Начиная с работ известных исследователей арктических морей Ф. Нансена, О. Хольтедаля и др., а также в результате экспедиционных работ последних десятилетий, проведенных различными организациями и учреждениями Советского Союза в Баренцевом, Норвежском, Гренландском и др. морях северной Атлантики, сложились определенные представления о своеобразии рельефа гляциальных шельфов западного сектора Арктики [Дибнер, 1978; Литвин, 1973; Матишов, 1977, 1981 и др.]. Неоднократно подчеркивалось при этом, что наряду с особенностями геологического строения, проявлениями новейшей тектоники особо важную роль в формировании рельефа арктических шельфов оказала экзарационно-аккумулятивная деятельность позднечетвертичных ледниковых покровов, иногда связанных с ними выводных ледников и прочих субаэральных и субаквальных процессов, протекавших в четвертичное время на фоне гляциоэвстатических колебаний уровня Мирового океана и гляциоизостазии.

Не вдаваясь в дискуссию о характере оледенения шельфа и прибрежной суши западного сектора Советской Арктики [Величко, 1979; Палеогеография Европы..., 1982], отметим, что, касаясь вопроса о характере оледенения арктического шельфа Европы, авторы настоящей статьи придерживаются мнения о распространении ледниковых покровов на континентальную окраину в максимальную (вюрмскую) фазу позднечетвертичного оледенения из четко фиксированных центров, ледниковых куполов, расположенных на арктических шельфовых островах, архипелагах и возвышенных участках прибрежной суши.

Выполненные в 1978-1981 гг. Институтом океанологии им. П.П. Ширшова АН СССР [Павлидис и др., 1985] геолого-геоморфологические и литологические исследования на шельфах морей Северо-Востока Советского Союза, подкрепленные анализом образцов колонок грунта, данными сейсмоакустического профилирования, подводного фотографирования и пр., позволили прийти к выводу, что формирование рельефа шельфа северной части Берингова (бассейна Чирикова) и Чукотского морей происходило в резко отличной от западного сектора Советской Арктики палеогеографической обстановке. В первую очередь это было связано с особенностями оледенения восточного сектора Арктики в позднечетвертичное время, где в условиях существования сравнительно небольших горно-долинных ледников на Чукотском нагорье и в районе хребта Брукса на Аляске обширные пространства шельфа были свободны от ледового покрова во время регрессий и подвергались рельефообразующему воздействию субаэральными экзогенными процессами. Именно эти различия в палеогеографической обстановке западного и восточного секторов Советской Арктики нашли свое прямое отражение в формах и типах рельефа континентальных окраин Севера Евразии.

Наиболее полная, разработанная Г.Г. Матишовым [1979] генетическая классификация морфоструктурных и морфоскульптурных типов и форм рельефа гляциального шельфа относится конкретно к Баренцевому морю. Эта классификация достаточно четко отражает сложное строение рельефа гляциального шельфа, обусловленное проявлением эндогенных и экзогенных рельефообразующих процессов и факторов.

Выполненные нами исследования рельефа шельфа северо-восточных морей Советского Союза, включавшие сейсмоакустическое профилирование, эхолотирование и пр., а также принятые во внимание более ранние работы в этом регионе [Морозова и др., 1979] позволили получить новый фактический материал по структурно-геологическому и геоморфологическому строению рельефа этих морей. Полученный материал позволил составить схемы геологических структур с элементами новейшей тектоники шельфа Чукотского моря [Павлидис и др., 1981], существенно дополнил имеющиеся представления о формировании рельефа поверхности вне-ледниковых (перегляциальных) шельфов, позволил оценить роль тех или иных субаэральных и субаквальных факторов и процессов в полярном морфолитогенезе и, наконец, классифицировать отдельные формы рельефа и их сочетания на основе морфогенетических принципов. Некогда эти принципы были положены нами в основу классификации форм рельефа островного шельфа тропической зоны океана. При выделении типов и форм рельефа этой, столь отличной от Арктики шельфовой зоны, учитывалось сложное взаимодействие эндогенных и экзогенных процессов морфогенеза, позволившее в пределах, например, шельфа Кубы различать скульптурные и структурные формы рельефа и классифицировать их или их комплексы по генетическим признакам. Учитывая своеобразие рельефообразующих процессов на шельфах Арктики и в соответствии с принятыми нами морфо-генетическими принципами в пределах шельфов Чукотского и северной части Берингова морей могут быть выделены три категории типов и форм рельефа: структурные, скульптурные и структурно-скульптурные (см. таблицу). Под последними следует понимать типы и формы рельефа, обязанные своим происхождением складчатой или сбросово-разрывной тектонике, но сильно видоизмененные экзогенными процессами, в частности, эрозией рек, поверхностной денудацией (деструкцией), экзарацией ледников и пр. [Ионин и др., 1982б]. В пределах этих выделенных категорий типы и формы рельефа шельфа классифицируются нами по генетическим признакам, т.е. принимая во внимание основные эндогенные и экзогенные процессы рельефообразования, в частности складчатые и сбросовые дислокации, гидрогенные, субаэральные реликтовые и современные экзогенные процессы.

Морфоструктурные образования на поверхности шельфа, как, впрочем, и на суше, могут быть подразделены на: а) первично-тектонические, непосредственно отражающие строение активных геологических структур, и б) отпрепарированные, т.е. созданные в результате обнажения древних пассивных геологических структур экзогенными процессами. В большинстве случаев эти формы рельефа шельфа являются реликтовыми, так как образовались в дочетвертичное время, а их отрицательные элементы иногда погребены под толщей новейших отложений. Они находят свое лишь косвенное отражение в современном рельефе шельфа и в основном, фиксируются при сейсмоакустическом профилировании.

Среди морфоструктурных образований на шельфах морей и океанов широко распространены как складчатые (антиклинальные, синклинальные), так и сбросово-разрывные, глыбовые тектонические формы рельефа. Нередко они выражены в виде крупных, иногда возвышающихся над уровнем моря поднятий - островов, приподнятых над поверхностью шельфа относительно мелководных банок, или - протяженных депрессий и более мелких впадин. Так, например, на шельфах Норвежского и Гренландского морей в районах распространения цокольных (денудационных) равнин прибрежной части шельфа, сформированных на поверхности докембрийских щитов и палеозойских складчатых структур, с разрывной тектоникой связано образование низких глыбовых возвышенностей, узких скальных гряд и широких блоковых массивов, сочетающихся с системой грабенообразных долин [Матишов, 1981].

В пределах рассматриваемых нами шельфов Чукотского и северной части Берингова морей к наиболее крупным положительным структурным формам рельефа относятся острова Врангеля, Геральд, Диомида и другие более мелкие. Поднятия островов Врангеля и Геральд представляют собой асимметричные, в значительной степени разрушенные экзогенными процессами остатки палеозойско-мезозойского антиклинория, сложенного преимущественно метаморфическими породами. С южной стороны, в частности, о-ва Врангеля, площадь которого составляет 7,3 тыс.км², а наибольшая высота - 1 096 м. его осложненная разрывными нарушениями, блоковыми и складчатыми дислокациями структура ограничена глубинным разломом широтного простирания, подчеркивающим глыбовое строение докембрийского фундамента острова [Павлидис и др., 1981]. Поднятым тектоническим блоком на фоне опустившихся и способствовавших наряду с прочими причинами образованию Берингова пролива являются острова Диомида. Они разделены разрывным нарушением на два сравнительно небольших, средней высоты острова: Ратманова и Крузенштерна.

Расположенные в прибрежной, собственно береговой зоне шельфа острова, такие, например, как Колючин, Идлидля на севере, а Ыттыгран, Аракамчечен и др. вблизи юго-восточной окраины Чукотского полуострова, обычно являются продолжением складчато-глыбовых геологических структур суши. Их отделение от материка связано с разрывной и сводово-глыбовой тектоникой северо-восточного и северо-западного простираний.

Довольно четко выражено в рельефе шельфа Чукотского моря так называемое субширотное поднятие Центральных банок, которое, судя по данным выполненного сейсмоакустического профилирования, является крупной брахиантиклиналью с ядром в районе банки Геральд [Павлидис и др., 1981]. Крылья поднятия осложнены синклинальными и антиклинальными складками второго порядка, а само поднятие разбито серией разрывных нарушений с вертикальными смещениями и образует в рельефе дна холмисто-грядовую равнину, возвышающуюся до 30 м над поверхностью шельфа (рисунок, Б).

В условиях неоднократных колебаний уровня океана в четвертичное время склоны этих островов и банок подверглись частичному разрушению абразионными и денудационными процессами. Результатом этого явился останцовый характер ряда сложенных коренными породами островов на поверхности шельфа, которые имеют в поперечнике всего несколько сот метров (например, о-в Идлидля), а также террасированность поверхности и склонов банок (например. Геральд).

Характерно, что поднятие центральных банок с находящимися к западу от него крупными структурными формами рельефа шельфа - островами Геральд и Врангеля - является как бы продолжением горст-антиклинория хребта Брукса на Аляске. Последний отделен от западной части Чукотского шельфа глубинным разломом, который проходит в субмеридиональном направлении через Берингов пролив.

К отрицательным структурным формам рельефа шельфов описываемого региона относятся четко фиксируемые на сейсмоакустических профилях крупные депрессии, обычно связанные с тектоническими структурами синклинального типа или предопределенные глубинными разломами. Благодаря выполнению их четвертичной толщей осадков они не всегда находят свое отражение в современном рельефе шельфа и характеризуются лишь большой выровненностью поверхности, изредка нарушаемой небольшими скульптурными формами рельефа различного генезиса. Эти синклинальные депрессии, к которым приурочены прогиб пролив Лонга и Центрально-Чукотская впадина, простираясь с северо-запада на юго-восток, отделяют поднятия о-ва Врангеля и Центральных банок от материка и выполнены мощной толщей мезо-кайнозойских отложений. В тектоническом отношении прогиб Лонга представляет собой крупную синклинальную складку, крылья которой осложнены флексурами, а сам прогиб в целом относится к новейшим погружающимся структурам. Свидетельством этого является мощная (около 70 м) толща выполняющих его четвертичных отложений.

Центрально-Чукотская впадина аналогична по своему тектоническому строению прогибу Лонга и, занимая обширную площадь, также осложнена локальными поднятиями и депрессиями, разрывными нарушениями и блоковыми подвижками. Под слоем морских голоценовых осадков мощностью 5-10 м сейсмоакустическим профилированием установлены реликтовые, возможно, субаэральные формы рельефа, выраженные в виде овальных депрессий протяженностью до 3-7 км. Мощность осадочной толщи отложений, выполняющих эти депрессии озерного или просадочного происхождения, достигает 10-20 м. Увеличенная по сравнению с другими участками Чукотского шельфа мощность голоценовых отложений является подтверждением унаследованного прогибания и этой структурной формы рельефа в новейшее время.

Упомянутые синклинальные структуры шельфа находят свое отражение лишь в небольшом увеличении глубин и широком распространении аккумулятивных поверхностей волнового и гравитационного выравнивания, что подчеркивает существующие тенденции нивелирования рельефа Арктического шельфа в процессе современного, нередко лавинного осадкообразования.

В отличие от сказанного, небольшая завуалированность процессами осадкообразования и более четкая выраженность на шельфе свойственна структурным мезоформам рельефа, обязанным, судя по данным сейсмоакустического профилирования, своим происхождением разломной тектонике в зонах активного растяжения земной коры. Так, например, на внешней окраине Чукотского шельфа, в условиях незначительного поступления осадочного материала на современном этапе его развития, широкое распространение получили пологие, врезанные в его поверхность желоба, депрессии, которые при максимальной величине вреза до 10-12 м имеют ширину всего от 100 до 300 м. Они приурочены главным образом к так называемому аваншельфу, поверхность которого полого спускается до глубин порядка 450 м. Резким перегибом она граничит здесь с более крутым материковым склоном, а упомянутые желоба, особенно в районе шельфа, граничащем с морем Бофорта, простираются субпараллельно зоне перегиба его внешнего края (рисунок, А).

Краткая характеристика структурных форм рельефа шельфа в рассматриваемом регионе, обусловленных проявлением эндогенных процессов, включая новейшую тектонику, позволяет установить, что в пределах Арктического шельфа это нашло свое отражение в формировании дочетвертичного, так называемого коренного рельефа. Последний, в условиях неоднократных колебаний уровня океана, претерпел значительные изменения под влиянием субаэральных и субаквальных рельефообразующих процессов и факторов, что привело в ряде случаев к образованию своеобразных, так называемых структурно-скульптурных форм рельефа.

Структурно-скульптурные формы рельефа океанических шельфов представляют собой переходные образования между чисто структурными (эндогенными) и скульптурными формами рельефа, созданными широким комплексом экзогенных процессов. На суше такими формами рельефа являются, например, куэстовые гряды, у которых часть ограничивающих их поверхностей имеет структурное происхождение ("бронирующий" пласт коренных пород), а часть - склоны и уступы - являются результатом действия речной эрозии [Борисевич, Любимцева, 1971].

Исследования последнего десятилетия на шельфах Северной Атлантики [Матишов, 1981] показали, что на современном шельфе существуют грандиозные системы куэстовых гряд. Они распространены в районах так называемых пластовых равнин, сложенных горизонтально или моноклинально залегающей толщей литифицированных осадочных пород мезо-кайнозойского возраста. Эти внутришельфовые куэстовые гряды дочетвертичного возраста высотой от десятков до сотен метров простираются здесь на многие сотни миль. Они образуют возвышенности и плато, отделенные друг от друга субпараллельными желобами, и унаследуют дочетвертичную субаэральную речную сеть иногда мелового возраста. Местоположение речных долин в Северной Атлантике было предопределено структурно-литологическими условиями и нередко радиальной системой разломов и трещин. Не исключено, что тектонические движения и гляциоизостазия способствовали усилению роли экзогенных процессов, в том числе эрозии рек, в формировании структурно-скульптурных форм рельефа шельфа.

Относительно спокойное, судя по данным сейсмоакустического профилирования, залегание дочетвертичных осадочных пород на шельфе Чукотского и северной части Берингова морей и, возможно, недостаточная интенсивность проявления эрозионных процессов в эпохи регрессий океана оказались мало благоприятными условиями для формирования типичного структурно-скульптурного рельефа на шельфах этого региона. Тем не менее, следует отметить, что и в центральной и во внутренней, собственно береговой, зонах шельфа, существует ряд специфических, крупных по своим размерам отрицательных форм рельефа, образование которых нередко связано с глубинной разломной тектоникой и последующим моделированием экзогенными процессами (см. таблицу). Среди последних прежде всего следует упомянуть четко выраженный в рельефе шельфа Чукотский желоб, который простирается в субмеридиональном направлении и разделяет структурные поднятия о-ва Врангеля и Центральных банок.

Предопределенный глубинным разломом и несколько преобразованный субаэральными эрозионными процессами Чукотский желоб имеет асимметричную форму (см. рис. 1,-А в статье Ю.А. Павлидиса и др. [1985]). Несколько южнее о-ва Геральд желоб достигает ширины около 35 км при глубине относительного вреза в поверхность шельфа на 50-60 м. Западный, более крутой борт желоба осложнен серией террас, отделенных друг от друга четкими уступами высотой в 2-5 м. Ширина террас не превышает 0,5-1 км. Восточный борт желоба осложнен сбросово-глыбовыми дислокациями, с которыми связано образование запрокинутых блоков. В южном направлении, в сторону прибрежной зоны шельфа, разлом, испытывая виргацию, затухает, что в рельефе шельфа проявляется в виде пологих долинообразных депрессий, возможно реликтов древней речной сети. Распространенный на узком дне - тальвеге желоба грубообломочный материал не может не свидетельствовать о вымывании мелких илисто-песчаных фракций придонными стоковыми течениями. Не исключено, что четко выраженный в рельефе внешней окраины Чукотского шельфа и на континентальном склоне подводный каньон в районе мыса Барроу также является структурно-скульптурной формой рельефа, заложение которой связано с глубинным разломом, а последующее преобразование - субаэральными процессами речной эрозии и субаквальной рельефообразующей деятельностью суспензионных потоков.

К структурно-скульптурным формам, осложняющим рельеф внутренней зоны шельфа и расчленяющим поверхность прибрежной суши, относятся многочисленные фиордовые бухты и проливы юго-восточной Чукотки (Провидения, Ткачен, Сенявина и др.). Данные сейсмоакустического профилирования с несомненностью подтверждают, что заложение фиордов связано с разрывными тектоническими нарушениями и предопределенными ими сводово-глыбовыми, блоковыми структурами [Возовик и др., 1982]. Значительную по сравнению с поверхностью прилегающего шельфа переуглубленность дна (глубины нередко превышают 150 м) современных фиордовых бухт (рисунок, В) скорее всего, можно объяснить дифференцированными и разнонаправленными движениями отдельных блоков геологических структур. На сейсмоакустических профилях достаточно отчетливо отражено ступенчатое погружение отдельных тектонических блоков по оси фиордов в направлении их средней, переуглубленной части.

Установленная нами тектоническая природа мелководных порогов-ригелей на входе в фиордовые бухты, обусловленная поднятием отдельных блоков, позволяет считать, что чисто эрозионные или экзарационные процессы вряд ли могли играть существенную роль в переуглублении дна фиордовых бухт. Мористее мелководных порогов-ригелей также прослеживается зона разломов, что в отдельных случаях объясняет формирование перед устьевой частью фиордовых бухт небольших депрессий, впадин.

Морфологические черты фиордов Чукотского полуострова достаточно подробно освещены в монографии П.А. Каплина [1962]. Упомянем лишь, что, в отличие от классических фиордов Норвегии фиордовые бухты Чукотки хотя и претерпели моделировку горно-долинными ледниками позднечетвертичного оледенения, но следы экзарационной деятельности в настоящее время затушеваны последующими денудационными процессами.

Фиорды здесь имеют более выположенные, прикрытые осыпями и курумами борта, сравнительно невысокие, обычно выработанные волнами в конусах выноса осыпного материала или в редко встречающихся боковых моренах абразионные уступы. Вместе с тем широкое распространение моренных отложений на юго-восточном побережье Чукотского полуострова, ледниковых аккумулятивных форм рельефа - подводных моренных гряд и ледниковых отложений в виде распластанного плаща моренного и флювиогляциального материала на поверхности шельфа в значительном удалении от современной береговой линии не может не свидетельствовать о довольно большой мощности горно-долинных ледников [Возовик и др., 1982].

Характерно, что мелководные пороги располагаются не только в устьевых частях фиордовых бухт, но иногда встречаются значительно мористее их, образуя осложняющие рельеф внутренней зоны шельфа дуго- или подковообразные гряды. В одних случаях они, как и устьевые пороги, являются структурно-скульптурными образованиями, в других, будучи целиком сложенными моренным материалом, могут быть отнесены к ледниковым аккумулятивным формам рельефа (см. таблицу).

Относя устьевые пороги и отдельные подводные гряды (например, банку Брукса: см. рис. 1, Б в статье Ю.А. Павлидиса и др. [1985]) к структурно-скульптурным формам рельефа шельфа, мы основываемся не только на характере слагающего их поверхность материала, но и на данных сейсмоакустического профилирования. Как показали непосредственные подводные наблюдения, фотографирование и дночерпательные пробы, в большинстве случаев эти подводные пороги и гряды сложены с поверхности крупными валунами, галькой и гравием разнообразного петрографического состава. Имеются все основания считать, что такие отложения являются остатками ледниковых моренных образований, мелкие фракции которых были вымыты волновыми процессами в условиях голоценовой трансгрессии океана. Не исключено, однако, что в отдельных случаях на поверхности блоковых структур сохранились древние аккумулятивные формы рельефа волнового происхождения - пересыпи и бары, некогда, при более низком уровне моря, отчленявшие фиордовые бухты. Материалом для их построения послужили те же ледниковые отложения, перемытые и переотложенные волнами в ходе трансгрессии. Аналогичные аккумулятивные образования - галечно-песчаные пересыпи - и в настоящее время отчленяют от моря фиордовые бухты, которые носят названия озер и лагун (Ыстигэт, Кивак, Имтук, Аччен и др.).

Описанные выше некоторые формы структурно-скульптурного рельефа Арктического шельфа, естественно, не исчерпывают всего существующего в природе многообразия этих форм, обязанных своим происхождением проявлению складчатой и разрывной тектонике, новейшим вертикальным движениям блоковых структур и в той или иной степени моделированных, реже существенно преобразованных субаэральными и субаквальными экзогенными процессами. Среди последних следует упомянуть эрозию рек, экзарационную и аккумулятивную деятельность четвертичных ледников, процессы волновой аккумуляции и абразии, действие суспензионных потоков и пр. Обычно эти формы рельефа представляют собой реликтовые дочетвертичные или доголоценовые образования, хотя на современном этапе развития шельфа они могут претерпевать различные изменения субаквальной деструкцией, быть частично погребенными в ходе седиментации и пр.

Морфоскульптурные формы рельефа, созданные исключительно экзогенными процессами, получили на шельфах Чукотского и северной части Берингова морей достаточно широкое распространение и представлены как положительными, так и отрицательными образованиями. В отличие от структурно-скульптурных форм рельефа, наибольшим распространением здесь пользуются реликтовые доголоценовые и современные формы аккумулятивного, деструктивного и деструктивно-аккумулятивного происхождения, формировавшиеся в субаэральных и субаквальных условиях. Формирование реликтового рельефа на шельфах рассматриваемого региона находилось в неразрывной связи с изменениями палеогеографических условий в позднечетвертичное время, связанных с оледенениями и крупномасштабными колебаниями уровня Мирового океана. Полученный в результате проведенных исследований фактический материал позволяет утверждать, что обширные пространства шельфа Чукотского и Берингова морей в эпоху максимума позднечетвертичного оледенения представляли собой низменную сушу, дренируемую речными системами [Ионин и др., 1982а; Павлидис, Ионин, 1982]. Таким образом, не отрицая более значительного, чем теперь, замерзания Арктического бассейна в позднечетвертичное время, следует, очевидно, признать, что поверхность шельфа рассматриваемого региона, как, впрочем, и большинства шельфов Мирового океана, подверглась преобразованию под действием субаэральных, преимущественно эрозионных процессов. Аккумулятивные ледниковые формы рельефа, столь характерные для гляциального шельфа Баренцева моря и представленные стадиальными моренами в устьевых частях крупных фиордов побережья, на дне и внешнем склоне краевых желобов или образующих холмисто-грядовые, разделенные глубокими трогами аккумулятивные образования [Матишов, 1977], на шельфе Чукотского моря отсутствуют полностью, а в северной части Берингова, как уже упоминалось, встречаются в виде дугообразных гряд преимущественно перед устьевыми частями фиордовых бухт и проливов. Так, например, система таких скульптурных, ледникового происхождения аккумулятивных образований расположена в 6-10 милях южнее бухты Ткачен. Она состоит из трех параллельных гряд, сложенных крупными валунами и хорошо окатанной галькой, с небольшим количеством песчано-гравийного заполнителя. Относительная высота гряд над поверхностью шельфа достигает 18-22 м [Возовик и др., 1982]. Аналогичная система, состоящая из пяти моренных гряд относительной высотой в 5-10 м, встречается и в 10-15 милях юго-восточнее мыса Чукотский, образуя северо-западный борт (см. слева на рис. Г) так называемой Чаплинской подводной долины. Чаплинская подводная долина, являясь реликтовой эрозионной формой рельефа субаэрального происхождения, простирается с северо-востока на юго-запад, и ее верховья располагаются на взморье в районе фиордового залива Лаврентия. В отличие от Чукотского желоба террасированностью отличается ее восточный борт, в то время как на западном, возможно существовавшие террасы погребены под ледниковыми моренными отложениями. Это обстоятельство, а также эрозионная врезанность долины в коренные породы позволяют предполагать, что время ее заложения может приходиться на дочетвертичную эпоху: это подтверждается и данными сейсмоакустического профилирования. Судя по этим данным, долина выполнена рыхлыми отложениями четырех генераций, предположительно ледникового и морского генезиса, что свидетельствует о смене условий осадкообразования в период формирования рельефа шельфа [Возовик и др., 1979].

К сожалению, отсутствие сведений о составе донных отложений на поверхности шельфа восточнее Чаплинской долины не позволяет с достоверностью решить вопрос о происхождении симметричных валообразных поднятий высотой до 5 м, которые занимают полосу шириной около 10 км (см. рис. Г). Можно лишь предполагать, что серия этих скульптурных форм рельефа, возможно, связана с проявлением гидрогенных процессов и представляет собой либо реликты прирусловых валов, либо волновые аккумулятивные формы, сформировавшиеся в условиях трансгрессии моря.

Не останавливаясь на морфометрической характеристике крупнейшей реликтовой эрозионной долины Хоуп, которая начинается в вершине залива Коцебу (Чукотское море) и прослеживается вплоть до мыса Хоуп и далее (рис. Д), отметим лишь, что она уже здесь разветвляется на две долины, возможно фиксирующих различные стадии в истории развития единой речной системы в эпоху регрессии моря [Павлидис и др., 1981]. Не исключено, что причиной стадийности развития являются проявления неотектонических вертикальных движений отдельных геологических структур, в том числе поднятия Центральных банок. Встречающиеся в долине Хруп древние дельты на глубинах 50 и 35-40 м, датируемых соответственно по С¹⁴ абсолютным возрастом в 17 и 12 тыс. лет следует отнести к реликтовым потамогенным скульптурным формам рельефа.

Отметим, что при деградации ледникового покрова на континентах и с началом позднечетвертичной трансгрессии сформированные субаэральными процессами формы рельефа испытали частичную планацию волновыми процессами. Однако на ряде участков шельфа произошло усложнение его рельефа вследствие образования волновых, преимущественно аккумулятивных скульптурных форм. Крайне благоприятным моментом для этого послужило совпавшее с усилением таяния горно-долинных ледников и началом трансгрессии увеличение стока рек, благодаря которому на шельф рассматриваемого региона были вынесены огромные массы аллювиального и флювиогляциального материала. Именно с этим связано более широкое распространение реликтовых и современных гидрогенных образований, обязанных своим происхождением волновой аккумуляции, особенно интенсивно выраженной в эпоху повышения уровня океана. Реликтовые волновые аккумулятивные образования, сложенные преимущественно песчаным материалом, обычно возвышаются не более чем на 2-4 м над поверхностью шельфа (рис. Е). Они фиксируют положение древних баров и располагаются на глубинах от 13 до 41 м [Морозова и др., 1979; Павлидис и др., 1981]. Современные подводные аккумулятивные и абразионные скульптурные формы рельефа обычно располагаются в пределах внутренней зоны шельфа и выражены в рельефе подводными валами и абразионными террасами, часто бенчами. Последние могут быть выработаны волнами в коренных породах, а при размыве моренных толщ образуют широкие валунные отмостки (валунные бенчи).

Современными субаквальными скульптурными формами рельефа шельфа могут считаться и широко распространенные аккумулятивные поверхности волнового и гравитационного выравнивания. Под гравитационным выравниванием следует понимать осаждение из толщи морской воды и накопление в депрессиях рельефа взвешенных частиц терригенного и биогенного происхождения, нередко приносимых за сотни миль морскими течениями. Ярким примером может служить поверхность гравитационного выравнивания в районе Центральной Чукотской депрессии.

С рельефообразующей деятельностью постоянных морских течений обычно связаны как деструктивные, так и аккумулятивные формы скульптурного рельефа, а именно, с одной стороны, образовавшиеся в результате препарировки сложенных коренными породами участков дна (благодаря сносу донных осадков или препятствию их накоплению, как это имеет место в Беринговом проливе), а с другой - в результате аккумуляции влекомого и взвешенного материала в особо благоприятной гидродинамической обстановке, обусловливающей резкое снижение скорости течений и аккумуляцию материала. Примером может служить грандиозная отмель Принца Уэльского, простирающаяся от одноименного мыса на несколько сот километров в северо-восточном направлении и являющаяся по своему происхождению гидрогенной скульптурной формой рельефа.

К современным, условно гидрогенным скульптурным формам рельефа шельфа следует отнести не всегда эфемерные, глубокие (иногда до десятка метров) рытвины, борозды и напорные валы, образующиеся на поверхности шельфа, нередко даже на глубинах около 30-40 м, в результате смещения на мелководья ледяных островов, многометровых по толщине паковых льдов под действием ветровых подвижек обширных по площади арктических ледяных полей.

В заключение отметим, что в пределах Чукотского шельфа в настоящее время преобладают процессы аккумулятивного выравнивания, тогда как на шельфе северной части Берингова моря, где современное осадконакопление в значительной степени заторможено, происходит в основном препарировка реликтового доголоценового рельефа современными гидрогенными процессами. Рассмотренные выше формы рельефа Арктического шельфа, который большей частью не испытал оледенения и относится к перегляциальным областям, далеко не полностью отражают существовавшую в позднечетвертичное время специфику условий рельефообразования и литогенеза в этом регионе. Нами сделана попытка еще раз привлечь внимание к особенностям морфолитогенеза в этом регионе и на основе действовавших в прошлом и действующих в настоящее время факторов и процессов впервые представить в форме таблицы генетическую классификацию структурного и скульптурного рельефа шельфа Северо-Востока СССР, которая может быть использована для целей геоморфологического картирования шельфов Арктики.

Литература

Борисевич Д.В., Любимцева Е.А, Геоморфологическое картирование (1965-1969 гг.). - В кн.: Итоги науки. М,: ВИНИТИ, 1971, с. 150. (Геоморфология; Вып. 2).

Величко А.А. Проблемы реконструкции позднеплейстоценовых ледниковых покровов на территории СССР. - Изв. АН СССР. Сер. геогр., 1979, № 6, с. 12-26.

Возовик Ю.И., Бабаев Ю.М., Дунаев Н.Н., Ионин А.С. Фиорды Восточной Чукотки и проблемы их происхождения. - В кн.: Проблемы геоморфологии, литологии и литодинамики шельфа. М.: Наука, 1982, с. 129-142.

Возовик Ю.И., Дунаев Н.Н., Новгородов К.Г. и др. История формирования Чаплинской подводной долины и некоторые вопросы палеогеографии Беринговоморского шельфа: Тез. докл. XIV Тихоокеан. науч. конгр. Хабаровск. М.: ВИНИТИ, 1979, с. 197-198.

Дибнер В.Д. Морфоструктура шельфа Баренцева моря. Л.: Недра, 1978. 211 с.

Ионин А.С., Медведев B.C., Павлидис Ю.А. Позднечетвертичные изменения климата Земли и роль палеогеографических факторов в процессах морфолитогенеза на континентальных и островных шельфах. - В кн.: Проблемы четвертичной истории шельфа. М.: Наука, 1982а, с. 13-27.

Ионин А.С., Павлидис Ю.А., Юркевич М.Г. Формы рельефа шельфа Северо-Востока СССР. - В кн.: Геология морей и океанов. М.: ИОАН СССР, 1982б, с. 72-74. (Тез. докл. 5 Всесоюз. школы по морской геологии).

Каплин П.А. Фиордовые побережья Советского Союза. М.: Изд-во АН СССР, 1962, 188 с.

Литвин В.М. Геоморфология дна Норвежско-Гренландского бассейна. - В кн.: Проблемы Арктики и Антарктики, Л., 1973, вып. 42, с. 12-21.

Матишов Г.Г. Рельеф, морфотектоника и основные черты: развития шельфа Баренцева моря. - Океанология, 1977, т. 17, вып. 3, с. 490-495.

Матишов Г.Г. Генетическая классификация рельефа подводной окраины материков (на примере Северного Ледовитого океана и Северной Атлантики). - Океанология, 1979, т. 19, №1, с. 84-92.

Матишов Г.Г. Некоторые особенности дочетвертичного рельефа шельфов Северной Атлантики. - Геоморфология, 1981, №3, с. 16-25.

Морозова Л.Н., Бирюков В.Ю., Волкова А.А. Основные черты истории развития шельфа Чукотского моря в послеледниковое время. - В кн.: Исследования прибрежных равнин и шельфа арктических морей. М, Изд-во МГУ, 1979, с. 75-79.

Павлидис Ю.А., Бабаев Ю.М., Ионин 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. 33-96.

Павлидис Ю.А., Ионин А.С. Некоторые особенности морфолитогенеза на Арктическом шельфе в позднечетвертичное время. - В кн.: Проблемы четвертичной истории шельфа. М.: Наука, 1982, с. 74-85.

Павлидис Ю.А., Ионин А.С., Медведев В.С. Палеогеография позднего вюрма шельфа Берингии. - В кн.: Геология и геоморфология шельфов и материковых склонов. М., «Наука», 1985, с. 65-76.

Палеогеография Европы за последние сто тысяч лет: Атлас-монография. М.: Наука, 1982. с. 156.

Ссылка на статью:

Ионин А.С., Павлидис Ю.А., Юркевич М.Г. Рельеф шельфа Северо-востока СССР и вопросы его классификации. – В кн.: Геология и геоморфология шельфов и материковых склонов. М., «Наука», 1985, с. 172-184.