Рассмотрена на фоне эволюции Арктического океана в позднем кайнозое история развития криогенных экологических обстановок в его пределах и на окружающих территориях континентов. Предложена и обоснована концепция определяющего влияния тектонически обусловленных трансгрессивно-регрессивных циклов развития бассейна на глобальные изменения природной среды полярных и субполярных территорий, и в первую очередь на параметры трех взаимосвязанных форм оледенения Северного полушария Земли: морского (ледовый покров), подземного (многолетнемерзлые породы) и наземного (ледники). Изложенная в статье палеогеоэкологическая концепция является основой для разработки прогнозных сценариев развития Арктики и Субарктики в будущем.

КЛИМАТООБРАЗУЮЩЕЕ ЗНАЧЕНИЕ АРКТИЧЕСКОГО ОКЕАНА

Северное полушарие называют «континентальным», так как площадь суши здесь значительно больше, чем в Южном. Вместе с тем очевиден парадокс: в «океаническом» полушарии центром охлаждения является материк, занимающий околополюсное пространство и изолированный от Мирового океана мощным кольцевым циркумантарктическим течением, достигающим морского дна и не имеющим противотечения. В то же время в Северном, континентальном полушарии центром охлаждения является ледовитый, холодно-водный околополюсный водоем, отгороженный от Мирового океана окружающими его материками (рис. 1).

Северный Ледовитый океан (площадь около 15 млн. км²) подразделяется на три бассейна [Северный…, 1985]: Норвежско-Гренландский, Канадский (море Баффина, Гудзонов залив, акватории между островами Канадского Арктического архипелага) и занимающий центральное положение Арктический, или Полярный, который в отечественной и англоязычной литературе именуется также океаном. В него входит глубоководная часть (котловины Нансена, Амундсена, Подводников, Канадская и разделяющие их хребты), а также арктический шельф Евразии и Северной Америки с расположенными в его пределах окраинными эпиконтинентальными морями. В таком его понимании Северный Полярный (Арктический) океан имеет площадь около 10 млн. км².

Одна из его главных отличительных черт - огромная, достигающая максимальной ширины в мире (1200- 1300 км ) и циркумполярно ориентированная в пространстве материковая отмель, занимающая более 50% указанной площади [Северный…, 1985]. Преобладающие глубины арктических морей в пределах шельфа колеблются от 20- 30 м (моря Лаптевых и Восточно-Сибирское) до 120- 230 м (моря Карское и Баренцево соответственно). Иначе говоря, центральная глубоководно-океаническая часть окружена широким, почти замкнутым кольцом шельфовых мелководий, территория которых превышает территорию глубоководной части. Такого строения дна не имеет никакой иной океан планеты.

Максимальная глубина Берингова пролива всего 42 м , и лишь в районе пролива Фрама располагаются неширокие глубоководные артерии, соединяющие Полярно-Арктический и Норвежско-Гренландский бассейны. Естественно, что столь существенная изоляция первого от смежных водоемов, а также отмеченное выше строение дна делают его весьма «чувствительным» к воздействию трансгрессий и регрессий. В трансгрессивные этапы площадь акватории Арктического океана и связи со смежными бассейнами возрастали, увеличивался приток теплых атлантических и тихоокеанских вод; в регрессии, напротив, за счет осушения шельфа (или его части) площадь водоема сокращалась (максимально более чем в 2 раза), связи со смежными океанами ослабевали или прекращались практически полностью.

Арктический океан называют «кухней» погоды Северного полушария. Очевидно вместе с тем, что он влияет не только на погоду, но и в целом на климат смежных территорий, включая области умеренных широт. Также несомненно, что изменения в структуре океана обусловливали изменения степени его ледовитости и климатические, а также масштабов и характеристик наземного и подземного оледенения прилегающей суши - островов и континентов. Основным фактором, регулировавшим приток теплых вод извне с приповерхностными течениями на протяжении всей позднекайнозойской истории, являлись трансгрессивно-регрессивные циклы развития Арктического океана, определявшие степень изоляции его от смежных. Неизбежным результатом данного процесса в Арктике и Субарктике становились изменения в соотношении площади суши и моря, границ распространения покрова морских льдов и ледников, а также климатические изменения, которые в этапы наиболее крупных трансгрессий и регрессий приобретали глобальный характер.

В настоящее время около 42% тепла в Арктический океан поступает из Атлантики, около 4% -из Пацифики и 1-2% - с речным стоком, т.е. почти 50% [Северный…, 1985]. Эти цифры позволяют понять, сколь велико влияние на термическое состояние занимающего околополюсное положение водоема притока вод из смежных бассейнов (главным образом из Атлантики) и какую важную роль играли процессы, благодаря которым увеличивалась или уменьшалась степень его изоляции. Современные природные условия определяют следующие площади развития наземного и подземного оледенений в Северном полушарии: 2 и 18-20 млн. км², т.е. соотношение 1 : 10. Основная площадь наземного оледенения приходится на Гренландию (1.8 млн. км²) и другие арктические острова, на остальной же части суши в Арктике и Субарктике преобладающее развитие имеют постоянно мерзлые слои литосферы. Если же учесть, что они находятся и под ледниками, превалирующая роль подземного оледенения становится еще более очевидной. Площадь распространения морских льдов испытывает существенные сезонные колебания: от 9 до 18 млн. км².

В глубоководной части Арктического океана повсеместно преобладают холодные воды с постоянной отрицательной температурой, разделенные промежуточным слоем (интервал глубин от 150-300 до 800- 1000 м ) теплых вод атлантического происхождения, температура которых положительная. Нижняя огромная арктическая водная масса (интервал глубин от 800- 1000 м до 4- 5 км ) имеет постоянную отрицательную, но относительно высокую, температуру (-0.4…-0.9°С), что позволяет предполагать здесь распространение криогенных (охлажденных) толщ донных отложений небольшой мощности (50- 100 м ), также находящихся в поле отрицательных температур, но содержащих не лед, а соленые поровые воды.

В шельфовых морях под приповерхностным водным слоем толщиной 15- 20 м , подверженным сезонным колебаниям температуры, вплоть до дна воды имеют постоянную отрицательную температуру (до -1.8...-1.9°С). Этим обстоятельством обусловлено широкое распространение здесь донных пород, находящихся в различных криогенных состояниях: твердомерзлом (реликтовые и новообразованные многолетнемерзлые породы), сезонно-мерзлом и охлажденном [Данилов, 1997]. Исключение составляют юго-западные районы Баренцева и юго-восточные районы Чукотского морей, находящиеся соответственно под воздействием теплых атлантических и тихоокеанских вод.

ПЕРВЫЕ ПРИЗНАКИ КРИОГЕНЕЗА В ИСТОРИИ АРКТИЧЕСКОГО ОКЕАНА

Арктический океан самый молодой, его образование как водоема абиссального типа относится, согласно мобилистским концепциям, обычно к рубежу мезозоя и кайнозоя (около 65 млн. лет назад). До этого времени в юре и мелу на его месте располагались менявшие очертания и площади распространения неглубокие эпиконтинентальные моря, имевшие достаточно широкие, возможно, прерывистые связи с южными тепловодными морскими водоемами [Геологическое…., 1984]. Лишь на территории крайнего северо-востока Сибири в течение большей части мезозоя предполагается существование глубоководного бассейна, внедрявшегося в виде залива из Северной Пацифики [Zonenshain & Natapov, 1989].

Время возникновения отдельных частей и секторов современного Арктического океана дискуссионно: палеоген, неоген и даже плейстоцен [Геологическое…., 1984; Zonenshain & Natapov, 1989 и др.]. Имеются достаточно веские основания считать, что образование глубоководных секторов и приобретение ими близких современным параметров произошло не позднее рубежа олигоцен-миоцен (~25 млн. лет назад). Об этом свидетельствует, в частности, тот факт, что верхнекайнозойские (миоцен-четвертичные) неконсолидированные отложения образуют в океанических впадинах единый комплекс, мощность которого, согласно геофизическим данным, повсеместно составляет сотни метров, иногда превышает 1000 м и в единичных случаях достигает 12 км [Геологическое…., 1984; Кларк и Моррис, 1984].

В первой половине кайнозойской эры не существовало единой морфоструктуры арктического шельфа, и различные в геоструктурном отношении территории в его пределах, а также на прилегающих континентах развивались как самостоятельные образования. Север европейской части России и прилегающий Баренцев шельф испытывали преимущественную тенденцию к поднятию и являлись в основном областями сноса, но периодически и в разных их частях возникали морские седиментационные бассейны. Обширные денудационные равнины в палеогене были развиты в пределах шельфа и приморских равнин северо-востока Сибири. Здесь в условиях слабо расчлененного рельефа формировались площадные коры выветривания, фрагментарные остатки которых фиксируются в основании разреза позднего кайнозоя, а также континентальные, преимущественно аллювиальные отложения. На севере Западной Сибири и Карском шельфе в палеогене преобладали морские седиментационные бассейны, в которых накапливались диатомиты, диатомовые глины, опоки.

Миоцен (25-5-7 млн. лет назад) в целом - это время планетарного поднятия суши и опускания океанического дна. Уровень Мирового океана к концу его понизился, по сравнению с палеогеном, на сотни метров, одновременно происходило увеличение площади и высоты континентов, вследствие чего, как полагают, глобальная температура Земли уменьшилась минимум на 2-3°С, а в средних широтах среднегодовая температура стала ниже на 5-7°С или даже более [Марков и Величко, 1967].

В миоцене же происходит кардинальная перестройка структурно-тектонического плана континентальных окраин в Арктике и Субарктике, как и многих других областях Земли, и возникает циркумполярная морфоструктура арктического шельфа. Северный Полярный океан оказывается в «ловушке» окружающих его материков, связи со смежными океанами существенно сокращаются, чем и обусловлено, скорее всего, начало процесса его интенсивного выхолаживания. Несмотря на то, что он в миоцене находился в основном в регрессивной фазе развития, в отдельные этапы и на определенных территориях отмечаются трансгрессии арктических морей, когда они распространялись на прибрежные равнины, где фиксируются морские отложения соответствующего возраста. В частности, нижне- среднемиоценовые лагунно-морские суглинки с прослоями лигнитов, распространенные на северном побережье Чукотки, содержат включения крупного обломочного материала в виде хорошо окатанной гальки, происхождение которой связано скорее всего с ледовым разносом [Данилов, 1980].

Следовательно, есть основания считать, что в Арктике в первой половине миоцена существовал морской ледовый покров, имевший, вероятно, на первых этапах сезонный, а затем устойчивый характер. Например, криогенные обстановки осадконакопления зафиксированы в среднем миоцене на острове Миддлтон близ тихоокеанского побережья Аляски: здесь развиты толщи ледово- или даже ледниково-морских отложений, мощность которых достигает огромной величины - 1181 м , а абсолютный возраст равен 13.6-12.7 млн. лет [Данилов и Шило, 1998]. Близкий возраст (12-10 млн. лет) имеют наиболее древние ледниковые отложения в горах Аляски [Armentrout et al., 1978].

Для второй половины миоцена имеются многочисленные данные о существенном похолодании климата в арктических и субарктических регионах. В горах южной Аляски, например, установлены морены, переслаивающиеся с лавами, возраст которых надежно датирован калий-аргоновым методом. Ледниковые события отвечают интервалам времени 9-8 и 7-5 млн. лет назад [Armentrout et al., 1978]. В морских отложениях северного побережья Чукотки, возраст которых, согласно микропалеонтологическим данным, увязанным с зональной стратиграфической шкалой Северо-Тихоокеанского пояса, составляет 11.5-10.5 (или 8.9-8.4) млн. лет, установлены криофильные виды диатомей, входящие в состав криопелагических биоценозов морских льдов, а также в ледово-неритический комплекс [Полякова, 1997]. Это прямые свидетельства ледовитости и холодноводности арктических морей во второй половине миоцена.

В западном, приатлантическом секторе Северного Ледовитого океана (Норвежско-Гренландский бассейн) материал ледового разноса обнаружен непосредственно в донных отложениях верхнемиоценового возраста, причем первый максимум концентрации этого материала датируется интервалом 9.5-7.0 млн. лет назад и связывается с раскрытием пролива Фрама и возникновением холодного Восточно-Гренландского течения [Thomas & Thiede, 1991]. В это же время предполагается установление постоянной связи между Северной Атлантикой и Норвежско-Гренландским бассейном, откуда в первую очередь начали поступать глубинные холодные воды. Иными словами, на рубеже среднего и позднего миоцена начинается активный водообмен между Арктическим и Атлантическим океанами.

ПЛИОЦЕН-ПЛЕЙСТОЦЕНОВЫЙ ЭТАП РАЗВИТИЯ АРКТИЧЕСКОГО ОКЕАНА

На рубеже миоцена и плиоцена фиксируется так называемый мессинский кризис в истории Мирового океана, когда произошло максимальное эвстатическое понижение его уровня за весь кайнозой, которое оценивается величиной до 350- 500 м . Данное событие привело к осушению арктического шельфа, резкому увеличению степени изоляции центральной глубоководной части Полярного бассейна (рис. 2), а следовательно и его выхолаживанию.

Из анализа схемы (см. рис. 2) следует, что к рубежу миоцена и плиоцена арктическая материковая окраина приобрела современные очертания в виде кольцевой циркумполярно ориентированной структуры. С этого момента ее развитие как единого образования определяли крупноамплитудные колебательные планетарные неотектонические движения, которые и контролировали чередование фаз трансгрессивного и регрессивного развития арктических морей [Данилов, 1982; Данилов и Шило, 1998]. Этих фаз выделено три. Первая - регрессивная, о ней частично сказано выше. Следующая - трансгрессивная - отвечает второй половине плиоцена и эоплейстоцену. Наконец, третья - в целом регрессивная соответствует плейстоцену в его минимальном объеме (0.7-0.8 млн. лет). На фоне наиболее крупных колебательных ритмов первого ранга проявлялись более мелкие, которыми обусловлены меньшие по времени проявления и амплитуде трансгрессии и регрессии арктических морей.

Первая, регрессивная фаза высокого ранга выразилась, как уже сказано, в практически полном осушении арктического шельфа, развитии в его пределах денудационных равнин и глубоком их эрозионном расчленении. Масштабы регрессии в различных в структурно-тектоническом отношении регионах не были одинаковы. В Баренцевом и Карском морях днища древних палеодолин достигали глубин 350- 400 м , и возможно более, в морях Лаптевых, Восточно-Сибирском, Чукотском порядка 100- 150 м [Данилов, 1980; 1982]. Реконструкции наиболее древней речной сети на арктическом шельфе отражают высокую степень его расчленения в это время.

Осушение шельфовой периферии Арктического океана, составляющей более половины его площади, привело к почти полной изоляции центральной глубоководной области, в которой вследствие этого сформировался устойчивый покров многолетних паковых морских льдов. Результаты изучения этой части современного бассейна свидетельствуют, что начиная с не менее чем 5-6 млн. лет назад в донные осадки здесь регулярно поступал наряду с хорошо отмученным тонкодисперсным, что естественно, более крупный обломочный материал ледового разноса (вплоть до гальки и валунов), т.е. Северный Полярный океан становится Ледовитым [Кларк и Моррис, 1984].

На побережьях арктических морей в раннем плиоцене уже были распространены толщи постоянно мерзлых пород. Подтверждение этому - факт наличия грунтовых псевдоморфоз по полигонально-жильным льдам в нижнеплиоценовых аллювиальных галечниках, выполняющих древние, ныне погребенные долины на побережье Чукотского моря [Данилов, 1980].

Вторая, трансгрессивная фаза соответствует нисходящей ветви колебательно-тектонического ритма первого ранга, время ее проявления от ~3.0 до 0.7-0.8 млн. лет назад. Арктические моря заливают территорию современного шельфа и палеошельфа (см. рис. 2), т.е. распространяются в пределы прибрежных морских равнин до современных абсолютных отметок 200- 250 м . Именно таковы высоты залегания морских отложений соответствующего возраста в Печорской низменности, на севере Западной Сибири и в пределах Северо-Сибирской равнины. Указанные регионы затапливались таким образом морем почти целиком, южнее морских располагались солоновато-водные и пресноводные подпрудные водоемы (рис. 3). Меньшие масштабы имели трансгрессии позднего плиоцена и эоплейстоцена на прибрежных равнинах Чукотки и особенно на приморских низменностях северо-востока Сибири.

Вследствие увеличения количества выпадавших атмосферных осадков не исключено, что на окружавших морские бассейны горных территориях в высоких широтах (Полярный Урал, горы Путорана, северо-восток Сибири) существовали ледники. Продуцируемые ими айсберги, наряду с морскими льдами, поставляли в донные осадки крупнообломочный материал. Морские отложения имеют преимущественно тонкодисперсный состав (глины, суглинки, алевриты), но практически по всему разрезу содержат включения гравия, гальки и валунов, что подтверждает вывод о перманентной ледовитости арктических морей на всем рассматриваемом этапе [Данилов, 1982; Данилов и Шило, 1998; Кларк и Моррис, 1984 и др.].

Вместе с тем столь масштабная трансгрессия, несомненно, расширила связи Арктического океана со смежными бассейнами, откуда увеличилось поступление теплых вод, в результате чего повысилась температура местной приповерхностной водной массы и ледовый покров имел меньшую площадь, чем в настоящее время. Это обстоятельство способствовало увеличению испаряемости с поверхности морей и увлажнению климата.

Расширение связей Арктического океана со смежными имело помимо отмеченного и противоположное следствие: усилился приток холодных вод в южные водоемы, что ухудшило термическое состояние их водных масс. Благодаря уве­личившимся связям происходил активный обмен фауной между Тихим, Арктическим и Атлантическим океанами. В рассматриваемую трансгрессивную фазу северные (бореальные) виды морской фауны проникают в Средиземное море. Известно, что в калабрии (возраст 1.8-0.8 млн. лет назад) присутствуют такие бореальные виды моллюсков как Cyprina (Arctica) islandica L., южная граница современного обитания которого проходит в Бискайском заливе на 44.5° с.ш. Смещение этой границы на 8.5° по широте к югу (до 36° с.ш.) свидетельствует о понижении температуры поверхностных вод примерно на 5°С [Марков и Величко, 1967]. Вероятно, в интервале времени от 3 до 0.7-0.8 млн. лет назад было несколько фаз экспансии морской бореальной фауны на юг.

Одна из этих фаз связана, по-видимому, с акчагыльской трансгрессией Каспия. Рядом авторов предполагается его соединение в это время через долины Камы и Печоры с Прабаренцевым морем и через Арал-Тургайский пролив-долину Иртыша и Оби с Пракарским морем [Геологическое…, 1984; Данилов, 1982; Данилов и Шило, 1998; Ковалевский, 1996 и др.]. Идея о том, что трансгрессии Северного океана и Каспия в течение более или менее значительной части плиоцена почти достигали друг друга на востоке европейской части России высказана еще А.П. Карпинским в «Очерках геологического прошлого Европейской России», вышедших в свет в конце прошлого века (1883-1894 гг.). Впоследствии гипотезу о соединении Арктического и Акчагыльского бассейнов активно развивал С.А. Ковалевский [1996], показавший, что многие ископаемые виды моллюсков, фораминифер и остракод в морских отложениях севера европейской части России близки или даже тождественны ископаемым видам из акчагыльских отложений. Данная гипотеза объясняет загадку внезапного широкого расселения своеобразной морской акчагыльской фауны Каспия, которая «ворвалась» в него из-за «завесы» нижележащей «немой» продуктивной толщи и затем исчезла также неожиданно, как и появилась.

Также вполне вероятно допущение о том, что в рассматриваемую трансгрессивную фазу через обширный ингрессионный залив в долине Енисея, распространявшийся почти до устья Ангары, отдельные представители морской фауны арктического происхождения проникли в оз. Байкал (байкальский омуль, тюлень и др.), где сохранились в виде реликтов-эндемиков по настоящее время.

Изложенные представления иллюстрирует схема (рис. 4), на которой отражена палеореконструкция морских и подпрудных опресненных бассейнов на севере Евразии и Северной Америки, возникших под влиянием позднеплиоценовой трансгрессии Арктического океана, а также показаны (по [Golikov & Scarlato, 1989]) современные биогеографические регионы, провинции, сектора и пути миграции морской фауны в настоящее время и в неогене. Анализ закономерностей географического распространения комплексов фауны в настоящем и прошлом приводит авторов к однозначному выводу о связи Акчагыльского бассейна Каспия с арктическими морями, которые соединялись в это время также и с Балтийско-Североморским бассейном.

Третья, в целом регрессивная фаза соответствует «классическому» плейстоцену в его минимальном объеме времени (последние 0.7-0.8 млн. лет). Она характеризуется общей тенденцией к поднятию арктической материковой окраины, на фоне которой четко проявлялись колебательно-тектонические ритмы более низкого ранга, амплитуда и продолжительность которых закономерно уменьшались во времени, что привело к формированию лестницы опускающихся к морю и все более молодых по возрасту террас и террасовидных уровней рельефа на приморских равнинах севера Евразии и Северной Америки.

Региональные различия сказывались и на данном этапе развития периферии Арктического океана. В западном, Карско-Баренцевоморском секторе арктического шельфа и палеошельфа Евразии амплитуда колебательных движений как первого, так и второго порядка были максимальными, чем обусловлено широкое площадное развитие на приморских равнинах комплекса хорошо выраженных уровней морского аккумулятивного рельефа и морских террас на абсолютных высотах от 200-220 до 5- 10 м . Они вложены в наиболее высокий, также аккумулятивный уровень на абсолютных высотах 240- 250 м , который слагают породы позднеплиоцен-эоплейстоценового возраста.

Данный тип низменных, аккумулятивных, тектонически стабильных побережий назван акад. К.К. Марковым [Марков и Величко, 1967] Западно-Сибирским, или Нидерландским, в отличие от тектонически нестабильного Средиземноморского аккумулятивно-абразионного типа, который также испытал в плейстоцене преимущественную тенденцию к поднятию и для которого характерна лестница нисходящих по высоте все более молодых террас. Самая высокая из них (около 180 м над уровнем моря) - калабрийская - чаще всего датируется эоплейстоценом (1.8-0.8 млн. лет назад) или плиоценом. Следовательно, в условиях аккумулятивных арктических равнин, тектонически стабильных, возраст аналогичных и более высоких уровней рельефа не может быть моложе, что подтверждает датировку времени формирования слагающих их толщ поздним плиоценом-эоплейстоценом. На основе изучения морских террас Средиземноморья, которые «чем ниже - тем моложе», Ф. Цейнером еще в 1959 г . был сделан вывод о направленном понижении уровня Мирового океана в плейстоцене вследствие погружения его дна. Представляется, что этот процесс сочетался, как и в миоцене, с общим поднятием континентов и затопленных морем их пенепленизированных окраин, т.е. шельфов.

В Лаптевско-Восточно-Сибирском секторе арктического шельфа и палеошельфа Евразии общее вздымание континентальной окраины в плейстоцене и проявившиеся на его фоне колебательные тектонические движения второго порядка, как и в западном секторе, нашли отражение в ярусности и террасированности аккумулятивного рельефа приморских равнин, а также донного рельефа современных морей [Данилов и Власенко, 1999]. Однако абсолютная высота уровней на равнинах не превышает 100 м , и сложены они преимущественно осадками континентального и прибрежно-морского происхождения: аллювиальными, озерно-аллювиальными, дельтовыми, ваттово-лайдовыми, лагунными и т.д.

Как следует из вышесказанного, в плейстоцене шло направленно-циклическое понижение относительного уровня Арктического океана, которое достигло максимума в его конце (18-20 тыс. лет назад). Согласно многочисленным данным относительный уровень Мирового океана понижался в целом ряде регионов на 110-127 или даже 169- 174 м [Селиванов, 1996]. Эта регрессия, как и предыдущие, привела к увеличению степени изоляции Арктического океана и образованию в его центральной (неосушенной) части практически сплошного устойчивого ледового покрова повышенной толщины (по разным оценкам от 15 до 500 м и более), который по периферии переходил в далеко продвинувшуюся на север (в Восточно-Сибирском секторе на 500- 700 км ) сушу. Таким образом, практически в один «климатический» суперматерик сливались Северная Америка, постоянно Ледовитый Полярный океан и Евразия. В Арктике и прилегающих территориях возникала огромная область охлаждения - «Арктида», для которой помимо низких температур свойственна была континентальность и аридность климата [Данилов, 1996; Данилов и Шило, 1998].

В этих условиях на осушенных пространствах шельфа и приморских равнинах происходило активное промерзание горных пород. Согласно нашим оценочным расчетам, мощность мерзлых толщ здесь могла достигать 1000- 1500 м и более [Данилов, 1996]. Под отепляющим воздействием морских вод в ходе последующей позднеплейстоцен-голоценовой трансгрессии она сократилась. В настоящее время максимальная мощность реликтовых мерзлых пород на арктическом шельфе зафиксирована бурением в море Бофорта в районе устья р. Маккензи и составляет 500- 700 м [Taylor et al., 1996].

На основе наших расчетных данных мощность субмаринных мерзлых толщ в восточном секторе арктического шельфа Евразии (моря Лаптевых и Восточно-Сибирское) с учетом широты местности и внутриземного теплового потока колеблется от 450- 500 м в прибрежной части до 100- 200 м на внешней кромке шельфа. В западном секторе (моря Карское и Баренцево) современные субмаринные мерзлые толщи имеют максимальную прогнозную мощность порядка 200- 300 м .

ВЫВОДЫ

На основе вышеизложенного можно сделать следующие основные выводы. Главной причиной природных геоэкологических изменений в Арктике и Субарктике в позднем кайнозое явились трансгрессивно-регрессивные циклы развития циркумполярно ориентированной, кольцевой структуры материковой окраины. Эти циклы имели колебательно-тектоническую природу и обусловливали степень изоляции Арктического океана, определяя термическое состояние его вод и степень ледовитости.

В трансгрессивные этапы связи Арктического океана со смежными усиливались, осуществлялся активный обмен фауной между ними, улучшалось термическое состояние приповерхностных водных масс, уменьшалась степень ледовитости водоема, но одновременно увеличивалась испаряемость с его поверхности и, как следствие, влажность климата прилегающих территорий, что способствовало развитию наземного оледенения в горных регионах в высоких широтах.

Восходящие колебательные движения материковой окраины, сочетавшиеся с общим погружением океанического дна, приводили к увеличению степени изоляции Арктического океана, ухудшению термического состояния его приповерхностных вод, возрастанию степени ледовитости, осушению шельфа и увеличению площади арктической суши, в результате чего возрастало общее охлаждающее влияние Арктики на континенты Северного полушария, а следовательно, и глобальный климат планеты в целом.

В плейстоцене шло циклически-направленное понижение относительного уровня Арктического океана, которое достигло максимума, когда обширные осушенные территории шельфа вместе с устойчивым ледовым покровом центральной части водоема образовывали огромную область охлаждения - своеобразный суперматерик «Арктиду», климат которого помимо суровости характеризовался аридностью. Поэтому на основной части суши в данной области развивалось подземное, а не наземное оледенение. Последнее концентрировалось по ее периферии в тех в основном горных и возвышенных регионах, куда проникали влажные океанические воздушные массы.

На основе изложенных выше закономерностей может быть дан следующий нетрадиционный прогнозный сценарий. В случае прогрессирующего глобального потепления климата уменьшится степень ледовитости арктических морей, это приведет к увеличению испаряемости с их поверхности, возрастанию количества выпадающих атмосферных осадков (в том числе и зимних) и не деградации, а аградации наземного оледенения в Арктике и Субарктике.

Работа выполнена при поддержке РФФИ (грант 98-05-64340).

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Геологическое строение СССР и закономерности размещения полезных ископаемых. Т. 9. Моря Советской Арктики. Л.: Недра, 1984. 280 с.

2. Данилов И.Д. Кайнозой арктического побережья Чукотки // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1980. № 6. С. 53-62.

3. Данилов И.Д. Проблема соотношения оледенений и морских трансгрессий в позднем кайнозое // Водные ресурсы. 1982. № 2. С. 119-135.

4. Данилов И.Д. Арктический шельф в последнюю криогенную эпоху позднего плейстоцена // Мат-лы первой конференции геокриологов России. М.: Изд-во МГУ, 1996. С. 24-33.

5. Данилов И.Д. Криогенная экосистема Арктического бассейна // Геоэкология. 1997. № 5. С. 3-15.

6. Данилов И.Д., Власенко А.Ю. Геоэкологическая модель развития криолитозоны Восточно-Сибирского сектора Арктического шельфа // Геоэкология. 1999. № 1. С. 5-14.

7. Данилов И.Д., Шило Н.А. Трансгрессивно-регрессивные циклы развития Арктического океана в позднем кайнозое // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 1998. Т. 6. № 6. С. 92-100.

8. Кларк Д.Л., Моррис Т.В. Типы кайнозойского осадконакопления в связи с историей развития Северного Ледовитого океана: район от Канадского бассейна и Альфа-Чукотского хребта до хребта Ломоносова // 27-й Межд. геол. конгресс. Доклады. Т. 4. Геология Арктики. М.: Наука, 1984. С. 146-150.

9. Ковалевский С.А. Место и значение акчагыла в стратиграфии четвертичных отложений Русской равнины // Бюлл. Моск. об-ва испыт. природы. Отд. геол. 1996. Т. XXVI. С. 84-94.

10. Марков К.К., Величко А.А. Четвертичный период. Т. III. Материки и океаны. М.: Недра, 1967. 440 с.

11. Полякова Е.И. Арктические моря Евразии в позднем кайнозое. М.: Научный мир, 1997. 146 с.

12. Северный Ледовитый и Южный океаны. Сер. География Мирового океана. Л: Наука, 1985. 501 с.

13. Селиванов А.О. Изменения уровня Мирового океана в плейстоцене-голоцене и развитие морских берегов. М.: Ин-т водных проблем РАН, 1996. 268 с.

14. Armentrout J., Echols R., Nash К. Late Miocene climatic cycles of the Yakataga Formation, Robinson Mountans, Golf of Alaska area // Correlation of Tropical trough High Latitude Marine Neogene Deposits of the Pacific Basin. Stanford, 1978. V. 29. P. 3-4.

15. Golikov A.N., Scarlato О.A. Evolution of Arctic Ecosystems during the Neogene Period // The Arctic Seas . Ed. Y. Herman. New York : Van Nostrand Reinhold Company. 1989. P. 257-279.

16. Hummel J.R., Reck R.A. A global surface albedo model // J. Appl. Meteorology. 1979. V. 18. P. 239-253.

17. Spielhaus A. Equal area map of the world, EOS Trans // Amer. Geophys. Union . 1983. V. 64. № 14. P. 1.

18. Taylor A.E., Dallimore S.R., Judge A.S. Late Quaternary history of the Mackenzie-Beafort region, Arctic Canada, from modelling of permafrost temperatures. 2. The Mackenzie Delta-Tuktoyktuk Coastlands. National Research Council Canada . 1996. V. 33. № 1. P. 62-71.

19. Thomas C.W., Thiede J. History of terrigenous sedimentation during the past 10 v.y. in North Atlantic (ODP Legs 104 and 105 and DSDP Leg 81) // Marine Geology. 1991. V. 101. P. 83-102.

20. Zonenshain L.P., Natapov L.M. Tectonic history of the Arctic region from the Ordovician through the Cenozoic // The Arctic Seas. Ed. Y. Herman. New York : Van Nostrand Reinhold. 1989. P. 829-862.

Ссылка на статью: 

Данилов И.Д., Власенко А.Ю., Луковкин Д.С. Формирование криогенной экосистемы Арктического океана // Геоэкология. Инженерная геология. Гидрогеология. Геокриология. 2000. № 3, с. 197-206.