кис- лородная шкала (МИС — морских изотопных стадий) в совокупности с палеомагнитными данными и данными абсолютной геохронологии. Кроме Альп, в Западной Европе выделяется ряд других стратотипических районов (Нидерланды, Дания, Бельгия, Северная Германия, Польша, Италия

идр.). В сводной стратиграфической схеме северной части Западной Европы по результатам изучения Скандинавских

ледниковых отложений в пределах Северо-Германской низменности выделяются стратиграфические подразделения с рубежа 2,5 млн лет назад. Они для верхнего и среднего неоплейстоцена уверенно сопоставляются с региональной стратиграфической схемой Русской равнины и менее уверенно — с более древними подразделениями (см. рис. 1). Границы распространения валдайских оледенений, а также оледенений среднего неоплейстоцена на Русской равнине продолжаются в северной части Европы соответствующими оледенениями Висла и Заале. При этом максимальным по площади распространения признается оледенение Заале-1, аналог днепровского оледенения Русской равнины. Следов аналога донского оледенения в Западной Европе пока не об-

126

наружено. Предположительно ему в соответствие поставлен гляциал В в составе кромерского надгоризонта (см. рис. 1).

На основе иных принципов разработана стратиграфическая схема южной части Западной Европы. В ней выделяются трансгрессивно-регрессивные циклы, выраженные

вкомплексе морских террас Средиземного моря. С рубежа 2,5 млн лет назад выделяется астийская (плезанская) терраса, соответствующая концу плиоцена (до рубежа 1,8 млн лет назад). В интервале от 1,8 до 0,8 млн лет назад (эоплейстоцен) формировались отложения калабрийской террасы. Террасовые комплексы портуэнзий и тарквиний сопоставляются с нижним неоплейстоценом российской общей стратиграфической схемы. На уровне окского ледникового горизонта региональной схемы Русской равнины они отделяются регрессией от милаццкой террасы, соответствующей лихвинскому межледниковому горизонту Русской равнины. Террасовый комплекс тиррен-1 сопоставляется с одинцовским горизонтом, а террасы тиррен-2 и тиррен-3 характеризуют микулинское межледниковье. Среднему валдаю Русской равнины соответствует верзилий.

Североамериканский континент характеризуется наиболее интенсивным развитием самого последнего (висконсинского) ледника, распространявшегося от Лаврентийского ледникового центра далеко на юг (вплоть до области Великих озер), а также от горных сооружений западного обрамления континента. При этом он в значительной степени уничтожил следы более древних оледенений, морены которых сохраняются только в наиболее глубоких понижениях доледникового рельефа. Максимальное распространение висконсинского ледника объясняется тем, что, в отличие от Северной Евразии с ее континентальным климатом, в Северной Америке, граничащей на западе с Тихим океаном, а на востоке — с Атлантическим,

вусловиях максимального похолодания конца плейстоцена не было недостатка в атмосферных осадках, питающих ледники. В отличие от Западной Европы, в начале голоцена обширные поля материкового льда все еще существовали на равнинах

127

Канады. Последнее надвигание льда произошло всего 8,5 тыс. лет назад. На западе Северной Америки в Скалистых горах в позднем висконсине сформировался Кордильерский ледниковый покров мощностью около 1,5 км. Перед фронтом поздневисконсинского ледника формировалась серия подпрудных водоемов. Современные Великие озера являются реликтом этих водоемов. На юге континента (в штатах Невада, Юта) расположены плоские пустынные впадины Большого Бассейна. Они являются свидетельством существования во время последнего оледенения множества озер, отражающих условия повышенной влажности и сопоставляются с ранее существовавшим плювиальным (буквально — «дождевым») климатическим поясом. В целом, стратиграфические подразделения четвертичных отложений Северной Америки коррелируются со стратиграфическими подразделениями севера Европы (см. рис. 1).

2.4.2.Четвертичные отложения тропического пояса

иЮжного полушария

Степень изученности четвертичных отложений в тропическом поясе и в Южном полушарии Земли крайне неравномерна, но в целом существенно ниже, чем в Северном полушарии.

В тропическом поясе глобальные изменения климата не были такими резкими, как в приполярных областях. Они выражались не столько в изменениях температуры, сколько в циклах изменения влажности и геоморфологических циклах, с которыми связано формирование поверхностей выравнивания, кор выветривания, активизация эрозионных процессов. Весь этот комплекс тесно связанных друг с другом параметров служит основой для расчленения четвертичных образований. В отличие от плювиального пояса Северного полушария здесь увеличение влажности сопряжено с гляциоэвстатическими трансгрессиями океана (межледниковыми эпохами), а засушливый климат — с регрессиями (ледниковыми эпохами).

128

Вразвитии рельефа Южной Америки выделяются эпохи планации и аккумуляции, выраженные формированием полигенетических поверхностей выравнивания. Они совпадают

сэпохами аридизации в тропиках, в то время как интенсивное формирование латеритных кор выветривания, накопление сапролитов в сочетании с активным врезанием водотоков соответствуют эпохам гумидного климата. В частности, аркозы и дюнные пески последней эпохи аридизации в тропиках прослеживаются ниже современного уровня моря. Это позволяет сихронизировать аридные эпохи тропического пояса с эпохами гляциоэвстатических регрессий в океане и ледниковыми эпохами в приполярных районах.

ВАвстралии и Африке эпоха последнего оледенения изучена достаточно хорошо. Самые полные данные получены на основе плювиальных озер, которые зафиксировали изменения климата в смене высоких и низких уровней береговых линий. Разрезы отложений плювиальных озер позволяют распространить данные, полученные в районах континентального оледенения, на территории, для которых другие данные очень скудны. В Восточной Африке, однако, большая часть данных (по озерам Ньяса, Рудольф, Танганьика и др.) может быть связана с неравномерными тектоническими движениями в Восточно-Африканской рифтовой системе, что существенно затрудняет палеоклиматические реконструкции.

Антарктида открыта относительно недавно (25 января 1820 г.) во время кругосветного плавания на шлюпах (парусных судах) «Восток» и «Мирный» русскими мореплавателями под командованием Фаддея Фаддеевича Беллинсгаузена и Михаила Петровича Лазарева. Практически весь континент покрыт толстым слоем льда (до 4,6 км в Восточной Антарктиде). От ледниковых куполов мощными потоками (ледник Росса, длиной более 3 000 км) лед стекает на материковый шельф, формируя шельфовые ледники

свертикальными стенками, возвышающимися над водой на 300 и более метров. Ежегодно около 10 000 айсбергов откалываются от этого барьера и уплывают по воле течений

129

в Мировой океан, где они постепенно тают, сбрасывая на дно содержащуюся в них морену. Оледенение Антарктиды началось задолго до четвертичного периода — в палеогене. Судя по изменению величины айсбергового разноса валунно-галечного материала, мощности ледниково-мор- ских отложений, активность ледников менялась во времени, вместе с глобальными изменениями климатических параметров.

Литература к разделу 2.4: [18, 20, 22, 24, 30].

2.5. Картирование четвертичных отложений

При проведении геологической съемки картирование четвертичных образований осуществляется параллельно с картированием дочетвертичных отложений и геоморфологическими исследованиями.

2.5.1. Специфика геологического картирования четвертичных отложений

В отличие от карт дочетвертичных отложений, где главным картируемым свойством является возраст пород, на четвертичных картах цветом выделяются генетические типы, а их возраст отображается оттенком цвета. С этой особенностью связана и особенность геологических индексов четвертичных образований, в которых в самом начале располагается буквенное обозначение генетического типа. При составлении геологических карт четвертичных отложений на них не изображаются почвы, а лессы на картах съемочных масштабов обозначаются штриховкой, наносимой поверх цвета тех пород, на которых лессы залегают. Наклон штриховки характеризует возраст лессов. При выделении геологических границ четвертичных образований широко применяются результаты дешифрирования материалов дистанционного зондирования Земли, а также геоморфологические данные.

130