Седиментогенез на шельфах арктических морей имеет ряд характерных особенностей, отличающих его от такового в других климатических районах Земли. Нами уже неоднократно подчеркивалось, что на арктическом шельфе реализуется определенный тип морфолитогенеза - полярный, что связано не только с современными процессами формирования рельефа шельфа и его осадочного чехла, но и с особенностями плейстоцен-голоценового развития континентальной окраины в Арктике [Ионин и др., 1980, 1981; Павлидис и др., 1981].

В настоящее время комплексное исследование шельфов во всем мире становится все более актуальным. Не составляет исключения в этом плане и повышенный интерес к изучению шельфов в СССР, особенно шельфов арктических морей, имеющих важное значение для дальнейшего развития народного хозяйства и освоения природных ресурсов страны.

Настоящая статья посвящена главным образом выяснению вопроса об условиях осадконакопления и установлению фациально-литологического облика осадков на шельфе Чукотского моря. В ее основу были положены материалы Полярной северо-восточной экспедиции Института океанологии им. П.П. Ширшова АН СССР, проводившей свои исследования в 1978 г . в Чукотском и Беринговом морях с борта ГС «Дмитрий Лаптев» (рис. 1). Литологическая обработка собранных материалов была осуществлена в аналитической лаборатории Института океанологии. Чукотское море - типично шельфовое. Оно расположено в зоне стыка двух континентов: Азиатского и Североамериканского. Отделенное узким и сравнительно мелководным проливом от Берингова моря, оно тем не менее в значительной степени связано с ним водообменом, что существенно влияет на гидродинамический режим бассейна и характер седиментогенеза в нем. Континентальное обрамление Чукотского моря в геологическом отношении весьма разнообразно, что создает возможность для поступления в бассейн терригенного обломочного материала различного петрографического и минералогического состава. Наконец, в Чукотском море осадкообразование находится в тесной зависимости от климата, что касается в первую очередь мобилизации и поступления в водоем терригенного осадочного материала.

Геологическое строение континентального обрамления Чукотского моря

Чукотский шельф приурочен преимущественно к области распространения земной коры континентального типа в пределах Чукотской платформы и древних складчатых образований Анадырско-Сьюардского массива карелид и Аляскинского массива каледонид. На континентальном обрамлении Чукотского шельфа широко развиты мезозойские складчатые сооружения.

Полоса прибрежной суши Чукотского полуострова относится, согласно схеме тектонического районирования Северо-Востока СССР [Геология СССР, 1970], к Чукотской складчатой области, протягивающейся от Чаунской до Колючинской губы, включая Восточно-Чукотский массив.

Наиболее древними породами на всем Чукотском полуострове являются метаморфические толщи протерозойского возраста, обнажающиеся на Уэленском и Сенявинском поднятиях Восточно-Чукотского массива. Здесь, в верховьях реки Чегитун выходят на дневную поверхность породы, представленные преимущественно биотитовыми, пироксеново-биотитовыми и роговообманковыми гнейсами, содержащими то или иное количество альмандина.

На породах протерозойского возраста также в пределах Уэленского поднятия Восточно-Чукотского массива несогласно залегают образования среднего и верхнего ордовика, слагающие так называемую чегитунскую свиту, представленную преимущественно морскими фациями: известняками, доломитами, мергелями. Подчиненное значение имеют терригенно-карбонатные и осадочно-вулканогенные породы.

Силурийские отложения в интересующем нас регионе известны только в пределах Восточно-Чукотского массива, в бассейне р. Чегитун. Здесь на отложениях верхнего ордовика, по-видимому, согласно лежат зеленовато-серые и черные известково-глинистые и глинистые сланцы с граптолитами. Граптолитовые слои перекрываются массивными доломитами и доломитовыми известняками желтого, бурого и кремового цвета. Эта, преимущественно карбонатная толща предположительно относится к верхнему силуру. Стратиграфически выше она перекрывается нижнедевонской толщей коралловых известняков.

Девонские отложения в пределах Чукотской складчатой области распространены на Восточно-Чукотском массиве и в Куульском поднятии (междуречье Рывеем - Яканваам). В бассейне р. Чегитун и на берегу Чукотского моря между поселками Чегитун и Уэлен девонские отложения представлены слоистой толщей известняков, филлитов, известковистых сланцев с прослоями кварцево-известковистых песчаников. На междуречье Рывеем - Яканваам девон представлен терригенными осадками (песчаники, сланцы, алевролиты) с подчиненными прослоями карбонатных пород.

Каменноугольные отложения занимают небольшие площади. Они установлены только в пределах Восточно-Чукотского массива. Здесь нижний карбон занимает довольно большую площадь на побережье Чукотского моря - в районе горы Вельяиль. Кроме того, нижнекаменноугольные отложения установлены в бассейне р. Чегитун. Отложения нижнего карбона представлены серыми известняками с обильной фауной кораллов, перекрытыми кварцево-известковистыми песчаниками, алевролитами, глинисто-известковистыми сланцами. Выше согласно залегают песчаники аркозовые и кварцево-известковистые, зеленовато-серые и розовато-серые сланцы. По западному берегу лагуны Инчоун и по побережью Чукотского моря отложения нижнего карбона (утенская свита) представлены песчаниками и сланцами с редкими прослоями известняков.

Отложения пермской системы распространены на мысе Шмидта побережья Чукотского моря, где они известны под названием этакуньской свиты. В ее строении принимают участие песчано-глинистые, глинистые и углисто-глинистые сланцы.

Отложения мезозойской группы пользуются достаточно широким распространением на Чукотском полуострове, однако в пределах Чукотской складчатой области они встречаются на сравнительно небольших разобщенных участках. Лишь вулканогенные образования мела здесь развиты довольно широко.

Отложения нижнего-среднего (?) триаса широко развиты в бассейнах рек Амгуэмы и Экитана, где они известны под названием амгуэмской свиты. Отложения этой свиты согласно залегают на образованиях пермского возраста. Они представлены преимущественно слоистыми алевролитами и серыми мелкозернистыми полимиктовыми песчаниками. Верхнетриасовые отложения прослеживаются почти непрерывной полосой от Чаунской губы на западе до р. Ванкарем на востоке. Они обычно представлены серыми и темно-серыми песчаниками и алевролитами, переслаивающимися с углистыми сланцами, что, например, было обнаружено на левобережье р. Амгуэмы. Выходы юры в районе, примыкающем к побережью Чукотского моря, достоверно неизвестны.

Отложения меловой системы в пределах Чукотской области представлены в основном вулканогенными образованиями Восточно-Чукотского вулканогенного пояса. Наземные вулканогенные покровы Чукотского полуострова с довольно характерной вулканогенно-осадочной толщей в основании несогласно залегают на докембрийских палеозойских и мезозойских породах. Меловые эффузивы Восточно-Чукотской зоны разделяются на две части: нижняя толща имеет раннемеловой возраст, а вышележащая датируется верхним мелом. Почти повсеместно в основании вулканогенного комплекса нижнемелового возраста выделяется вулканогенно-осадочная толща, сложенная туфоконгломератами, туфогенными песчаниками, туфобрекчиями и т.п., чередующимися с лавами среднего, иногда кислого состава. Выше лежат преимущественно андезитовые и андезито-дацитовые лавы. На правобережье среднего течения р. Амгуэмы нижнемеловые вулканогенные образования представлены андезитами, дацитами и их туфами, среди которых встречаются линзовидные тела и пачки гравелитов, туфоконгломератов, туфогенных песчаников и алевролитов.

Верхнемеловые вулканогенные толщи в пределах Восточно-Чукотской вулканической области представлены в основном породами кислого состава, несогласно залегающими на нижнемеловых образованиях. Наиболее широко распространены липариты и различные туфы кислого состава; подчиненное значение имеют дациты с прослоями песчаников и алевролитов. Характерная толща верхнемеловых вулканогенных пород описана также на правобережье р. Амгуэмы.

Стратиграфия кайнозойских отложений разработана все еще недостаточно [Геология СССР, 1970]. В пределах Чукотской складчатой области среди отложений палеогена и неогена известны лишь континентальные отложения, выполняющие разобщенные впадины, наложенные на мезозоиды и более древние массивы.

Четвертичные отложения имеют очень широкое распространение на северном побережье Чукотского моря и в сопредельных районах суши. Здесь распространены типы отложений как континентальных, так и морских. Общая стратиграфическая схема для антропогена Северо-Востока СССР включает нижнеплейстоценовые, среднеплейстоценовые, верхнеплейстоценовые и голоценовые отложения. Внутри каждого комплекса выделены горизонты, отвечающие ледниковым и межледниковым периодам.

Среди четвертичных отложений на побережье Чукотского моря распространены преимущественно моренные, аллювиальные, склоновые и прибрежно-морские фации. Последние слагают протяженный участок побережья лагунного типа от мыса Шмидта почти до мыса Сердце-Камень. За полосой баров и лагун на этом участке побережья располагается обширная Ванкаремская низменность, сложенная в основном аллювиально-морскими отложениями верхнего плейстоцена.

Полоса лагунного побережья на всем протяжении включает отдельные абразионные участки, приуроченные к срезанным мысам, сложенным интрузивными породами.

Интрузии в целом играют значительную роль в строении северного побережья Чукотки начиная от мыса Шелагский до мыса Дежнева. В связи с этим укажем, что сложная геологическая история Северо-Востока СССР знает несколько самостоятельных этапов развития магматизма, начиная от докембрийского и кончая кайнозойским [Геология СССР, 1970]. В интересующем нас районе проявление магматизма в основном относится к докембрийскому, позднемезозойскому и кайнозойскому этапам.

Докембрийские гранитные интрузии известны лишь в пределах Уэленского поднятия, где они трудно отделимы от метаморфических образований протерозоя. На отдельных ограниченных участках эти интрузии обнажаются в береговых обрывах только к югу от мыса Дежнева.

Наиболее широко в пределах побережья Чукотского моря развиты магматические породы мела. В это время в пределах всей Чукотской складчатой области сформировался магматический комплекс, представленный в основном многочисленными массивами гранитоидов. К ним, относятся: массив, расположенный к востоку от мыса Биллингса; гранодиоритовый массив мыса Шмидта, гранитоидные массивы мысов Онман, Нетан, Сердце-Камень. В Уэленском поднятии, помимо обычных гранитоидов, имеются щелочные породы, которые слагают здесь своеобразную Дежневскую интрузию, расположенную на мысе Дежнева. Массив залегает среди нижнекаменноугольных известняков. В ядре он сложен биотитово-роговообманковыми гранитами, а во внешней зоне - нефелиновыми сиенитами.

Таким образом, в береговую зону Чукотского моря со стороны Чукотки поступает обломочный материал, образующийся от разрушения разнообразных комплексов коренных пород. Среди них основное значение имеют:

1. Комплекс пород, развитый в бассейне р. Чегитун, включающий протерозойские гнейсы; известняки, доломиты, мергели ордовика; сланцы силура; известняки, филлиты, известковистые сланцы девона; известняки, песчаники, алевриты нижнего карбона. Кроме того, здесь определенное значение имеют протерозойские гранитоидные интрузии.

2. Комплекс пород, развитый в бассейнах рек Амгуэмы и Экитана, включающий алевролиты и песчаники, а также покровы андезитовых, дацитовых, липаритовых лав мела.

3. Комплекс девонских терригенных осадочных пород (песчаники, сланцы, алевролиты) междуречья Рывеем-Яканваам.

4. Девонские и нижнекарбоновые осадочные породы (песчаники, алевролиты, сланцы), обнажающиеся в береговых обрывах на участке берега от мыса Инкигур почти до Уэлена (за исключением лагуны Инун).

5. Комплекс пород побережья в районе пос. Уэлен - мыс Дежнева, который включает в основном метаморфиты протерозоя, известняки нижнего карбона и меловые нефелиновые сиениты.

6. Гранитоидные меловые интрузии мысов Шмидта, Онман, Сердце-Камень и др.

Краткая характеристика геологического строения Аляски дается здесь в основном по материалам, опубликованным в книгах Ф. Смита [Smith, 1932], А. Ирдли [1954] и А.П. Лисицына [1966].

Западная часть Аляски, примыкающая к Чукотскому морю, геоморфологически подразделяется с севера на юг на следующие области: Арктическая прибрежная равнина; хребет Брукса, включающий несколько меньших гряд (горы Де-Лонга и Берд); плато и низменность Центрального Юкона; п-ов Сьюард.

Палеозойские породы Аляски обнажаются главным образом на хребте Брукса, п-ове Сьюард и Центральном плато. Наиболее полный разрез палеозоя известен в пределах Центрального плато в районе рек Юкон и Танана. Здесь развиты основные вулканические лавы типа базальтов и диабазов, которые последовательно изливались по крайней мере в течение пяти геологических эпох: в ордовике, среднем девоне, а три последние - в карбоне. Кроме вулканических пород, толща палеозоя включает здесь осадочные породы: глинистые сланцы, песчаники, конгломераты, известняки и др.

Линейно вытянутый с востока на запад антиклинорий хребта Брукса в центре сложен палеозойскими метаморфическими породами. В заливе Коцебу довольно близко к берегу подходят отроги этого хребта (горы Де-Лонга), сложенные образованиями верхнего девона и карбона. У мыса Лисберн обнажаются верхнедевонские осадочные породы (кварциты, песчаники, конгломераты) и нижнекарбоновые вулканогенные породы типа диабазов. Северный склон хребта Брукса сложен последовательно осадочными породами пермо-триаса, юры и мела.

Расположенная к северу от хребта Брукса Арктическая прибрежная равнина сложена многокилометровой толщей осадочных пород мела, которые покрыты у побережья Чукотского моря и моря Бофорта достаточно мощной толщей четвертичных отложений. Рассматривая площадное распределение пород различного возраста на Аляске, следует признать, что здесь широко распространены мощные четвертичные отложения, которые занимают по площади почти половину водосбора американского побережья Чукотского моря (рис.2).

Геологическое строение п-ова Сьюард отличается большой сложностью в петрографическом отношении. Наиболее древними здесь являются породы ордовика, представленные кварцево-хлоритовыми, углисто-кремнистыми и слюдистыми сланцами, тонкослоистыми известняками, углистыми кварцитами и гнейсами. Породы нижнего силура, занимающие на полуострове значительную площадь, представлены почти исключительно известняками. Известны на полуострове и отдельные выходы девонских и каменноугольных метаморфизованных известняков и филлитов. Мезозойские отложения на поверхности Сьюарда распространены ограниченно, вблизи кутовых частей заливов Нортон и Коцебу. Они представлены осадочными породами: конгломератами, песчаниками, сланцами с прослоями углей. Третичные отложения встречаются в виде континентальных фаций (конгломераты, песчаники, глины, угли). Изверженные породы на п-ове Сьюард имеют мезозойский возраст и представлены андезитами, гранитами и диоритами. Северное побережье полуострова сложено аллювиально-морскими осадками.

На о-ве Врангеля наиболее древними породами являются верхнедевонскйе - нижнекаменноугольные, преимущественно терригенные отложения, объединенные в свиту берри [Геология СССР, 1970]. Породы этой свиты слагают Центральные и Мамонтовы горы, вскрываются в береговых обрывах на северо-западе острова. Верхний девон - нижний карбон на острове представлен внизу преимущественно серыми, зеленовато-серыми, темно-серыми глинистыми (алевритово-глинистыми) филлитизированными сланцами с прослоями кварц-полевошпатовых песчаников. Выше залегает пачка темно-серых аркозовых песчаников с прослоями глинистых сланцев. Венчает разрез свиты берри пачка известковых алевритово-глинистых серых, темно-серых и черных углистых сланцев. Заканчивается разрез слоем желтовато-серых известняков и доломитов. Общая видимая мощность свиты берри более 3500 м .

Отложения нижнего карбона залегают на породах свиты берри согласно. Они имеют на острове наибольшее распространение. Располагаются они в основном к северу и югу от Центральных гор, на востоке острова слагают прибрежные высоты в районе мысов Литке и Уэринг, а на западе обнажаются в береговых обрывах в районе мыса Западный. Нижний карбон на о-ве Врангеля представлен тремя толщами: нижней глинисто-известняковой, средней преимущественно глинистой, и верхней песчаниково-известняковой.

Отложения верхнего триаса развиты преимущественно в южной части острова. Они несогласно залегают на породах верхнего карбона, обнажаются в горной части острова и выходят к морю на юго-восточном (от пос. Ушакова до мыса Пиллар) и западом (мыс Фомы) его побережьях. Триас представлен здесь внизу базальным слоем темно-серых полимиктовых гравелитов, переслаивающихся с разнозернистыми песчаниками (обнажение у мыса Пиллар), выше которых залегает толща, состоящая из пачек песчаников и глинистых сланцев с прослоями алевролитов.

Рыхлые отложения четвертичной системы широко распространены по всей территории острова. В гористой части развиты элювиально-делювиальные образования. Их шлейфы часто спускаются на прибрежные равнины, где они сменяются аллювиальными отложениями. В Центральных горах местами сохранились ледниковые образования, по-видимому, позднеплейстоценовые.

Комплекс изверженных пород на о-ве Врангеля развит локально. Магматические породы в основном представлены палеозойскими плагиогранитами, гранит-порфирами и граносиенитами, распространенными в Центральных горах.

Геоструктурный план и элементы новейшей тектоники Чукотского шельфа

На геодинамической карте мира, составленной под редакцией Л.П. Зоненшайна и О.Г. Сорохтина [1979], шельф Чукотского моря показан как тектонически пассивная платформенная область, расположенная во внутренней части литосферной плиты с древней корой континентального типа. По-видимому, этот участок земной коры представляет собой часть докембрийской платформы, которая собственно и составляет фундамент для более молодых геологических образований в Берингийском регионе. Некоторые участки этого древнего фундамента приподняты в виде глыб.

Составленная Н.Н. Дунаевым и опубликованная в одной из наших совместных работ [Павлидис и др., 1981] схематическая карта новейшей тектоники чукотского шельфа характеризует его современный геоструктурный план (см. рис. 2). Остановимся коротко на характеристике некоторых геоструктур шельфа.

1. Континентальный склон чукотского шельфа имеет сложное строение. Эхолотирование и сейсмопрофилирование склона в северо-восточной части моря вблизи мыса Барроу на Аляске показали, что в геологическом отношении край шельфа представляет собой моноклинально залегающую толщу отложений с падением слоев на восток-северо-восток под углом около 3º. Верхняя часть континентального склона перекрыта на глубине порядка 250 м толщей отложений мощностью до 130 м , склон рассечен многочисленными трещинами сбросового происхождения. Область континентального склона Чукотского шельфа, по-видимому, следует относить к участку дна, испытывающему интенсивное прогибание.

2. Прогиб Чукотского желоба, как показало сейсмопрофилирование, предопределен глубинным разломом, отделяющим структуры островов Врангеля и Геральда от поднятия Центральных банок. В рельефе дна прогиб прослеживается в виде довольно узкой долины, открывающейся в сторону края шельфа. Долина заполнена осадками, по-видимому, как морскими, так и субаэральными. В частности, на сейсмограмме по разрезу, пересекающему долину поперек, прослеживаются погребенные речные террасы. Общая мощность рыхлой толщи отложений в Чукотском желобе колеблется от 70 до 140 м , причем сокращение мощностей наблюдается в тальвеге долины. Чукотский желоб следует относить к зоне шельфа, испытывающей, очевидно, значительное прогибание.

3. Поднятие Центральных банок, расположенное в центральной части Чукотского шельфа, судя по сейсмограмме, является крупной брахиантиклиналью. Крылья поднятия осложнены синклинальными и антиклинальными складками второго порядка и разрывными нарушениями.

4. Прогиб Лонга протягивается вдоль берегов Чукотского моря почти от меридиана мыса Сердце-Камень через одноименный пролив в акваторию Восточно-Сибирского моря. Прогиб представляет собой крупную синклинальную складку, крылья которой осложнены флексурами. Прогиб заполнен толщей отложений значительной мощности (до 250 м и более), что свидетельствует о его прогибании. По-видимому, прогиб предопределен глубинным разломом, отделяющим древнюю платформенную часть шельфа от более молодых мезозойских складчатых сооружений северной Чукотка. В проливе Лонга, кроме того, сейсмопрофилированием обнаружен вдоль южного берега о-ва  Врангеля четко выраженный глубинный разлом, который на востоке смыкается с глубинным разломом Чукотского желоба. Глубинный разлом, проходящий к югу от о-ва Врангеля, в современном рельефе дна фиксируется подводный долиной, частично заполненной осадками. В субаэральные периоды развития шельфа эта долина была речной артерией, о чем свидетельствует наличие в толще отложений аккумулятивных образований, которые по характеру залегания можно идентифицировать с речными террасами. Поднятие островов Врангеля и Геральда представляет, таким образом, древний приподнятый массив, ограниченный серией глубинных разломов.

6. Центрально-Чукотская впадина расположена между поднятием Центральных банок и восточным окончанием прогиба Лонга. В современном рельефе дна моря она практически не выражена. Здесь расположена обширная аккумулятивная равнина. Впадина выполнена толщей отложений, зондируемая мощность которых превышает 200 м . На сейсмограмме здесь фиксируется до 5 отражающих границ, причем некоторые из них свидетельствуют о перерывах в осадконакоплении, хотя заполнение впадины, по-видимому, было в общем устойчивым и длительным. Верхний слой толщи предположительно голоценового возраста имеет мощность 5- 10 м .

7. Прогиб Коцебу следует рассматривать как продолжение на шельфе Кобукского межгорного прогиба Аляски. На западе этот прогиб смыкается с Центрально-Чукотской впадиной. Зондируемая мощность отложений в прогибе достигает 210 м .

8. Южно-Чукотское поднятие, расположенное на шельфе вблизи Восточно-Чукотского кристаллического массива, по-видимому, является погруженной под воды моря частью этого массива.

9. Прогиб Берингова пролива имеет сложное строение, предопределенное проявлением разрывной тектоники. Здесь наблюдается система блоков, опущенных или поднятых по разломам. Между мысом Дежнева и о-вами Диомида примерно с юга на север протягивается глубинный разлом, который отделяет структуры Чукотского полуострова от Аляски.

Особенности геоморфологического строения Чукотского шельфа

Большая часть Чукотского шельфа представляет собой выровненную поверхность, на которой прослеживаются отдельно положительные и отрицательные формы рельефа. Наиболее обширная аккумулятивная равнина расположена в центральной зоне шельфа. Она простирается к югу от поднятия Центральных банок, между проливом Лонга и заливом Коцебу. Поверхность равнины почти предельно выровнена. Эта зона шельфа приурочена в основном к Центрально-Чукотской впадине, а также к прогибам Лонга и Коцебу. Глубины здесь колеблются в пределах 45- 50 м .

К северу от аккумулятивной равнины, также в пределах центральной зоны шельфа, располагается область распространения холмисто-грядового рельефа, образующего многочисленные подводные банки (например, банка Геральд) с глубинами над ними порядка 10 м , а в некоторых местах и менее. Склоны банок обычно крутые. В геолого-структурном отношении эта неровная возвышенная часть дна соответствует поднятию Центральных банок. К северу от них поверхность дна снова выравнивается и очень постепенно понижается в сторону краевой зоны шельфа.

В пределах центральной части Чукотского шельфа в ряде мест имеются отчетливо выраженные подводные долины, которые являются реликтами плейстоценовой гидросети, сформированной в эпоху субаэрального развития шельфа. Сразу оговорим, что схема расположения в Чукотском море подводных долин, предложенная А.Н. Ласточкиным [1977], нами не подтверждается полностью. Здесь в рельефе шельфа отчетливо выражена долина, проходящая в субмеридиональном направлении между о-вом Геральд и поднятием Центральных банок. С ней каким-то образом сопряжена долина, огибающая с юга о-в Врангеля. Кроме того, в рельефе Чукотского шельфа, по данным американских авторов [Скулл, Сайнсберн, 1964], существует отчетливо выраженная древняя речная долина Оготурок-Крик, выходящая из залива Коцебу и протягивающая в северо-западном направлении. По-видимому, эта долина ранее смыкалась с долиной Чукотского желоба, проходя южнее Центральных банок. Однако сейчас ее отрезок, проходящий на месте выровненной аккумулятивной равнины, захоронен более поздними осадками.

Береговая (внутренняя) зона шельфа формировалась под воздействием волновых процессов. В ее рельефе также нашли отражение и другие факты, в том числе характер геологического строения суши, направленность и амплитуда тектонических движений, относительные колебания уровня моря. По вопросу о рельефе и истории развития собственно прибрежной зоны Чукотского моря существует большая литература [Ионин, 1959; Каплин, 1971; Жиндарев, 1974; Бабаев, 1979; Морозова и др., 1979], поэтому здесь нет необходимости подробно останавливаться на нем. Укажем лишь, что наиболее распространенными типами берегов Чукотского моря являются абразионно-бухтовые, выравнивающиеся абразионно-аккумулятивные и аккумулятивные (лагунные). Характерным элементом рельефа подводного берегового склона аккумулятивных берегов являются подводные аккумулятивные формы - валы и террасы. О них писал П.А. Каплин [1971], привязывая их к уровням на глубинах 5-8 и 12- 16 м . Л.А. Жиндареву [1974] и Л.Н. Морозовой с соавторами [1979] на основе анализа крупномасштабных карт удалось установить, что уровенные поверхности, фиксирующие положение затопленных древних береговых аккумулятивных форм-баров, встречаются на глубинах вплоть до 40- 45 м . Таким образом, внутренней частью шельфа Чукотского моря следует считать пологонаклонную аккумулятивную равнину, сформированную в процессе общего подъема уровня моря в голоцене. Ширина этой зоны колеблется в пределах от 55 км в районе Колючинской губы до 7 км у мыса Дежнева.

Рельеф внешней зоны шельфа Чукотского моря изучен недостаточно, так как здесь практически круглый год сохраняются тяжелые ледовые условия. В 1978 г . нам удалось достичь края шельфа лишь на северо-востоке моря, на его границе с морем Бофорта. Установлено, что пологонаклонная равнинная поверхность шельфа обрывается на глубинах 100- 110 м уступом высотой около 10 м , после чего наклон поверхности дна увеличивается, на дне появляется серия продольных по отношению к бровке шельфа глубоко врезанных ложбин, возможно, сбросового характера. Эта зона, именуемая "аваншельфом", прослеживается до глубин порядка 450 м , после чего поверхность дна с резким перегибом профиля переходит в континентальный склон, рассеченный подводными каньонами.

Характер питания бассейна Чукотского моря седиментационным материалом

Чукотское море получает питание седиментационным материалом главным образом за счет терригенного сноса. Положение бассейна в арктической зоне в основном определяет характер мобилизации материала на водосборах. Особенности климата в Восточной Арктике обусловливают определенный тип выветривания - морозное, когда в условиях относительно сухого климата на водоразделах образуются лишь щебнистые россыпи, формирующие поверхность каменистых тундр. Морозное выветривание, связанное с растрескиванием пород при замерзании воды в трещинах, происходит наиболее интенсивно в те сезоны года, когда наблюдаются частые переходы температуры воздуха через 0°С. В зимние месяцы этот процесс приостанавливается.

Помимо морозного выветривания, которое подготавливает материал для переноса, на водосборных площадях Чукотского моря, как, впрочем, по всему арктическому побережью, происходит транспортировка материала вниз по склонам, связанная с процессами солифлюкции - стеканием насыщенной водой почвы при оттаивании верхнего деятельного слоя вечной (многолетней) мерзлоты. Процессы солифлюкции поставляют в долины и непосредственно в прибрежную зону заметное количество обломочного материала, причем не только в форме дресвы и щебня, но и в виде глинозема, образующегося в деятельном слое.

Вечная мерзлота является мощным фактором, определяющим ход начальных стадий осадкообразования в арктических бассейнах [Лисицын, 1966]. Для северной и центральной Чукотки мощность толщи вечномерзлых грунтов достигает 200- 300 м , поэтому здесь практически исключена деятельность грунтовых вод. Вынос растворенных солей возможен только из деятельного слоя почвы в период его оттаивания. Толщи горных пород, лежащие ниже деятельного слоя, являются как бы законсервированными и не подвержены процессам выветривания.

Наличие вечной мерзлоты, избыточное увлажнение деятельного слоя почвы, его низкая температура и длительный период замерзания замедляют химические и биохимические процессы почвообразования. Окислительные процессы в этих условиях в почвенном слое в значительной степени заторможены. Поэтому в нем основной химический процесс - это восстановление железа и марганца с образованием закисных форм. В почве активизируется деятельность анаэробных бактерий, использующих кислород органического вещества и окислов. Образуется глеевый горизонт, насыщенный закисными легко подвижными соединениями железа и марганца. Глеевые почвы легко размываются и являются источником разнообразного по крупности материала, от щебнистого до глинистого.

Оценивая характер поступления в бассейн Чукотского моря седиментационного материала, нельзя не упомянуть также о выносе его талыми ледниковыми водами, что особенно характерно для водосборного бассейна Юкона. О величине терригенного стока в Чукотское море нет достоверных данных. Поэтому приходится оперировать приближенными величинами. Среди главных особенностей физико-географической обстановки, влияющих на сток осадочного материала, отметим следующие. Во-первых, все реки как на Чукотке, так и на Аляске протекают в единой природной зоне - тундровой, вследствие чего они находятся в сходных климатических условиях (наличие вечной мерзлоты, почвообразовательные процессы, характер растительного покрова и т.п.), что позволяет пользоваться различного рода сопоставлениями и аналогиями в условиях мало изученного в гидрологическом отношении региона. Во-вторых, все реки имеют сходный режим питания - снеговое, с резким преобладанием стока в весенне-летний период. В-третьих, вследствие повсеместного развития вечной мерзлоты в формировании терригенного стока принимают участие только верхние горизонты почвы (деятельный слой). А благодаря особенностям почвообразовательного процесса в тундре в сферу переноса вовлекается значительное количество легко подвижных закисных соединений железа, марганца и, возможно, алюминия.

На основании данных по орогидрографии, на Чукотке выделены водосборные бассейны р. Амгуэма и многочисленных рек и речек северного побережья полуострова от мыса Якан до мыса Дежнева (без р. Амгуэма), а также водосбор Колючинской губы, являющийся ловушкой седиментационного материала. На Аляске выделен общий водосборный бассейн западного побережья, от мыса Принца Уэльского на п-ове Сьюард до мыса Барроу. В табл. 1 приведены данные о среднегодовом стоке с этих водосборов в Чукотском море, включая данные по трем крупным рекам, впадающим в бассейн Чирикова (Берингово море): Юкону, Анадырю и Кускоквиму, которые будут необходимы для некоторых расчетов по определению количества терригенного осадочного материала, поступающего в Чукотском море. Площади водосборов рассчитывались по гипсометрической карте СССР масштаба 1 : 2 500 000.

Мутность рек Чукотского полуострова определена ориентировочно. В течение года она колеблется от 25 до 100 г/м³, составляя в среднем 50 г/м³ [Лисицын, 1966]. Немного выше среднегодовая мутность рек Анадыря и Амгуэмы (до 75 г/м³). Среднегодовой сток взвешенного вещества для Амгуэмы оказался равным 0,5 млн.т., так же, как и для всего северного побережья Чукотки, если исключить взвесь, которую, по всей вероятности, перехватывает Колючинская губа.

Общий водосбор рек западного побережья Аляски составляет 145 000 км². Водосбор р. Кускоквим 160 000 км², а жидкий сток этой реки состовляет 44,6 км³. Если рассчитывать жидкий сток пропорционально водосбросам, то для рек, стекающих в Чукотское море с Аляски, он должен был бы составить примерно 40 км³, однако мы берем для расчетов несколько меньшее значение - 30 км³. Мутность относительно небольших рек этого района мы принимаем такой же, как и для чукотских - 50 г/м³. В результате общий взвешенный сток с западного побережья Аляски в Чукотское море будет исчисляться в 1,5 млн.т/год. Таким образом, вынос взвешенного вещества в бассейн Чукотского моря как со стороны Чукотки, так и с Аляскинского побережья ориентировочно составляет всего 2,5 млн.т/год. Значительно большую роль в балансе терригенного осадочного материала в Чукотском море играют выносы одной из крупнейших рек Северной Америки - Юкона.

Чтобы оценить весь объем терригенного стока в бассейн, нельзя оставить без внимания вынос растворенных веществ. Объем этого стока также зависит от комплекса физико-географических причин, в числе которых главными являются петрографический состав пород, характер климата, особенности гидрологической обстановки и, наконец, интенсивность химического выветривания. В целом растворенный сток в тундровой зоне невелик. Однако восстановление некоторых окислов в деятельном почвенном слое, о чем говорилось выше, способствует некоторому увеличению сноса в водоем ряда легко подвижных соединений в ионной форме.

Данных о минерализации рек Северо-Востока СССР и Аляски мало. Имеются сведения о минерализации Юкона [Clarke, 1905] , составляющей 135 мг/л. Реки Чукотки, пожалуй, имеют минерализацию, близкую к рекам Яна и Индигирка, в среднем за год равную 100 мг/л [Алекин, 1949]. Реки западной Аляски, по-видимому, имеют близкие значения минерализации вод. Зная эти данные и величину жидкого стока, можно, как и для взвешенного, ориентировочно определить суммарный среднегодовой растворенный сток в Чукотское море, который составляет 4,7 млн. т.

Данных о количестве влекомых наносов, выносимых реками в бассейн Чукотского моря, практически нет. Использовать соотношение 1:10 (влекомые наносы к взвешенным), предложенное А.П. Лисицыным [1966] для Берингова моря, нам представляется ошибочным. По-видимому, роль влекомого реками материала в придонном слое в подобном соотношении значительно выше. Почти весь влекомый песчано-галечный материал остается в береговой зоне и идет на создание аккумулятивных форм.

Роль абразионного обломочного материала в процессе осадконакопления на чукотском шельфе, оцененная Ю.Д. Шуйским и В.В. Огородниковым [1978], в значительной степени завышена. Указанные авторы считают, что накопление материала в центральной акватории моря за счет абразии в 12 раз выше, чем за счет аллювиального выноса. Они указывают, что ежегодно из береговой зоны в море поступает 36 млн.м³ или 61 млн. т (при объемном весе 1,7) взвешенного вещества. Цифра явно нереальная, она, несомненно, завышена более чем в 10 раз. Авторы неверно оценивают протяженность активных клифов на берегах Чукотского моря (здесь обычно абрадируются лишь отдельные выступающие мысы), скорость абразии берегов (в статье отсутствуют какие-либо фактические данные), количество поступающего материала от абразии бенчей и многое другое, не говоря уже о том, что время действия абразионных процессов в Чукотском море ограничено максимумом тремя месяцами, да и то в условиях обычно ослабленного волнения. Кроме того, авторы совершенно необоснованно оценивают роль ледового разноса, который, по их мнению, удаляет от береговой зоны 9/10 поступающего обломочного материала. Отсюда сделан вывод, что все в принципе аккумулятивные формы береговой зоны Чукотского моря размываются. Это попросту не соответствует действительности, так как здесь существуют (и преобладают) огромные по протяженности лагунные побережья, образованные мощными барами без следов размыва с подводным склоном, сложенным песчаным материалом до глубины 30 м и более.

Мы считаем, что абразионный грубообломочный материал вместе с крупнозернистым аллювием идет на создание береговых аккумулятивных форм. Лишь незначительная его часть выносится льдами в открытую часть моря и накапливается в виде примесей в осадках шельфа, которые в основном имеют глинистый и алевритово-глинистый состав. Говорить же об объемах поступающей в бассейн «абразионной» взвеси пока еще преждевременно, так как для этого просто нет фактических данных.

Гидрологическая ситуация

Факт существования устойчивого переноса вод через Берингов пролив известен давно, еще со времен открытия пролива Семеном Дежневым и Витусом Берингом. Однако масштабы этого явления, имеющего колоссальное значение для физико-географических, биологических, седиментационных и т.п. условий в прилегающей к проливу части Северного Ледовитого океана, стали известны сравнительно недавно. По данным А.Ф. Плахотника [1962], ежегодно через Берингов пролив проходит около 22 000 км³ воды. В «Океанографической энциклопедии» [1974] приводится цифра 30 000 км³. Скорости этого потока велики. Так, Л.К. Коугмен, К. Огорд и Р.Б. Трипп [1979] на основании большого числа наблюдений, отмечают, что самые быстрые течения приурочены к восточному каналу Берингова пролива, где их экстремальная скорость превышает 150 см/с. В западном канале наиболее типичная скорость около 30 см/с. На расстоянии 100 км к северу от пролива скорость течения достигает 50 см/с.

Выйдя из Берингова пролива, основная струя течения поворачивает сначала на северо-восток, в залив Коцебу (рис. 3), а затем проходит вблизи мыса Лисберн. Далее одна струя устремляется на северо-восток вдоль берегов Аляски, а другая, главная, уходит в направлении о-ва Геральд, огибая с севера Центрально-Чукотскую впадину. Достигнув Центрально-Чукотского желоба, эта струя уходит вдоль него на север. Л.К. Коугмен с авторами образно характеризуют течение вдоль желоба как «реку в море», «берегами» которой с запада являются холодные воды, поступающие из Восточно-Сибирского моря, а на востоке - холодные воды Чукотского моря. Некоторые вихри этого течения, не доходя до Центрально-Чукотского желоба, поворачивают на юго-запад, огибая Центрально-Чукотскую впадину. Из пролива Лонга вдоль берега Чукотки поступают в Чукотское море холодные и более плотные воды Восточно-Сибирского моря, однако здесь не существует длительного однонаправленного водообмена. Можно говорить лишь о результирующем перемещении вод. В этот перенос вовлекается также и часть беринговоморских вод. Таким образом, в южной части центрального района Чукотского моря, примерно на месте Центрально-Чукотской котловины, в центральной части халистазы четко выделяется «мертвое пятно».

Скорости течений в Чукотском море оцениваются Л.К. Коугменом следующими величинами: на подходе к заливу Коцебу - 20 см/с, вдоль южной стороны мыса Хоп - 40 см/с, в центральной части Чукотского моря - от 15 до 25 см/с, в Центрально-Чукотском желобе также от 15 до 25 см/с. В проливе Лонга наблюдались скорости течения 10-30 см/с.

Заканчивая обзор гидрологической ситуации в Чукотском море, отметим, что течение, выходящее на север из Берингова пролива, имеет существенное, если не решающее значение для осадконакопления в бассейне. Оно, подобно огромной реке, вносит в море колоссальное количество осадочного материала. А.П. Лисицын [1966] оценивает это количество в 110-154 млн.т/год (при мутности вод 5-7 г/м³). По-видимому, этот поток взвешенного вещества во многом обусловлен твердым стоком р.Юкон. Вместе с тем в Чукотское море вносится и большое количество биогенного материала из северной части Берингова моря, что связано с очень сильным цветением фитопланктона.

Часть юконской взвеси оседает, не доходя до пролива, однако какая это часть, пока еще остается невыясненным. Также пока еще нет прямых данных и о величине мутности вод бассейна Чирикова, связанной с цветением фитопланктона. Если даже половина взвеси, проходящей через Берингов пролив, состоит из диатомового планктона, то количество терригенной взвеси должно составлять 55-77 млн.т/год. По-видимому, 50% биогенных компонентов во взвеси - это минимальное ее количество, так как при еще меньших величинах даже весь взвешенный сток Юкона не сможет компенсировать расчетного суммарного количества взвеси, проходящей через Берингов пролив ежегодно. По-видимому, цифра 50 млн.т. для терригенной составляющей этой взвеси наиболее реальна.

Течение через пролив, кроме взвешенного вещества, переносит и более крупнозернистый материал, вплоть до песчано-галечного. По данным П.А. Волкова [1965], при скорости 30 см/с наблюдается массовый отрыв от горизонтального дна частиц диаметром до 4 мм . При скорости в 150 см/с в движение приходят обломки диаметром до 50 мм [Зенкович, 1962]. Резкое уменьшение скорости на выходе из пролива должно привести к разгрузке потока и аккумуляции влекомого и частично взвешенного материала на дне. Кроме того, водный поток через Берингов пролив, особенного его западная струя, вместе с волнением способствует интенсивному вдольбереговому перемещению наносов в северном направлении, с чем собственно, и связано образование свободной аккумулятивной формы у мыса Принца Уэльского.

Говоря о перемещении рыхлого обломочного материала через Берингов пролив в юго-восточную часть Чукотского моря, нельзя не учитывать влияние на этот процесс периодических сильных штормов от южных направлений. Малые глубины в бассейне Чирикова позволяют взмучивать волнами верхние слои осадков, лежащих на дне. Воронкообразная конфигурация акватории перед Беринговым проливом способствует явлению штормовых нагонов, когда уровень поднимается, а течение через пролив усиливается. Такие пульсационные переносы материала, вплоть до грубообломочных, по-видимому, значительно увеличивают постоянный перенос взвешенного и отчасти влекомого материала круглогодично действующим течением.

Г. Нельсон и Дж. Кригер [Nelson, Greager, 1977] на основании изучения толщи осадков у берегов Аляски, в пределах бассейна Чирикова, установили, что на протяжении последних 12 тыс. лет от одной трети до половины осадков, выносимых р. Юкон, поступали через Берингов пролив в Чукотское море и аккумулировались в юго-восточной его части в мощный слой осадков. Указанные авторы в отношении оценки количества переносимого через пролив материала в период начиная с конца плейстоцена исходят из того, что максимальное поступление осадочного материала в Чукотское море происходило в первой половине голоцена, что, по-видимому, не совсем правильно, так как в самом начале голоцена пролив еще мог просто не существовать, а предположение о прохождении Юконских вод по палеодолине в сторону Берингова пролива в позднеплейстоценовое время нашими данными, полученными с помощью сейсмоакустического профилирования, не подтверждается.

Распределение осадков на шельфе Чукотского моря, строение и состав рыхлой толщи

Основная масса взвешенного алевритово-глинистого материала, очевидно, выносится течениями в центральную часть Чукотского моря. В целом по нашим подсчетам в этот бассейн ежегодно поступает не менее 52,5 млн.т терригенного осадочного материала во взвешенном состоянии (без учета абразионного материала). Общий баланс седиментационного материала в Чукотском море подсчитать пока не представляется возможным, так как неизвестно количество материала, уходящего за пределы шельфа, в бассейн Северного Ледовитого океана. Мы считаем, что этот баланс положительный, и в целом в Чукотском море происходит устойчивое накопление осадков. Однако распределение их на шельфе крайне неравномерно, о чем свидетельствует схема мощностей голоценовых отложений (рис. 4).

Максимальные мощности осадков (более 5 м ) были обнаружены в пределах двух ареалов: к северу от Берингова пролива в виде своеобразной подводной «дельты» и в Центрально-Чукотской котловине, в которой существуют благоприятные условия для накопления тонкозернистого, преимущественно глинистого материала. Этому способствуют относительно устойчивое прогибание котловины и характер течений, которые приносят в центральную область Чукотского моря большое количество взвешенного материала. Часть его уходит по Центрально-Чукотскому желобу в сторону океана, а часть вовлекается в циркуляцию и, постепенно выпадая из нее, осаждается внутри халистазы, или так называемого мертвого пятна. Повышенные мощности отложений в Чукотском море наблюдаются также вдоль аккумулятивных побережий, где «вздутие» мощностей связано главным образом с волновой аккумуляцией.

Минимальные мощности голоценовых, а в некоторых случаях и более древних отложений приурочены в основном к районам относительного поднятия отдельных участков шельфа. К ним в первую очередь принадлежит поднятие Центральных банок и поднятие островов Врангеля и Геральда. Пониженные мощности осадков наблюдаются в местах, где происходит транзит осадочного материала, связанный с течениями, как, например, в проливах Беринговом и Лонга, вдоль Чукотского и Аляскинского побережий. Некоторое увеличение мощностей осадков наблюдается в краевой зоне шельфа, что обнаружено в северо-восточной части моря у мыса Барроу, куда струя течения выносит взвешенный седиментационный материал.

Строение толщи осадков иллюстрируют литологические разрезы (рис. 5), пересекающие центральную часть шельфа.

В Центрально-Чукотской котловине (см. рис. 5, а) толща отложений имеет весьма однообразное строение. Здесь залегает монотонная толща вязких глинистых илов (табл. 2) табачно-серого цвета с резким запахом сероводорода Осадки бескарбонатные, содержат в среднем 4-4,5% железа, 10-13% аутигенного кремнезёма в верхнем 2-2,5-метровом слое и 6,8% - в нижнем (табл. 3). Таким образом, верхняя часть осадочной толщи Центрально-Чукотской котловины атлантического возраста и моложе сложена глинистыми слабокремнистыми отложениями.

Если принять условно, что климатический оптимум в Чукотско-Берингийском регионе начался 5 тыс. лет назад, то можно оценить скорость осадконакопления в пределах Центрально-Чукотской котловины, которая равна 0,5 мм в год.

Общие абсолютные массы осадков, накопившихся в Центрально-Чукотской котловине за время с начала атлантического периода (мощность соответствующего слоя глинистых илов принята в среднем равной 2 м , объемный вес глинистых илов 1,5 г/см³) составляют примерно 300 г/см². Абсолютные массы основных компонентов осадка равны соответственно для Fe _общ - 12 г/см², Ti - 0,9 г/см², SiO_{2 аут} - 30 г/см², С_орг - 4,5 г/см². Для голоцена в целом общие абсолютные массы осадков имеют вдвое большее значение.

Толща отложений обычно двучленного строения. В кутовой части залива в колонке, взятой на ст. 7, обнаружено, что верхний трехметровый слой представлен преимущественно алевритово-глинистыми илами с примесью песчаных частиц (см. табл. 2). По всему слою присутствует фауна моллюсков и примазки органического вещества. Нижняя часть толщи (гор. 313- 362 см ) сложена плотными песчано-алевритовыми осадками (сумма фракции 0,25- 0,1 мм и 0,1- 0,05 мм составляет 80%). Характерной особенностью отложений является низкое по сравнению с осадками открытого моря содержание в них аморфного кремнезема, причем особенно низкое в песках, залегающих в основании толщи (см. табл. 3).

Аномальное строение имеет толща отложений в относительно глубокой котловине залива ( 25 м ), перед выходом из него. Здесь на поверхности дна (рис. 6, ст. 10) залегает 40-сантиметровый слой заиленного песка с гравием и галькой (материал плохо окатан). Ниже эти пески резко сменяются глинистыми илами почти черного цвета с повышенным содержанием С_орг (2-2,6%) и низкими (< 1%) содержанием SiO_{2 аут} (см. табл. 3).

По определениям Х.М. Саидовой, такая осадочная толща в заливе также может быть подразделена на слои, соответствующие основным хронологическим этапам голоцена. В распределении фауны бентосных фораминифер по вертикали в толще, вскрытой колонкой на ст. 7, обнаруживается прерывистость. Слои с высокими содержаниями фораминифер, соответствующие бореальному, антлантическому и суббореальному времени, разделены прослоями, в которых форминиферы вообще отсутствуют. Это, очевидно, связано с периодическими прорывами морских вод в замкнутую акваторию залива в эпохи существенного увеличения темпа трансгрессии и значительным опреснением бассейна в эпохи замедления трансгрессии. Нижние песчаные слои, залегающие в основании этой толщи залива, имеющие, по-видимому, аллювиальное происхождение, были образованы в период значительного осушения акватории залива. С ним сопоставимы по времени (возможно, несколько моложе) илистые отложения, залегающие в котловине перед выходом из залива под слоем песка. Они, видимо, накапливались в лагунных условиях при все еще пониженном уровне моря.

Своеобразно построена толща отложений к северу от Берингова пролива (рис. 5, б), где происходит накопление обломочного материала, выносимого беринговоморским потоком. Подводная «дельта», образованная к северу от Берингова пролива, - яркое проявление морфолитогенеза на шельфе.

Сразу же на выходе из пролива обнаженное дно сменяется полосой, где происходит накопление грубообломочного материала. Колонка ст. 34 (см. рис. 6) вскрыла 2,5-метровую слоистую толщу разнозернистого песка, гравия и гальки диаметром до 5 см . Обломки в основном хорошо окатаны. Поле накопления крупнозернистого обломочного материала простирается от уэленской аккумулятивной формы на Чукотке до песчаной банки Принца Уэльского на Аляске [Павлидис и др., 1981], причем зондированная мощность осадков достигает здесь 4,5 м . Севернее грубообломочные отложения сменяются песчано-илистыми, которые слагают пологую валообразную донную аккумулятивную форму.

Вблизи мыса Хоп мощность голоценовых осадков сокращается до минимума. Здесь из залива Коцебу вдоль берега Аляски выходит в северо-западном направлении струя течения, создаются, очевидно, промывные условия, препятствующие осадконакоплению.

Подводный склон свободной аккумулятивной формы мыса Хоп сложен песчаным материалом. Линза песка выклинивается примерно на глубине 35 м , где под 20-30-сантиметровым песчаным слоем залегают плотные глины.

В юго-восточной части Чукотского моря в пределах прогиба Коцебу американскими учеными была получена колонка донных отложений длиной 7,7 м на глубине 39,5 м [Creager, McManus, 1967]. Она вскрыла сверху 1,5-метровый слой морских илистых осадков, под которыми залегают солоновато-водные аллювиально-дельтовые отложения, заполняющие долину Хоуп. Эти отложения, образованные при низком уровне моря, датируются возрастом 11,5-12,5 тыс. лет, т.е. верхами плейстоцена. Таким образом, здесь в это время еще существовали субаэральные условия, и эту часть шельфа дренировала река, скорее всего, пра-Кобук.

В проливе Лонга слои современных (голоценовых) осадков имеют небольшую мощность, всего 0,5 м (рис. 5, в). Они залегают на размытой поверхности субаэральных песчано-алевритовых и глинистых очень плотных отложений озерного и аллювиально-дельтового генезиса, относящихся предположительно к нижнему - среднему плейстоцену.

В пределах краевой зоны Чукотского шельфа залегают преимущественно глинистые и алевритово-глинистые илы. Их мощность превышает 2 м . Они имеют несколько пониженное по сравнению с илами Центрально-Чукотской котловины содержание аморфного кремнезема, причем его количество сокращается по толще сверху вниз. Так, например, в колонке ст. 22, взятой на глубине 220 м и в поверхностном слое, содержание SiO_{2 аут} составляет 5-6%, а на глубине в горизонте 185- 193 см - всего 3,85% (см. табл. 3). Еще более заметно уменьшение содержание аморфного кремнезема в колонке 23 (4,31 - до 1,3%).

В отложениях краевой зоны шельфа наблюдается некоторое увеличение содержания в осадках железа (по нашим данным - до 5,74%). В целом в осадках шельфа Чукотского моря содержание железа в общем невелико. Основная масса растворенных веществ, в том числе и легко подвижных двухвалентных форм железа, проходит транзитом зону шельфа, уносится в бассейн Северного Ледовитого океана, где и рассеивается. Исследования, проведенные Н.В. Логвиненко и В.И. Огородниковым [1980], выявили, что в поверхностном слое глинистых илов центральной зоны Чукотского шельфа процессы первичного диагенеза происходят в восстановительных условиях, что ведет к образованию сульфидов железа (пиритизация панцирей диатомовых водорослей). Восстановительному режиму в поверхностном слое осадков способствуют застойные условия по внутренней части халистазы в пределах Центрально-Чукотской котловины, усугубляющиеся еще и длительным (9 и более месяцев в году) существованием ледового покрова на море.

В пределах Центрально-Чукотского желоба, к сожалению, не удалось достичь плейстоценовых осадков, и поэтому общая мощность их нам пока не известна. На ст. 18, расположенной в верховьях желоба, вскрыта 2,5-метровая толща глинистого ила, аналогичного тому, который слагает Центрально-Чукотскую котловину. Несколько западнее желоба колонка, взятая на ст. 17 под 1,7-метровым слоем ила и рыхлого песка, обнаружила очень плотные, голубовато-серые песчано-алевритовые отложения (см. рис. 6), аналогичные тем, которые залегают местами под голоценовыми осадками в проливе Лонга.

Совершенно особое место среди отложений Чукотского моря занимают прибрежные песчаные накопления, формирующие мощные бары, окаймляющие лагунные побережья. Пески на подводном склоне спускаются обычно до глубин 30 м и более. Запасы рыхлых отложений в прибрежной зоне огромны. По приблизительным подсчетам в береговых аккумулятивных формах на участке от мыса Шмидта до мыса Сердце-Камень аккумулируется 12 млрд. м³ песка, гравия и гальки.

Фациально-седиментационные зоны Чукотского шельфа

Комплекс геолого-геоморфологических, геофизических, литодинамических и литологических данных позволяет выделить в пределах шельфа Чукотского моря 11 фациально-седиментационных зон, существенно различающихся по характеру осадконакопления (см. рис. 1).

I. Зона интенсивного накопления отложений к северу Берингова пролива, где происходит разгрузка потока беринговоморских вод влекомого и частично взвешенного материала. В результате образуется своеобразная подводная «дельта», в пределах которой четко выделяются две самостоятельные фации грубообломочных отложений в непосредственной близости от пролива и песчано-илистых отложений, слагающих валообразное аккумулятивное накопление несколько севернее пролива.

II. Зона умеренного и незначительного накопления преимущественно алевритово-глинистых илов (0,1-0,2 мм/год) в прогибе Коцебу.

III. Зона интенсивного накопления глинистых кремнистых илов в Центрально-Чукотской области относительно прогибающейся котловины. Мощность голоценовых отложений, судя по сейсмоакустическим данным, достигает здесь 7 м . Накопление осадков в Центрально-Чукотской котловине, происходящее со скоростью около 0,5 мм/год, связано не столько с геоморфологическими и структурно-тектоническими причинами, сколько с гидродинамической обстановкой осадконакопления. Струи течений, охватывающих в виде огромной халистазы всю центральную часть бассейна, приносят сюда большое количество взвеси как терригенной, так и биогенной. В относительно спокойных гидродинамических условиях во внутренней части этой халистазы происходят осаждение тонкозернистого материала и устойчивое длительное накопление осадков.

IV. Зона накопления глинистых и алевритово-глинистых илов в пределах Центрально-Чукотского желоба. Здесь происходит постепенное заполнение желоба и нивелирование дна. По-видимому, вдоль оси желоба часть осадочного материала во взвеси уходит за пределы шельфа в Северный Ледовитый океан. Однако большая часть седиментационного материала, выносимого сюда струей течения, остается в этой подводной долине, о чем свидетельствует значительная мощность голоценовых отложений (не менее 3- 5 м ).

V. Зона умеренного накопления глинистых слабожелезистых, несколько обедненных аморфным кремнеземом илов окраинной зоны шельфа вблизи мыса Барроу. Здесь происходит, по-видимому, последняя разгрузка взвешенного осадочного материала из водного потока, струя которого проходит вдоль аляскинского берега. Некоторое увеличение содержания железа в осадках связано, очевидно, с существованием здесь окислительных условий и переходом части легко подвижных закисных форм железа в окисные высших валентных форм.

VI. Зона слабого накопления алевритовых и песчанистых илов в проливе Лонга и вдоль Чукотского побережья, как мы считаем, связана с устойчивым транзитом взвешенного осадочного материала, который уходит в конечном итоге в Центрально-Чукотскую котловину. Мощность голоценовых осадков здесь не превышает 0,5- 1 м , сокращаясь местами до первых десятков сантиметров. Осадки очень плохо отсортированы. В проливе Лонга и в сопредельной части Чукотского моря голоценовые отложения отделены от нижележащих плейстоценовых осадков поверхностью несогласия, соответствующей значительному стратиграфическому перерыву.

VII. Зона малого накопления осадков и размыва дна располагается вблизи островов Врангеля и Геральда и совпадает с областью поднятия. Даже собственно в прибрежной зоне на юге о-ва Врангеля обломочные отложения на подводном склоне быстро выклиниваются, а пляжи имеют небольшую мощность.

VIII. Зона малой седиментации песчаных осадков и размыва дна в области развития подводных банок (положительная структура Центральных банок).

IX. Зона неустойчивого, слабого накопления разнозернистых, плохо отсортированных осадков вдоль западного берега Аляски, где происходит транзит осадочного материала струей течения, огибающего мыс Хоп и уходящего на северо-восток в направлении подводного каньона, рассекающего край шельфа и континентальный склон у мыса Барроу.

X. Зона интенсивной аккумуляции песчаного и песчано-галечного материала, соответствующая современной береговой зоне в местах развития лагун, протягивается почти вдоль всего северо-восточного берега Чукотки, занимает все северо-западное побережье п-ова Сьюард и большую часть побережья Аляски от мыса Хоп до мыса Барроу. Эта зона характеризуется проявлением интенсивных литодинамических процессов, поддерживающих в стабильном состоянии аккумулятивные лагунные побережья.

XI. Зона аккумуляции терригенного материала в замкнутой акватории Колючинской губы, где накапливаются различные в фациальном отношении осадки - глинистые и алевритово-глинистые илы, песчанистые илы, конкреценосные современные осадки и терригенные пески.

В заключение следует отметить, что установление фациальной обстановки в различных районах Чукотского шельфа оказалось возможным лишь при анализе и сопоставлении многих факторов, влияющих на осадконакопление. Однако предлагаемая нами схема осадконакопления в Чукотском море не может рассматриваться как последний вариант. Остаются еще нерешенными некоторые вопросы, среди которых следует назвать: выяснения полных мощностей голоценовых отложений на шельфе и более детальное биостратиграфическое расчленение толщи, установление состава и происхождения отложений, подстилающих голоценовую толщу, определение геохимической обстановки осадконакопления, составление четких литодинамических схем и расчет баланса осадочного материала в Чукотском море.

Значение исследований как уже проведенных, так и планируемых заключается главным образом в восстановлении плейстоцен-голоценовых особенностей седиментогенеза (следовательно, и морфогенеза) на шельфе Чукотско-Берингийского региона. Эта задача имеет не только принципиальное значение для палеогеографии и палеоокеанологии, но, как мы уже отмечали, немаловажна в случае постановки здесь поисково-разведочных работ на различные полезные ископаемые, которые, несомненно, таятся в недрах континентального шельфа Северо-Востока СССР.

ЛИТЕРАТУРА

Алехин О.А. Гидрохимия рек СССР. - Тр. ГГИ, 1949, ч. 3, вып. 15 (63).

Бабаев Ю.М. Основные черты развития рельефа лагунного побережья Чукотского полуострова в голоцене. - В кн.: Исследования динамики рельефа морских побережий. М., 1979.

Волков П.А. Экспериментальные исследования механизма сортировки тяжелых минералов в береговой зоне моря. - Тр. Ин-та океанологии АН СССР, 1965, т. 76.

Геология СССР. Т. 26. Острова Советской Арктики. М.: Недра, 1970.

Геология СССР. Т. 30. Северо-Восток СССР. М.: Недра, 1970. Кн. 1, 2.

Жиндарев Л.А. Морфология подводного склона северного побережья Чукотского полуострова. - Вестник МГУ. Сер. 5, География, 1974, № 6.

Зенкевич В.П. Основы учения о развитии морских берегов. М.: Изд-во АН СССР, 1962.

Зоненшайн Л.П., Сорохтин О.Г. Геодинамическая карта мира. - В кн.: Геофизика океана. М.: Наука, 1979, т. 2.

Ионин А.С. Исследования по динамике и морфологии берегов Чукотского и Берингова моря. - Тр. Океаногр. комис. АН СССР, 1959, т. 4.

Ионин А.С., Медведев B.C., Павлидис Ю.А. Морфолитогенез и его типы на шельфах морей и океанов. - Океанология, 1980, № 5.

Ионин А.С., Медведев B.C., Павлидис Ю.А. Типы морфолитогенеза на шельфах Мирового океана. - В кн.: Континентальные и островные шельфы. Рельеф и осадки. М.: Наука, 1980.

Ирдли А. Структурная геология Северной Америки. М.: Изд-во иностр. лит. 1954.

Каплин П.А. Особенности динамики и строения берегов полярных морей. - В кн.: Новые исследования береговых процессов. М.: Наука, 1971.

Коугмен Л.К., Огорд К., Трипп Р.Б. Берингов пролив. Л.: Гидрометеоиздат, 1979.

Лисицын А.П. Процессы современного осадконакопления в Беринговом море. М.: Наука, 1966.

Ласточкин А.Н. Подводные долины северных морей СССР. - Изв. ВГО, 1977, т.109, вып. 5.

Логвиненко Н.В., Огородников В.И. Современные донные осадки шельфа Чукотского моря. - Океанология, 1980, № 4.

Морозова Л.Н., Бирюков В.Е., Волкова Н.А. Основные черты истории развития шельфа Чукотского моря в послеледниковое время. - В кн.: Исследование прибрежных равнин и шельф Арктических морей. М.: Изд-во. МГУ, 1979.

Океанографическая энциклопедия. Л.: Гидрометеоиздат, 1974.

Павлидис Ю.А., Бабаев Ю.М., Ионин А.С., Дунаев Н.Н., Возовик Ю.И. Особенности полярного морфолитогенеза на шельфе Северо-Востока СССР. - В кн.: Континентальные и островные шельфы: Рельеф и осадки. М.: Наука, 1981.

Плахотник А.Ф. О водообмене Берингова моря. - Тр. ВНИРО, 1962, т. 46.

Скулл Д.В., Сайнсберн К.Л. Морская геология и батиметрия Чукотского моря в районе Оготорук-Крик Северо-Запада Аляски. - В кн.: Геология Арктики. М.: Мир, 1964.

Шуйский Ю.Д., Огородников В.И. О роли абразионных берегов как источника сноса обломочного материала в Чукотское море. - Докл. АН УССР. Сер. Б, 1978, №10.

Clarke F.W. The water of Jukon. - J. Amer. Chem. Soc., 1905, vol. 27, p. 111-113.

Creager J.S., MacManus D.A. Geology of the floor of Bering and Chukchi seas. American Studies. - In: The Bering land bridge. Stanford Univ. Kress (Calif.), 1967.

Nelson H., Creager J. Displacement of Jukon-derived sediment from Bering sea to Chukchi sea during Holocene time. - Geology, 1977, vol. 5, N 3.

Smith P.S. Areal geology of Alasca; - U.S. Geol. Surv. Puofess. Pap. 192, 1932.