| ||
УДК 551.351:551.793. 9/794
|
Рассматривается расположение береговых линий восточно-арктических морей
СССР, возникших в ходе верхнеплейстоценовой регрессии средне-
позднеплейстоценового морского бассейна и последовавшей затем
трансгрессии моря в голоцене. Обсуждаются абсолютные отметки и возраст
береговых линий на побережье и дне морей, а также характер их
расположения в плане и конфигурации. На побережье восточно-арктических морей достаточно четко фиксируются четыре морских трансгрессии (миоценовая, позднеплиоценовая, средне- верхнеплейстоценовая и голоценовая) и разделяющие их регрессии. Относительно более информативны данные, относящиеся к положению береговых линий, формирование которых происходило в ходе позднеплейстоценовой регрессии и последовавшей затем трансгрессии, максимум которой приходится на ранний голоцен (рис. 1). Береговые линии периода спада вод средне-позднеплейстоценовой трансгрессии на береговых равнинах и склонах гор Чукотского п-ова и Аляски выделяются в форме серий абразионно-аккумулятивных террас с абсолютными высотными отметками 160, 140-120, 100-80, 60-50, 40-30, 20-15, 10-8 м. Ширина террас доходит до 3 км, на горных склонах она редко превышает 200 м. Мощность отложений регрессивной серии, в составе которых выделяются осадки лагун, пляжей, береговых валов, колеблется от 2 до 8 м. Их позднеплейстоценовый (зырянско-каргинский) возраст определен по результатам палинологического и диатомового анализов [Пуминов, 1974]. Две радиоуглеродные датировки: 29-33 000 лет [Свиточ, 1977] - относятся к верхним частям разреза регрессивной серии осадков 40-30-метровой террасы, развитой на побережье Анадырского залива. Эту и четыре вышерасположенные террасы следует считать позднезырянскими, что соответствует имеющимся палеогеографическим представлениям ряда исследователей Чукотки. Две более низкие морские террасы, по-видимому, относятся к зырянско-каргинскому времени. 20-метровая терраса Анадырского лимана имеет дату 27 ± 2,2 тыс. лет [Каплин, 1977]. Дальнейший ход позднеплейстоценовой регрессии бассейна фиксируется подводными морскими террасами и сочетающимися с ними морскими косами и береговыми валами, образующими связные системы. Конфигурация расположения этих систем в плане отражает последовательное снижение уровня моря. Происходившее в ходе нарастания кос отчленение лагун и последующее заполнение их аллювиально-дельтовыми и озерными отложениями подтверждает регрессивный характер процесса формирования систем. Описанные подводные формы приурочены к глубинам 5-10 м, 12-18, 22-28, 32-38, 42-50 и 55-65 м. Существование периода значительной регрессии моря доказывается наличием на глубинах от 10 до 100 м разветвленной сети подводных русел и продолжений на дне моря широких долин крупных рек Колыма, Эргувеем, Анадырь, Юкон, Кобук и других, а также долинных понижений в заливе Креста и Беринговом проливе. Существование их устанавливается не только батиметрическими данными, но и материалами сейсмоакустических исследований. В период наибольшего снижения уровня моря благоприятные условия для воздействия на рельеф шельфа получили субаэральные процессы, о чем могут свидетельствовать террасовидные уступы на некоторых участках подводных долин, очевидно, эрозионного происхождения. Врез их достигает 10-15 м. В ряде районов возможно наличие ледниковых отложений мощностью до 20 м, залегающих на расчлененном рельефе подстилающих отложений. В зонах современного размыва дна в районах Берингова пролива и п-ова Сьюард они установлены материалами донного опробования. Существование их не только на участках «древних» водоразделов, но и в пределах долин на сейсмоакустических профилях устанавливается по характерной искривленной записи отраженных сигналов. В большинстве случаев ледниковые образования перекрыты морскими голоценовыми осадками мощностью не более 3 м. Таким образом, становится возможным говорить об осушении и денудационном периоде существования рассматриваемого шельфа в конце позднего плейстоцена на пространстве, ограниченном современным берегом и изобатой около 100 м. Отсутствие сведений о точном положении береговых линий регрессии и позднеплейстоцен-голоценовой трансгрессии на уровне изобат 100-60 м, вероятно, следует объяснять недостаточным объемом работ нужной детальности в этой зоне глубин. Вместе с тем нельзя исключить предположение, что изобата 65 м - нижний предел регрессии, с которого в данном регионе начала развиваться трансгрессия. По-видимому, этот вопрос в настоящее время правильнее оставить открытым. Береговые формы рельефа и осадки (табл. 1), позволяющие выявить последовательное смещение (передвижение) береговой зоны в направлении современного берега и образовавшиеся в ходе развитие позднеплейстоцен-голоценовой трансгрессии моря, представлены абразионными уступами, террасами, барами, валами, а также сопровождающими их врезами речных долин и дельтами. К перечисленным формам рельефа приурочены резкие смены характера осадков. Под 2-3-метровым слоем морских отложений, образовавшихся в результате трансгрессии, залегают торфяники мощностью до 2 м и лагунные илы мощностью до 6 м.
Имеющиеся материалы по всему рассматриваемому региону сведены в табл. 2
и изображены на графике (рис. 2). При их составлении учтены сведения,
приводимые в ряде публикаций зарубежных исследователей
[Pewe, 1962; Hume, 1965; Creager & Мс. Manus, 1965; Brown & Sellnan,
1966;
Grim & Mc. Manus, 1970; Holmes & Greager,
1974;
Scholl & Hopkins, 1969; Kammer,
1970;
Hopkins, 1972; Tagg & Green,
1973
и др.].
По характеру расположения береговых линий позднеплейстоценовой регрессии
и позднеплейстоцен-голоценовой трансгрессии (см. рис. 1) в пределах
рассматриваемого региона выделяются две области, граница между которыми
проходит по линии о-в Врангеля - Чаунская губа. К западу от нее
одновозрастные береговые линии значительно удалены от современного
берега и имеют распластанный характер (рис. 3). Объяснение этому можно
найти в геологических материалах, свидетельствующих о том, что западная
часть в плейстоцене преимущественно устойчиво поднималась, благодаря
чему на многих ее участках под осадками молодой трансгрессии залегают
неогеновые или даже эоцен-олигоценовые образования.
Таблица 1
Глубины расположения аккумулятивных и абразионных форм рельефа и
торфяников периодов позднеплейстоценовой регрессии и
позднеплейстоцен-голоценовой трансгрессии Берингова моря, Анадырский
залив
Восточная часть характеризуется более сложной картиной расположения береговых линий, иллюстрирующей сочетание участков распластанного их расположения с участками, где береговые линии группируются в пределах узкой полосы морского дна. Это также объясняется предшествующей историей развития этой области - движения в прошлом носили дифференцированный характер и имели блоковую природу. Подобный характер движений, видимо, сохранялся на протяжении освещаемого отрезка геологического времени, и одни участки этой области могли длительное время находиться в зоне морского осадконакопления, другие в это же время пребывали в субаэральных условиях. Таблица 2 Абсолютные отметки расположения береговых линий позднеплейстоцен-голоценовой и голоценовой трансгрессий на побережье и дне Восточно-Арктических морей.
ЛИТЕРАТУРА Дегтяренко Ю.П. Развитие побережья Северной Чукотки в плейстоцене и голоцене. - В кн.: Геоморфология и литология береговой зоны морей и других крупных водоемов. М.: Наука, 1971. Дегтяренко Ю.П. Морские террасы Корякской горной системы и ступени ее подводной окраины. - В кн.: Геология моря. Л.: НИИГА, 1974, вып. 3. Каплин П.А. Плейстоценовые колебания уровня Мирового океана. - В кн.: Палеогеография и отложения плейстоцена южных морей СССР. М.: Наука, 1977. Ломаченков B.C. Голоценовая трансгрессия и условия формирования россыпей на северном побережье Чукотского полуострова. - В кн.: Новейшая тектоника и палеогеография Советской Арктики в связи с оценкой минеральных ресурсов. Л.: Ин-т геологии Арктики, 1972. Пуминов А.П. Корреляция позднекайнозойских береговых линий Чукотского моря. - В кн.: Геология моря. Л.: Ин-т геологии Арктики, 1975, вып. 4. Свиточ А.А. Позднеплейстоценовые отложения Чукотки, их радиоуглеродный возраст и корреляция. - ДАН СССР, 1977, т. 233, № 2. Хопкинс Д.М. История уровня моря в Берингии за последние 250 000 лет. - В кн.: Берингия в кайнозое. Владивосток, 1976.
Creager I.S., McManus D.A.
Pleistocene drainage patterns on the floor of the
Grim M.S., McManus D.A.
A shallow seismic-profiling survey of the northern
Holmes M.L., Creager I.S.
Holocene history of the Laptev Sea Continental shelf. - In: Marine geology and Oceanography of the
Kammer I.Т.,
Creager I.S.
Marine geology and Cenozoic history of the
Pewe T.L.
Age of the spit at Barrow,
Tagg A.R., Green H.G.
High-resolution seismic survey of an off-shore area
Scholl D.W., Hopkins D.M.
Newly discovered
|
Ссылка на статью: Дегтяренко Ю.П., Пуминов А.П., Благовещенский М.Г. Береговые линии восточно-арктических морей в позднем плейстоцене и голоцене. - В кн.: Колебания уровня морей и океанов за 15 000 лет. М.: Наука, 1982. С. 179-185.
|