Систематическое геолого-геофизическое изучение Берингова пролива, открытого в 1648 г. и получившего первое картографическое отображение в 1732 г., а современное наименование в 1778 г., началось лишь несколько десятков лет назад в связи с решением проблемы круглогодичного судоходства по Северному морскому пути. Основной же объем работ, заключающийся в систематических промерах глубин, отборе донных геологических проб и проведении геофизических исследований, приходится на два последние десятилетия.

Берингов пролив привлекает особое внимание исследователей историей своего геолого-геоморфологического развития по целому ряду вопросов: в связи с проблемой существования в прошлом сухопутного "моста" между Азией и Северной Америкой, как возможный "канал", через который, подобно апофизу Тихого океана, образовался в конце мезозоя восточный сектор Северного Ледовитого океана; как район, перспективный для строительства крупнейшей электростанции, использующей энергию морских приливов, и др. Несомненный интерес представляет этот район и для широкого круга океанологов, мореходов, а также специалистов других отраслей науки и народного хозяйства.

Континентальное обрамление Берингова пролива характеризуется высоким эрозионно-денудационным холмогорьем и низкогорьем полуостровов Дауркин (Чукотка) и Сьюард (Аляска), отражающим морфологическое становление Анадырско-Сьюардского (Юконского) срединного массива в его Восточно-Чукотской и Западно-Юконской (Сьюардской) зонах. Породы, слагающие прибрежную сушу, представлены протерозойскими и фанерозойскими образованиями разной полноты геологического разреза и генезиса. Формирование срединного массива связано со становлением протерозойских складчатых поясов, "спаявших" в Восточной Арктике архейские блоки, в результате чего образовалась структура карелид с типичной континентальной корой. Впоследствии эта первичная континентальная кора в некоторых районах была переработана мезозоидами, после завершения развития которых образовалась вторичная континентальная кора. Обособление Сьюардского блока произошло, по-видимому, на границе мезозоя и кайнозоя. С юга массив ограничен погруженной под осадки Беринговоморского шельфа Охотско-Чукотской ветвью вулканогенного пояса, а с севера - мезозоидами хребта Брукса и эпимезозойской плитой, расположенной в пределах шельфа Чукотского моря. Таким образом, можно считать, что район Берингова пролива находится на докембрийско-палеозойском складчатом основании в области тектонически относительно пассивного шельфа с корой континентального типа [Белый, Тильман, 1966; Тильман и др., 1969; Пущаровский и др., 1977; Геологическая ..., 1981].

Рельеф дна пролива отличается незначительным перепадом высот, не превышающим нескольких десятков метров, но тем не менее довольно сложный, что объясняется хорошей сохранностью его субаэральных форм. В числе последних особенно следует отметить формы эрозионно-денудационного, структурно-денудационного и ледникового происхождения. На них наложились рельефообразующие процессы трансгрессирующего голоценового моря, не только нивелирующие в результате абразии и неволновой аккумуляции первичные неровности, но и акцентирующие их вследствие размывающей деятельности течений (преимущественно в относительно узких понижениях рельефа) и волновой аккумуляции, приуроченной к возвышенностям субаэрального рельефа. В ряде мест пролива обнаружены и датированы подводные затопленные позднеплейстоцен-голоценовые морские береговые линии [Берингия.., 1976; Фотеева, 1975; Иванов, 1982; Дегтеренко и др., 1982]. Надводные формы рельефа представлены небольшими скалистыми островами Диомида и Фаруэй.

Современное осадконакопление в Беринговом проливе отличается неупорядоченностью. Здесь можно выделить участки ненакопления, размыва, неволнового и волнового осадконакопления. Первые две категории участков представлены сравнительно крупными для данного района возвышенностями дна и разной длины отрезками долинообразных понижений рельефа, преимущественно ориентированными вдоль пролива. Неволновое осадконакопление преобладает во впадинах донного рельефа, где в ряду случаев создает поверхность полного выравнивания, и в меньшей степени выражено на относительно приподнятых подводных равнинах. Волновое осадконакопление в основном развито на подводных продолжениях склонов прилегающей суши и в районах сравнительно широкого распространения субаэральных ледниковых отложений. Питание пролива осадочным материалом существенно терригенное и происходит глазным образом за счет склоновых процессов обрамляющей суши, абразии и речного стока. Меньшую роль играют эдафогенный и вулканогенный материал, ракуша, отложения припайных льдов и взвесь со стороны Тихого океана. Среди осадков можно выделить разнозернистые полимиктовые пески, гравийно-галечные отложения, ракушняк, грубообломочный материал коренных пород и песчанистые илы с примесью более грубообломочной составляющей, ракуши и ракушечного детрита. Петрографический состав обломков идентичен породам приморской суши.

Переходя к рассмотрению морфоструктуры Берингова пролива, необходимо остановиться на некоторых аспектах применяемой терминологии, поскольку трактовка ряда терминов далеко неоднозначна, свидетельством чему является понятие "морфоструктура", определяемое в литературе несколькими десятками вариантов. Эта ситуация предопределена, во-первых, изначально заложенной возможностью неоднозначного перевода на русский язык словосочетания "морфоструктура", во-вторых, различными (с географических и геологических позиций) взглядами на смысл этого термина, и в-третьих, субъективным подходом специалистов к его конкретной нагрузке.

В данной работе термину "морфоструктура" придается значение как объемно-площадному геолого-геоморфологическому образованию, основные характеристики которого определяют его единую целостность, обусловленную взаимосвязанными факторами. А именно, морфоструктура - это участок земной коры, в строении которого проявляется отчетливая пространственная и генетическая связь геоморфологических характеристик его поверхности с каким-либо конкретным телом геологической структуры. В свою очередь, геологическая структура определяется особенностями расположения и взаимосоотношения геологических тел той или иной части геологического пространства [Косыгин, Кулындышев, 1981]. Принимается, что геологические тела имеют различное происхождение: тектоногенное, тектономагматическое, осадочно-литологическое, вулканогенное, диапиро-вое, связанное с разрывным нарушением сплошности пород и др. Следовательно, в генетическом смысле с учетом ведущего фактора можно говорить о вулканоморфоструктуре, литоморфоструктуре, тектоморфоструктуре и др. Применительно к последней, вероятно, вполне адекватным будет термин "морфотектура", т.е. выраженное в рельефе, геоморфологическом ландшафте земной поверхности геологическое тело, геологическая постройка тектонического происхождения. Отсюда и термин "морфотектоника", характеризующий историко-геологические и пространственно-геоморфологические аспекты морфотектур какого-либо района Земли. В формировании внешнего облика морфоструктур значительная роль принадлежит также климатическим процессам. Линейные (кольцевые и линеаментные) морфоструктуры рассматриваются здесь как частный случай объемно-площадных морфоструктур. Термином "линеамент" обычно обозначают спрямленное расположение в рельефе земной поверхности геоморфологических и некоторых геологических элементов: зон дренажа, озер, уступов склонов, границ резкого изменения ландшафта, рудопроявлений, дислокаций, интрузий и т.д. По отражению в рельефе земной поверхности геологических построек, геологических тел морфоструктуры можно подразделить на положительные, отрицательные и нейтральные. Последние не проявляются каким-либо характерным орографическим образованием, но могут быть косвенно подчеркнуты особенностями седиментогенеза, спецификой ландшафта и (или) экзогенных процессов, например, гидродинамическим режимом водотоков и др. Морфоструктуры считаются простыми, когда отражают частное геологическое тело, и сложными, когда соответствуют группе геологических тел, объединенных по какой-либо общности их характеристик. Размеры морфоструктур могут быть самого разного порядка - от глобального до локального. Возраст морфоструктуры определяется временем проявления присущих ей признаков. В условиях суши он определяется по ряду факторов, например, возрастом деформации или расчленения наиболее молодой широкорегиональной ("исходной") поверхности выравнивания, ее вновь приобретенных морфологических параметров. Что касается условий морского дна, то пока еще не выработана общепринятая точка зрения для решения этого вопроса, и лишь в отдельных случаях находятся пути его решения. Границы морфоструктур можно подразделить на границы раздела или резкостные (разломы, надвиги, интрузивы, линии контрастной смены фоновых высот рельефа, зон аккумуляции, денудации и др.) и границы сопряжения, когда происходит постепенная смена морфоструктурных особенностей, как, например в случае смежных синклинальных и антиклинальных складок. За границу существенного изменения рельефа можно принять значительное изменение морфологических показателей на достаточно малом по сравнению с анализируемым объектом пространстве, например, не менее чем на треть. Иногда в литературе отождествляются понятия "морфоструктура" и "геоморфологическая структура". В этой связи следует отметить, что термином "геоморфологическая структура" автор данной работы определяет особенности расположения и взаимосоотношения орографических элементов геоморфологического ландшафта, неровностей земной поверхности, с учетом основных рельефообразующих факторов. В числе других используемых в статье терминов необходимо рассмотреть понятия "структурная форма" и "морфоскульптура". Термином "структурная форма" (forma - в переводе с латинского: вид, облик, форма) автор обозначает геологическую постройку, геологическое тело, форма (вид) залегания горных пород или осадков которой отражает особенности ее происхождения. В числе простых структурных форм можно назвать синклинали и антиклинали, своды, тектонические блоки, отдельные магматические тела, соляные купола, разломы и др. Сложные структурные формы состоят из совокупности взаимосвязанных простых, например, антиклинорий. Структурные формы можно подразделить на первичные, которые образовались в процессе накопления составляющих их геологических отложений, и производные, образовавшиеся в результате последующих деформаций первичных. По соотношению с рельефом земной поверхности среди них можно выделить прямые, обращенные и нейтральные. Структурные формы отделены друг от друга границами раздела или сопряжения. Крупные структурные формы могут быть осложнены более дробными, в том числе и иного генезиса, например, синклинальный прогиб с проявлением соляного диапиризма. Возраст первичных структурных форм равен возрасту наиболее древних слагающих их отложений, а производных - соответствует времени последней деформации структурообразующих отложений. Термином "морфоскульптура" обозначается составляющая рельефа земной поверхности, созданная экзогенными и реже - азональными эндогенными процессами. В числе последних можно отметить, например, насыпные холмики вулканических взрывов, отдельные лавовые потоки и др. За редким исключением, морфоскульптурные элементы имеют сравнительно небольшие размеры, а их возраст определяется временем становления свойственных им морфологических признаков. Образование морфоскульптуры происходит в самом верхнем горизонте земной коры, соприкасающемся с атмосферой и (или) гидросферой.

В соответствии с изложенными ранее геолого-геоморфологическими данными по рассматриваемому региону и принятой в настоящей работе терминологией можно отметить следующее. Современная геоморфологическая структура Берингова пролива характеризуется определенной симметрией в расположении основных элементов рельефа как по орографическим, так и по генетическим их признакам при некоторой специфике местного фактора в том или ином конкретном месте. Окраинные части пролива представлены подводным продолжением склонов прилегающей суши. Со стороны п-ова Дауркин ширина склона меняется в пределах от нескольких километров у мыса Дежнева до первых метров по направлению к акватории Берингова и Чукотского морей. Его крутизна соответственно изменяется от 2° до 30', а поверхность дна имеет тенденцию от расчлененной к неполному и полному выравниванию в том же направлении. На юго-востоке склон сопрягается с плоскодонной аккумулятивной низменностью северо-восточного простирания неправильных очертаний с пологим западным и более крутым восточным бортами. По направлению на север простирание впадины изменяется и приближается к субмеридиональному, она несколько сужается и через перемычку близ юго-восточной оконечности п-ова Дауркин сопрягается с меньшей по размеру Северной низменностью, отличающейся сложными очертаниями и расчлененным денудационно-аккумулятивным рельефом. Ее центральная часть представляет собой место слияния нескольких древних долинообразных понижений. Данная форма рельефа отделяется небольшой перемычкой от крупной аккумулятивной низменности Хоуп, занимающей центральную часть шельфа Чукотского моря [Павлидис и др., 1981]. Восточнее островов Диомида расположена небольшая низменность с аккумулятивно-денудационным рельефом неполного выравнивания, которая слабо выраженными перемычками отделяется от Северной и Юго-Восточной низменностей. Последняя - самая крупная в Беринговом проливе. Ее протяженность превышает 100 км, ширина - более 50 км. Она характеризуется аккумулятивно-денудационным рельефом неполного выравнивания со следами древней гидросети, врезы которой достигают 30 м. На востоке низменность образует ответвление, являющееся древней долиной-впадиной. Указанные низменности обрамляют довольно крупную сужающуюся к югу денудационную возвышенность субмеридионального простирания с расчлененным рельефом, наибольшие протяженность и ширина которой составляют соответственно около 80 и 50 км. В ее северной части и находятся острова Диомида (о-в Ратманова и о-в Крузенштерна), а на восточном ответвлении - остров-скала Фаруэй. К данной возвышенности тяготеют зоны наибольших глубин прилегающих с запада и востока низменностей. Южнее рассмотренных элементов рельефа находится субгоризонтальная слабо расчлененная подводная равнина, средние отметки глубин которой приближаются к 50 м. На западе и востоке в пограничных с прилегающей сушей зонах рельеф равнины осложнен формами ледниковой и субаквальной волновой аккумуляции. Здесь энергия рельефа заметно возрастает при общем сокращении глубин. Крайняя северо-восточная зона Берингова пролива представлена подводной частью склона прилегающей суши п-ова Сьюард, поверхность которой плавно переходит в слабо наклонную подводную равнину, являющуюся продолжением Кобукского прогиба, наследующего мезозойский структурный план Аляски. В пределах этой равнины нижнюю границу склона прилегающей суши можно провести лишь условно. Более определенно здесь выделяется по морфоскульптуре и осадкам так называемый подводный береговой склон, понятие скорее гидродинамическое, нежели геоморфологическое. Рассмотренные крупные элементы рельефа местами усложнены врезами древней гидросети, абразионными террасами, волновыми аккумулятивными формами, эрозионно-абразионными останцами и формами ледниковой аккумуляции, что частично показано на прилагающейся схеме.

Морфоструктурная схема (см. рис.) составлялась по данным интерпретации геоморфологической основы, выполненной по принципу выделения морфологически однородных (по уклонам и расчлененности) поверхностей подводного рельефа и привлечения геолого-геофизических материалов. Методические вопросы морфо структурного и тектонического анализа особенностей рельефа и ландшафта широко освещены в специальной литературе [Костенко, 1972; Уфимцев, 1974; Ласточкин, 1978, 1982; Берлянт, 1978, и др.], поэтому нет необходимости останавливаться на их рассмотрении.

В настоящей работе учитывалось также, что коль скоро нет данных, свидетельствующих о принципиальной разнице в формах проявления неотектонических движений на сушей сопряженном мелководном шельфе, то закономерности развития рельефа земной поверхности в этом случае примерно общие, за исключением особенностей экзогенных процессов. Основные элементы рельефа отражают здесь разного порядка морфоструктурные участки земной коры или морфоструктуры со свойственными им чертами строения и развития, спецификой более мелких форм рельефа, характером расчлененности поверхности дна, уклонами и распределением фоновых высот, локальными геоморфологическими аномалиями, своеобразием экзогенных характеристик и др. При этом в пределах обобщенных границ участков можно выделить некоторые азональные особенности рельефа, не свойственные данному участку в целом. Учитывалось также, что батиметрические карты среднего и мелкого масштабов характеризуют заведомо обобщенные очертания рельефа, поэтому в первом приближении их можно рассматривать как карты поверхности тренда или фоновой поверхности (региональной, морфотектоизогипс), или как аналог карт вершинных поверхностей. Границы участков определялись осредненными линиями контрастного изменения регионального поля высот донного рельефа, линиями резкой смены геоморфологических, в том числе и морфоскульптурных особенностей, линеаментами, разделяющими существенно различные фоновые высоты (глубины), а в случае постепенной смены морфоструктурных характеристик - серединой пограничных зон этих участков. Особое внимание обращалось на форму и пространственное положение линий плановой корреляции основных черт геоморфологической структуры (выступов, "заливов", седловин, согласованных замыканий сопряженных орографических форм, и др.), предполагая, что последние отражают размещение элементов геологической структуры и позволяют судить о создавших их процессах.

Как видно на схеме, здесь наряду с широким проявлением блоковой тектоники имеют место и пликативные дислокации. Блоковая и разрывная тектоника наиболее активно выражена в центральной части пролива. В современной структуре рельефа здесь хорошо "просвечивает" наиболее поднятая часть Берингийского «моста» северо-западного простирания, которая осложнена молодыми разломами субширотного и субмеридионального направлений. Последние в субаэральных условиях были освоены гидросетью, имевшей иногда антецедентный характер долин-разломов. В целом этот участок дна Берингова пролива можно охарактеризовать как положительную поперечную морфоструктуру (морфоструктурную зону) блокового строения. Она является барьером или порогом, на котором северо-восточное простирание расположенных южнее крупных структурных форм ограничивается или преломляется в субмеридиональное. Простирание зоны, очевидно, отражает структурную связь со складчатыми структурными формами мезозоид Чукотки и Аляски. Согласное простирание имеют и некоторые разломы, что косвенно свидетельствует об их древнем возрасте в данном районе, поскольку они совпадают и с простиранием дислоцированных докембрийских толщ прилегающей суши. Субмеридиональные разломы (наиболее крупные из новейших) предопределили согласное с ними простирание ряда молодых структурных форм, в частности, поднятие островов Диомида. Прослеживая их продолжение на севере, убеждаемся, что зона этих дислокаций земной коры, разделяющая Аляскинский и Чукотский мегаблоки, протягивается в сторону Восточно-Чукотского поднятия, а не в направлении Чукотского желоба, как это отмечалось ранее [Деменицкая, Левин, 1970, и др]. Чукотский желоб находит свое структурное продолжение в долине р. Амгуэма [Бирюков, Дунаев, 1980]. Возраст разрывных нарушений можно установить лишь относительно. С учетом общей геоструктурной обстановки региона принимается, в частности, что их простирание в той или иной мере связано с возрастом. Так, разломы северо-западного и сопряженные с ними разломы северо-восточного направления более древние по сравнению с субширотными и субмеридиональными разломами. Молодые разломы более прямолинейны, в меньшей мере подвержены смещениям. Они более многочисленны, но, за некоторым исключением, менее крупные, нередко "тупиковые", часто смещают при пересечении более древние разломы. Исходя из того, что длина разломов (в первую очередь локальных) примерно сопоставима с глубиной их заложения, можно отметить, что в районе Берингова пролива существуют коровые и коро-мантийные разрывные нарушения. Более отчетливая выраженность новейших разломов (особенно субмеридиональных) в Беринговом проливе по сравнению с прилегающей сушей связана, по-видимому, с изменением внутреннего глубинного строения исследуемого района. Выполненный морфоструктурный анализ позволяет дать лишь качественную оценку неотектонических движений по геоморфологическим данным, отражающую как новейшие деформации, образующие современный рельеф движения земной коры, так и активность структурных форм доновейшего заложения. Учитывая, что степень активности, т.е. выраженности (наглядности) признаков структурных форм, по которым последние выявляются, определяется соотношением направленности и скорости тектонических движений земной коры с осадконакоплением и денудацией, а неоднородность распределения морфоструктурных показателей интерпретируется (при прочих равных условиях) как следствие неравномерности проявления тектонического фактора, принимается, что в областях неволнового осадконакопления аккумулятивный рельеф впадин и равнин Берингова пролива отвечает участкам новейших опусканий с более низкой скоростью для равнин, а преимущественно денудационный рельеф, приуроченный к поднятой зоне северо-западного простирания в средней части пролива, а также на некоторых других участках дна, отражает новейшие абсолютные и относительные поднятия.

Отчетливая контрастность и хорошая выраженность морфоструктурных особенностей пролива является надежным показателем довольно активной неотектонической жизни исследуемого района. С некоторой долей условности можно считать, что участки подводного продолжения склонов прилегающей суши отвечают слабым относительным и абсолютным погружениям, подводные равнины и впадины отражают соответственно умеренные и значительные погружения, возвышенности приурочены к относительным или абсолютным воздыманиям. Следует отметить, что молодые поднятия дна акцентируются также характерным распределением тяготеющих к ним волновых аккумулятивных форм. Ледниковая аккумуляция не только не затушевала основные черты геологической структуры, но иногда довольно выразительно подчеркнула их в морфоструктуре, акцентировав положительные формы. В пограничных областях разнонаправленных (а иногда и разноскоростных однородных) вертикальных движений в случае плавного их сопряжения отмечаются денудационные и аккумулятивные формы рельефа. Наряду с формами волновой и неволновой субаквальной аккумуляции здесь можно встретить, например, абразионные элементы рельефа.

Среди новейших структурных форм более дробного порядка в Беринговом проливе можно выделить объемно-площадные (положительные и отрицательные) и линейные, причем те и другие характеризуются преобладающей тенденцией к субмеридиональному простиранию. Новейшие положительные структурные формы, созданные пликативными дислокациями, не многочисленны, но достаточно хорошо, как например, в Юго-Восточной впадине, выражены в структуре рельефа. В частности, имеющееся здесь поднятие северо-восточного простирания (см. рисунок) представлено на поверхности типичной формой "батона" с характерным для неотектонических структурных форм такого рода соотношением длины к ширине, равным 3:1. По размеру их можно отнести к структурным формам второго и третьего порядка. Оценивая глубину подобных морфоструктур вполовину их длины [Симонов, 1967], получаем значения от первых километров до двух-трех десятков километров, т.е. в данном случае их корни не выходят за пределы мощности земной коры. Центральная часть Берингова пролива находится в области грабенообразного прогиба, осложненного блоковыми дислокациями, являющимися, по-видимому, морфологическим выражением глубинного разлома. Наметки этой структурной формы заложились, вероятно, еще в конце мезозоя, но современные очертания приобретены, очевидно, в наиболее активные заключительные фазы новейшего тектогенеза. Именно в новейшее время район пролива становится шовной зоной, разделяющей близлежащие районы, различающиеся по геоморфологическим и геологическим особенностям, например, по специфике морфоструктуры, проявлению новейшего вулканизма и др. Располагаясь в области орогенеза «промежуточного» типа развития, район пролива характеризуется на неотектоническом этапе реструктивным тектогенезом карелид срединного массива, проявившимся преимущественно в сопровождаемых сбросами разрывных дислокациях субширотного и субмеридионального направлений и обусловленных ими структурных формах, что свидетельствует об условиях растяжения земной коры в данном районе. Приуроченность к средним частям Северо-Американской литосферной плиты и жесткость континентального основания предопределили ведущую роль вертикального направления тектонических движений, имеющих, при их дифференцированности, преобладающую тенденцию к абсолютному и относительному опусканию. На возможность более древнего заложения прогиба косвенно указывает результат анализа взаимоотношения мезозойских складчатых структурных форм и срединных массивов. Срединные массивы реагируют на складчатость преимущественно разрывными нарушениями, что способствует формированию нагорий и крупных прогибов. Не исключено, что один из таких прогибов наметился и в районе Берингова пролива. Считается, что морские условия, неоднократно сменявшиеся континентальными, появились здесь на границе неогена и квартера около 3 млн. лет назад [Берингия..., 1976].

Приведенная морфоструктурная схема характеризует строение дна Берингова пролива в условиях морфологического становления неотектонических деформаций, что позволяет отраженные на ней структурные формы называть морфотектурами и соответственно получить представление о новейшей морфотектонике этого района. Изложенные материалы дают возможность наметить тенденцию современных тектонических движений, что позволяет, в частности, указать места роста напряжений земной коры, благодаря чему можно, например, вносить определенные коррективы при проведении инженерных работ. С учетом истории развития района и опубликованных геолого-геоморфологических материалов данная схема является также основанием для более конкретной его оценки в отношении перспективности на поиски полезных ископаемых, организации безаварийного судоходства и решения других народнохозяйственных задач.

Литература

Белый В.Ф., Тильман СИ. Тектоника и история развития Охотско-Чукотского вулканического пояса. - Геотектоника, 1966, № 2, с. 83-94.

Берингия в кайнозое. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1976. 593 с.

Берлянт A.M. Картографический метод исследования. М.: Изд-во МГУ, 1978. 254 с.

Бирюков В.Ю., Дунаев Н.Н. Разрывные нарушения прибрежно-шельфовой зоны Чукотского моря. - В кн.: Современные проблемы морской геологии. М.: Наука, 1980, с. 126-127. (Тез. докл.; Т. 3).

Геологическая история Берингова моря. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1981. 107 с.

Дегтяренко Ю.П., Пуминов А.П., Благовещенский М.Г. Береговые линии восточноарктических морей в позднем плейстоцене и голоцене. - В кн.: Колебания уровня морей и океанов за 15000 лет. М.: Наука, 1982. с. 179.

Деменицкая P.M., Левин Л.Э. Группа впадин арктических морей. - В кн.: Тектоника и нефтегазоносность окраинных и внутренних морей СССР. Л.: Недра, 1970,с. 252-272.

Иванов В.Ф. Четвертичные трансгрессии северной части Берингова моря. Тез. докл. XI конгр. ИНКВА. М.: Наука, 1982. т. 3, с. 116.

Костенко Н.П. Развитие деформаций в орогенном рельефе. М.; Наука 1972. 320 с.

Косыгин Ю.А., Кулындышев В.А. Введение в тектоническую терминологию. М.: Недра, 1981.271 с.

Ласточкин А.Н. Структурно-геоморфологические исследования на шельфе. Л.: Недра, 1978. 247 с.

Ласточкин А.Н. Методы морского геоморфологического картографирования. Л.: Недра, 1982.272 с.

Леонтьев O.K. и др. О перспективах и типах россыпной металлоносности арктического побережья Северо-Востока СССР. - В кн.: Геоморфология. М.: Наука, 1976, № 1, с. 31-40.

Павлидис Ю.А., Бабаев Ю.М., Ионии А.С. и др. Особенности полярного морфолитогенеза на шельфе Северо-Востока СССР. - В кн.: Континентальные и островные шельфы: Рельеф и осадки. М.: Наука, 1981, с. 33-36.

Пущаровский Ю.М. и др. Сравнительная тектоника Берингова, Охотского и Японского морей. - Геотектоника. 1977, №5, с. 83-94.

Симонов Ю.Г. Региональный геоморфологический анализ. М.: Изд-во МГУ, 1972. 251 с.

Тильман С.М., Белый В.Ф., Николаевский А.А., Шило Н.А. Тектоника Северо-Востока СССР. Магадан: Изд-во СО АН СССР, 1969, вып. 33, с. 1 -79.

Уфимцев Г.Ф. Картографический анализ при изучении неотектоники горных стран. - Геология и геофизика, 1974, №2, с. 79-85.

Фотеева Н.И. Геоморфология Арктического шельфа Канады и Аляски. - В кн.: Комплексные исследования природы океана. М.: Изд-во МГУ, 1975,вып. 5, с. 72-86.

Ссылка на статью:

Дунаев Н.Н. Морфоструктура Берингова пролива. – В кн.: Геология и геоморфология шельфов и материковых склонов. М., «Наука», 1985, с. 77-85.