Впервые на дне Печорского моря, которое ранее считалось слабо наклоненной плоской подводной равниной, авторами были обнаружены отчетливо выраженные береговые террасы. Основой для этого послужило акустическое профилирование с помощью высокоразрешающего профилографа «Парасаунд». Террасы были обнаружены на отметках 140, 120, 110, 100-104, 60, 50-54, 40, 32 и 25 м ниже современного уровня моря. Особенно хорошо выдержаны по глубине и протяженности террасы на отметках -120 и 50-54 м. Терраса на глубине 120 м идентифицируется нами с береговой линией времени максимума последнего оледенения. Терраса на глубине 50-54 м - с предголоценовым временем (11-12 тыс. лет назад). Существование береговых террас на дне Печорского моря является одним из признаков того, что в эпоху позднего вюрма на осушенном во время регрессии шельфе Печорского моря покровного ледника не существовало и, таким образом, мнение о соединении Североуральского и Новоземельского ледников не подтверждается.

ВВЕДЕНИЕ

Новейшая история развития Печорского моря в период позднего плейстоцен-голоцена содержит целый ряд нерешенных палеогеографических вопросов. Наиболее дискуссионным является вопрос о существовании или, наоборот, отсутствии здесь в позднем вюрме ледникового покрова. Среди сторонников оледенения также нет единомыслия. Одни придерживаются идеи Панарктического оледенения, другие рассматривают область Печорского моря как место соединения ледниковых покровов Новой Земли и Северного Урала, третьи, в том числе и авторы настоящей статьи, обосновывают гипотезу ограниченного развития ледниковых покровов и полагают, в частности, что рассматриваемый регион в эпоху максимума последнего оледенения представлял собой арктическую тундру и лишь в пределах Южно-Новоземельского желоба (ЮНЖ), существовал морской бассейн под покровом паковых, а возможно и сезонных льдов.

Мы приводим новые данные о распространении на дне Печорского моря серии морских террас и их палеогеографический анализ. Нижняя из них фиксирует уровень моря на отметках около -120 м, что без поправки на мощность голоценовых осадков и тектонических движений укладывается в предполагаемый большинством исследователей интервал положения уровня Мирового океана во время максимума позднеплейстоценового материкового оледенения Земли.

Выводы авторов статьи, основанные на геоморфологическом анализе поверхности дна, морфологии и морфометрии террас, являются предварительными, т.к. для окончательного решения вопроса о палеогеографической обстановке позднего валдая в Печорском море необходимы данные бурения, биостратиграфии, абсолютной геохронологии, фациально-генетического анализа толщи четвертичных отложений.

МАТЕРИАЛЫ И ТЕРМИНОЛОГИЯ

В основу статьи положены материалы эхолотного промера, осуществленного в 8-м рейсе НИС «Профессор Штокман» (1982 г.) и сейсмоакустического профилирования комплексом «Парасаунд» с разрешением 0.5 м по осадочной толще, проведенного в 11-м (1997 г.) и 13-м (1998 г.) рейсах НИС «Академик Сергей Вавилов». Для нашей цели наиболее информативными являются галсы, пересекающие бассейн Печорского моря от ЮНЖ в сторону континентального берега, благодаря которым и были обнаружены подводные террасы на полого наклоненной в сторону ЮНЖ поверхности дна. Для удобства этим профилям присвоены номера от 1 до 5 (рис. 1).

Морские террасы - это субгоризонтальные или слабо наклонные поверхности морского генезиса, ограниченные перегибами профиля большей, чем ее поверхность, крутизны, сформированные в предшествующие современной эпохе стояния уровня моря на отметках выше или ниже нынешних.

МОРФОМЕТРИЯ И МОРФОСТРУКТУРА ТЕРРАС

До настоящего времени рельеф дна Печорского моря характеризовался как пологая подводная равнина, слабо наклоненная в сторону Южно-Новоземельского желоба, что и изображено на всех батиметрических картах. Проведенное нами профилирование показало, что эта равнина имеет ряд террасовых уровней, протягивающихся по всему морю примерно вдоль изобат.

Сейсмоакустический профиль № 1 (рис. 2А) проходит от Новой Земли через ЮНЖ в юго-западном направлении к о. Колгуев. Северный склон Южно-Новоземельского желоба крутой, сформирован серией тектонических сбросов и сложен скальными породами. На его поверхности нет сколько-либо заметных террасовых уровней. Южный склон желоба пологий, сложен осадочными породами и перекрыт толщей слабо консолидированных отложений. Днище желоба, шириной более 10 км, представляет собой более или менее выровненную поверхность, на глубине 166-167 м в которой обнаружен вблизи северного склона желоба V-образный врез глубиной около 20 м и шириной по плечам бортов около 4 км.

На южном склоне Южно-Новоземельского желоба отчетливо прослеживается по крайней мере три террасовых уровня. Первая, наиболее низкая, морфологически хорошо выраженная терраса расположена на глубинах 118 м у тылового шва и 120 м у бровки (рис. 3а). Площадка террасы, шириной около 2 км, почти горизонтальная, имеет лишь очень небольшой наклон (φ = 0.001) к тальвегу желоба и характеризуется неровной поверхностью с относительными превышениями 1-3 м. Пологий уступ высотой 5 м отделяет эту террасу, расположенную на глубине 120 м, от второй на глубине 110 м. Последняя имеет выпуклый слабо волнистый профиль бровки и слегка вогнутую (до 2 м) поверхность шириной 4 км на глубине около 110 м. В свою очередь эта терраса пологим уступом, высотой 6 м, отделяется от площадки третьей террасы, расположенной еще в пределах южного склона Южно-Новоземельского желоба на глубине 105 м (рис. 3б). Эти три террасы, судя по записи сейсмопрофилографа, являются аккумулятивными. Мощность слагающих их слоистых отложений колеблется от 15 до 20 м. 105-метровая терраса отделена довольно крутым уступом от пологой возвышенности, венчающей борт Южно-Новоземельского желоба, вершинная поверхность которой расположена на глубине 91-92 м и осложнена, так называемыми, листрическими сбросами. Эта поверхность и само поднятие маркируют зону перегиба склона Южно-Новоземельского желоба и переход к центральной части печороморского шельфа. Последняя примерно посередине профиля осложнена структурным поднятием, представляющим собой северо-западную периклиналь Захарьинского вала. Этот вал разделяет две котловины, выполненные слоистой толщей рыхлых отложений. В расположенной к северу от вала депрессии зондированная максимальная мощность толщи составляет 35-40 м, а в северной - превышает 50 м. Скважина морского бурения № 109, пройденная юго-восточнее линии этого профиля, показала следующее строение толщи отложений, которые были палинологически охарактеризованы О.В.Руденко [2001]:

0-2.5 м - темно-серый алевритовый ил с примесью песка и гравия. Содержит пыльцу карликовой березы, сосны, ели; споры арктических плаунов.

2.5-5.0 м - мелкозернистый песок и алеврит с гравием. Содержит пыльцу полыней и злаков.

5.0-9.1 м - темно-серая глина с гравием и галькой. Содержит только древнюю, переотложенную пыльцу и споры.

9.0-12.0 м - песок мелкозернистый, слоистый с гравием. Содержит только древнюю, переотложенную пыльцу и споры.

12.0-41.0 м - глинистые отложения, слоистые, озерного типа (континентальные). Содержат пыльцу мезозойских хвойных пород.

О.В. Руденко считает, что верхний 5-метровый слой осадков имеет голоценовый возраст. Слой от 5 до 9.1 м - поздневюрмский возраст. Подстилающая их толща озерных глин - докайнозойский (ориентировочно нижнемеловой) возраст.

Осадочная толща в депрессии между отрогом Захаринского вала и островом Колгуев имеет явные признаки действия криогенных процессов, о чем свидетельствуют формы мерзлотной деформации и предполагаемое наличие в толще жильного льда (рис. 3в).

С приближением к острову Колгуев под слоем рыхлых отложений начинает зондироваться поверхность более плотных консолидированных пород. Это происходит с глубины около 75 м, что коррелируется с глубиной поверхности коренных пород на Захарьевском валу. На подводном склоне фиксируется два плавных перегиба профиля дна, образующих террасоподобные уровни: один на глубине 50-51 м и второй на глубине 20-22 м.

Эхолотный профиль № 2 (рис. 2б) также позволил обнаружить на южном склоне ЮНЖ отчетливо выраженную террасу на глубине 120 м с горизонтально расположенной площадкой, шириной 8 км и ограниченной верхним уступом, высотой 16 м. Кроме того, на профиле на глубинах 96 и 60 м фиксируются горизонтальные поверхности шириной в поперечном сечении соответственно 1.3 и 0.6 км. Нижняя из них маркирует водораздел небольших долинообразных понижений, раскрывающихся в ЮНЖ, а верхняя развита в пределах одного из локальных поднятий в рельефе дна, прослеживающихся в СЗ-направлении со стороны Гуляевских Кошек. Эти поднятия по-видимому, отражают единую структурно-тектоническую форму типа вала, который обозначим как Гуляевский.

На сейсмоакустическом профиле № 3 (рис. 2В) терраса на глубине 120 м, сформированная на южном склоне ЮНЖ, выражена очень отчетливо. Она имеет горизонтальную площадку шириной 4.5 км и почти вертикальный верхний уступ высотой 18 м (рис. 3г). Высокий крутой уступ и значительная ширина площадки, вероятно, обусловлены не только длительной стабилизацией уровня моря в пределах этих глубин, но и быстрым выносом абразионного материала вниз по склону. Материал, по-видимому, не накапливался в береговой зоне и тем самым не создавал препятствий абразии и возможно термоабразии во время стояния уровня моря примерно на отметках на 120 м ниже современного.

Выше по склону на глубине около 100 м прослеживается еще одна субгоризонтальная уровенная поверхность шириной 1.2 км, которая без отчетливого тылового шва вогнутым перегибом переходит в очень слабо наклонную (φ = 0.0006) площадку террасы шириной 8 км с хорошо обозначенным тыловым швом на глубине 60 м. На ее поверхности формы мезорельефа типа песчаных волн (рис. 3д). Через уступ высотой 7 м эта терраса сопрягается с субгоризонтальной площадкой следующей террасы шириной 9.6 км, расположенной на глубине 50 м. Ее поверхность осложнена локальными врезами глубиной до 5 м, заполненными горизонтально слоистыми осадками. Выше прослеживается еще одна хорошо выраженная терраса на глубине около 32 м (рис. 3е), которая уступом высотой 10 м отделена от уровенной поверхности вершинной части Гуляевского вала на глубине 22 м.

На сейсмоакустическом профиле № 4 (рис. 2г) терраса на глубине 120 м приурочена к склону Южно-Новоземельского желоба, покрытого толщей слоистых отложений. В пределах горизонтальной ее площадки, шириной около 6 км, мощность этих отложений составляет 5 м. Они залегают на поверхности более плотных пород, судя по акустической записи. В этом месте склона желоба первоначально выработанная терраса на глубине 125 м (несколько ниже, чем в остальных местах) была впоследствии перекрыта более молодыми осадками, сносимыми вниз по относительно крутому (φ = 0.01) склону. На глубине 54 м по линии этого профиля прослеживается прекрасно выраженная аккумулятивная терраса, сложенная, по-видимому, песчаным материалом, с горизонтальной поверхностью шириной около 16 км, на которой прослеживаются песчаные гряды. Уступ высотой 8 м отделяет эту террасу от более высокой террасы, слабо наклонная поверхность которой расположена на глубинах от 40 м у тылового шва до 45 м у внешней бровки. Выше расположена слабо наклонная поверхность террасы на глубинах 25-33 м, по-видимому, сложенная илистыми осадками. Ее ширина по линии профиля составляет 16 км. Она с тыльной стороны ограничена крутым уступом, высотой около 7 м (рис. 3е). Еще выше по профилю расположена еще одна слабо наклонная площадка на глубине от 17 м и выше, которая принадлежит уже банке Пахтусова. Слабо наклонные поверхности на глубине 40, 25 (по тыловому шву) и 15 м разделены двумя валами с отметками вершин 30 и 17 м, которые, судя по акустической записи, по-видимому, сложены песчаным материалом и являются древними береговыми аккумулятивными формами.

Эхолотный профиль № 5 (рис. 2д) расположен в непосредственной близости от профиля № 4, но имеет существенное о него отличие - по его линии наиболее низко расположенная терраса находится на глубине 140 м, а не 120 м. По-видимому, это свидетельствует не столько о разном их возрасте, сколько о приуроченности террас к локальным тектоническим блокам, претерпевшим разноамплитудное опускание по сбросам на склоне наиболее глубоко прогнутой части Южно-Новоземельского желоба. На этом профиле хорошо выражен еще один, общий для дна Печорского моря, террасовый уровень, расположенный (по тыловому шву) на глубине 54 м.

Таким образом, среди разновысотных террас на дне Печорского моря выделяется два наиболее выдержанных и отчетливо сформированных террасовых уровня: на глубинах 120 и 50-54 м (рис. 1).

ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКАЯ КОНЦЕПЦИЯ АВТОРОВ

Наибольший палеогеографический интерес, на наш взгляд, представляет терраса, тыловой шов которой расположен на глубине около 120 м. Факт гляцоэвстатической регрессии Мирового океана в эпоху максимума последнего оледенения 18-20 тыс. лет назад до отметок 110-130 м ниже современного уровня мало кто оспаривает. Поэтому терраса, которая по всем морфологическим признакам является формой берегового рельефа и протягивается вдоль всего борта Южно-Новоземельского желоба, скорее всего была сформирована именно в эту эпоху. Существование этой террасы подтверждает нашу точку зрения о палеогеографической обстановке в Печорском море в эпоху максимума последнего оледенения, высказанную ранее [Павлидис и др., 1998; Pavlidis et al., 1997], согласно которой область Печорского шельфа представляла собой арктическую тундру, а в пределах Южно-Новоземельского желоба существовал морской бассейн, вытянутый вдоль побережья Новой Земли в виде залива со стороны Баренцева моря.

Об отсутствии на осушенном шельфе Печорского моря ледникового покрова свидетельствуют и сейсмограммы, на которых видно, что по южном борту Южно-Новоземельского желоба распространены тонкослоистые осадки без признаков гляциотурбидитов, которые должны были бы образоваться при таяния больших скоплений льда. На сейсмограммах по галсам через все Печорское море с юга на север не обнаружено никаких признаков моренных отложений. Кроме того, в условиях покровного оледенения террасы, имеющие все характерные признаки береговых террас, к тому же одноуровенные и хорошо выдержанные по протяжению, образоваться никак не могли.

Террасу, протягивающуюся вдоль склона Южно-Новоземельского желоба на глубине 120 м мы считаем поздневюрмской. Она, по-видимому, не может быть более древней, поскольку в таком случае, сформированная в слабо консолидированных осадках, она не была бы столь отчетливо выражена вследствие наложения последующих экзодинамических процессов. Нет достаточных оснований считать ее и голоценовой потому, что в таком случае должно было произойти опускание борта желоба в период между 10 и 15 тыс. лет назад на величину не менее 50 м, что крайне сомнительно. Нет также оснований считать уступ 120-метровой подводной террасы тектоническим, так как при «быстром» сбросе, скажем, во время сейсмических толчков в зоне тылового шва террасы должны были бы накопиться гравитационные отложения, чего не наблюдается. Кроме того, выдержанность по глубине распространения этой террасы, за исключением участка, где она по тектоническим причинам опущена, свидетельствует об экзогенном ее происхождении, т.е. как формы рельефа береговой зоны.

Морской залив у южного берега Новой Земли в позднем вюрме был узким и вытянутым в субширотном направлении. Кроме того большую часть года он был покрыт льдом и возможно лишь на короткий период года (1-2 месяца) он мог частично освобождаться ото льда. В таких условиях волновые берегообразующие процессы здесь были весьма ограничены. Единственным реальным процессом, который способен был сформировать верхний уступ террасы и субгоризонтальную ее поверхность, мог быть процесс термоабразии. Это реально еще и потому, что склон Южно-Новоземельского желоба, особенно его верхняя часть, сложены, судя по сейсмозаписи, рыхлыми отложениями. При термоабразии осадочный материал от подножья уступа удаляется практически мгновенно и перед уступом формируется очень пологая и мелководная площадка дна. Именно такой процесс наблюдается в настоящее время в Восточно-Сибирском море и в море Лаптевых [Арэ, 1985].

Формирование террасы при уровне моря на 50 м ниже современного установить сложнее. Ряд исследователей считают, что основная деградация оледенения произошла здесь в период 9.5-15 тыс. лет назад [Рыбалко, 1998; Спасская и др., 1992]. По аналогии с другими областями Мирового океана можно предположить, что уровень моря в ходе послеледниковой трансгрессии достиг здесь 50-метровой отметки (ниже современного уровня) 11-12 тыс. лет назад, когда открылся, скажем, Берингов пролив.

Более молодые террасы, очевидно, были сформированы на заключительном этапе послеледниковой трансгрессии. К ним относятся террасы на глубине 40, 32, 25 м. С некоторыми береговыми линиями, маркированными террасами, связаны своеобразные морфоскульптурные формы берегового рельефа, которые могли сформироваться лишь в условиях существенного замедления или некоторой стабилизации трансгрессии. К таковым относится, например, крупная аккумулятивная форма, расположенная к СВ от о. Колгуев, которая идентифицируется нами как приустьевой бар древней реки, вбиравшей в себя притоки с Тиманского берега Малоземельской тундры. Протяженность бара составляет 18 км, поперечник 5 км, а отметки подошвы и вершины соответственно -65 и -54 м. Может быть, именно с этим уровнем (-60 м) следует увязать положение береговой линии начала голоцена.

О ходе послеледниковой трансгрессии можно судить по особенностям подводного рельефа и прежде всего по морфологии и морфометрии элементов затопленных береговых линий, фиксируемых рассмотренными выше террасами. Так, с учетом обоснований А.Н. Ласточкина [1978], вогнутый перегиб склона, уменьшение высоты уступа и ширины площадки террасы является признаком возрастания скорости трансгрессии; выпуклые склоны, увеличение высоты уступа и ширины площадки можно увязать с ее снижением. Относительное постоянство уклонов может отражать стабилизацию скорости трансгрессии, при этом меньшие уклоны сопоставляются с ее меньшей скоростью, а большие - с большей. Судя по густоте расположения подводных береговых линий, особенно наглядно выраженной в пределах банки Пахтусова, этапы замедления трансгрессии становились чаще. Этот рубеж отвечает глубинам воды около 25-30 м и его, по-видимому, можно увязать с началом атлантического периода.

Главный вывод, который делают авторы статьи заключается в том, что в эпоху позднего вюрма на осушенном во время регрессии шельфе Печорского моря покровного ледника не существовало и, таким образом, мнение [Спасская и др., 1992] о соединении Североуральского и Новоземельского ледников не подтверждается.

Приведенные в статье материалы являются составной частью исследований по проекту INTAS № 99-1489 «Печорское море - палеогеография позднего плейстоцена, современное состояние шельфа и береговой зоны и прогноз развития в 21-м веке». Кроме того, геоморфологический анализ рельефа дна Печорского моря был выполнен в соответствии с проектами ФЦП «Мировой океан» № 5.10 и Российского фонда фундаментальных исследований (проект № 00-05-64077).

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Арэ Ф.Э. Основы прогноза термоабразии берегов // Новосибирск: СО АН СССР, 1985. 172 с.

2. Ласточкин А.Н. Структурно-геоморфологические исследования шельфа. Л.: Недра, 1978. 247 с.

3. Павлидис Ю.А., Ионин А.С, Щербаков Ф.А., Дунаев Н.Н. Арктический шельф. Позднечетвертичная история как основа прогноза развития. М.: ГЕОС, 1998. 187 с.

4. Руденко О.В. История развития растительности баренцевоморского региона в плейстоцене-голоцене // Автореф. канд. дис. МГУ, географ, факультет, 2001. 26 с.

5. Рыбалко А.Е. Позднечетвертичный седиментогенез внутренних морей гляциальных шельфов северо-запада России // Дис. ... д-ра геол-минерал. наук. С-Пб.: ВСЕГЕИ, 1998. 48 с.

6. Спасская И.И., Астахов В.И., Глушкова О.Ю. и др. Развитие ландшафтов и климата Северной Евразии // Поздний плейстоцен-голоцен, элементы прогноза. М.: Наука, 1992. 102 с.

7. Чистякова И.А. Осадконакопление и история четвертичного развития мелководного гляциального шельфа (на примере Печорского моря) // Автореф. канд. дис. М.: ГИН РАН, 1997. 24 с.

8. Pavlidis Yu.A., Dunaev N.N., Shcherbakov F.A. The Late Pleistocene Palaeogeography of Arctic Eurasian shelves // Quaternary International. 1997. V. 41/42. P. 3-9.

Submarine Terraces in the Pechora Sea

Yu.A. Pavlidis, N.N. Dunayev, S.L. Nikiforov, A.V. Artemiyev 

Marine coastal paleo-terraces were found for the first time on the Pechora seabed. These conclusions are based on acoustic profiling methods carried out during the cruises of R/V Professor Shtokman and Academic Sergey Vavilov (Shirshov Institute of Oceanology RAS, in 1982,1997 and 1998) using the Parasound acoustic profiling equipment. These terraces were found at the following depths: 140, 120, 110, 100-104, 60, 50-54, 40, 32, and 25 m below the present sea level. The terraces are best manifested at 50-54 m and 120 m. We suppose that one of marine paleo-terraces at 120 m could be formed during the Late Pleistocene 11-12 ka BP. On the basis of the geological and geomorphological data we develop a scenario of the glacial cover absence over the Pechora Sea during the Late Pleistocene and do not confirm any connection between the glacial covers over Novaya Zemlya and the continental zone.

Ссылка на статью:

Павлидис Ю.А., Дунаев Н.Н., Никифоров С.Л., Артемьев А.В. Подводные террасы Печорского моря // Океанология. 2002. Т. 42. № 6. С. 894-901.