Речные долины - одна из наиболее «чувствительных» геоморфологических систем, реагирующая даже на небольшие изменения неотектонического режима. Существование затопленных долин на Баренцево-Карском шельфе впервые было предсказано Ф. Нансеном [Nansen, 1897], исходившим из редких промеров глубин лотом и наблюдений за движениями морских льдов. Его догадка подтвердилась после появления детальных батиметрических карт [Матишов, 1984; Cherkis et al., 1990], позволивших геоморфологическими методами наметить контуры палеодолин, отчетливо выраженных в современном рельефе дна [Ласточкин, 1977; Малаховский и Федоров, 1984; Суздальский, 1976]. С появлением в последние десятилетия сейсмоакустических методов [Баренцевская…, 1988; Геологическое…, 1984; Крапивнер, 1986; Лопатин и Мусатов, 1992; Elverhøi & Solheim, 1983], выяснилось, что глубокие речные палеоврезы выработаны также в различных отражающих горизонтах кайнозойского чехла [Гриценко, 1992; Мусатов, 1989].

Проведение на шельфе непрерывного сейсмоакустического профилирования позволило детально изучить строение плиоцен-четвертичного покрова [Павлидис, 1992; Solheim & Kristoffersen, 1984; Zarchidze et al., 1991; Спиридонов и др., 1980; Дунаев и др., 1989], достигающего мощности 30-250 м. Возникновение речных палеодолин, выработанных в его подошве, связывается с крупнейшей в позднем кайнозое мессинской регрессией конца миоцена, когда уровень моря был на 300-350 м ниже современного [Суздальский, 1976; Мусатов, Мусатов, 1990; Зархидзе и Мусатов, 1989]. Ряд сейсмоакустических комплексов в составе верхнекайнозойского чехла ограничен в кровле и подошве региональными границами эрозионных несогласий [Лопатин и Мусатов, 1992; Zarchidze et al., 1991] и опирается на многочисленные палеоврезы, выработанные при регрессиях позднего плиоцена, конца среднего плейстоцена и рубежа плейстоцена и голоцена. Рис. 1 иллюстрирует характер такой палеодолины, прослеженной в южной части желоба Святой Анны северо-восточнее мыса Желания Новой Земли.

Для палеодолин, выработанных в подошве плиоцен-четвертичной толщи, характерны относительные врезы глубиной до 100-150 м, иногда до 200-250 м, довольно крутые (до 5, единично - 10°) борта и абсолютные отметки тальвегов до -550 м в желобах Нордкапском и Святой Анны, -450 м в желобе Франц-Виктория и -610 м в Медвежинском желобе. Данные отметки превосходят величину мессинской регрессии, поскольку эти участки погружены на столь значительную глубину нисходящими неотектоническими движениями.

Мощность осадочного выполнения мессинских палеоврезов колеблется от 20-50 до 150-200 м. Ширина их составляет до 10-15 км, нередко сокращаясь до нескольких километров. Это свидетельствует о большей расчлененности позднемиоценового рельефа, нежели современного, и восходящих тектонических движениях мессинского времени. Мощный региональный аплифт в олигоцен-миоценовую фазу новейшего этапа привел к образованию в северной периферии Баренцево-Карской плиты обширной сводообразной суши. Она служила источником терригенного сноса как для формирующихся периконтинентальных бассейнов на материковых склонах, так и для интраконтинентальных эпишельфовых бассейнов, обрамляющих внутриконтинентальные плиты. Блоковые поднятия архипелагов Шпицберген, Земля Франца-Иосифа и Северная Земля достигали значительных высот, и там был сформирован низкогорный рельеф [Геологическое…, 1984; Баренцевская…, 1988]. При прорезании палеодолинами этого краевого шельфового поднятия они иногда имеют антецедентный характер.

Берега неогеновых рек были, очевидно, закреплены растительностью, что подтверждается аномально теплолюбивыми спорово-пыльцевыми спектрами миоценовых отложений на о-вах Гофмана Земли Франца-Иосифа и Комсомолец Северной Земли [Баренцевская…, 1988; Zarchidze et al., 1991]. Реки обладали большими уклонами, превосходящими таковые для типично равнинных рек, что хорошо согласуется с составом аллювиальных миоценовых формаций Балласт-Брук и Бофорт в Канадской Арктике [Геологическое…, 1984; Мусатов, 1989], где развиты грубообломочные русловые фации, напоминающие «предгорный» аллювий. Это доказывает мощное воздымание всех арктических материковых окраин в миоцене.

На рис. 2 приведена схема доплиоценовых палеодолин, отражающая, видимо, как палеоврезы, созданные в мессинскую эпоху, так и палеореки, существовавшие на шельфе в предшествующие регрессии олигоцена. Речной сток осуществлялся по трем направлениям: на запад, в Норвежско-Гренландский океанический бассейн; на север, в Евразийский бассейн и на юг, где в пределах Печорской и Западно-Сибирской плит сохранялись [Мусатов, Мусатов, 1990; Зархидзе и Мусатов, 1989] мелководные морские, либо озерные бассейны. Крупнейшими палеогидросистемами на Баренцево-Карском шельфе в позднем миоцене были следующие: 1) система русел палео-Мезени, палео-Двины и палео-Онеги, проходивших через Горло Белого моря и Кольский прогиб и сливавшихся в Нордкапском прогибе с крупной рекой, протекавшей по Южно-Баренцевской впадине; 2) речные системы Медвежинского и Зюйдкапского желобов; 3) речные системы желобов Франц-Виктория и Британского Канала; 4) гидросистемы желобов Восточно-Новоземельского, Святой Анны и Воронина; 5) системы рек севера Печорской и Западно-Сибирской плит со стоком на юг.

В позднемиоценовом палеорельефе устанавливаются три региональных палеоводораздела - два субширотных и один субмеридиональный. Последний разделял Баренцевские и Карские речные системы и был связан с возрождающимся Полярноуральско-Новоземельским эпираннекиммерийским орогеном. Но в проливе Карские Ворота уже тогда существовала крупная палеодолина, где сейсмоакустическим профилированием установлены [Крапивнер, 1986; Zarkhidze et al., 1991] аллювиальные осадки шести генераций. Южный субширотный палеоводораздел располагался вдоль пояса пограничных орогенов и проходил по Балтийскому щиту, Тимано-Канинскому горст-мегаантиклинорию, трассировался по Сибирским Увалам и горам Бырранга. Северный палеоводораздел проходил по краевому шельфовому поднятию вдоль архипелагов Свальбард, Земли Франца-Иосифа и Северная Земля.

Позднеплиоценовые палеодолины в целом наследуют положение миоценовых, но при этом уменьшаются глубины тальвегов (абс. отм. до -300-400 м), относительные врезы (до 100 м) и крутизна их бортов (до 3-5°). Долины становятся более широкими (до 10-25 км), сильнее выражены меандры. Это свидетельствует о смене интенсивных воздыманий умеренными поднятиями и слабыми погружениями. Иногда прослеживаются обширные дельты, как на Кольско-Канинском шельфе [Самойлович и др., 1993], что указывает на сложную конфигурацию береговой линии в позднем плиоцене. Область сноса на севере Баренцево-Карской плиты в плиоцене начала распадаться на отдельные архипелаги, поэтому там палеодолины лишены антецедентных участков.

Палеодолины, сформировавшиеся на шельфе в ходе гляциоэвстатических регрессий плейстоцена, имеют нередко трогообразный профиль с абсолютными отметками тальвегов до -200-300 м, относительными переуглублениями до 50-100 м и уклонами до 3°. Максимальная в плейстоцене регрессия днепровско-московского (рисского в Альпах, иллинойского в Северной Америке и самаровско-тазовского в Западной Сибири) оледенения достигала -200 м, поэтому этот долинный комплекс датируется концом среднего плейстоцена. Характерны бессточные русла маргинальных каналов, свидетельствующие о формировании долин в непосредственной близости от активного ледника. Ширина их составляет от сотен метров до 5-10 км; видимо, берега не были закреплены перигляциальной растительностью. Возможно, большинство этих палеоврезов представляют собой ложбины ледникового стока. Они характеризуются меньшей длиной и разветвленностью, чем неогеновые палеодолины, а сток их осуществлялся в Норвежско-Гренландский и Евразийский океанические бассейны. Питающие палеореки ледники располагались на архипелагах, Кольском п-ове, Полярном Урале, Таймыре и ряде мелководных участков шельфа.

Последняя гляциоэвстатическая регрессия, совпавшая с поздневалдайским (классическим висконсинским в Северной Америке, поздневюрмским в Альпах и сартанским в Западной Сибири) оледенением, привела к возрождению лишь отдельных палеодолин на осушенных участках шельфа до глубин -120-140 м. На рис. 3 приведена общая схема четвертичных палеодолин: на ней отражен интегральный эффект деятельности палеорек, возникавших в субаэральных условиях в регрессивные эпохи плейстоцена и «просвечивающих» в современном рельефе дна благодаря недокомпенсации молодых погружений осадконакоплением. Палеодолины последней генерации раскрываются по системе впадин и желобов Баренцево-Северо-Карского мегапрогиба в прилегающие океанические бассейны. В ряде случаев (Южно-Баренцевская впадина и др.) на шельфе при глубинах свыше 300 м наблюдаются бессточные изолированные или полузамкнутые котловины, лишенные палеоврезов; очевидно, в них господствовали субаквальные условия на протяжении всего плейстоцена. В Восточно-Новоземельском желобе прослеживается долина палео-Оби, протекавшей в плейстоцене [Ласточкин, 1977] через Байдарацкую губу.

Существование на дне затопленных речных долин свидетельствует в пользу модели минимального растекания четвертичных ледников на шельф [Матишов, 1984; Павлидис, 1992; Дунаев и др., 1989; Zarkhidze et al., 1991] и формирования там в субаэральных условиях многолетнемерзлых толщ [Крапивнер, 1986; Данилов, 1978; Чочиа и Евдокимов, 1993]. Это опровергает гипотезу единого ледникового щита в Баренцевом и Карском морях [Гросвальд, 1983; Elverhøi & Solheim, 1983] в позднем вюрме. Расположение четвертичных палеодолин (рис. 2) подчеркивает современный морфоструктурный план континентальной окраины, а центробежный характер палеогидросети свидетельствует об архипелаго-островных обстановках ее формирования. В условиях сухих арктических пустынь сартанского времени великие сибирские реки прорезали почти всю площадь Карского шельфа, формируя обширные дельты и эстуарии близ окраинно-шельфовых желобов, где сохранялись ледовитые морские бассейны. Помимо этих районов, сартанские палеодолины совершенно не выражены на Печорском, Ямальском и Таймырском мелководьях при глубинах до 30-40 м, хотя они несомненно протекали там в эпоху последней регрессии. Это связано с характером послеледниковой (фландрской) трансгрессии, когда во второй половине голоцена при повышении уровня моря на несколько метров береговая линия в условиях пологого рельефа смещалась на десятки километров, а фрагменты палеодолин уничтожались в волноприбойной зоне.

История развития позднекайнозойских палеодолин Баренцево-Карского шельфа свидетельствует о максимуме неотектонических воздыманий в позднем миоцене. В плиоцен-четвертичное время, при общем господстве нисходящих движений фрагменты речной палео-сети возрождались при локальных импульсах поднятий на рубеже плиоцена и эоплейстоцена, в конце среднего плейстоцена и на рубеже позднего плейстоцена и голоцена.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Баренцевская шельфовая плита / Ред. И.С. Грамберг. Л.: Недра, 1988. 264 с.

2. Геологическое строение СССР и закономерности размещения полезных ископаемых. Т. 9. Моря Советской Арктики / Ред. И.С. Грамберг, Ю.Е. Погребицкий. Л.: Недра, 1984. 280 с.

3. Гриценко И.И. Особенности распространения верхнекайнозойских отложений в Баренцевоморском регионе // Проблемы кайнозойской палеоэкологии и палеогеографии морей Северного Ледовитого океана. М.: Наука. 1992. С. 100-109.

4. Гросвальд М.Г. Покровные ледники континентальных шельфов. М.: Наука, 1983. 216 с.

5. Данилов И.Д. Полярный литогенез. М.: Наука, 1978. 238 с.

6. Дунаев Н.Н., Левченко О.В., Мерклин Л.Р., Павлидис Ю.А. О масштабах валдайского оледенения Баренцевоморского шельфа // ДАН СССР. 1989. Т. 306. № 6. С. 1437-1441.

7. Зархидзе B.C., Мусатов Е.Е. Основные этапы палеогеографического развития Западной Арктики в позднем кайнозое // Критерии прогноза минерального сырья в приповерхностных образованиях Западной Сибири и Урала. Тюмень, ЗапСибНИГНИ. 1989. С. 123-140.

8. Крапивнер Р.Б. Бескорневые неотектонические структуры. М.: Недра, 1986. 204 с.

9. Ласточкин А.Н. Подводные долины северного шельфа Евразии // Изв. ВГО. 1977. Т. 109. Вып. 5. С. 412-417.

10. Лопатин Б.Г., Мусатов Е.Е. Сейсмостратиграфия неоген-четвертичных отложений Западно-Арктического шельфа // Советская геология. 1992. № 6. С. 56-61.

11. Малаховский Д.Б., Федоров Б.Г. О генезисе и возрасте переуглублений на севере Европы // Возраст и генезис переуглублений на шельфе и история речных долин. М.: Наука, 1984. С. 134-140.

12. Матишов Г.Г. Дно океана в ледниковый период. Л.: Наука, 1984. 176 с.

13. Мусатов Е.Е. Развитие рельефа Баренцево-Карского шельфа в кайнозое // Геоморфология. 1989. № 3. С. 76-84.

14. Мусатов Е.Е., Мусатов Ю.Е. О тектонической обусловленности фиордов Западной Арктики // Изв. ВГО. 1990. № 4. С. 337-340.

15. Павлидис Ю.А. Шельф Мирового океана в позднечетвертичное время. М.: Наука, 1992. 272 с.

16. Самойлович Ю.Г., Каган Л.Я., Иванова Л.В. Четвертичные отложения Баренцева моря. Апатиты. КНЦ РАН. 1993. 75 с.

17. Спиридонов М.А., Девдариани Н.А., Калинин А.В. и др. Геология Белого моря // Советская геология. 1980. № 4. С. 43-55.

18. Суздальский О.В. Палеогеография арктических морей СССР в неогене и плейстоцене. Л.: Наука, 1976. 111с.

19. Чочиа Н.Г., Евдокимов С.П. Палеогеография позднего кайнозоя Восточной Европы и Западной Сибири. Саранск, Морд, ун-т, 1993. 248 с.

20. Cherkis N.Z., Fleming H.S., Max M.D., Czarnecki M.F. Bathymetry of the Barents and Kara Seas. Naval Research Laboratory. Washington, 1990, sheet 1.

21. Elverhøi A., Solheim A. The Barents Sea ice sheet - a sedimentological discussion // Polar Research, 1983. V. 1. P. 23-42.

22. Nansen F. Some results of the Norwegian Arctic Expedition 1893-1896 // Geogr. Journ., 1897. V. 9. N 5. P. 473-505.

23. Solheim A., Kristoffersen Y. Sediments above the upper regional unconformity: thickness, seismic stratigraphy and outline of the glacial history // Norsk Polarinstitutt Skrifter. Oslo, 1984. V. 179B. P. 3-36.

24. Zarchidze V.S., Musatov E.E., Generalov P.P. Norwegian, Barents and Kara Seas. Cenozoic // Paleogeographical Atlas of the Shelf Regions of Eurasia for the Mesozoic and Cenozoic / (Eds. M.N. Alekseev, I.S. Gramberg, Yu.M. Pustcharovsky). G.B., Robertson Group Plk., 1991. V. 2. P. 13.18-13.35.

25. Zarkhidze V.S., Fulton R.G., Mudie P.J. et al. Circumpolar map of Quaternary deposits of the Arctic. Geol. Surv. of Canada, map 1818A. 1991. sheet 1.

ANCIENT VALLEYS OF THE BARENTS AND KARA SEAS SHELF

E.E. MUSATOV

Summary

Evolution of ancient rivers on the Barents and Kara Seas Shelf through the Late Cenozoic is considered. Erosional origin of numerous valleys remaining in the recent and ancient relief has been proved. Shapes, cross-sections and distribution of river valleys were investigated. Seismic acoustic data were interpreted and map of ancient river valleys existed on the Barents and Kara Seas Shelf during Late Cenozoic regressions has been compiled. Maximum of neotectonic uplift and major regression was shown to occur during Late Miocene.

Ссылка на статью:

Мусатов Е.Е. Палеодолины Барнцево-Карского шельфа // Геоморфология. 1998. № 2. С. 90-95.