Для решения общих вопросов морфолитогенеза на шельфах Мирового океана необходимы комплексные исследования в различных природных зонах Земли. Предложенные типы морфолитогенеза [Ионин и др., 1981] включают в качестве одного из основных полярный морфолитогенез, который наиболее отчетливо реализуется на шельфах Северного Ледовитого океана.

Понимание основных процессов формирования рельефа и отложений шельфа, а также истории его развития совершенно необходимо, для выяснения образования здесь полезных ископаемых осадочного генезиса, тесно связанного с особенностями проявления этих процессов и физико-географическими условиями развития прибрежно-шельфовых зон. Особое значение приобретают геолого-геоморфологические и литологические исследования в пределах северных шельфов СССР, изученность которых все еще остается недостаточной.

Континентальный шельф Северного Ледовитого океана занимает примерно 50 % от его площади и относится к числу наиболее обширных шельфов мира. Настоящая работа посвящена изучению важного в геологическом, седиментологическом и палеогеографическом отношениях района - шельфу Чукотского и северной части Берингова морей, району, известному под названием "Берингия".

Среди советских исследователей наибольшее внимание уделяли палеогеографическим аспектам развития этого региона О.М. Петров [1965, 1976], Ю.Б. Гладенков [1976, 1978], С.Ф. Бискэ [Бискэ, Баранова, 1976; Бискэ, 1978] и др., среди американских - Д.М. Хопкинс [1976; Hopkins, 1959, 1967а, b].

Летом 1978 г. авторы в составе Полярной северо-восточной экспедиции Института океанологии им. П.П. Ширшова АН СССР провели комплексные геолого-геофизические, геоморфологические и литологические морские экспедиционные исследования в названном выше районе.

Во время работ были собраны новые материалы по геологическому строению, рельефу и осадкам шельфа этого района. За сравнительно короткий навигационный период было выполнено около 1700 миль эхолотного промера, около 1400 миль морских галсов с непрерывным сейсмоакустическим профилированием, было отобрано 48 колонок грунта длиной до 4,5 м с помощью вибропоршневой грунтовой трубки ВПГТ-59 и ударной трубки ПТ-53, взято 88 проб грунта с помощью дночерпателя "Океан", выполнены геолого-геоморфологические обследования некоторых участков побережья Чукотского полуострова и о. Врангеля (рис. 1).

Отметим, что ранее в этом районе проводились исследования геоморфологии побережий [Буданов, Ионин, 1956; Ионин 1959; Каплин, 1971; Дегтяренко, 1971; Жиндарев, 1974; Жиндарев, Морозова, 1974; Свиточ, 1978; Бабаев, Жиндарев, 1979], рельефа дна [Бабаев, Жиндарев, 1977; Морозова и др., 1979; Ласточкин, 1977а,б, 1979; Схолл, Сайсберн, 1964], донных осадков [Семенов, 1965; Огородников, 1977; Огородников, Русанов, 1978; Greager et al., 1965, 1970; McManus et al., 1969], истории развития в кайнозое [Бискэ, Баранова, 1976; Берингия в кайнозое, 1976; Гопкинс, 1965; Петров, 1976; Хопкинс, 1976; Andrews, 1978; The Bering Land Bridge, 1967; Hopkins, 1959; Hopkins, 1967a, b; Nelson et al., 1974].

ФАКТОРЫ И ПРОЦЕССЫ МОРФОЛИТОГЕНЕЗА

На шельфе Чукотского моря и северной части Берингова моря (бассейна Чирикова) морфолитогенез в основном обусловлен проявлением зональных климатических факторов. С климатом связано действие экзогенных процессов, но косвенным образом климат влияет и на проявление биогенных процессов, имея в виду накопление в осадках Чукотского моря аморфного кремнезема благодаря массовому привносу течением фитопланктона из Берингова моря. Только лишь группа так называемых эндогенных факторов и процессов (новейшая тектоника, геологическое строение района и т.п.) является азональной в климатическом отношении. Палеогеографические же факторы морфолитогенеза на шельфе Чукотского моря мы склонны связывать в основном с климатическими особенностями развития Берингийского района в верхнем плейстоцене и голоцене.

Климат в районе Чукотского моря полярный, что определяет характер проявления большинства экзогенных процессов, обусловливающих мобилизацию, перемещение и поступление обломочного материала в бассейн. По классификации Б.П. Алисова [1947], Чукотское море относится к Арктической климатической области, а бассейн Чирикова - к Субарктической тихоокеанской области. Вся территория Северо-Востока СССР, в том числе акватория Чукотского моря, расположена в зоне отрицательных среднегодовых температур, нигде не поднимающихся выше минус 3,2º С. Самый холодный месяц - февраль, в течение которого температура воздуха колеблется от минус 21°С на юге моря у берегов Чукотки до минус 27°С на севере. Минимальные температуры воздуха здесь составляют минус 42-46°С. Безморозный период длится обычно с июля по сентябрь, хотя часто, особенно в ледовитые годы, безморозный период здесь вообще отсутствует, так как в ночные часы температура воздуха падает ниже 0°С.

Вечная (многолетняя) мерзлота является одной из самых важных ландшафтных особенностей, связанных с суровым климатом края. На большей части территории Чукотки подпочвенные горные породы имеют круглый год отрицательную температуру, а заключающаяся в них вода находится в твердом состоянии. В северных, прибрежных, районах Чукотки мерзлота прерывается лишь под руслами рек, под большими озерами и в зонах интенсивных разломов горных пород из-за повышенного теплового потока. Мощность многолетней мерзлоты меняется в довольно значительных пределах под влиянием многих геологических, орогидрографических и гидрогеологических факторов. Ее максимальные мощности достигают, по непосредственным наблюдениям, 300 м и более. В северных тундрах глубина сезонного протаивания в щебнистых грунтах, даже на склонах южной экспозиции, не превышает 0,8-1,8 м, а под болотами и моховым покровом тундры она не опускается ниже 15-40 см.

Сплошное распространение мерзлоты на водосборных площадях Чукотского и северной части, Берингова морей приводит к тому, что деятельность грунтовых вод здесь ничтожна, следовательно, вынос растворенных веществ возможен только поверхностными водами из деятельного слоя почвы в период его оттаивания. Толщи горных пород, лежащие ниже деятельного слоя, являются как бы законсервированными, и в них практически не происходит процессов выветривания [Лисицын, 1966]. Интенсивность миграции воды в деятельном слое весьма ограничена как по вертикали, так и по горизонтали. Несколько по-иному этот процесс происходит на склонах, где обычно развивается солифлюкция, т.е. отекание, сползание талой насыщенной водой почвы вниз по склону. Процессы солифлюкции поставляют в долины со склонов южной экспозиции заметное количество обломочного материала, при этом часто не только в форме дресвы и щебня, но и в виде глинозема, образующегося в деятельном слое почвы. Значение солифлюкции особенно велико в подаче обломочного материала в береговую зону непосредственно с береговых склонов, клифов, скованных многолетней мерзлотой. На участках клифов, изолированных от непосредственного контакта с морской водой, солифлюкция сопровождается блоковыми смещениями слоев грунта по подошве сезонноталого деятельного слоя. В нижней части клифов, сложенных многолетнемерзлыми породами, включающими нередко линзы льда, из-за соприкосновения их с морской водой происходит разрушение откосов в результате передачи тепла от воды ко льду в основном посредством волнения. Этот процесс получил название термоабразии [Леонтьев и др., 1975]. Вообще же на берегах арктических морей солифлюкционные, оползневые и термоабразионные процессы настолько тесно связаны между собой, что такие участки берегов обычно именуют общим термином-«термоабразионные».

Особенности климата в Арктике, в частности Чукотского полуострова, обусловливают определенный тип выветривания. Здесь развито почти исключительно морозное выветривание, при этом в условиях относительно сухого климата оно обычно не заходит дальше образования щебнистых россыпей, создающих поверхность каменистых тундр на водоразделах. Морозное выветривание, обусловленное периодическим или эпизодическим растрескиванием пород при замерзании воды в трещинах, происходит наиболее интенсивно в те сезоны года, когда наблюдаются частые переходы температуры через 0°С. В зимние месяцы этот процесс приостанавливается, на побережьях одновременно прекращаются абразия и поступление твердого стока рек, затормаживаются литодинамические процессы в береговой зоне, так как даже пляжи оказываются скованными панцирем льда. Таким образом, активное питание береговой зоны и шельфа обломочным материалом в арктических морях происходит лишь в летние, сравнительно короткие периоды времени.

Аллювиальный вынос обломочного материала (твердый сток) в Чукотское море и в бассейн Чирикова находится в зависимости от следующих основных факторов: рельефа (а следовательно, от тектоники), климата, наличия многолетней мерзлоты, характера почв, петрографии пород, слагающих водосборный бассейн, и т.п. В этой физико-географической области имеет место ряд существенных особенностей, определяющих характер твердого стока рек. Во-первых, все реки на Чукотском полуострове и в прилегающей к району исследований части Аляски расположены в тундровой зоне и находятся под влиянием ряда зональных факторов - многолетней мерзлоты, растительного покрова и др.; во-вторых, большинство рек стекает с гор, а вблизи их впадения в море текут по заболоченной равнине; в-третьих, многие реки, особенно на севере Чукотского полуострова, впадают в лагуны, отчлененные от моря береговыми аккумулятивными формами; в-четвертых, режим стока рек резко меняется по сезонам года (весенне-летний сток составляет до 70 % и более); в-пятых, определяющими факторами, влияющими на формирование твердого стока рек, являются процессы выветривания в тундровой зоне и солифлюкция; в-шестых, своеобразие процессов выветривания в условиях относительно сухого арктического климата обусловливает преобладание в составе твердого стока рек песчано-алевритового полимиктового материала.

Данных об объемах твердого стока рек побережья Чукотского полуострова практически нет, но в общем величина этого стока невелика. Его роль в осадконакоплении на шельфе уменьшается еще и потому, что большинство рек впадает, как уже было сказано, в лагуны, являющиеся естественными ловушками большей части седиментационного материала. В этом отношении лишь р. Юкон представляет некоторое исключение. Она поставляет в бассейн Чирикова 88 млн. т твердого осадочного материала в год, что составляет почти 9/10 стока всего твердого осадочного материала с суши в Берингово море. Эти особенности р. Юкон, которая по объему твердого стока стоит в одном ряду с такими реками тропическо-гумидной зоны, как Ориноко, Конго, Замбези и др., объясняются как очень большой величиной механической денудации в бассейне (103 т/км), так и поступлением колоссального количества мутных ледниковых вод [Лисицын, 1966, 1974]. Таким образом, р. Юкон, формирующая дельту, является поставщиком огромного количества взвешенного материала, который затем течениями разносится далеко за пределы приустьевого взморья.

Итак, проявление экзогенных процессов, обусловливающих мобилизацию, перемещение, и поступление осадочного материала на шельфы Чукотского и северной части Берингова морей, определяется в основном характером климата региона. Это выражается в сезонности терригенного сноса, преобладании в составе этого сноса песчано-алевритовых и более крупных фракций обломочного материала, в почти полном отсутствии растворенного стока и выноса в море геохимически легко подвижных соединений.

Гидрогенные процессы в море, имея в виду механическое воздействие ветровых волн и зыби, различных по генезису течений, в том числе и постоянных, оказывают самое существенное влияние на формирование как рельефа прибрежно-шельфовой зоны, так и на поступление, измельчение, окатывание, истирание и, наконец, на дифференциацию, перенос и распределение в соответствии с гидравлической крупностью обломочного материала. Более того, принято вообще рассматривать шельф как континентальную ступень, выработанную (или в достаточной степени измененную) гидрогенными, в основном волновыми, процессами в структурно сформированной поверхности переходной зоны от материка к океану. Механизм гидрогенных процессов, действующий как непосредственно в береговой зоне, так и с различной степенью энергии на всей остальной поверхности шельфа, с достаточной полнотой изложен в монографиях В.П. Зенковича [1962], В.В. Лонгинова [1973], O.K. Леонтьева с соавторами [1975] и др.

Установлено, что хотя гидрогенные процессы имеют общепланетарный характер, однако их энергетическое проявление находится в прямой зависимости от конкретного ветро-волнового режима в том или ином районе моря, связанного с особенностями климата, общей гидрометеорологической обстановкой, величиной акватории бассейна, конфигурацией береговой линии и рельефом дна.

Ветро-волновой и ледовый режимы обусловлены положением Чукотского моря и бассейна Чирикова в полярных и субполярных широтах. Большую часть года акватория Чукотского моря покрыта льдами: на севере - многолетними, паковыми, на юге - однолетними. Лишь на 2-3, реже 4 летне-осенних месяца южные районы моря очищаются ото льда, но в отдельные сильноледовитые годы кромка ледяных полей может спускаться намного южнее широты о. Врангеля. Температура прибрежных поверхностных вод в таких случаях не превышает минус 0, 5-0,9°С. Нередко плавающие летом льды при ветрах северных румбов приближаются непосредственно к ориентированной с северо-запада на юго-восток береговой линии Чукотки. Отдельные крупные льдины при этом застамушиваются на мелководье и, скапливаясь, образуют ледяные барьеры - естественные волноломы, предохраняющие преимущественно аккумулятивные берега от размыва. Известную роль в образовании этих барьеров на аккумулятивных участках побережья играют подводные валы, на гребнях которых и происходит застамушивание отдельных льдин.

Значительная продолжительность ледового покрова не только ограничивает во времени действие волновых процессов, но сказывается на величинах разгона волн и их параметрах. Так, например, в июле и августе, когда разгон волн невелик из-за наличия льдов и преобладают вследствие антициклональной погоды ветры южных и северо-восточных направлений, максимальные высоты штормовых волн не превышают 3-5 м. В сентябре и октябре в связи с прохождением глубоких циклонов преобладают ветры северо-западных, северных и северо-восточных направлений. В отдельных случаях    при этом высота волн достигает 7 м при длине 127 м и периоде 9,1 сек [Справочные данные..., 1962].

Не меньшей суровостью ледовых условий и ограниченным временем волнового воздействия характеризуется и северная часть Берингова моря (бассейн Чирикова и Берингов пролив), где даже в конце июля еще можно встретить плавающие льды. Температура поверхностных вод в это время нередко достигает плюс 6-9°С, а их соленость в связи с таянием льдов и речным стоком уменьшается с 32-33 до 28-30‰. Развитие сильных волнений часто связано с прохождением циклонов, но в летние месяцы при ветрах южных и восточных направлений высота волн, не превышает 2-3 м. Осенью преобладают волнения северных румбов, а наиболее сильные возникают при северо-восточных ветрах, когда высота волн может достигать 5-7 м при длине около 100 м и периоде 10, 5 сек [Справочные данные..., 1962]. Большое значение в рельефо- и осадкообразовании в северной части Берингова моря имеет почти постоянно действующая в летне-осеннее время длиннопериодная зыбь. Она оказывает такое же механическое воздействие на поверхность прибрежно-шельфовой зоны, как и энергетически сильные штормовые волны, и вызывает активные движения воды в придонном слое, способные перемещать песчаные фракции до глубин порядка 100 м.

Приведенные данные о параметрах довольно редких, но энергетически мощных волн свидетельствуют о том, что даже в крайне ограниченные отрезки теплого времени года волновые процессы играли и играют существенную роль в преобразовании рельефа верхней части шельфа и собственно берегов. Именно с волновыми процессами связаны перемещение, дифференциация материала по крупности и перераспределение не только пляжевых, но и донных отложений иногда на всей поверхности мелководного шельфа. Возникающие при волнении энергетические волновые и градиентные компенсационные течения сносят пелитовые и алевритовые фракции с поверхности реликтовых возвышенностей в котловины внутренней зоны шельфа и за пределы его окраинной зоны.

Волновые процессы, а именно абразия, привели к широкому распространению на побережьях Чукотского моря и бассейна Чирикова морфологически четко выраженных абразионных, абразионно-солифлюкционных, реже термоабразионных и абразионно-денудационных типов берегов [Ионин, 1958, 1956, Каплин, 1971]. Волновые процессы и сейчас играют большую роль в формировании рельефа береговой зоны, что проявляется как в активном разрушении берегов и в поступлении больших объемов обломочного материала на шельф, так и в широком распространении на побережье района исследований волновых аккумулятивных форм рельефа в виде мощных пересыпей-баров, кос, аккумулятивных террас, подводных валов. Однако здесь большие объемы обломочного материала часто бывают «законсервированными» в реликтовых аккумулятивных образованиях. Лишь пляжевый материал, представленный обычно галечниками и гравием, реже щебнем, испытывает истирание в процессе его перемещения волнами. Но и он, учитывая положение побережий в арктическом и субарктическом климатах, большую часть года малоподвижен, так как при температуре воздуха минус 5° и ниже происходит смерзание гравийно-галечных наносов в зоне заплеска с образованием корок льда.

Выше упоминалось, что значительная часть Твердого стока рек Чукотского моря и бассейна Чирикова (за исключением р. Юкон) остается в акваториях многочисленных лагун или скапливается в вершинах фиордовых бухт и заливов в виде надводных и подводных дельт. В связи с этим абразионные процессы нередко являются основным поставщиком материала в прибрежно-шельфовую зону на отдельных участках этих водоемов, где средняя скорость разрушения сложенных четвертичными толщами берегов нередко достигает 1-2 м в год [Ионин, 1958]. В свое время исключительно большую роль абразии берегов в процессах современного осадкообразования Берингова моря отмечал и А.П. Лисицын [1966] считая, что в результате абразии только рыхлых террасовых отложений на западном побережье в этот водоем поступает ежегодно 200-400 млн. т обломочного материала против 100-120 млн. т, поставляемых реками.

Постоянные течения Чукотского моря и бассейна Чирикова, их скорость и направления определяются особенностями гидрологического режима, рельефом дна и пр. Наряду с волнениями они обусловливают механическую дифференциацию вещества и перемещение его в виде взвеси на обширных пространствах шельфа. В частности, с течениями связано перемещение значительных объемов выносимого р. Юкон взвешенного материала через Берингов пролив в Чукотское море, а также перенос в том же направлении большого количества фитопланктона.

Наиболее мощное постоянное течение в этом районе,. направленное из Берингова моря в Чукотское, переносит от 22 до 30 тыс. км³ воды в год. При этом наблюдаются скорости придонных течений от 15-30 до 3 м/сек [Лисицын, 1966; Океанографическая энциклопедия, 1974]. С этим течением связано поступление в Чукотское море в летнее время более теплых (4-12°) и несколько опресненных (менее 30 ‰) из-за стока р. Юкон беринговоморских поверхностных вод. Войдя в Чукотское море, течение раздваивается на ветви, одна из которых прослеживается вдоль берегов Аляски до мыса Барроу, а вторая проходит несколько восточнее острова Врангеля.

По данным А.П. Лисицына [1966], среднее содержание взвеси в этих водах составляет 5-7 г/м³. Поэтому, несмотря на то что часть взвеси, поступающей из Берингова моря в Чукотское, успевает осесть в бассейне Чирикова, все же в южную часть Северного Ледовитого океана здесь ежегодно выносится от 110 до 154 млн. т взвешенного осадочного материала, т.е. значительно больше, чем приносят в Чукотское море все реки. Поскольку большая часть взвеси имеет биогенное происхождение (фитопланктон), следует подчеркнуть исключительно важную роль именно биогенного материала в осадконакоплении Чукотского моря.

Одновременно из Восточно-Сибирского моря по проливу Лонга вдоль побережья Чукотки осуществляется перемещение холодных арктических вод, которые также испытывают опреснение благодаря стоку сибирских рек. Обычно эти воды смешиваются с прогретыми шельфовыми водами и течение поворачивает на север. Однако в отдельные годы это «полярное» течение прорывается через западную часть Берингова пролива на юг, с чем связан вынос разреженных льдов в бассейн Чирикова. Вообще следует отметить, что такая циркуляция вод обычно наиболее ярко проявляется в летние месяцы, но может измениться в любое время года в связи с изменением общей синоптической обстановки и направления ветров.

Приливные и нагонные колебания уровня оказывают некоторое влияние на циркуляцию вод, однако, поскольку сами неправильные и правильные полусуточные приливные колебания уровня небольшие (0,4-0,5 м в западной части бассейна Чирикова, 0,2-0,3 м в Чукотском море), их роль в морфолитогенезе прибрежно-шельфовой зоны сравнительно невелика. Большую роль в рельефообразовании и седиментогенезе в прибрежной зоне шельфа играют штормовые нагонные повышения уровня и связанные с ними компенсационные противотечения. Отмечено, что в отдельных случаях штормовые нагоны в Чукотском море вызывают повышение уровня воды у берегов на 2-3 м. Это вызывает существенную переработку рельефа береговой зоны волновыми процессами и вынос из нее на шельф мелкообломочного материала придонными противотечениями. Одновременно во время нагонов осуществляется привнос взвешенного материала (в том числе и тонкого песка) из внешней части береговой зоны через протоки или в результате перелива штормовых волн через пересыпи в акватории лагун. Это ведет к заносимости и обмелению последних и, таким образом, к изъятию твердого вещества из общего баланса поступающего на шельф материала. По расчетным данным интенсивность переноса материала в глубь одной из лагун Чукотского моря во время штормовых нагонов почти в 12 раз превышает интенсивность выноса его из лагуны при сгонном понижении уровня [Совершаев, 1977].

Плавающие льды, которые условно могут быть отнесены к гидрогенным факторам, могут играть активную роль в процессах морфолитогенеза на шельфах. Прежде всего под действием волнений лед может оказывать на берега механическое воздействие, способствуя разрушению клифов или береговых обрывов на приглубых берегах, а на отмелях застамушенные льдины, сдвигаясь под напором массивных ледяных полей к берегу, образуют гряды, неправильной формы валы, выпахивают на подводном склоне рытвины и желоба. Однако все эти микроформы рельефа шельфа, главным образом его береговой зоны, эфемерны и быстро преобразуются волновыми процессами [Ионин, 1958].

Более существенна роль плавающего льда в транспортировке и в разносе по акватории обломочного материала, либо вымерзшего в лед у берега, либо осыпавшегося на его поверхность со склонов прибрежных горных массивов или с поверхности клифа. У нас пока нет достоверных данных, позволяющих определить вероятный вес разносимого льдами обломочного материала, но широкое распространение на побережье Чукотского моря песчаных и гравийно-галечных пляжей, а на поверхности шельфа больших скоплений в илистых отложениях грубообломочного материала не может не свидетельствовать о широком разносе пляжевого материала по акватории моря.

А.П. Лисицын [1966] считает, что в Беринговом море общий вес разносимого льдами грубообломочного материала составляет около 36 млн. т, т.е. около одной трети осадочного материала, поставляемого всеми реками ежегодно в море. Вес заключенного во льдах взвешенного материала колеблется от 9 до 18 млн. т, при этом 20% образованных зимой льдов, а значит, и осадочный материал выносится течениями в Чукотское море.

Агрессивность морских вод по отношению к карбонатам также может быть условно отнесена к гидрогенным факторам, оказывающим свое влияние на процессы осадкообразования в водоемах. Приведенные данные в монографии А.П. Лисицына [1966] о щелочном резерве и щелочно-хлорном коэффициенте водных масс Берингова моря показывают, что с глубиной воды становятся агрессивными по отношению к карбонатам. Кроме того, понижение температуры воды также увеличивает растворимость карбонатов, В связи с чем при температуре ниже минус 5°С морская вода даже с нормальной соленостью становится недонасыщенной карбонатом кальция [Алекин, 1966]. Поэтому и в шельфовых зонах хемогенная садка карбонатов невозможна, а карбонатный материал представлен подверженными процессам растворения обломками раковин моллюсков, бентосных фораминифер, известковыми панцирями ежей, остатками известковистых трубок червей-серпулид, известковыми скелетами мшанок и балянусов. Как правило, этот материал увеличивает карбонатность песчаных, реже гравийно-галечных отложений, особенно вблизи устьев, рек.

Краткая характеристика гидрогенных процессов показывает, что, несмотря на суровые ледовые условия полярных бассейнов, редкие штормовые волны и связанные с ними течения, а также постоянные течения существенно влияют на формирование рельефа в прибрежно-шельфовой зоне и распределении осадков на шельфе. Отметим, однако, что развитие рельефа отличается здесь некоторой заторможенностью из-за кратковременности волнового воздействия.

Тектонические процессы также оказывают влияние на формирование рельефа шельфа, а через него - на характер распределения в его пределах рыхлых отложений.

Тектонический фактор является азональным, однако в зависимости от положения шельфовой зоны в том или ином климатическом поясе его проявления бывают в большей или меньшей степени затушеваны эрозионно-денудационными, абразионными и аккумулятивными процессами, направленными обычно на общее выравнивание рельефа шельфа. В некоторых случаях, наоборот, первичный тектонический рельеф акцентируется развитием, например, биогенных (рифовых) построек или волновых аккумулятивных образований. Форма, размеры и скорость роста положительных тектонических структур обусловливают темп их экзогенного разрушения, который определяется континентальным или морским режимом и регулируется особенностями климатических условий, а также зависимостью от исходных углов наклона создаваемого тектоникой рельефа и в меньшей степени от состава слагающих его пород. Накопление осадочного материала прежде всего предопределено прогибанием того или иного участка земной коры, расположенного на пути его сноса. Если такое прогибание (абсолютное или относительное) земной коры отсутствует, то осадконакопление будет в значительной степени заторможено. Подобная зависимость характера осадконакопления от направленности вертикальных тектонических движений и общей тектонической обстановки в районе достаточно четко прослеживается, Особенно в пределах Чукотского шельфа.

Новейшая тектоника прибрежной суши накладывает свой отпечаток на характер рельефообразующих и осадочных процессов, протекающих на шельфе. Предопределяя развитие того или иного типа берегов, положение участков поднятий и опусканий побережья, тектонические факторы влияют на интенсивность береговых абразионно-аккумулятивных процессов, на количество и состав осадочного материала, поступающего на шельф с суши, на литодинамику береговой зоны в целом [Буданов, Ионин, 1956].

Непосредственно на шельфе основная роль новейшей, тектоники проявляется в первичном распределении глубин дна и неровностей рельефа, в формировании так называемого коренного рельефа и его поверхности, что прежде всего определяется направленностью и интенсивностью неотектонических движений. Последние контролируют также тип и динамику процессов осадконакопления и образование вторичных мезо- и микроформ рельефа. При этом энергия рельефа и темп осадконакопления вследствие различий, интенсивности и характера тектонических рельефообразующих и нивелирующих процессов по-разному проявляются в прибрежной, центральной и внешней зонах шельфа. В частности, рельеф внешней зоны в большинстве случаев, как, например, это имеет место в пределах Чукотского шельфа, связан со структурами растяжения (сбросы, флексуры) и в меньшей степени с другими формами, обусловленными тектоническими процессами. Рельеф прибрежной зоны обычно предопределен структурными формами, прослеживающимися со стороны прилегающей суши. В центральной зоне можно встретить самое различное сочетание проявлений новейшей тектоники.

Наряду с морфо-тектоническими различиями этих зон можно отметить и общие черты. Так, при унаследованности тектонических движений обычно отмечается унаследованность развития форм рельефа и осадконакопления. Через рельеф новейшая тектоника контролирует действие волн и течений и, следовательно, ход субаквальных абразионно-аккумулятивных процессов.

Течения, скорость и направления которых во многом зависят от тектонически предопределенных форм рельефа, оказывают существенное влияние на распределение зон транзита и аккумуляции осадочного материала. Обеспечивая разнос взвешенного, растворенного и влекомого материала, течения могут размывать дно и создавать характерные формы аккумулятивного рельефа, нарушать батиметрическую закономерность осадконакопления и др.

Разрывные тектонические нарушения нередко создают линейные неровности рельефа, выраженные на поверхности шельфа обычно прямыми или плавно изогнутыми понижениями поверхности, жестко выраженными депрессиями, уступами склонов, грядами круто наклоненных пород и т.п. Отдельные отрицательные формы рельефа, развитые в зонах крупных разломов, имеют значительное для шельфа относительное переуглубление (иногда десятки метров) вследствие разработки их речной эрозией в субаэральные периоды развития шельфа и, возможно, мутьевыми (суспензионными) потоками - в подводных условиях. По таким разломам может происходить разгрузка подземных вод, которые увеличивают подвижность накапливающихся здесь осадков, изменяют их химический состав, окислительно-восстановительный потенциал, соленость воды, растительный и животный мир. По разломам часто закладываются каньоны, которые иногда весьма существенно влияют на процесс осадконакопления.

Отмечено, что в высоких широтах наиболее крупные и ранние трещины в ледяном покрове образуются над зонами разломов, поток тепла над которым, по-видимому, создает разность температур во льдах. Размеры образующихся льдин влияют на их дрейф, а следовательно, на характер разноса припайного обломочного материала.

Разломы со смещением влияют на распределение рыхлых осадков по дну, что выражается в резком изменении градиента мощностей и фациальных особенностей отложений. Изопахиты монофациальных осадков сближаются и приобретают линейное направление. Границы осадков различных фаций также получают направленную ориентировку, и чем протяженнее граница, тем крупнее тектоническое нарушение. Вдоль таких разломов и флексур могут быть созданы условия для зарождения крупных волновых аккумулятивных форм-баров, образующихся обычно на относительно поднятом крыле.

Положительные структурные формы, создающие поднятия или просто невыраженные в рельефе шельфа, подразделяются на конседиментационные, конденудационные и конэрозионные. На конседиментационных структурных формах осадки отличаются более грубозернистыми фациями и уменьшенными мощностями, что, например, наблюдается в пределах поднятия банки Геральд в Чукотском море. В пределах конденудационных структурных форм отмечаются обычно выклинивание слоев осадков по периферии структур и погрубение их состава в зоне выклинивания. На поверхность дна часто выходят коренные породы, слагающие структурную форму. Конэрозионные структурные формы создают наиболее крупные положительные неровности рельефа шельфа. Крупные антиклинальные складки образуют подводные гряды, осложненные вторичными мезо- и микроформами рельефа. Уменьшение глубин над подобными поднятиями увеличивает абразию и снос рыхлого материала. Поэтому в области развития конэрозионных структур широко отмечаются выходы коренных пород. Осадки по границам таких структур отличаются повышенной грубозернистостью, пониженной мощностью и увеличением углов их наклона вниз по разрезу. Конэрозионные формы оказывают наибольшее влияние на накопление осадков главным образом посредством изменения гидродинамического режима.

Отрицательные структурные формы образуют понижения в рельефе дна, обширные аккумулятивные равнины. Выполняющая их осадочная толща сложена преимущественно тонкими осадками алевритово-глинистого состава повышенной мощности. К таковым, в частности, относится синклинальная впадина в центральной части Чукотского шельфа. С погружением отрицательных структурных форм увеличивается и скорость осадконакопления. При этом чем быстрее погружение, тем быстрее происходит захоронение осадков, уменьшается их сортировка и снижается степень диагенетического изменения.

В пределах внешней зоны шельфа осадконакопление во многом определяется общим уклоном шельфа и уклонами континентального склона, которые предопределены тектоникой. В зависимости от конкретных условий осадки по мере накопления могут способствовать выдвижению окраины шельфа в сторону моря либо сноситься к подножию склона мутьевыми потоками. Вообще распределение осадков на внешнем крае шельфа нередко зависит от местных тектонических условий, особенно в тех районах, где склон образован системой разломов. Известно, что наибольшие напряжения возникают в концевых частях разрывных нарушений. На поверхности земли эти напряжения проявляются в виде сейсмичности и тем самым способствуют перемещению осадочного материала вниз по склону.

Изложенное выше далеко не исчерпывает всех вопросов соотношения тектоники с рельефом и осадконакоплением. Не всегда рассматриваемая зависимость строго соблюдается в природе. Например, волновые аккумулятивные формы образуются не обязательно только в зоне развития положительных; структур. В пределах тектонически прогибающихся впадин в зависимости от местных условий могут встречаться участки, либо лишенные осадков, либо последние имеют грубозернистый состав [Дунаев и др., 1976]. Тем не менее, ведущая роль тектонических процессов в развитии шельфов наряду с климатом вырисовывается довольно отчетливо.

Палеогеографический фактор морфолитогенеза следует рассматривать как геологическое отражение смены природных обстановок за рассматриваемый период. В отличие от других природных зон в обеих полярных зонах (Арктической и Антарктической) в течение плейстоцена тип климата существенно не изменялся: и в эпоху оледенений, и в межледниковые периоды в высоких широтах южного и северного полушарий господствовали соответственно арктические и антарктические полярные воздушные массы, определявшие непрерывное сохранение суровых условий. Но в эпохи оледенений сезонные и годовые температуры понижались относительно их значений в межледниковые периоды, не выходя, однако, за границы тех параметров, которыми определяется арктический (антарктический) тип полярного климата. Из этого как будто следует, что на протяжении всего плейстоцена в полярных акваториях оставался неизменным зональный тип морфолитогенеза. Это отчасти справедливо лишь в отношении Антарктики. В арктическом полярном регионе изменения природной обстановки носили исключительно глубокий характер и протекали с высокой скоростью.

Для арктического бассейна выявленные характерные особенности седиментационных и литогенных процессов [Лисицын, 1966, 1974] полностью относятся исключительно к современной эпохе, а также, по всей вероятности, к другим межледниковым периодам плейстоцена. В эпохи оледенений, несмотря на сохранение арктического типа климата, условия седиментации претерпевали существенные изменения. Этот феномен - смена типа седиментогенеза при сохранении типа климата - уникален и присущ только арктическому бассейну.

Многими исследователями отмечалась высокая чувствительность паковых льдов Арктики даже к слабым колебаниям температуры [Будыко, 1966; Чижов, 1976; и др.] Стабилизация морских льдов Северного Ледовитого океана начинается, по-видимому [Асеев, 1974], уже при снижении температуры на 4-6° C. Трансформация сплошного покрова морских льдов в морское и шельфовое оледенение происходит при выполнении некоторых дополнительных условий, в первую очередь при достаточной длительности периода климатического похолодания и при общем охлаждении акватории арктического бассейна. Подобная ситуация в высоких широтах северного полушария сложилась в конце позднего плейстоцена. Возникший ледяной покров, согласно термофизическим расчетам [Чижов, 1976; Зубов, 1945], не превышал 30-40 м. В условиях, когда в бассейне функционирует Гольфстрим и общая температура водной массы поддерживается адвекцией тепловой энергии низких широт, термоабразия противостоит накоплению более мощной толщи льда. В максимальную стадию арктические оледенения, согласно существующим реконструкциям [Schytt et al., 1968], занимали площадь около 36 млн. км² и были представлены тремя типами ледниковых образований - оледенением собственно арктического бассейна, т.е. глубоководной части акватории Северного Ледовитого океана (площадью 8,6 млн. км²), ледниковыми покровами шельфа (9,3 млн. км²) и ледниковыми щитами суши (17 млн. км²). Средняя толщина льда изменялась от 1,8-2,2 км на щитах суши до 1,5-1 и 1-1,5 км соответственно на шельфе и в глубоководной части Северного Ледовитого океана.

Очевидно, что для разрушения панарктического оледенения, площадь которого достигала 36 млн. км², средняя толщина 1800 м и объем 50 млн. км³ (не считая ледяной плиты арктического бассейна, объем которой составлял величину порядка 10 млн. км³), собственно климатического потепления было недостаточно, особенно если учесть устойчивость столь обширного оледенения к процессам дегляциации. Имеющиеся материалы, однако, показывают, что распад оледенения, несмотря на его высокоширотное положение, колоссальные размеры и объем, продолжался менее 10 тыс. лет, а собственно арктическое оледенение распалось за 2 тыс. лет. Механизм распада наземного и морского оледенений различен, причем морское оледенение разрушалось главным образом за счет активизации Гольфстрима, струи которого проникли в бассейн в период около 12-13 тыс. лет назад [Kellog et al., 1977].

Итак, в условиях арктического климата в зависимости от характера оледенения акватории бассейна возникли четыре палеоокеанологические и палеогеографические ситуации, каждая из которых обладает выраженной спецификой морфолитогенных процессов на шельфе. Рассмотрим эти ситуации.

Межледниковье (современная эпоха и ее плейстоценовые аналоги) характеризуется мобилизацией терригенного материала и преобладанием обломочных продуктов в осадочном процессе, значительной ролью талассогенного осадкообразования благодаря высокой биологической продуктивности. На фоне названных процессов повсеместно значительную роль играет ледовый разнос обломочного материала.

Эпоха похолодания в начальной стадии плейстоценового оледенения с функционирующим в бассейне Гольфстримом характеризуется возрастанием по мере климатического похолодания мощности ледяного панциря, достигающего в период экстремально низких температур этого периода толщины не более 30-40 м. В эту эпоху особенности осадкообразования определяются почти исключительно твердым стоком рек, которые имеют свободный выход в океан. Полоса шельфа до глубины, по-видимому, 30-50 м осушена, но активность субаэральных процессов подавляется ростом оледенения. Именно в этот период, очевидно, начинается распространение шельфовой фауны в область больших глубин, сопровождающееся гибелью форм, не приспособленных к субмергенции.

В максимальную фазу оледенения арктического бассейна большая часть батиали до глубин порядка 1 км, по-видимому, покрыта льдом. В западном секторе Арктики на шельфе Баренцева, и Карского морей вертикальная мощность щитов, видимо, достигает 2,5-3,5 км. Огромная нагрузка деформирует и уплотняет осадочный чехол (плотность доголоценовых отложений в Баренцевом море 2,2 г/см³). Процесс уплотнения сопровождается экзарацией отложений на площадях динамически активного льда.

Характерные особенности геологических процессов этого периода: отсутствие речного стока и, следовательно, поставки терригенного материала, отсутствие биогенных процессов и, следовательно, талассогенного осадкообразования биогенной природы, отсутствие водной среды и, следовательно, всех форм аутигенного осадкообразования; деформация осадочного чехла под действием ледниковой нагрузки и динамики ледниковых покровов.

Деградация арктического оледенения осуществлялась в исключительно высоком темпе (примерно за 2 тыс. лет) благодаря внедрению в бассейн Гольфстрима, обладавшего большей скоростью, чем в современную эпоху. Прорыв ледниковых подпрудных озер, блокировавших сток Печоры, Енисея, Оби, Лены и других рек, должен был оказать заметные воздействия на всю обстановку в бассейне, и особенно в зоне шельфовых и батиальных глубин.

Сброс огромных масс пресных вод из подпрудных водоемов, опреснение поверхностного слоя бассейна как за счет спуска пресноводных водоемов, так и за счет таяния льдов морского и шельфового оледенений, вынос в бассейн терригенного материала, эрозионная деятельность в центральной зоне шельфа - все эти процессы должны были оставить заметный след в рельефе, в донных отложениях и в фауне Северного Ледовитого океана.

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ И НОВЕЙШАЯ ТЕКТОНИКА ШЕЛЬФА

Геологическое строение и новейшая тектоника как шельфа, так и побережий рассматриваемого региона - не только основной фон, на котором развертывается действие субаэральных и субаквальных морфолитогенетических процессов, но одновременно это и сами факторы, прямо или косвенно влияющие на формирование рельефа и осадков шельфа.

Геологическое строение. Чтобы лучше понять неотектонический этап развития Чукотского шельфа, причины, обусловившие формирование новейших структурных форм и особенностей их движений, необходимо, хотя бы кратко, рассмотреть геологическое строение региона в целом и более древнюю историю его развития. Последняя так или иначе связана с развитием прилегающей суши и Северного Ледовитого океана в целом. Решение вопроса о глубинной структуре арктического шельфа на Северо-Востоке СССР, как отмечают В.А. Виноградов и др. [1976], обычно исходит либо из представлений о существовании докембрийской Гипероборейской платформы, либо о том, что шельф целиком или большей частью является областью мезозойской складчатости, либо из представлений о ряде срединных массивов, «спаянных» мезозоидами.

Область распространения Гиперборейской платформы пока точно не установлена. В соответствии с литературными данными [Ткаченко и др., 1972; Пушаровский, 1976; и др.]. Гиперборейская платформа расположена в притихоокеанской части арктического бассейна. В докембрии она составляла единое целое, с Канадским щитом, а в настоящее время выражена реликтами платформенной структуры в виде неравномерно приподнятых подводных глыб с субконтинентальным типом земной коры. По мнению Ю.М. Пушаровского [1976], ее реликтом в районе Чукотского шельфа является о. Врангеля. Согласно В.А. Виноградову и др. [1976], Чукотский шельф расположен преимущественно на коре континентального типа, включающей Чукотскую платформу, карелиды Анадырско-Сьюардского срединного массива и частично каледониды Аляски. Лишь его крайняя северо-восточная часть, примыкающая к континентальному склону, лежит, по-видимому, на коре переходного типа. В пределах континентального обрамления Чукотского шельфа широко развиты мезозоиды, в основании которых залегают палеозойские, преимущественно карбонатно-терригенные, платформенные формации. Заложение мезозойской геосинклинали произошло в триасе или, возможно, в поздней перми, и со временем миогеосинклинальный режим охватил прилегающие с севера районы. В конце юры - начале мела геосинклинальный режим завершился складчатостью.

В позднем мелу заканчивается процесс консолидации мезозойских геосинклинальных зон, и в рассматриваемом регионе устанавливается континентальный режим с преобладанием восходящих движений [Геология СССР, 1970], прерываемый иногда позднекайнозойскими ингрессиями и трансгрессиями мелководного моря, максимальный уровень которого, по-видимому, незначительно отличался от современного.

Возникновение Чукотского шельфа в очертаниях, близких к современным, неразрывно связано с формированием восточного сектора разновозрастной впадины Северного Ледовитого океана. Ю.М. Пущаровский [1976] связывает образование восточного сектора с началом заложения впадины Бофорта, или, как ее иначе называют, Канадской котловины, на Гиперборейской платформе вследствие ее разрушения, обусловленного заключительной фазой развития окружающих ее мезозойских геосинклинальных систем. Наряду с этой гипотезой, по-видимому, нельзя исключить возможность образования восточного сектора Северного Ледовитого океана как апофиза Тихого океана, раскрывшегося в этом направлении в позднемезозойское время.

Таким образом, докайнозойская история исследуемого региона представляется нам прежде всего в связи с формированием фундамента Чукотского шельфа, обусловленного развитием Гиперборейской платформы, на значительные площади которой наложились структуры палеозойских и мезозойских эпох тектогенеза - от байкалид о. Врангеля до новокиммерид Чукотки и Аляски, а также с образованием восточного сектора Северного Ледовитого океана.

Гиперборейская платформа в границах Чукотского шельфа, очевидно, полностью была охвачена палеозойскими циклами тектогенеза с формированием миогеосинклинальных комплексов отложений. Значительных структурных перестроек здесь, вероятно, не было. Северная граница активного проявления мезозойского геосинклинального режима проходила, по-видимому, в районе хорошо выраженного в новейшей структуре прогиба Лонга. К северо-востоку от Анадырско-Сьюардского срединного массива эта граница, вероятно, не распространялась далее глубинных разломов, ограничивающих в акватории структуры Аляски. Не исключено, что указанные структурные элементы являются южным ограничением Гиперборейской платформы. Такое предположение исходит из представлений о весьма длительном развитии глубинных разломов и шовной природе прогиба Лонга. Последний, по-видимому, тоже предопределен глубинным разломом, и этим можно объяснить внегеосинклинальный режим развития в мезозое севернее расположенный территорий, которые лишь в позднем триасе стали шельфовыми морями, а уже с юры начали вновь осушаться.

В раннем кайнозое на территории Чукотского шельфа и прилегающей суши широко развиваются процессы формирования кор выветривания, эрозии, денудации и общего выравнивания рельефа с заполнением прогибов и впадин, основные контуры которых заложились в позднем мезозое. Ко времени неотектонической активизации Чукотский шельф представлял собой, по-видимому, обширную низменную приморскую равнину [Иванов, 1970], отдельные районы которой иногда, возможно, заливались морем.

О начале новейшего этапа развития суши и тем более шельфа в рассматриваемом регионе и смежных территориях пока нет единой точки зрения даже у одних и тех же исследователей. Его определяют в интервале конец олигоцена - поздний плиоцен [Пуминов, Грачев, 1969; Шило и др., 1971; Данилов и др., 1975; Полькин и др., 1977; Патык-Кара и др., 1979]. Это разногласие во взглядах, с одной стороны, можно объяснить тем, что в новейшее время произошло несколько этапов активизации тектонических движений. В результате в строении осадочной толщи можно видеть следы усиления эрозионной деятельности - выпадение из разрезов отложений, отвечающих значительному временному интервалу, размыв и даже угловое несогласие. С другой стороны, разный фактический материал и сложность его сопоставления также затрудняют восстановление истинного хода событий, поскольку на эвстатические колебания уровня арктического бассейна в ряде районов шельфа и приморской суши весьма резко наложились вертикальные тектонические деформации земной коры [Загорская и др., 1972; Кузин, 1970; и др.].

Учитывая, что позднекайнозойские отложения, фациальный облик которых свидетельствует о начале тектонической активизации, местами залегают на среднетретичной коре выветривания, следует принять точку зрения тех исследователей, которые определяют начало неотектонического этапа средним миоценом, ознаменовавшимся активизацией в регионе положительных движений земной коры [Беспалый, Максимов, 1971].

О развитии региона в антропогеновое время также нет единства представлений. Особенно это касается вопроса о причинах, количестве и размерах флуктуации Северного Ледовитого океана, а также о масштабах развития оледенений [Дегтяренко, 1971; Кулаков, Пуминов, 1972; Возовик, 1978; Алексеев, 1978; Бискэ, 1978].

Неотектоника. Новейший структурный план Чукотского шельфа в его современном выражении иллюстрируется составленной картосхемой (рис. 2). Теоретической предпосылкой при составлении подобных картосхем должны быть представления о ведущей роли горизонтальных или вертикальных тектонических движений земной коры применительно к данному региону в рассматриваемый отрезок времени. Чукотский шельф находится в середине литосферной плиты, поэтому при разработке картосхемы новейшей тектоники была принята идея о преимущественном проявлении вертикальных тектонических движений. В основу ее составления положены данные непрерывного сейсмоакустического профилирования и имеющегося геолого-геоморфологического материала как по шельфу, так и по прилегающей суше. Применяя структурный принцип тектонического районирования, геоструктурные области и другие крупные тектонические элементы были выделены нами на основании обшей направленности, интенсивности проявления тектонических движений с учетом данных по глубинному строению и выраженности в рельефе, формы неотектонических дислокаций и их распределение в пространстве определялись комплексным методом, включающим анализ сейсмоакустических данных, морфоструктурные построения и изучение донных отложений.

Со стороны Северного Ледовитого океана Чукотский шельф ограничен континентальным склоном и обрамляется Канадской котловиной. Эта котловина, к которой также отнесено и континентальное подножие, построена асимметрично (с пологим восточным склоном и более крутыми южным и западным) и осложнена крупными поднятиями. По границе с Чукотским шельфом из крупных форм в ней выделяются впадины Маккензи - на востоке и Менделеева - на западе, разграниченные субмеридиональным Чукотским поднятием. Последнее, по-видимому, является аваншельфом, опущенным и разбитым на блоки системой разломов, в том числе и глубинными. Выходы коренных метаморфических пород на его поверхности позволяют предполагать, что поднятие является останцом переработанной Гиперборейской платформы.

Континентальный склон Чукотского шельфа в современном рельефе выражен неоднородно. Его нижняя граница проходит в интервале глубин 1000-2000 м, уклоны изменяются от 1 до 7°, ширина - от 15 до 250 км. Отметка бровки склона обычно находится в пределах глубин 80-100 м, иногда около 200 м. Континентальный склон осложнен глубокими каньонами, уступами и разнообразными формами мезо- и микрорельефа. По данным сейсмоакустического профилирования, выполненного севернее м. Барроу, геологический профиль в области бровки склона отражает моноклинально залегающую толщу отложений мощностью 100-120 м с падением на восток под углом 3°. В разрезе отчетливо фиксируются четыре сейсмоакустические отражающие границы, соответствующие горизонтам мощностью 15-30 м. На внешней части шельфа моноклиналь перекрыта рыхлыми отложениями позднеантропогенового возраста мощностью 10-15 м, которая несколько возрастает по направлению к континентальному склону. Непосредственно на континентальном склоне, на глубине 240 м, кровля моноклинали погребена толщей нерасчлененных отложений мощностью 130 м. Такое быстрое увеличение мощности, по-видимому, можно объяснить непрерывным привносом осадочного материала с поверхности шельфа преимущественно за счет суспензионных потоков. Погружение моноклинали и увеличение ее наклона происходят вследствие осложняющей ее системы сбросов. В случаях, когда разрывные нарушения не проходят через верхние горизонты отложений, последние образуют в зоне разломов флексуры, нижние крылья которых опущены относительно верхних на  15-20 м (рис. 3). Нередко разломы, которые фиксируются соединительными крыльями флексур, а также выходящие непосредственно на поверхность дна, выражены в современном рельефе окраины внешней зоны шельфа и верхней части континентального склона характерными формами, напоминающими пологие врезы глубиной 10-12 м при ширине 200-300 м. Это свидетельствует о широком и активном развитии здесь процессов тектонического растяжения.

Со стороны суши шельф обрамлен областями новейшего горообразования, развивающимися в пределах эпимезозойской складчатой зоны северо-восточной Азии, Юконского срединного массива и эпигерцинской складчатой зоны хребта Брукса.

В современной структуре, прилегающей к шельфу эпимезозойской складчатой зоны, можно выделить два структурных элемента  второго порядка: Куульско-Экиатапский антиклинорий и Экиатапский предгорный прогиб. Последние осложнены разрывными нарушениями и структурными формами более высокого порядка, при этом блоковые дислокации резко преобладают над пликативными. Суммарные амплитуды вертикальных новейших тектонических движений в пределах антиклинория составляют 200-1200 м [Резанов, 1968], а в прогибе находятся в интервале от -40 до +200 м.

Юконский срединный массив, сложенный докембрийскими породами, представлен в описываемом регионе его Анадырско-Сьюардской частью, отдельные районы которой претерпели переработку в герцинскую эпоху тектогенеза. Таким образом, по отношению к восточной Чукотке можно, по-видимому, говорить о срединном массиве третьего рода. В его новейшей структуре широко проявились дифференцированные блоковые движения. Анадырско-Сьюардская часть массива осложнена крупным межгорным Колючинско-Мечигменским синклинорным прогибом север - северо-западного простирания, унаследованно развивающимся с позднеюрского времени, и субмеридиональным прогибом Берингова пролива, образовавшимся, по-видимому, в новейшее время вследствие дифференцированных опусканий тектонических блоков.

В современной структуре эпигерцинской складчатой зоны можно выделить горст-антиклинорий хребта Брукса, Колвиллский предгорный и Кобукский межгорный прогибы. Антиклинорий асимметричен, с пологим южным и опрокинутым, осложненным чешуйчатыми надвигами с амплитудой до 15-20 км северным крылом, надвинутым на прогиб Колвилл [Хаин, 1971]. Предгорный прогиб Колвилл образовался в начале мела, вероятно, как сопряженная отрицательная структура вследствие резкой активизации поднятий в зоне будущего хребта Брукса. Прогиб асимметричен. Его южное крыло смято в результате надвигов, а северное представляет пологую моноклиналь. Кобукский прогиб по существу является тыльным прогибом хребта Брукса. Он выполнен молласами альб-сеноманского возраста и более молодыми осадочными образованиями. Прогиб выражен в рельефе низменной равниной, которая протягивается в субширотном направлении, разделяя холмогорье п-ова Сьюард и хребет Брукса.

Непосредственно в пределах Чукотского шельфа в геоструктурном отношении выделяются шельфовая платформа, северные окраины срединного массива и предгорных впадин областей горообразования. Понятие «шельфовая платформа» отражает в данном случае континентальный тип коры и платформенный режим развития территории в границах геоструктуры, занимающей большую часть Чукотского шельфа (см. рис. 2). С севера и северо-востока шельфовая платформа ограничена структурами континентального склона, с востока - разломами по границе со срединным массивом и складчатыми сооружениями северной Аляски, с юга - прогибом Лонга, заложение которого, очевидно, предопределено глубинным разломом по границе складчатой системы мезозоид северо-восточной Азии, на западе платформа продолжается под водами Восточно-Сибирского моря. Структурные формы более высокого порядка кратко рассматриваются ниже.

Северо-Чукотская ступень расположена к северу от о. Врангеля и Центральных банок, ограничивается системой разломов и прослеживается до континентального склона. Ступень разбита на отдельные блоки серией различно ориентированных разрывных нарушений. В зависимости от направления и степени перекоса этих блоков меняются уклоны дна, местоположение и глубина внешней границы шельфа в пределах ступени. Так, на ее восточной окраине бровка шельфа проходит примерно по изобате 80 м, а на западе - на глубине около 200 м. Наличие толщи новейших, в том числе молодых, четвертичных отложений свидетельствует о тектоническом опускании ступени, а различие отметок поверхности в пределах осложняющих ее блоков - о дифференцированности этого опускания. Более интенсивно погружаются западные районы.

Западно-Чукотское поднятие находится к западу от о. Врангеля, характеризуется северо-западным простиранием и погружением в этом же направлении. Данная структурная форма осложнена несколькими локальными разрывными нарушениями. Возможно, она отражает опущенные под уровень моря структуры о. Врангеля. Имеющиеся данные позволяют пока говорить лишь о замедленном опускании структуры на фоне окружающих ее участков шельфа.

Поднятие о. Врангеля представлено асимметричным антиклинорием, опрокинутым на север. В новейшей структуре в пределах острова отчетливо выделяются Центральное поднятие широтного простирания, и северный и южный предгорные прогибы.

В рельефе Центральное поднятие выражено низкогорным сооружением, а прогибы - низменными, слабо расчлененными аккумулятивными равнинами, погружающимися под уровень моря. Названные структурные формы осложнены разрывными нарушениями, блоковыми и пликативными дислокациями. На основании геоморфологических признаков и строения позднечетвертичных отложений можно предположить, что в южном прогибе преобладают относительные, а в северном - абсолютные опускания. Интенсивность новейших воздыманий Центрального поднятия, по-видимому, сопоставима с темпом воздымания Куульско-Экиатапского антиклинория. Внутригорные впадины, осложняющие поднятие, испытывают относительное опускание. С юга, уже в пределах шельфа, структуры о. Врангеля ограничены глубинным разломом широтного простирания, который наглядно зафиксирован на геофизическом профиле (см. рис. 3) и выражен в современном рельефе дна резким изменением уклонов от более крутых в прибрежной зоне к более пологим в сторону моря.

Поднятие о. Геральда сложено палеозойскими метаморфическими породами и характеризуется довольно высокими скоростями положительных дифференцированных движений, интенсивность которых возрастает в восточном направлении. Поднятие осложнено разрывными нарушениями, наиболее крупное из которых, протягиваясь в северо-восточном направлении, делит его примерно посередине. Надводная часть поднятия представляет собой сужающийся к западу скалистый массив, максимальные размеры которого составляют 6 x 3,5 х 0,38 км.

Прогиб Чукотского желоба предопределен глубинным разломом, который пологой синусоидой протягивается в меридиональном направлении, отделяя структуры островов Врангеля и Геральда от поднятия Центральных банок. Прогиб асимметричный, его западный борт более крутой и более сложной формы. В сторону прибрежной зоны шельфа разлом затухает, испытывая виргацию, что в рельефе дна проявляется в виде двух долинообразных врезов, разделенных пологим «водоразделом». В субаэральные периоды прогиб представлял собой крупную долину-впадину, которая заполнялась континентальными отложениями, а в эпохи трансгрессий - морскими осадками. По геофизическим данным в разрезе прогиба можно выделить три горизонта отложений, нижний из которых, возможно, представлен моренным комплексом среднего антропогена, средний - морскими образованиями верхнего антропогена, верхний - голоценовыми морскими осадками (см. рис. 3). Общая мощность рыхлой толщи отложений изменяется от 70 до 140 м, при этом меньшие значения приурочены к тальвегам врезов. Такое сокращение мощностей, видимо, является результатом подводной эрозии с выносом осадочного материала по прогибу в сторону моря. Анализ характера залегания сейсмоакустических отражающих границ показывает, что в новейший этап развития зона максимального опускания верховьев прогиба мигрировала на запад и в настоящее время совпадает с районом, где расположен его западный отвержек.

Поднятие Центральных банок находится в середине Чукотского шельфа, отличается относительно пересеченным рельефом склонов, наличием вершинных поверхностей и древних береговых линий, выраженных подводными абразионными террасами и реликтовыми береговыми аккумулятивными формами. По результатам сейсмопрофилирования в погребенном рельефе можно выделить крупные врезы шириной до 2 км с мощностью выстилающих отложений 25-30 м. Судя по сейсмограмме, поднятие Центральных банок является крупной брахиантиклиналью с ядром в районе банки Геральд (см. рис. 3). Крылья поднятия осложнены синклинальными и антиклинальными складками второго порядка; некоторые из них отражаются в современном рельефе соответствующими понижениями или повышениями. Серия разрывных нарушений с вертикальными смещениями также существенно осложняет описываемую структурную форму. Террасированность поднятия и отсутствие антропогенных морских осадков на банке Геральд позволяют предположить, что рассматриваемая структурная форма испытывает воздымание, скорость которого, однако, ниже скорости современной трансгрессии.

Северо-Чукотское и Восточно-Чукотское поднятия расположены на север - северо-востоке региона. Они представляют собой крупные брахиантиклинали, разделенные глубинным разломом. Ось Северо-Чукотского поднятия ориентирована субмеридионально, а ось Восточно-Чукотского - субширотно. На сейсмопрофиле, проложенном через Восточно-Чукотское поднятие, отчетливо отражается антиклинальное строение данной структурной формы записью 3-4 отражающих границ моноклинально залегающей толщи с падением крыльев от оси поднятия в западном и восточном направлениях под углами 4-13°. Крылья поднятия иногда осложнены складками второго порядка с амплитудами 10-35 м и шириной до 800 м. Меньшая крутизна крыльев этих складок по сравнению с наклоном моноклинали и деформированность молодых, по всей вероятности антропогеновых, отложений свидетельствуют о том, что складки заложились в новейшее время.

Прогиб Лонга протягивается вдоль берегов Чукотского моря примерно от меридиана м. Сердце-Камень на запад в акваторию Восточно-Сибирского моря. В новейшей структуре прогиб представляет собой крупную синклинальную складку, крылья которой осложнены флексурами (см. рис. 3). Кроме того, прогиб осложнен также небольшими впадинами, перемычками блокового характера, локальными относительными поднятиями, разрывными нарушениями. Прогиб активно погружается, что обусловливает накопление в нем значительного количества новейших отложений, зондируемая мощность которых достигает 250 м. Большая протяженность прогиба при сравнительно узкой его осевой зоне, а также очертания последней в виде плавной синусоиды позволяют предполагать, что его происхождение предопределено крупным глубинным разломом. Последний, вероятно, является шовной зоной, отделяющей шельфовую платформу от расположенных к югу мезозоид и срединного массива. По-видимому, шовная зона унаследована по крайней мере со времени заложения мезозойской геосинклинали, и, возможно, вследствие контролирующей роли этой зоны геосинклинальное море распространялось на север только в позднем триасе, создав здесь, как отмечалось ранее, шельфовые условия.

Впадина Хоуп занимает часть шельфа между восточным окончанием прогиба Лонга и поднятием Центральных банок. В современном рельефе дна впадина выражена обширной равниной, превышения которой не выходят за пределы нескольких метров. На сейсмопрофиле, выполненном через впадину Хоуп, фиксируется до пяти отражающих границ, показывающих строение толщи отложений мощностью более 150 м (см. рис. 3). Их возраст принимается новейшим, а наличие границ, вероятно, свидетельствует о перерывах в осадконакоплении. Впадина Хоуп осложнена локальными поднятиями и депрессиями, разрывными нарушениями и блоковыми (нередко с перекосом) подвижками. Под слоем морских голоценовых осадков мощностью 5-10 м в субаэральном рельефе отмечаются пологие озерообразные понижения протяженностью до 3-7 км. Мощность отложений, выполняющих эти понижения, достигает 10-20 м. Сопоставление геолого-геофизических материалов с характером рельефа позволяет предполагать, что предголоценовый ландшафт в районе впадины Хоуп напоминал современные низменные равнины субарктической тундры. Проведенные исследования не подтвердили наличие древней захороненной гидросети на удалении от современного берега за прогиб Лонга. Это хорошо согласуется с результатами ранее выполненных геофизических работ [Девдариани и др., 1976] и не подтверждает палеогеографических построений А.Н. Ласточкина [1977, 1979]. Несколько скважин вибробурения вскрыли под голоценовыми осадками весьма плотные серые мелкозернистые пески. Не меньшей плотностью отличаются, вероятно, и нижележащие отложения, так как разрывные нарушения, осложняющие толщу, отчетливо прослеживаются на сейсмограмме вплоть до верхних морских осадков, чего обычно не наблюдается в разрезе неуплотненных осадков. Столь высокое уплотнение толщи новейших отложений можно объяснить существованием на Чукотском шельфе довольно мощных (возможно до 1 км) покровных ледников. Не исключено, что нарастание ледяного панциря иногда шло не только сверху, но и снизу. Развитием ледников, а также синхронностью их таяния и трансгрессий можно объяснить отсутствие в разрезе явно выраженных следов субаэрального размыва кровли осадочных горизонтов во внутренних районах впадины. Таким образом, еще до регрессии морские осадки оказывались захороненными под ледяной плитой и сохранялись от размыва в период трансгрессии, когда трансгрессирующее море практически контактировало с краем редуцирующего ледника.

Прогиб Коцебу по сути является продолжением на шельфе Кобукского межгорного прогиба Аляски. Раскрываясь во впадину Хоуп, он наложился на опущенную северную часть срединного массива. Сейсмопрофилированием охвачены его северное крыло и осевая зона. Зондируемая мощность отложений в прогибе достигает 210 м. В ее строении можно выделить две, а иногда три отражающие границы с неровными поверхностями. Чем моложе горизонт, тем более спокойная граница отделяет его от нижележащего. По характеру неровностей сложно однозначно решить, являются они следствием перерыва в осадконакоплении или неравномерного уплотнения осадков. С некоторой осторожностью о перерыве можно говорить лишь относительно кровли нижнего горизонта. Мощности отдельных горизонтов измеряются десятками метров и незначительно меняются по простиранию. Осадочная толща, предположительно, датируется неоген-антропогеновым возрастом. Она осложнена локальными поднятиями и впадинами, а также разрывными нарушениями. Последние наибольшее развитие получили на крыльях прогиба. Активно развиваясь в новейшее время, прогиб захватывает в погружение окраинные части срединного массива в районе Сьюардского поднятия.

Южно-Чукотское поднятие предположительно представляет собой структурную форму, осложняющую северную часть Уэленского блока Юконского срединного массива, погруженную под воды Чукотского моря по региональным разломам. Поднятие разбито серией локальных разломов и испытывает относительное погружение. Последнее подтверждается сокращенными мощностями антропогеновых отложений в его пределах по сравнению с прилегающими районами шельфа.

Прогиб Берингова пролива, как отмечалось, имеет блоковую природу. Широкое проявление разрывной тектоники и обусловленное ею неоднократное перераспределение напряжений способствовали развитию дифференцированных движений этих блоков с преобладающей тенденцией к опусканию (относительному и абсолютному). По-видимому, следствием этих процессов явилось оформление поднятия островов Диомида и Уэленской наложенной впадины. Прогиб отличается сложным рельефом и отсутствием осадков на значительной площади вследствие активного гидродинамического режима. Опускание северной окраины Уэленского блока и Берингова прогиба в пределах Юконского срединного массива, вероятно, связано с развитием краевых прогибов по периферии складчатых систем Северо-Восточной Азии и Аляски.

Разрывные нарушения, выявленные на шельфе и прилегающей суше, характеризуются различной протяженностью (а следовательно, и глубиной залегания) и разным простиранием с преобладанием северо-западных и северо-восточных направлений. В числе глубинных разломов наряду с упомянутыми ранее необходимо отметить ряд разломов на востоке региона. Самый крупный из них, разделяя Северо-Чукотское и Восточно-Чукотское поднятия, прослеживается через весь шельф с севера на юг вплоть до Берингова пролива, сопровождаясь развитием приразломных складок. От этого разлома на некотором удалении от северо-западного берега Аляски отходит другой глубинный разлом, прослеживающийся во впадину моря Бофорта. Оба эти разлома, по-видимому, являются шовными зонами, отделяющими реликты Гиперборейской платформы в пределах Чукотского шельфа от смежных орогенных структур хребта Брукса.

Следует отметить крупный разлом север - северо-западного простирания, прослеживающийся в верховья зал. Коцебу, по которому опущена западная периклиналь Брукса. В числе других разрывных нарушений необходимо сказать о разломах северо-западного и северо-восточного простираний, ограничивающих срединный массив и его предполагаемое продолжение на шельфе. Все они являются сбросами, по которым блоки массива испытывают относительное и абсолютное воздымания. Более мелкие разрывные нарушения распространены на шельфе повсеместно и имеют самую различную ориентировку. В отдельных случаях закономерность в распределении таких разрывов настолько отчетлива, что наглядно проявляется их «шаг». Обычно мелкие разрывы являются оперениями более крупных - глубинных и региональных. Независимые локальные разрывы, как правило, редко выходят за пределы контролирующей их структурной формы. Возраст разрывных нарушений установлен лишь относительно. Принимается, например, что если один разлом утыкается в другой, то первый моложе; если в зоне пересечения двух разломов один является сместителем, то он моложе; более крупные разломы, по-видимому, и более древние.

Учитывая материалы по тектонике и истории развития области Чукотского шельфа и сопредельных территорий, в особенности характер неотектонических дислокаций и представления об особенностях эвстатических колебаний уровня Северного Ледовитого океана, можно считать, что Чукотский шельф является полигенетическим и в современных его границах обособился в новейшее время. Фундамент шельфа гетерогенный. Его формирование связано с развитием океанских впадин арктического бассейна, реликтов Гиперборейской платформы, Юконского срединного массива и складчатых областей северо-восточной Азии и Аляски. Развитие современного Чукотского шельфа, по-видимому, в большой мере обусловлено эволюцией геологических структур Северного Ледовитого океана, нежели прилегающей суши. Значительная ширина шельфа обусловлена спецификой его тектонического строения, а не выносом больших масс осадочного материала реками, как это полагает Ф.П. Шепард [1976].

Заканчивая краткий обзор тектонического строения и истории развития Чукотского шельфа и сопредельных территорий, убеждаемся в том, что основывать тектоническое районирование шельфов на принципе прослеживания в их пределах структурных зон суши, как это предлагается рядом исследователей [Пущаровский, 1972; Марков и др., 1978; и др.], по-видимому, далеко не всегда правомерно, во всяком случае при составлении карт неотектоники. Сопоставляя новейший структурный план Чукотского шельфа и прилегающей суши, убеждаемся в значительной автономности тектоники шельфа. Лишь единичные структурные формы прослеживаются несколько далее его прибрежной зоны. Анализ имеющихся материалов позволяет считать, что Чукотский шельф в его современных границах оформился на протяжении новейшего времени. О существенном значении неотектонических деформаций в развитии земной коры, структурных перестройках, формировании рельефа и осадков, характере проявления экзогенных процессов кратко отмечалось выше. Тектонические факторы обусловливают специфику развития берегов, предопределяют первичный рельеф шельфа, а также играют большую роль в распределении областей абразии и аккумуляции, косвенно влияют на генезис, количество, размещение, скорость накопления и характер рыхлых отложений в его пределах, отражаются на гидродинамическом режиме, гидробиологических и гидрохимических условиях, создают обстановку для локализации отдельных компонентов осадков. Это находит свое выражение в особенностях форм донного рельефа, в мощностях, фациях, вещественном составе осадочного материала и характере его залегания в пространстве и разрезе, о чем будет сказано ниже.

ГЕОМОРФОЛОГИЯ ПРИБРЕЖНО-ШЕЛЬФОВОЙ ЗОНЫ

В геоморфологическом строении прибрежно-шельфовой зоны Чукотского моря и западной части бассейна Чирикова в Беринговом море находят свое отражение как упоминавшиеся выше крупные и мелкие структурно-тектонические элементы земной коры и проявления новейшей тектоники, так и действие субаэральных и субаквальных морфолитогенетических процессов, протекавших в условиях гляциоэвстатических колебаний уровня океана.

Рассмотренные в предыдущем разделе структурные формы шельфа, за исключением самых крупных, нередко оказываются завуалированными осадочными четвертичными толщами, хотя мощность последних, судя по данным сейсмопрофилирования, обычно бывает невелика. Это обстоятельство создает впечатление, что в пределах шельфа описываемого региона некоторая однородность глубин, в целом мелководных акваторий, является свидетельством широкого распространения аккумулятивных и абразионно-аккумулятивных поверхностей подводных равнин полного и неполного выравнивания [Ласточкин, 1979]. Однако уже на основе сравнительно немногочисленных экспедиционных работ советских и американских исследователей удалось установить, что эта выровненность рельефа шельфа является кажущейся и геоморфологическое строение шельфовых мелководий Чукотского моря и бассейна Чирикова более сложное, чем это считалось ранее [Бабаев, Жиндарев, 1977; Жиндарев, 1975; Фотеева, 1975; Схолл, Сайнсбери, 1964; Creager & McManus, 1965; Hopkins, 1967a, b; и др.].

Выполненное во время экспедиционного рейса сейсмоакустическое и эхолотное профилирование позволило несколько дополнить, а иногда и внести некоторые коррективы в существующие представления о геолого-геоморфологическом строении прибрежно-шельфовой зоны этого региона, которая не совсем оправданно отнесена В.Д. Дибнером с соавторами [1965] к шельфам существенно денудационного происхождения (затопленные пенеплены и плато).

Анализ батиметрических карт, литературного материала и характера действующих, морфолитогенетических процессов позволяет в пределах очень широкого (более 600 км), но мелководного (преобладают глубины 40-60 м) шельфа Чукотского моря выделить не три, как это свойственно континентальным окраинам, геоморфологические области [Гершанович, 1966], а четыре области, или морфолитогенетические зоны. Эти зоны характеризуются тем или иным сочетанием процессов морфолитогенеза и приуроченностью к ним определенных типов донного рельефа и фаций осадков.

Наряду с внутренней, или собственно береговой, центральной и внешней зонами за бровкой шельфа, располагающейся обычно на глубинах 80-100, реже 200 м, находится, как это впервые было отмечено В.Д. Дибнером с соавторами [1965], зона «аваншельфа», или отчлененного шельфа,, внешний край которой нередко опущен на глубины 500 м и более.

Рельеф внутренней или собственно береговой зоны Чукотского моря и западной части бассейна Чирикова хотя и формировался под воздействием главным образом гидрогенных (волновых) процессов, но в морфологическом облике берегов, распространении их типов, в самом развитии рельефа береговой зоны немаловажное влияние оказали характер геологического строения и субаэральной расчлененности рельефа прибрежной суши, вертикальных неотектонических движений, особенности твердого стока рек и гляциоэвстатических колебаний уровня океана.

К настоящему времени в результате многолетних полевых исследований экспедиций Министерства геологии и охраны недр, экспедиций Института океанологии им, П.П. Ширшова АН СССР, географического факультета МГУ им. М.В. Ломоносова и других организаций собран обширный фактический материал по особенностям полярного морфолитогенеза в береговой зоне шельфа, характеру геологического строения, морфологии и динамики берегов советских побережий региона [Бабаев, Жиндарев, 1979; Берега Тихого океана, 1967; Дегтяренко, 1971; Жиндарев, 1975; Ионин, 1958, 1959; Ионин и др., 1971; Каплин, 1962, 1971; Морозова, Совершаев, 1977; Морозова и др., 1979].

В разработанных в свое время морфогенетических классификациях типов берегов для Берингова моря [Ионин, 1958] и для карт физико-географического Атласа мира [Ионин и др., 1964] нашли свое отражение как морфологические и генетические особенности типов берегов, так и те основные рельефообразующие процессы, в результате действия которых формируется тот или иной своеобразный рельеф береговой зоны, определяется характер расчлененности береговой линии, а также устанавливаются общие закономерности развития берегов и тенденции их современной динамики.

В соответствии с этими классификациями в пределах береговой зоны шельфа Чукотского. моря и западной части бассейна Чирикова распространенные здесь типы берегов подразделяются на три основные группы (табл. 1). Естественно, что по сравнению с физико-географическим Атласом мира и даже картосхемами типов берегов в монографии «Берега Тихого океана» [1967] набор типов берегов в этой схеме значительно обеднен, что в значительной степени связано с проявлением широтной зональности береговых процессов, в результате которой интенсивность абразионно-аккумулятивных процессов в приполярных районах несколько ослаблена. С другой стороны, это создает благоприятную обстановку для формирования специфических зональных элементов рельефа береговой зоны. К последним относятся созданные морозным выветриванием обвально-осыпные, глыбовые склоны, основание которых опускается нередко ниже уреза воды, а сам материал, часто образуя обширные конусы выноса, движется под влиянием силы тяжести. Такие участки побережья, развитые чаще всего на рельефе, сложенном изверженными породами, могут быть отнесены к типу гравитационных, точнее, денудационных берегов.

Таблица 1

Морфогенетическая классификация типов берегов Чукотского моря и западной части бассейна Чирикова

Ссылка на статью:

Павлидис Ю.А., Бабаев Ю.М., Ионин А.С., Возовик Ю.И., Дунаев Н.Н. Особенности полярного морфолитогенеза на шельфе Северо-Востока СССР. Континентальные и островные шельфы. Рельеф и осадки. М., «Наука», 1981, с. 33-96.