2.3.3. Четвертичные отложения зон шельфов в пределах территории России

Зоны шельфов России в последнее время приобрели особое экономическое и стратегическое значение. Наибольшие площади занимает Арктический шельф, охватывающий акватории Баренцева, Карского, Восточно-Сибирского, Чукотского морей, а также моря Лаптевых. Существенно меньшими площадями характеризуются Российские шельфы окраинных морей Тихого океана – Берингова, Охотского и Японского.

В результате интенсивного изучения Арктического шельфа в последнее время получены новые данные по геологии дна, и в том числе по строению четвертичного покрова. Вместе с тем, с новой силой проявились дискуссионные вопросы четвертичной палеогеографии Арктики. Одним из них является вопрос о существовании в Арктике единого ледникового покрова (гипотеза М. Г. Гросвальда, Т. Хьюза). Согласно этим представлениям в четвертичном периоде неоднократно возникал за счет слияния разнородных ледников Великий арктический ледниковый покров. Предполагается, что во время древнейших оледенений (1,5-1,3 млн. лет назад) Баренцевоморский шельф возвышался над уровнем океана. Сначала ледники были небольшими, но, уже начиная с позднего эоплейстоцена, они не менее чем восемь раз достигали бровки шельфа, где оставили клин гляцигенных отложений мощностью около 4 км. Крупнейшие ледниковые щиты появились лишь неоплейстоцене. В последнее ледниковье, в частности, Великий арктический ледниковый покров слагали шесть ледниковых щитов: Британский, Скандинавский, Баренцев, Карский, Гренландский и Иннуитский. Кроме того, в состав покрова входили два шельфовых ледника (Арктический и Северо-Европейский) и два горных (Кордильерский и Путоранский). Большая часть осадков древнего плейстоцена на Русском Севере уничтожена экзарацией ледников Баренцева и Карского щитов, где мощность льда достигала 3,5 км. Ледниковые потоки двигались на юг (от шельфа на сушу), на что указывают разбуренные напорные морены побережья Баренцева моря, следы вторжения Карских ледников на северной оконечности Урала до отметок 560 м и более. Вместе с тем, среди приведенных данных много противоречий и далеко не все ученые разделяют эти взгляды, в связи с чем, проблема требует своего дальнейшего изучения.

Территория Арктического шельфа в его современных контурах обособилась на неотектоническом этапе. Неотектонический структурный план во многом определен избирательной активизацией сети ранее сформировавшейся сети разломов. Можно выделить две наиболее крупные части Арктического шельфа, отличающиеся возрастом основания осадочного чехла, – западную и восточную, граница между которыми проходит по Омолойскому грабену на дне моря Лаптевых. Омолойский грабен, имеющий северо-западную ориентировку, находится на продолжении центральной рифтовой долины спредингового хребта Гаккеля и является возможным направлением его будущей пропагации. Он, таким образом, может рассматриваться как формирующаяся дивергентная граница двух литосферных плит.

Западная часть Арктического шельфа, кроме западной части моря Лаптевых, включает также шельфы Баренцева и Карского морей. По характеру рельефа дна Западная часть Арктического шельфа относится к гляциальным и гляциально-морским шельфам. Наиболее характерной чертой ее поверхности является распространение подводных фьордов, продольных и поперечных желобов, реликтовых фрагментов частично погребенных речных долин. Таким образом, главенствующую роль в облике дна играют, кроме тектонических движений, водная эрозия, процессы экзарации, обусловленные деятельностью покровных и выводных ледников позднего неоплейстоцена. Большое значение имеют и аккумулятивные образования – моренные грядовые и холмисто-западинные формы, относительно выровненные флювиогляциальные равнины. Баренцевоморский шельф по особенностям геологического строения может быть объединен с северной частью шельфа Карского моря и выделен в качестве Западно-Арктического подтипа Атлантического типа пассивной континентальной окраины. К этой территории по сходству геологического строения может быть отнесена и северо-западная часть шельфа моря Лаптевых. Вместе они занимают огромную территорию, соизмеримую по площади с площадью Западно-Сибирской плиты. В структурном отношении эта область представляет периконтинентальную подвижную молодую платформу, ограниченную с запада и севера резко выраженными флексурами и разломными зонами, совпадающими с континентальными склонами, которые отмечены перепадами глубин от 300 м до 2,5 - 3 км. На севере от подножья континентального склона начинаются абиссальные области дна Северного Ледовитого океана с возрастом океанической коры, закономерно омолаживающимся от олигоцена до квартера (в приосевой части рифтовой долины спредингового хребта Гаккеля). С юга платформа ограничена каледонидами и байкалидами, с северо-востока – герцинидами и ранними киммеридами. Наиболее крупной структурой здесь является Баренцево-Северо-Карский мегапрогиб, который осложнен впадинами и желобами, поднятиями и валами, ограниченными разломами. Характерной чертой новейшей структуры являются возрожденные зоны поднятий, обрамляющие шельф и представленные архипелагами островов Шпицбергена, Земли Франца-Иосифа, Северной Земли и Новой Земли, а также горными сооружениями Бырранга, Пай-Хоя. Четвертичные отложения Баренцево-Северо-Карского мегапрогиба залегают в основном на эродированной поверхности нижнего мела, а в тектонических депрессиях – на породах верхнего мела и палеоцена. В разрезе дна выделяются участки с реликтами многолетнемерзлых пород, мощность которых колеблется от первых метров до 30-35 м, а глубина залегания от 10 до 25 м от уровня морского дна. Мощности четвертичных отложений составляют в среднем первые десятки метров и увеличиваются в тектонических депрессиях (в Южно-Баренцевоморской впадине до 83 м). В целом в разрезе четвертичных образований, вскрытых скважинами и прослеженных сейсмоакустическими профилями под современными рыхлыми осадками, отмечается чередование глинистых и песчанистых слоев. В глубоководных частях шельфа относительно теплые периоды в истории непрерывного морского осадконакопления выделяются в разрезе диамиктитами (diamictite) – слоями, образованными слабо сортированной некарбонатной терригенной осадочной породой с повышенным содержанием грубообломочного материала, разносимого сезоннотающими припайными льдами.

Южная часть дна Карского моря представлена Южно-Карской впадиной, являющейся подводным продолжением эпигерцинской Западно-Сибирской плиты. Южно-Карская впадина отделена от северной части шельфа Новоземельско-Таймырским мегавалом (Северо-Сибирским порогом). Четвертичные отложения в ее пределах залегают с размывом в основном на палеогеновых отложениях и, в меньшей степени, на породах верхнего мела. Их преимущественно тонкозернистый состав унаследован от подстилающих мезозойских и палеогеновых глин и песков. В диамиктитах отмечена рассеянная морская органика.

В результате проведения работ по составлению Госгеолкарты-1000 3-го поколения на территориях Российского шельфа в пределах Карского моря выявлены миоценовые аллювиальные и дельтовые образования, выполняющие глубокие палеодолины. Достоверно установлены пределы распространения средненеоплейстоценовых и поздненеоплейстоценовых оледенений. Конечные морены зафиксированы на склонах Новоземельского орогена и Адмиралтейского мегавала до глубин 200 и 120 м, что соответствует оценкам величины соответствующих одновозрастных эвстатических регрессий. Это позволяет сделать вывод о минимальном распространении материковых льдов. В то же время съемка выявила широчайшее распространение ледниково-морских осадков, которые входят в формацию океанического перигляциала.

Восточная часть Арктического шельфа относится к Восточно-Арктическому подтипу Атлантического типа пассивной окраины континента. Шельфы моря Лаптевых, Восточно-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-Святоносской 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-Американской литосферной плиты. В его пределах выделяются два крупных блока: Верхояно-Чукотский и Восточно-Сибирский. Они ограничены шовной зоной, проходящей примерно вдоль параллели 73º с.ш. Активное проявление неотектонических движений сопоставляется с началом миоцена. Эти движения происходили на фоне формирующейся молодой платформы с компенсированным 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-Сибирского 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 Южно-Чукотскому предгорному прогибу, простирающемуся к югу от поздних киммерид Врангелевско-Геральдской гряды. Его основание сложено мезозоидами Новосибирско-Чукотской складчатой системы, а осадочный чехол представлен вулканогенно-терригенным комплексом в возрастном диапазоне от нижнего мела до квартера включительно. Общая мощность чехла около 6 км. Из них на долю неоген-четвертичных осадков приходится 750 м. Северная часть шельфа относится к Восточно-Сибирской окраинно-материковой плите с гетерогенным разновозрастным фундаментом. Структура шельфа осложнена глубоко опущенными грабенами-желобами. Восток-северо-восточная часть шельфа относится к Бофортско-Чукотской плите с позднекаледонским складчатым 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 холмисто-грядовые образования на шельфе Чукотского моря отсутствуют, а в северной части Берингова моря встречаются в виде дугообразных гряд перед устьями фиордовых бухт и проливов. 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 и среднем 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 была выше современной, что способствовало проникновению лузитанских видов морской фауны далеко на север и восток. 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 40º 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 и формирование ледниково-морских отложений. Осушенные шельфы Восточной Арктики были областью в основном субаэрального лёссово-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 северо-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 верхненеоплейстоценовый ледниковый горизонт выделен в разрезе северо-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].