На основании сейсмоакустического зондирования геологического опробования и эхолотного промера получен оригинальный материал по геологическому строению и геоморфологии шельфа, прилегающего к архипелагу Новая Земля. Его изучение позволило представить морфоструктурные и седиментационные особенности региона и воссоздать основные палеогеографические условия, существовавшие в его пределах на протяжении позднечетвертичного времени, а также провести сравнительный анализ с другими регионами арктического шельфа.

Исследуемый регион представляет большой интерес в решении целого ряда важнейших вопросов, касающихся морфогенетических аспектов донного рельефа, особенностей седиментогенеза и палеогеографии позднечетвертичного времени континентальных окраин полярных широт.

Институтом океанологии РАН проведены комплексные геолого-геофизические и литолого-литодинамические исследования на шельфе Баренцева и Карского морей, которые позволили получить новые данные о строении верхнего осадочного чехла шельфа, его морфоструктурах, источниках седиментационного материала, количественном распределении взвеси, литолого-стратиграфическом расчленении толщи верхнеплейстоцен-голоценовых отложений. Благодаря этому была в значительной степени уточнена позднеплейстоцен-голоценовая история развития шельфа приновоземельского региона и стало возможным сравнить палеогеографическую обстановку для периода позднего валдая с другими районами арктического шельфа.

При построении геолого-сейсмоакустических разрезов приновоземельского шельфа были идентифицированы и проанализированы такие основные литолого-фациальные комплексы отложений, как однородные толщи морских, преимущественно глинистых, терригенных осадков, отдельные морены и моренные гряды, гравитационные образования в виде оползней, отложения мутьевых потоков, гляциально-морские, субаквальные флювиогляциальные и аллювиальные разности. Достаточно уверенно выделились разрывные нарушения, пликативные дислокации, структуры выполнения и облекания палеорельефа, кровля коренных пород, среди которых различались осадочные и кристаллические разновидности.

Для выяснения особенностей строения и развития приновоземельского шельфа нами было выполнено несколько разрезов с западной и восточной сторон от Новой Земли (рис. 1). Со стороны Баренцева моря профили НСП, как правило, начинаются из новоземельских бухт, генетически являющихся фиордами и фиардами, и пересекают ряд сопредельных крупных морфоструктурных элементов: Западно-Новоземельский желоб, Адмиралтейский вал и Южно-Баренцевоморскую впадину. Некоторые из них заканчиваются на восточной окраине Центральной возвышенности. Акустический фундамент зондируемой толщи представлен здесь дислоцированными палеозойскими терригенно-морскими осадочными породами (рис. 2). Степень дизъюнктивной и пликативной деформированности пород фундамента постепенно возрастает по направлению к Новой Земле. На их денудационной поверхности со стратиграфическим и структурным несогласием лежат рыхлые осадки, преимущественно четвертичного возраста, главным образом, морского, ледниково-морского и ледникового генезиса общей мощностью до 150-200 м, наибольшее значение которой ассоциируется с моренными комплексами.

Морские отложения выполняют крупные депрессии на шельфе, например, такую как Южная Баренцевоморская. По разрезу, проходящему через эту впадину в направлении с юго-востока от острова Колгуев на северо-запад к Центральной возвышенности, фиксируется мощность акустически "прозрачных" отложений до 100 м и более. Мы считаем их нерасчлененной толщей предположительно четвертичного возраста. Значительных мощностей достигают морские и ледниково-морские отложения в фиордах. Так, например, в бухте Крестовая мощность акустически "прозрачной" толщи отложений достигает местами 40 м. Слои морских отложений обычно облекают многие формы коренного рельефа шельфа, увеличиваясь во впадинах и сокращаясь на возвышенностях. В пределах последних, например, на Адмиралтейском валу, разрешающая способность сейсмопрофилографа не позволила записать слой поверхностных отложений, хотя колонки осадков, взятые грунтовыми трубками, часто превышали 2.5 м.

Большой интерес для вопросов палеогеографии позднего плейстоцена представляют обнаруживаемые в разрезах моренные образования. На приновоземельской части шельфа Баренцева моря самые удаленные от Новой Земли моренные гряды расположены на расстоянии 120-150 км, протягиваясь по внешнему крылу Адмиралтейского вала. Отложения морен большой мощности зафиксированы местами на новоземельском подводном склоне и особенно в Западно-Новоземельском желобе, где мощность гряд достигает 150-190 м. Обычная мощность конечно-моренных образований составляет 40-120 м. Распространение их на шельфе к западу от Новой Земли фрагментарное, причем многие из них пространственно связаны с современными фиордами северного острова, в который и сейчас спускаются ледники. Хорошо развиты конечно-моренные гряды и боковые морены против бухт Крестовая, Северная и Южная Сульменева, заливов Норденшельда, Борзова, Русская Гавань, Иностранцева, Анны (рис. 3).

Конкретное местонахождение морен нередко контролируется локальным рельефом базальной поверхности их акустического фундамента с акцентированием его положительных, в том числе тектонических форм, что придает моренам адерентный характер (лат. adhaerens - прикрепленный, насаженный). Минимальные отметки гребней конечно-моренных гряд, расположенных на наибольшем удалении к западу от Новой Земли, составляют минус 200-240 м, а их основания расположены на отметках минус 250-280 м (принимая, что скорость распространения звука в этих отложениях составляет 1700 м/с). Судя по положению в геологическом разрезе, по свежести, контрастности, хорошей сохранности форм конечно-моренного рельефа и облеканию их голоценовыми морскими осадками, мы считаем возможным определить их возраст как поздневалдайский.

С восточной стороны Новой Земли, в пределах западно-карского шельфа в основании зондированного разреза залегает толща терригенно-морских осадочных пород предположительно позднемелового, либо палеогенового возраста. В направлении от п-ова Ямал в сторону Новой Земли практически горизонтальное залегание слоев этой серии сменяется все более дислоцированным. В этом же направлении сменяют друг друга ряд морфоструктур: крыло Ямальского поднятия, морфологически представленное подводной абразионно-аккумулятивной террасой, Приямальский прогиб, Западно-Карское поднятие (Кария), Восточно-Новоземельский желоб, часть крыла Новоземельского антиклинория (рис. 4). За исключением Восточно-Новоземельского желоба шельф Карского моря значительно мелководнее по сравнению с восточно-баренцевоморским, с одной стороны, и более расчленен с другой. Здесь на большей его части близко к поверхности или непосредственно на поверхности дна прослеживается денудационный эрозионно-тектонический рельеф, лишь в очень незначительной степени снивелированный процессами морской седиментации.

Широко развиты в пределах юго-западного шельфа Карского моря палеодолины, насчитывающие до трех-четырех генераций развития (рис. 5). Отметки днищ палеодолин Западно-Карского поднятия и Приямальского прогиба фиксируются на уровнях -150, -170, -190 и -220 м.

Среди геоморфологических уровней обращает на себя внимание денудационная поверхность в виде площадки циклового эрозионного палеовреза на отметках около -120 м, ниже которой увеличивается тектонически обусловленная расчлененность рельефа дна. На этот геоморфологический уровень опирается уступ абразионно-аккумулятивной, наклонной равнины от п-ова Ямал с бровкой на глубине около 60 м, местами 50 м. На ее поверхности прослеживаются пологие террасовые уровни на отметках минус 20-25, 30-32, 40-44м [Бирюков и др., 1989].

Глубокий (до 500 м) Восточно-Новоземельский желоб в целом характеризуется малой мощностью рыхлых отложений предположительно позднечетвертичного возраста, значение которой, как правило, находится в пределах точности примененного нами сейсмопрофилографа, равной 7 м. Лишь в отдельных случаях были зарегистрированы осадочные генерации мощностью до нескольких десятков метров, приуроченные либо к основаниям склонов желоба (обвально-оползневые формы), либо к древним эрозионным врезам. На склонах желоба местами прослеживаются террасовые уровни на отметках минус 150-(160), 180-(190), 220, 260-(270) и около 300 м.

Ледниковые отложения в пределах юго-западного шельфа Карского моря распространены значительно меньше, чем на приновоземельском шельфе Баренцева моря. Конечно-моренные образования были зафиксированы на западной окраине Западно-Карского поднятия, на некоторых террасовых уровнях восточного склона Восточно-Новоземельского желоба и на отдельных останцах вершинной поверхности у западного склона желоба. Средние отметки распространения морен в этом районе составляют 250-260, 140-150, 80-100 м ниже современного уровня моря. На вершинах некоторых из упомянутых останцов слоистая толща осадочных пород со стороны, обращенной к Новой Земле, дислоцирована и приобрела своеобразную гофрированную структуру (рис. 4). Зона такой дислокации охватывает толщу мощностью до нескольких десятков метров, а латерально - до первых сотен метров. На денудированной поверхности этих дислоцированных осадочных пород несогласно залегают моренные отложения. Отмеченные смятия пород в мелкие складки мы считаем возможным рассматривать как гляциодислокации. В пределах Восточно-Новоземельского желоба были обнаружены отложения с градационной слоистостью. Последние состоят из нескольких серий (или циклов) слоев, включающих окатанные и полуокатанные комочки плотной глины размером 1-30 мм в илистом заполнителе текучей консистенции. Распределение комочков в серии снизу вверх не одинаковое: от обилия (до 90% по объему) в базальном слое до полного отсутствия в верхнем "запечатывающем" слое глинистого ила. Они хорошо прослеживаются в колонке, взятой на глубине 330 м ближе к западному борту желоба, где в основании вскрытой трехметровой толщи отложений залегают плотные глинистые илы с включением большого количества неокатанных обломков осадочных пород крупностью до 6 см (гор. 308-265 см); выше залегает слой глинистого ила со сравнительно небольшим количеством неокатанных обломков пород (гор. 265-220 см). Далее вверх по разрезу залегает пачка, включающая 3 цикла градационно-слоистых отложений (гор. 220-72 см), а венчается толща горизонтом (72-10 см) зеленовато-серого глинистого ила и слоем глинистых полужидких илов шоколадного цвета (гор. 10-0 см).

По результатам исследования бентосных фораминифер было проведено дробное стратиграфическое расчленение и корреляция разрезов позднечетвертичных отложений. В наиболее длинных колонках с непрерывным разрезом отложений нижняя часть, представленная, как правило, плотными глинистыми илами темно-серого цвета, или совсем не содержат микрофауны, либо содержат скудный в видовом и количественном отношении комплекс фораминифер арктического типа. Верхняя часть содержит фораминиферы различных видов, что позволяет судить об изменении океанологических условий в послеледниковое время. Граница между "немой" и фаунистически охарактеризованной пачками осадков, как правило, маркируется некоторым укрупнением материала за счет песчано-алевритовых частиц. По данным норвежских ученых [Kellog et al., 1978; Olsson, 1982] эта граница по С-14 датируется в западной части Баренцева моря возрастом 8 тыс. лет.

По данным микрофаунистического анализа и применения литолого-фациальных корреляций установлено, что в районе шельфа, примыкающего с запада к Новой Земле, в позднем висконсине преобладали ледниковые экзарационно-аккумулятивные процессы, а в голоцене - морской и ледниково-морской аккумуляции. Следует отметить, что характер морских терригенных осадков здесь определяется не только циркумостровной, но и региональной широтной зональностью. В настоящее время, на самом севере Новоземельского архипелага основным источником поступления осадочного материала является "ледниковое молоко" - тонкая глинистая субстанция, выносимая в море подледниковыми потоками талых вод. В районе средней части архипелага, где наблюдаются явные признаки деградации современных ледников, основным источником питания являются субаэральные морены и в меньшей мере ледники. На юге преобладает поверхностный сток со стороны прилегающего внеледникового тундрового островного побережья. Определенную роль здесь играют и абразионно-аккумулятивные процессы. Данная ситуация в значительной мере обусловлена тем, что юго-западное побережье архипелага находится в более мягких климатических условиях по сравнению с его северными районами, главным образом, за счет влияния струи Нордкапской ветви теплого течения Гольфстрим, которая, влияя на характер седиментологических процессов, усложняет зональный фактор [Дунаев и др., 1990].

На литолого-стратиграфическом профиле к востоку от Новой Земли граница голоцена проходит примерно на уровне 1.5-2.0 м от поверхности дна, несколько углубляясь в локальных впадинах. Ниже в колонках лежит толща немых глинистых илов предголоцена, которую мы считаем ледниково-морской. Трубка в пределах приямальского шельфа, как правило, приносила колонку до 3 и более метров, но не выходила из толщи морских осадков, хотя, судя по данным НСП, мощность верхнего рыхлого чехла отложений здесь невелика. Лишь в некоторых местах, там, где ударная трубка не приносила колонки, можно предполагать, что непосредственно под тонким слоем илов, взятых дночерпателем, залегает кровля осадочных пород, обнаруженных на сейсмограммах.

Влияние современных ледников на осадкообразование в пределах региона достаточно велико не только в форме разноса обломочного материала, отчленившимися глыбами льда, но и, как отмечалось, в форме поступления в море тонкодисперсного материала - так называемого "ледникового молока". Осадки, связанные с выпадением из взвеси этого материала, образуют специфическую седиментационную область, примыкающую к Северному острову Новой Земли. Наиболее детально они изучены со стороны Баренцева моря, где прослеживаются вдоль северо-западного побережья острова, расчлененного фиордами, куда спускаются современные ледники [Медведев и Потехина, 1990]. Прибрежные зоны большинства фиордов являются местом разгрузки ледников, образующих здесь ледяные стены высотой в несколько десятков метров, от которых непрерывно откалываются глыбы льда, заполняющие акваторию бухт и выходящие в открытое море. Максимальная концентрация взвеси зафиксирована в бухте Норденшельда, где она в поверхностном горизонте достигает 304.4 мг/л, а в придонном, на глубине 35 м, - 26 мг/л. На выходе из бухты наибольшая концентрация взвеси (113.8 мг/л) наблюдается также в поверхностном горизонте, а у дна на глубине 100 м она составляет 12.2 мг/л. Среднее содержание взвеси в бухте Норденшельда по 2-м станциям из всех горизонтов составляет 88.3 мг/л. Это самый высокий показатель из 9 обследованных бухт. Среднее содержание взвеси в других бухтах колеблется в пределах от 15 до 40 мг/л (рис. 6). В открытом море на расстоянии всего нескольких километров от берега средняя концентрация не превышает 5 мг/л, т.е. значительная часть взвеси не распространяется далеко от берега в море, осаждаясь в самих бухтах и на выходе перед ним и [Медведев и Потехина, 1990].

Осадки этой области, включающей фиордовые бухты и прилегающие к ним участки шельфа, представлены полужидкими, сметанообразными глинистыми илами светлого молочно-серого или пепельно-серого цвета. Иногда в них встречаются очень тонкие полупрозрачные раковинки Pecten sp. Обломки пород, связанные с ледовым разносом, присутствуют, как правило, в незначительном количестве; роль их относительно возрастает в нижних горизонтах колонок. Вскрытая мощность таких илов достигает местами 2.5 м. Нередко они подстилаются моренными отложениями, что было обнаружено, например, в устье бухты Норденшельда на глубине 91 м, а также в бухтах Борзова, Иностранцева и др.

Источниками поступления взвешенного материала в воды Карского моря являются речной сток, талые воды, отчленившиеся в прибрежной зоне глыбы современных ледников, течения из соседних акваторий, а также абразия, особенно термоабразия и разнос припайными льдами, образующих феногляциальные (сезонные) осадки. Количественное содержание взвеси и распределение ее концентрации отражено на рис. 7. Общее содержание взвешенного материала на приновоземельском шельфе со стороны Карского моря не менее чем в 5 раз, беднее по сравнению с соответствующей Баренцевоморской частью шельфа. Это является следствием меньшей активности морских волн в результате высокой ледовитости Карского моря и других климатических факторов [Медведев и Потехина, 1990].

Полученные новые данные по геоморфологии, сейсмостратиграфии и литологии позволяют существенно уточнить палеогеографическую обстановку в регионе для позднеплейстоцен-голоценового времени.

Главным центром оледенения в этом районе был Северный остров Новой Земли. Отсюда ледники опускались на шельф в западном, восточном и северном направлениях. На юге новоземельский ледниковый покров не смыкался с ледниками Северного Урала и Пай-Хоя. Западно-Новоземельский желоб был полностью перекрыт ледником. Об этом свидетельствуют, во-первых, наиболее мощные в этом районе конечно-моренные гряды, расположенные в осевой части желоба и, во-вторых, значительная ледниковая экзарация некоторых участков его дна, где под слоем голоценовых илов залегают палеозойские отложения. Адмиралтейский вал, очевидно, был самостоятельным небольшим ледниковым центром, т.к. отдельные его участки при глубокой регрессии моря в позднем вюрме находились выше уровня моря. Если судить по положению сравнительно маломощных конечных морен на внешнем склоне вала, то, используя формулу Ходакова [Ходаков, 1978] Н = 0.1 √R, где Н - мощность ледника в центре купола, R - радиус купола, можно ориентировочно оценить мощность ледника Адмиралтейского вала в 300 м. Отсюда массы льда стекали как на внешний склон вала, так и в сторону Западно-Новоземельского желоба, где они смыкались с массами льда Новоземельского центра. Именно поэтому в желобе расположены мощные конечно-моренные гряды. Вдоль по Западно-Новоземельскому желобу происходило и растекание ледников, о чем свидетельствует наличие участков дна, где, как указывалось выше, рыхлые отложения осадочного чехла полностью отсутствуют, за исключением тонкого голоценового слоя.

Положение конечных морен, наиболее удаленных от западного берега Новой Земли, показывает, что ледники распространялись на запад не более, чем на 120-150 км. На запад от Адмиралтейского вала покровный ледник, утончаясь, переходил, как мы считаем, в шельфовый. Однако, он, по-видимому, не перекрывал полностью сопредельную часть Южной впадины и не смыкался с шельфовым ледником Центральной возвышенности. Воды Южной и других глубоких впадин в валдайскую эпоху при значительном похолодании климата были, вероятно, покрыты многолетними паковыми льдами с вмороженными в них и перемещавшихся вместе с ними айсбергами, отколовшимися от края шельфовых ледников. Об айсберговом разносе грубообломочного материала может свидетельствовать его нахождение в верхах плейстоценовых отложений. Гольфстрим в это время в Баренцево море не проникал, и обстановка здесь была подобна той, какая наблюдается в настоящее время в Центрально-Арктическом бассейне. Во впадинах Баренцева моря, такой, например, как Южная, на протяжении всего вюрма происходило непрерывное морское осадконакопление, о чем свидетельствует сравнительно мощная (до 150 м), акустически "прозрачная", толща новейших отложений, в которой не было обнаружено никаких отражающих границ.

В приновоземельском районе Карского моря ледниковая обстановка была несколько иной. В позднем вюрме здесь непосредственно в море, в относительно глубоководный Восточно-Новоземельский желоб сходили ледниковые потоки из Новоземельского центра. Они образовывали, по-видимому, шельфовый ледник, который мог, полностью перекрывать желоб, оставляя большую часть юго-западного шельфа Карского моря в перигляциальных условиях. О мощности этого шельфового ледника можно судить по глубине его воздействия на один из останцов в Восточно-Новоземельском желобе, на котором он со стороны Новой Земли оставил следы гляциодислокаций в виде гофрировки слоев осадочных пород. В настоящее время нижняя граница этой гофрированной толщи расположена на глубине около 300 м ниже уровня моря. В максимум похолоданий, когда уровень Мирового океана был примерно на 90-100 м ниже современного, эта граница была расположена соответственно на глубине 200 м. При соотношении подводной и надводной масс шельфового ледника 1:10 получим, что мощность этого ледника составляла примерно 220 м. Он в виде ледового моста перекрыл Восточно-Новоземельский желоб и оставил на противоположной его стороне маломощные моренные гряды (рис. 4). Осадконакопление в желобе в то время, когда он был перекрыт шельфовым ледником, происходило в исключительно замедленном темпе, а временами, по-видимому, вообще не происходило, т.к. здесь близко к поверхности дна залегают коренные породы. Однако верхнеплейстоцен-голоценовые осадки, как в Баренцевом море, характеризуются постепенным переходом от позднеледниковых к послеледниковым морским отложениям. Не исключено, что более древний рыхлый осадочный чехол был вынесен из исследованных районов желоба к его дистальным частям более мощными ледниками предшествующих эпох похолодания, например, во время среднеплейстоценового оледенения, когда амплитуда прогибания желоба была меньше. Об этом свидетельствует строение перемычки между Восточно-Новоземельским желобом и Байдарацкой губой, основная часть которой является сложно построенным аккумулятивным телом.

Почти весь шельф у побережья Западного Ямала в позднем валдае, по-видимому, был осушен. Следы оледенения на нем не обнаружены, а на самом Ямале являются предметом дискуссии, не исключающей развития здесь небольшого автономного ледникового купола.

К северу от Новой Земли ее ледники, по-видимому, близко подходили к ледникам Земли Франца-Иосифа, но, вероятно, не смыкались с ними, по крайней мере в субаэральном варианте, т.к. по профилю НСП, проходящему от бухты Русская Гавань в котловинах глубиной более 350 м была обнаружена ненарушенная, акустически прозрачная толща глинистых осадков общей мощностью до 100 м.

В послеледниковье рассматриваемые области шельфа развивались в условиях дегляциации и трансгрессии моря. После подъема уровня моря до отметок, расположенных в настоящее время на глубине около 60 м, скорость трансгрессии уменьшилась в несколько раз и продолжалась с периодами замедления или стабилизации, среди которых каждое из последующих было короче предыдущего. Следы этого второго этапа развития трансгрессии запечатлены в виде абразионных террас на приямальской равнине, сложенной консолидированной терригенно-морской палеогеновой толщей. Отмечаемый в ряде колонок постепенный переход от плейстоцена к голоцену без заметных перерывов свидетельствует в пользу непрерывности бассейновой седиментации на некоторых участках шельфа в поздне-послеледниковое время. Отсутствие микрофауны в верхах плейстоценовой толщи связано, очевидно, с тем, что осадконакопление происходило в подледных условиях. Имеющиеся материалы позволяют предполагать, что позднеплейстоценовое оледенение в регионе имело ограниченные размеры (рис. 8). Зародившись, ледники некоторое время находились в состоянии синэргетики и самоподдерживались, разрастаясь за счет аккумулируемой ими влаги, обусловив наряду с ледниками других регионов понижение уровня моря до 90-100 м. Быстрый распад ледников особенно на начальных стадиях голоцена по сравнению с длительным периодом их накопления, вероятно, подтверждает тезис о том, что их разрушение обусловлено не столько предполагаемым резким потеплением климата, сколько началом подъема морского уровня иной, по нашему мнению, тектонической природы. Принятие такой точки зрения разрешает дискуссионную проблему парагенезиса гляциальных и морских отложений и связанную с этим явлением проблему синхронности или асинхронности трансгрессий и ледниковий.

Сформировавшийся в современных очертаниях структурный план приновоземельского шельфа в значительной мере автономен от неотектонической ситуации прилегающей суши, однако унаследовал черты предыдущих эпох Альпийского тектонического цикла. Такой унаследованной морфоструктурой является прогиб, обрамляющий с востока структуры Пай-Хоя и Новой Земли, морфологически выраженный в настоящее время Восточно-Новоземельским желобом и впадиной Байдарацкого залива; желоба Западно-Новоземельский и Святой Анны, порог Брусилова. Унаследованно, например, горизонтальное залегание консолидированной осадочной толщи в приямальской зоне и складчатое в Западно-Новоземельском желобе. Новейший этап проявился, главным образом, в дифференцированных вертикальных движениях, отраженных в кровле осадочного чехла структурными формами преимущественно блоково-разрывной, и в меньшей мере пликативной, природы, в ориентировке которых доминируют ортогональные направления. Среди пликативных структурных форм выделяется типично платформенный ряд: впадины, поднятия, валы; а от Ямала прослеживаются структурные выступы (структурные террасы, структурные "носы").

Сравнительно глубокие врезы в пределах подводной эрозионно-денудационной равнины Карий и их северо-западное простирание можно объяснить антецедентным пересечением ее транзитными реками с Новой Земли в направлении несуществующего тогда полуострова Ямал на начальной стадии субаэрального развития региона в новейшее время, когда Восточно-Новоземельский прогиб еще не был в состоянии перехватывать западные водотоки. Изменение структурно-тектонического плана этого региона было вызвано формированием с олигоцена впадины в сопредельном секторе Северного Ледовитого океана, что не могло не отразиться на состоянии пограничных с ней районов прежде всего в силу изостазии. Понижение уровня моря в эпохи регрессий позднего кайнозоя достигало здесь по нашим данным 260 м. Это обстоятельство способствовало эрозионной денудации, а также усилению континентальности климата, что в условиях высоких широт сопровождалось похолоданием, инициировавшим оледенения четвертичного периода. По-видимому, климатический фактор и связанные с ним эпохи ледниковья имели все же вторичный характер, причем не обязательно соответствуя периодичности инсоляционных циклов Миланковича. Они накладывались на тектоно-эвстатические явления, усугубляя, в частности, падение морского уровня.

Таким образом, в формировании современного рельефа и осадков региона ведущую роль сыграли новейшие тектонические движения, на которые в четвертичном периоде, в том числе и на поздних его этапах, наложились результаты оледенения и морских трансгрессивно-регрессивных процессов. Эти факторы предопределили, в частности, значительные различия в условиях формирования рельефа и осадков на арктическом шельфе Евразии. Различия морфологического характера касаются прежде всего общего макроструктурного облика шельфа. Перигляциальный шельф восточного сектора Арктики, расположенный в пределах окраины Гиперборейской платформы, мелководен и слабо расчленен. Гляциальный Баренцевоморско-Карский шельф, наоборот, имеет аномально большие глубины и значительную расчлененность. Однако это связано, как мы считаем, не с нагрузкой мощного шельфового ледникового щита [Гросвальд, 1994], а с активизацией тектонических движений в пределах Баренцевоморской континентальной окраины, что было обусловлено, прежде всего, заложением в конце позднего мела и развитием впадины Северного Ледовитого океана и оживлением тектонических процессов в северной Атлантике.

В неменьшей степени различаются шельфы восточного и западного секторов Советской Арктики по генезису и распространенности основных типов рельефа. Если на востоке преобладают среди реликтовых - субаэральный эрозионный, реже - ледниковый рельеф, а среди современных - формы волновой аккумуляции и абразии, то на западе, наряду со структурно-тектоническим рельефом, широко распространены реликтовые моренные гряды, желоба ледниковой экзарации и др. Сопоставляемые шельфы различаются также по ряду основных характеристик голоценовых отложений (мощностям, степени стратифицированности и др.). Различия в формировании современного рельефа и осадков данных шельфов во многом обусловлены особенностями их позднечетвертичной истории. Так, на востоке шельфы в позднем валдае почти полностью осушались, что приводило к соединению Чукотки и Аляски сухопутным Берингийским мостом без следов оледенения, а шельф Баренцева и Карского морей в разной степени был подвержен воздействию ледников. Общим, что несколько объединяет эти удаленные друг от друга шельфы, является, в частности, преобладание в голоцене процесса аккумулятивного выравнивания дна (более интенсивного в восточном секторе, менее -в западном), принципиальное сходство в строении и происхождении некоторых конкретных элементов рельефа, близкая направленность развития экзогенных процессов в верхних шельфовых зонах на заключительном этапе голоценовой трансгрессии и другие частные факторы.

Работа выполнена при финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (проект № 94-05-16202).

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Бирюков В.Ю., Дунаев Н.Н., Павлидис Ю.А. Осадочный чехол и развитие западно-карского шельфа в кайнозое // Вест. МГУ. Сер. 5. Геогр. 1989. №3. С. 53-59.

2. Гросвалъд М.Г. Друмлинные поля Новоземельско-Уральской области и их связь с Карским ледниковым центром // Геоморфология. 1994. № 1. С. 40-53.

3. Дунаев Н.Н., Ионин А.С., Никифоров С.Л., Павлидис Ю.А. Строение и развитие западно-новоземельских бухт в связи с проблемой поздневалдайского оледенения // Современные процессы осадконакопления на шельфах Мирового океана. М.: Наука, 1990. С. 94-103.

4. Медведев B.C., Потехина Е.М. Вынос современными ледниками Новой Земли терригенного материала в Баренцево море // Современные процессы осадконакопления на шельфах Мирового океана. М.: Наука, 1990. С. 103-110.

5. Ходаков В.Г. Водноледниковый баланс районов современного и древнего оледенения СССР. М.: Наука, 1978. 194 с.

6. Kellog Т.В., Duplessy J.O., Shackleton N.J. Planctonic foraminiferal and paleoclimatology of Norvegian Sea deepsea cores // Boreas. 1978. № 7. P. 61-73.

7. Olsson J. Radiocarbon dating // The Pleistocene-Holocene boundary in South-Western Sweden. Sver. geol. undersokn., ser. C, № 794, Avn. och. upps. Arsb. 76. 1982. P. 243-252.

Novaya Zemlya Shelf in Later Quaternary

N.N. Dunaev, O.V. Levchenko, L.R. Merklin, Yu.A. Pavlidis

Analysis of bathymetric, seismoacoustic and geological coring data allow to comprehend the morphostructure and sedimentation peculiarities of the Novaya Zemlya shelf area. On this base we reconstructed main paleogeographic conditions around Novaya Zemlya in Later Quaternary.

Ссылка на статью:

Дунаев Н.Н., Левченко О.В., Мерклин Л.Р., Павлидис Ю.А. Приновоземельский шельф в позднечетвертичное время. Океанология, 1995, том 35, № 3, с. 400-450.