Устанавливается связь изменений уровня моря и колебаний климата. Интервалы колебаний обоснованы радиоуглеродным датированием и коррелируются с данными, полученными в других районах. Приводится кривая колебаний уровня моря у берегов Восточной Чукотки в позднем плейстоцене и голоцене.

Накопленные к настоящему времени материалы позволяют считать, что основные черты рельефа побережья Восточной Чукотки и прилегающих акваторий были заложены в результате среднемиоценовых тектонических движений [Беспалый, Максимов, 1971; Шило и др., 1971; Nelson et. al., 1974]. В дальнейшем некоторые участки побережья испытывали тектонические подвижки небольших амплитуд и различных знаков с общей тенденцией к поднятию.

В разрезах береговых уступов побережья Восточной Чукотки наблюдается чередование плейстоценовых морских и континентальных отложений, свидетельствующих о неоднократных гляциоэвстатических колебаниях уровня моря.

В пределах прибрежного мелководья на глубинах около 40, 32,5-28; 25-22,5; 17,5-15 и около 10 м выявлены затопленные береговые линии, образование которых связывается с колебаниями уровня моря в теплые интервалы позднего плейстоцена и в ходе послеледниковой трансгрессии [Иванов, 1975].

По нашим данным, на Восточной Чукотке морские отложения теплого интервала второй половины позднего плейстоцена (каргинского) отсутствуют. Осадки этого интервала представлены континентальными образованиями. В частности, аллювиальные отложения древней долины р. Лорен свидетельствуют о том, что уровень моря в это время был ниже современного. Эти отложения вложены в морские и флювиогляциальные осадки первой половины позднего плейстоцена. Мощность их до 5 м. Значительное содержание пыльцы древесно-кустарниковой группы, особенно ольхи (до 40%), позволяет для этого времени предполагать близкие к современным климатические условия, но вследствие континентальности более благоприятные для развития древесного растительного покрова [Давидович, Иванов, 1976].

Очевидно, к этому времени относится образование береговой линии на глубинах 32,5-28 м. Большая ширина абразионных площадок террасы (от 500 до 1200 м), довольно крутые и высокие (до 15 м) уступы, выработанные как в коренных породах, так и на склонах конечно-моренных гряд, образованных первым позднеплейстоценовым оледенением, свидетельствуют о длительном стабильном уровне в период формирования этой береговой линии.

Во время холодного интервала в конце позднего плейстоцена, сопоставляемого с сартанским, береговая линия, вероятно, находилась на глубине около 100 м [Knebel, Greager, 1973]. В результате гляциоэвстатической регрессии были осушены огромные участки прибрежного мелководья. В горах Восточной Чукотки в это время происходит интенсивное корообразование и развитие небольших (до 10 км) горно-долинных ледников.

Климат Восточной Чукотки во время последнего оледенения реконструируется палеоботаническими данными [Давидович, Иванов, 1976]. Спорово-пыльцевые спектры верхней части аллювия древней долины р. Лорен отражают сухие и холодные климатические условия. В растительном покрове преобладали травы (до 80%), представленные в основном полынями, злаками и плаунком сибирским. Пыльца древесно-кустарниковой группы представлена единичными зернами ивы, карликовой березы и ольховника. Такие же данные получены из озерных отложений, подстилающих торфяники в долине р. Утаатап на побережье Мечигменской губы и у мыса Анюалькаль на западном побережье залива Креста. Пресноводные диатомовые водоросли из песков в основании утаатапского обнажения (определения И.А. Купцовой) соответствуют начальной стадии неглубокого холодноводного озера. В комплексе диатомей преобладают холодолюбивые бентические и литоральные виды: Navicuia amphibola Cl., N. semen Ehr., Pinnularia lata (Breb.) W.S.M., Neidium iridis (Ehr.) Cl, Cymbella heteropleura var. minor Cl., C. turgida (Greg.) Cl. Каких-либо значительных изменений климатических условий на Восточной Чукотке в конец позднего плейстоцена палеоботаническими данными не установлено.

Уровень моря на заключительном этапе позднего плейстоцена устанавливается по аналогии с данными, полученными при исследовании керна донных отложений залива Коцебу [Creager, McManus, 1967; Colinvaux, 1967]. Скважина глубиной 7 м была пробурена на глубине моря 39,5 м. Радиоуглеродные определения и палинологические данные показывают, что дельтовые осадки мощностью 5,5 м быстро и непрерывно накапливались около 14 000 - 12 000 лет назад.

Изменение климатических условий на этом рубеже фиксируется распадом растительных тундростепных группировок и появлением в растительном покрове карликовой березки.

У Восточной Чукотки эта береговая линия фиксируется абразионными формами на глубинах 38-43 м. В это время был выработан уступ высотой до 8 м и пологонаклонная площадка шириной в несколько сот метров.

Значительные климатические изменения как на Восточной Чукотке, так и на Аляске произошли в начале голоцена, о чем свидетельствуют радиоуглеродные и палеоботанические данные. На побережье Аляски наблюдается продвижение ареалов ольхи до залива Коцебу около 10 000 лет назад и появление ели в долине р. Юкон около 9000 лет назад [Colinvaux 1967; Hopkins, 1972; Колинво, 1973]. На побережье Восточной Чукотки около 9000 лет назад началось интенсивное накопление торфа. В районе пос. Лорино из основания торфяника получена датировка 8525 ± 220 лет назад (МАГ-145), из обнажения в 2 км от устья р. Утаатан - 8820 ±114 лет назад (МАГ-149), а на западном побережье залива Креста у мыса Анюалькаль - 8140 ± 100 лет назад (МАГ-188).

Спорово-пыльцевые спектры, полученные из нижних горизонтов торфяников в разрезах у пос. Лорино и в долине Утаатан, аналогичны и свидетельствуют о широком распространении зарослей карликовой березки, верескоцветных кустарничков и осоково-злаковых группировок и моховых покровов из сфагнума. Растительность этих районов представляла собой южный вариант гипоарктической тундры, в понимании Б.А.Юрцева [1974]. Близкий состав растительности был и на побережье залива Креста, но, очевидно, с большим участием зарослей ольховника.

Уровень моря у берегов Восточной Чукотки до начала голоцена не превышал изобаты 20 м. По данным X. Кнебела и Дж. Кригера [Knebel, Creager, 1973], уровень моря около 11800 лет назад был на 30 м ниже современного. По сообщению Д.М. Хопкинса [1976], торфяник, затопленный на глубине 20 м в заливе Нортон, формировался около 10 000 лет назад.

У побережья Восточной Чукотки в это время на глубине 25-22,5 м, по-видимому, формировались абразионные формы. Высота уступа, выработанного как на береговом склоне, так и на склонах конечно-моренной гряды первого позднеплейстоценового оледенения, достигает 10 м, ширина пологонаклонной площадки на некоторых участках более 500 м.

Возможно, около 7000 лет назад в растительном покрове на побережье Восточной Чукотки произошли изменения, связанные с ухудшением климатических условий. В спорово-пыльцевых спектрах осадков различного генезиса это выражается уменьшением роли пыльцы древесно-кустарниковой группы и преобладанием процентного содержания спор сфагновых мхов. В это время на американском побережье в районе залива Кука, Британской Колумбии и внутренних районов Аляски устанавливается значительная подвижка ледников [Карлстром, 1965]. В этот период отмечается также резкое изменение скорости подъема Мирового океана [Каплин, 1973]. По-видимому, в это время на береговом склоне современного прибрежного мелководья была выработана береговая линия на глубине 17,5-15 м. Ширина площадки достигает 1500 м, а величина уклона 0,011-0,089. Высота абразионного уступа изменяется от 3 до 10 м.

В Беринговом проливе, бассейне Чирикова и Анадырском заливе на глубинах 8-12 м отчетливо выражена затопленная береговая линия, представленная абразионными и аккумулятивными формами. Это замедление или временная стабилизация уровня моря на указанных отметках связывается с последним этапом в ходе послеледниковой гляциоэвстатической трансгрессии [Щербаков, 1961]. Затопленная береговая линия на глубине около 10 м отмечается также на береговом склоне прибрежного мелководья Аляски, но возраст ее не установлен [Hopkins, 1973].

Береговая линия на глубине около 10 м формировалась, по-видимому, во время похолодания около 4000 лет назад, которое на побережье Восточной Чукотки фиксируется по спорово-пыльцевым данным и радиоуглеродным определениям возраста [Давидович, Иванов, 1976]. Изменение климата в сторону похолодания в интервале 5000-4000 лет назад отмечается и для других районов нашей планеты [Карлстром, 1965; Каплин, 1973; Хотинский, 1977].

Уровень моря у Восточной Чукотки приблизился к современному около 4000-3500 лет назад. В это время в прибрежной зоне складываются растительные группировки, близкие к современному северному приморскому варианту гипоарктической тундры [Юрцев, 1974; Давидович, Иванов, 1976]. В это же время формируются общие очертания современных берегов.

Прибрежное осадконакопление и динамика береговых процессов значительно изменились около 1000 лет назад. В Беринговом проливе, южнее мыса Сфинкс (Верблюжий), основание уступа высотой около 5 м сложено лагунными осадками, представленными средне- и мелкозернистыми песками с алевритом. О лагунном генезисе этих осадков свидетельствует присутствие морских и солоноватоводных диатомовых водорослей: Melosira sulcata Kutz., Thalassiosira gravida Cl., Trachvneis aspera (Ehr.) Cl., Biddulphina aurita (Lyngb.) Breb. et Godey, Diploneis subcinkta (A.S.) Cl., Grammotophora arctica Cl., Coscinodiscus asteromphalus Ehr., Achanthes arctica Cl., Cocconeis scutellum Ehr. Эти отложения перекрываются торфяником, возраст которого в нижней части 810 ± 80 лет назад (МАГ-191).

Такое же строение имеет и береговой уступ высотой около 5 м на северном побережье залива Лаврентия у пос. Пинакуль. Состав диатомовых из лагунных отложений в основании разреза близок к описанному ранее. Возраст перекрывающего лагунные осадки торфяника 470 ± 30 лет назад (МАГ-204). Спорово-пыльцевые спектры из этих отложений характеризуются доминированием пыльцы трав. Кустарники представлены пыльцой ивы. Среди заносной пыльцы встречается пыльца ели, сосны, ольховника. Сравнение со спорово-пыльцевыми спектрами из современных прибрежных осадков показывает, что существенных изменений в растительном покрове этого района на протяжении последней тысячи лет не произошло [Давидович, Иванов, 1976]. Такие же данные получены и по результатам палеоботанических исследований колонок вибробурения мощностью до 3 м, отобранных на глубинах 5-30 м.

С интервалом 1000-3500 лет назад, по-видимому, связано также резкое изменение направления генераций береговых валов на побережье Мечигменского залива между лагунами Гетлянен и Гытгыткуюм и в других местах побережья Восточной Чукотки.

В настоящее время не имеется данных, которыми можно объяснить довольно резкую и быструю перестройку береговой линии в позднем голоцене. Возможно, эти изменения связаны с небольшими осцилляциями уровня Мирового океана [Fairbridge, 1961]. Возможными причинами этой перестройки может быть также превышение скорости тектонического поднятия над скоростью повышения уровня моря на этом этапе или резкое изменение гидрологического режима в Беринговом проливе.

Таким образом, по имеющимся в данный момент материалам о строении верхнеплейстоценовых и голоценовых отложений прибрежной суши, колонок донных отложений и геоморфологическому строению дна прибрежного мелководья представляется возможным дать только предварительную схему послеледниковых колебаний уровня моря у побережья Восточной Чукотки (рисунок).

После максимума регрессии около 20 000 лет назад уровень моря поднялся до современных отметок на глубинах 38-43 м, и около 13 000 лет назад на этом уровне была выработана береговая линия. Полного разрушения моста суши между Восточной Чукоткой и Аляской еще не было. Интенсивное разрушение этого моста началось около 10 000 лет назад, когда уровень моря находился ниже современных отметок на 25-22,5 м. Скорость трансгрессии между 13 000 и 11 500 лет назад составляла около 1 см/год. Этап стабилизации или резкого замедления скорости послеледниковой трансгрессии длился около 1000 лет (11 500-10 500 лет назад).

Следующий трансгрессивный этап был довольно продолжительным, около 3000 лет (10 500 - 7 500 лет назад). Скорость трансгрессии на этом этапе была значительно ниже, чем во время предыдущего, и составляла, вероятно, около 0,3 см/год. Подъем уровня моря был очень незначительным, а возможно и стабильным, в интервале 7500 - 6500 лет назад, когда была выработана береговая линия на глубинах 17,5-15 м. С такой же скоростью, как и в интервале 10 500 - 7 500 лет назад, трансгрессировало море и в последующем - 6500-5000 лет назад. В ходе этого этапа трансгрессии к берегам Восточной Чукотки была вынесена большая масса терригенного материала, из которого в период следующей временной стабилизации уровня моря (5 000 - 4 000 лет назад) были сформированы мощные аккумулятивные тела, реликты которых сохранились на глубинах около 10 м.

Около 4 000 - 3 500 лет назад наступил еще один этап послеледниковой трансгрессии, во время которого уровень моря за относительно короткий срок приблизился к современному. Скорость подъема уровня моря за этот интервал времени достигала 2 см/год. В результате такого быстрого повышения уровня моря на многих участках прибрежного мелководья не были полностью переработаны прибрежно-морские аккумулятивные формы рельефа, и они сохранились в виде валов на глубинах 12-8 м.

За последние 3500 лет уровень моря и гидрологический режим прибрежных акваторий также незначительно изменялся, что приводило к перестройке прибрежно-морских аккумулятивных образований, отчленению и заполнению осадками лагун, появлению новых абразионных форм рельефа.

ЛИТЕРАТУРА

Беспалый В.Г., Максимов А.Е. Неотектоника и изостазия Северо-Востока СССР. - Геоморфология , 1971, № 3.

Давидович Т.Д., Иванов В.Ф. Климат прибрежных районов Восточной Чукотки в позднем плейстоцене и голоцене. - Тр. СВКНИИ, 1976, вып. 74.

Иванов В.Ф. Рельеф и осадки шельфа Восточной Чукотки. Тез. Докл. Всесоюз. совещ. XII пленума геоморфол. комис. Владивосток, 1975.

Каплин П.А. Новейшая история побережий Мирового океана. М.: Изд-во МГУ, 1973.

Карлстром Т. Данные о четвертичном оледенении в северной части Тихого океана и планетарные изменения климата. - В кн.: Антропогеновый периоде Арктике и Субарктике. М.: Недра, 1965.

Колинво П. Растительность Берингийского моста суши и проблема рефугиумов: данные пыльцевого анализа осадков Берингова и Чукотского морей. - В кн.: Берингийская суша и ее значение для развития голарктических флор и фаун в кайнозое. Хабаровск, 1973.

Хопкинс Д.М. История уровня моря в Берингии за последние 250000 лет. - В кн.: Берингия в кайнозое. Владивосток, 1976.

Хотинский Н.А. Голоцен Северной Евразии. М.: Наука, 1977.

Шило Н.А., Беспалый В.Г., Павлов Г.Ф. Картографическое отображение новейшей тектоники Северо-Востока. - Колыма, 1971, № 1.

Щербаков Ф.А. Некоторые данные о послеледниковой трансгрессии Берингова моря. - Тр. Ин-та океанологии АН СССР, 1961, т. 48.

Юрцев Б.А. Проблемы ботанической географии Северо-Восточной Азии. Л.: Наука, 1974.

Colinvaux P.A. Quaternary vegetation history of Arctic Beringia. - In: The Bering Land Bridge. Stanford Univ. Press, 1967.

Creager J.S., McManus D.A. Geology of the floor of Bering and Chukchi Seas - American Studies. - In: The Bering Land Bridge. Stanford Univ. Press, 1967.

Fairbridge R.W. Eustatic changes in sea level. - In: Physics and chemistry of the Earth. N.Y., Press, 1961, N 4.

Hopkins D.M. The paleogeography and climatic history of Beringia during late Cenozoic time. - Inter-Nord, 1972, N 12.

Hopkins D.M. Sea level history in Beringia during the past 250 000 years. - Quatern. Res., 1973, 3.

Knebel H.J., Creager J.S. Yokon River : Evidence for extensive migration during the Holocene transgression. - Science, 1973, 179.

Nelson C.H., Hopkins D.M., Scholl D.M. Cenozoic sedimentary and tectonic history of Bering Sea . - In: Oceanography of the Bering Sea , 1974.

Ссылка на статью:

Иванов В.Ф. Колебания уровня моря у берегов Восточной Чукотки в позднем плейстоцене и голоцене. - В кн.: Колебания уровня морей и океанов за 15 000 лет. М.: Наука, 1982. С. 190-195.