Шельфом Берингии принято считать обширные площади дна эпиконтинентального Чукотского моря и северной части Берингова моря. Проблема Берингии давно занимает ученых - географов, геологов, палеогеографов, ландшафтоведов и т.п. До недавнего времени исследования по палеогеографической проблематике Берингийского региона в целом проводились почти исключительно в пределах современной суши. Однако наиболее важным разделом исследований следует считать изучение вопроса о существовании и природе сухопутного "моста", неоднократно соединявшего материки Евразии и Северной Америки в плейстоцене, в эпохи гляциоэвстатических регрессий и игравшего важную роль в межконтинентальном обмене фауной, флорой и в заселении Северной Америки человеком. Этим "мостом" собственно и была большая часть шельфа Чукотского и Берингова морей.

В основу статьи положены главным образом исследования авторов по геологии, геоморфологии и литологии, проведенные в 1978-1981 гг. на шельфе Чукотского моря и северной части Берингова моря в составе Полярной северо-восточной экспедиции Института океанологии им. П.П. Ширшова АН СССР (ПСВЭ ИОАН СССР). Работы проводились главным образом на гидрографическом судне "Дмитрий Лаптев". Непосредственное участие в них принимал кандидат географических наук Ю.М. Бабаев, которому авторы приносят искреннюю благодарность за большую помощь в проведении работ на всех этапах экспедиции.

За три полевых сезона в районе исследований ПСВЭ было выполнено более 2,5 тыс. км. НСП, взято грунтовыми трубками (ВПГТ-59, ПТ-53) 193 колонки и дночерпателем "Океан-0,1" около 200 проб донных осадков и многие другие исследования. Кроме того, экспедицией было произведено определение содержания взвеси в морской воде от поверхности до дна на 60 станциях.

Авторы использовали также материалы собственных геолого-геоморфологических наблюдений на берегах Чукотского полуострова и данные аналогичных исследований А.С. Ионина, П.А. Каплина, В.И. Буданова и Т.Н. Морошкиной, проведенных в прибрежной зоне Берингова и Чукотского морей в 1951-1954 гг. на э/с Института океанологии АН СССР "Геолог".

Настоящая работа продолжает цикл публикаций как по материалам ПСВЭ [Павлидис и др., 1981; Павлидис, 1982; Бабаев, 1982; Возовик, и др., 1982; Грабецкая, Павлидис, 1982; Саидова, 1982], так и по данным ранее проводившихся исследований в этом регионе [Каплин, 1971; Жиндарев, 1974; Бабаев, Жиндарев, 1979; Морозова и др., 1979; Логвиненко, Огородников, 1980; Hopkins, 1967; Creager, McManus, 1967; Creager et al., 1970; Sharma, 1979, и др.].

В геоструктурном отношении шельф Берингии расположен в пределах литосферной плиты с древней корой континентального типа. Этот участок земной коры представляет собой часть докембрийской платформы, которая собственно и является фундаментом для более молодых геологических образований. Некоторые участки этого древнего фундамента приподняты в виде глыб, как, например, поднятие о-ва Врангеля.

Проведенное нами сейсмоакустическое профилирование позволило составить схему геологических структур шельфа Берингии, опубликованную в одной из наших работ [Павлидис и др., 1981]. Здесь укажем лишь, что верхний 200-250-метровый слой осадочных пород и отложений на шельфе, судя по данным НСП, имеет спокойное залегание и образует ряд антиклинальных, синклинальных и моноклинальных структур, кое-где разбитых сбросами. Наиболее обширная синклинальная впадина расположена в центральной части шельфа Чукотского моря, На западе и юго-востоке она смыкается с прогибами пролива Лонга и Коцебу.

Рельеф шельфа Чукотского моря и бассейна Чирикова обязан своим происхождением как эндогенным, так и экзогенным факторам. Поэтому в его пределах правомочно выделять структурные, структурно-скульптурные и скульптурные формы, реликтовые и современные.

Структурные элементы рельефа, имеющие дочетвертичный возраст, формируют основной геоморфологический фон шельфа Берингии. Некоторые из них, будучи погребенными под толщей более молодых отложений, проявляются в современном рельефе очень слабо, как, например, крупные пологие синклинальные депрессии центральной части шельфа Чукотского моря. Другие, наоборот, отчетливо проявляются в современном рельефе, образуя положительные морфоструктуры (например, брахиантиклиналь Центральных банок), обусловливая положение желобов на шельфе, предопределенных глубинными разломами.

Структурно-скульптурные формы рельефа, созданные первоначально тектоникой и отпрепарированные впоследствии экзогенными процессами, также в основном реликтовые. К ним в первую очередь относятся фиорды юго-восточной Чукотки, первопричиной возникновения которых явились дизъюнктивные тектонические нарушения. Впоследствии тектонические депрессии будущих фиордов были обработаны, местами слабо, горно-долинными ледниками [Каплин, 1962; Возовик и др., 1982]. Как показали исследования, в фиордах Сенявинского лабиринта, в Лаврентьевском и других фиордах методом НСП были обнаружены блоковые тектонические структуры со следами экзарационно-аккумулятивной деятельности ледников.

К числу структурно-скульптурных форм рельефа на шельфе Чукотского моря можно отнести некоторые участки подводных долин. Таковым является, например. Чукотский желоб, предопределенный глубинным разломом и обработанный впоследствии эрозией, свидетельством чему является обнаруженные в нем террасовые уровни на глубинах 60, 65, 70, 75, 80 и около 100 м (рис. 1А), В.А. Бирюков с соавторами [1982] связывают долину Чукотского желоба с древней речной сетью Чукотки, предполагая, что именно сюда был направлен сток пра-Амгуэмы.

Среди скульптурных форм рельефа на шельфе Берингии распространены как реликтовые, так и современные. К первым относятся конечно-моренные гряды, расположенные против устьевых частей фиордов юго-восточной Чукотки, и некоторые палеодолины рек. Одна из них, названная долиной Хоуп, выходит из залива Коцебу и, по-видимому, смыкается с долиной пра-Амгуэмы [Бирюков и др., 1982]. В ней американскими исследователями были обнаружены озерные и аллювиально-дельтовые отложения, датированные концом позднего плейстоцена [Creager, McManus, 1967]. В бассейне Чирикова нами было выполнено сейсмопрофилирование через банку Брукса и Чаплинскую палеодолину, протягивающуюся вдоль восточного побережья Чукотского полуострова (рис. 1Б). Банка Брукса и подобные ей положительные формы рельефа в виде валов окаймляют на некотором расстоянии от общей линии берега устьевые части чукотских фиордов. Она сложена с поверхности валунно-галрчным моренным материалом, однако в целом имеет структурное происхождение. Чаплинская долина врезана в коренные породы и заполнена по крайней мере четырьмя генерациями рыхлых отложений, среди которых могут быть индентифицированы ледниковые образования и разделяющие их морские слои. По-видимому, Чаплинская палеодолина служила естественным рубежом в распространении на шельф со стороны Чукотки горно-долинных ледников позднего плейстоцена. Во всяком случае, к востоку от нее ледниковых отложений не обнаружено ни нами, ни американскими исследователями. По-видимому, геологическая летопись Чаплинской палеодолины регистрирует события, охватывающие большую часть плейстоцена. В ней зафиксированы косвенными методами две генерации морен, предположительно средне- и верхнеплейстоценовых [Возовик и др., 1979].

Среди реликтовых скульптурных форм рельефа на шельфе Чукотского моря, по-видимому, следует выделять уровенные поверхности, свидетельствующие о стабилизациях уровня моря во время послеледниковой трансгрессии. П.А. Каплин [1971] счел возможным выделить такие поверхности на глубинах 5-8 и 12-16 м. Последующие эхолотные промеры и анализ крупномасштабных батиметрических карт позволили Л.А. Жиндаpeву [1974], а затем Л.Н. Морозовой с соавторами [1979] установить, что более или менее отчетливо выраженные уровенные поверхности, фиксирующие положение затопленных древних береговых аккумулятивных форм-баров, встречаются и на значительном удалении от современного берега (до 25 км) на глубинах 13, 17-19, 22-24, 26-28, 32-33, 40-41 м. Нам, однако, кажется, что выделение такого количества древних береговых аккумулятивных образований на шельфе Чукотского моря пока еще мало обосновано. Во всяком случае, прямых результатов исследований по данному вопросу у цитированных нами авторов не имеется.

Современные (голоценовые) формы рельефа прибрежной зоны и шельфа Берингии представлены волновыми аккумулятивными образованиями типа подводных баров, песчаных валов и волн, а также различных береговых аккумулятивных форм, образующих протяженные лагунные берега Чукотки и Аляски. В определенном смысле к современным элементам рельефа шельфа Чукотского моря можно отнести также обширную подводную аккумулятивную равнину центральной его части, сформированную в голоцене в результате устойчивой аккумуляции глинистого материала в пределах обширной Центрально-Чукотской впадины (рис. 1В).

Сравнение общего геоморфологического плана участков Чукотского и Северо-Беринговоморского шельфа Берингии показывает, что генезис реликтовых форм рельефа существенно различен к северу и югу от Берингова пролива. На шельфе Чукотского моря преобладают эрозионные и морские абразионно-аккумулятивные формы, тогда как в западной половине бассейна Чирикова у берегов юго-восточной Чукотки широко распространены реликтовые ледниковые формы рельефа.

В распределении осадков на шельфе Берингии намечается ряд характерных особенностей, связанных как с современными процессами седиментогенеза, так и с палеогеографической обстановкой осадконакопления. На схеме, характеризующей преобладание в осадках различных районов шельфа основных гранулометрических фракций (рис. 2) показано, что отложения Чукотского моря резко отличаются от отложений бассейна Чирикова по крупности. Если в Чукотском море в основном преобладают глинистые и алевритово-глинистые осадки, то в бассейне Чирикова у берегов Чукотки распространены грубообломочные отложения, а у берегов Аляски - пески. Собственно в Беринговом проливе на дне наносы отсутствуют, а к северу от пролива у северо-западного побережья п-ова Сьюард распространены преимущественно песчано-алевритовые отложения, слагающие обширную подводную банку, состоящую, по-видимому, из нескольких генераций аккумулятивных форм, веерообразно отходящих от м. Принца Уэльского.

Важной основой для составления палеогеографической схемы для периода времени, соответствующего максимуму последнего оледенения, является опорный литолого-стратиграфический профиль через весь шельф Берингии от юго-западной окраины в Беринговом море до пролива Лонга в Чукотском море (рис. 3, 4) . Профиль составлен нами с учетом данных по литологии и стратиграфии верхнего слоя осадочного чехла шельфа по колонкам, полученным в результате работ ПСВЭ [Павлидис и др., 1981; Возовик и др., 1982; Павлидис, 1982; Саидова, 1982], данных американских исследований [Knebel et al., 1974], по скважинам 020-048; 040-092; 108-240 и по данным литолого-стратиграфического изучения толщи голоценовых отложений в 29-м рейсе НИС "Дмитрий Менделеев", проведенного М.А. Левитаном и Х.М. Саидовой (использованы материалы по колонке, взятой на ст. 2549). Положение профиля (см. рис. 4) выбрано с таким расчетом, чтобы пересечь основные литолого-геоморфологические области шельфа Берингии.

Изучение литологического состава отложений, определение их абсолютного возраста [Knebel et al., 1974], данные фораминиферового анализа позволяют четко отбить кровлю плейстоцена почти по всему профилю. Оказалось, что на окраине Беринговоморского шельфа кровля верхнеплейстоценовых отложений погребена под 4-метровой толщей голоценовых илов. К северу кровля плейстоценовых отложений поднимается и выходит на поверхность дна у побережья Чукотки, в бассейне Чирикова, в Беринговом проливе. В Чукотском море кровля этих отложений погружается под толщу голоцена, мощность которой в пределах Центрально-Чукотской впадины достигает 7-10 м [Павлидис и др., 1981; Павлидис, 1982]. Наконец, в проливе Лонга кровля плейстоцена снова поднимается почти до поверхности дна.

Характерно, что колонки, вскрывающие плейстоцен-голоценовую толщу отложений в окраинной зоне шельфа Берингова моря, как правило, не имеют стратиграфических перерывов. Колонка 020-048 (см. рис. 3), длиной около 12 м, последовательно сверху вниз вскрыла: морские (mQ_IV) осадки голоцена, прибрежно-морские (ltQ_III⁴) отложения верхнего вюрма (16,6-24,6 тыс. лет) и толщу морских (mQ_III³) отложений среднего вюрма (до 33 тыс. лет). Генезис этих отложений был определен американскими исследователями [Knebel et al., 1974] на основании установления палеосреды обитания фораминифер. Характерно, что в голоценовых отложениях верхняя часть толщи (0-120 см) имеет ассоциацию фораминифер, обитающих, как и сейчас, в относительно глубоководной среде (глубина около 100 м) окраинной зоны шельфа (внешний шельф по определению Кнебела). Нижняя часть голоценовой толщи (120-140 см) характеризуется как отложения центрального шельфа, т.е. более мелководные. Между ними и нижележащей толщей плейстоцена перерыва в осадконакоплении не наблюдается. Верхняя часть плейстоценовой толщи, литологически состоящая из чередования слоев песчаных, алевритовых и глинистых отложений, характеризуется как осадки внутреннего шельфа, т.е., по существу, является фацией прибрежной зоны, которая существовала здесь в позднем вюрме во время наиболее низкого стояния уровня Мирового океана в позднем плейстоцене. Наконец, самый низ толщи, вскрытой скважиной 020-048, характеризуется как морские глинистые осадки центральной или внешней зоны шельфа, т.е. их накопление происходило в относительно глубоководных условиях, по-видимому, во время одной из трансгрессий вюрма.

В колонке 2548 (НИС "Дмитрий Менделеев", 29-й рейс), состоящей сверху из преимущественно глинистых, а внизу песчанистых отложений (см. рис. 3), на основании данных фораминиферового анализа, выполненного Х.М. Саидовой, были выделены слои, относящиеся к основным периодам голоцена: предбореальному, бореальному, атлантическому, суббореальному и субатлантическому. В самом низу колонки были вскрыты чистые пески, которые, по-видимому, можно идентифицировать с песками, венчающими плейстоценовую толщу, вскрытую скважиной 020-048.

В колонке 040-092, взятой на глубине 84 м, толща морских голоценовых илов составляет 335 см. Под ними залегают песчаные и супесчаные отложения прибрежно-морского генезиса, относящиеся, судя по определению абсолютного возраста (17-22 тыс. лет), к позднему вюрму (ltQ_III⁴).

В колонке 108-240, взятой на глубине 67 м и к юго-западу от о-ва Св. Лаврентия, слой голоценовых илов сокращается до 1 м, а ниже залегают песчано-алевритовые и песчаные отложения самых верхов плейстоцена (13-16 тыс. лет), имеющие, судя по составу фораминифер, прибрежно-морской генезис (ltQ_III⁴).

Таким образом, на юго-западной окраине шельфа Берингова моря можно приблизительно оконтурить положение береговой зоны в позднем вюрме при уровне моря на 100 м ниже современного. Она располагалась вблизи станции 2548, 040-092 и 020-048.

У берегов юго-восточной Чукотки существуют, как мы уже говорили, против устьевых частей фиордов конечно-моренные гряды и поля грубообломочного материала. Мы считаем возможным относить моренные отложения этого района к позднему вюрму и связывать их с горно-долинными ледниками, вытекавшими на осушенные пространства шельфа. Колонка, взятая ПСВЭ на станции 3, вскрыла в пределах Чаплинской палеодолины под 87-сантиметровом слоем песчаных и гравийных отложений слоистую глинисто-суглинисто-песчаную немую толщу. По-видимому, ее следует считать аллювиально-флювиогляциальной и относить также к позднему вюрму (al-flgQ_III⁴). В Беринговом проливе отложения вообще отсутствуют и на поверхность дна выходят скальные породы. К северу от Берингова пролива расположено мощное аккумулятивное накопление, сложенное песчано-алевритовыми осадками. Перед ним несколькими колонками была вскрыта слоистая толща преимущественно грубозернистых отложений. В колонке 33 было обнаружено, что под 182-сантиметровым слоем разнозернистого песка, гравия и гальки залегает илисто-песчано-гравийно-галечная толща совершенно не сортированных осадков без макро- и микрофауны. Осадок плотный, темно-серый (ниже горизонта 305 см в нем присутствуют органические остатки), а в слое 325-345 его цвет становится коричнево-серым. По-видимому, эти отложения следует считать гляциальными, и если не моренными, то по крайней мере водно-ледниковыми (gl-flg Q_III⁴), накопление которых, очевидно, происходило в результате выноса осадочного материала через Берингов пролив на север в период последнего горно-долинного оледенения Чукотки. В колонке 34 была обнаружена толща исключительно грубообломочного материала, причем горизонт 100-240 м содержит большое количество крупной, хорошо окатанной гальки и окатанных обломков ракуши. Это типичные отложения прибойной зоны, которая существовала здесь, по-видимому, на рубеже плейстоцена и голоцена при все еще низком уровне моря, когда Берингов пролив только открывался.

У подножия банки Принца Уэльского колонка 45 показала, что дно здесь сложено 4-метровой толщей песчано-ракушечного материала, накопившегося за период времени, начиная с Q Atl/IV (по данным фораминиферового анализа).

В долине Хоуп было обнаружено [Creager, McManus, 1967], что под 160-сантиметровым слоем голоценовых алевритовых илов залегают верхнеплейстоценовые алевриты и глины, содержащие солоновато-водную микрофауну, которые американские исследователи считают аллювиально-дельтовыми. Возраст их был определен в пределах 13,6-15,5 тыс. лет. Подобные глины были обнаружены также у м. Хоуп (Аляска) в колонке 139 (ПСВЭ-80) под 80-сантиметровым слоем песка.

В Центрально-Чукотской впадине колонками, взятыми на станциях 20, 40, 18, была обнаружена толща голоценовых илов, вскрытая только до Q Atl/IV [Саидова, 1982].

В проливе Лонга мощность голоценовых осадков резко сокращается, что дало нам возможность снова достичь кровли плейстоценовых отложений. Они представлены немыми, сильно уплотненными алевритами и глинами. Для установления их генезиса был применен комплексный литолого-стратиграфический метод, оправдавший себя при изучении кайнозойских отложений Северной Якутии и Чукотки [Грабецкая, Павлидис, 1982]. Оказалось, что плотные глины (ст. 15) имеют, скорее всего, озерное происхождение. Однородные, плотные алевриты мы склонны сейчас рассматривать как фацию арктического лёсса, распространение которого установлено на обширных площадях равнин Северной Якутии, Чукотки и Аляски [Шило, Томирдиаро, 1982]. Укажем, что такие же плотные алевриты были обнаружены во время работ ПСВЭ-81 под слоем голоценовых илов во многих районах Восточно-Сибирского моря.

Приведенные материалы по геологии, геоморфологии, литологии и стратиграфии позволяют схематически реконструировать палеогеографическую обстановку времени максимума последнего оледенения (см. рис. 4). В Беринговом море береговая линия того времени (около 18 тыс. лет назад) располагалась примерно на уровне -100 м, что маркируется положением в колонках 020-048, 040-092, 2548 пачек прибрежно-морских отложений. Обширные пространства шельфа Берингова моря были низменной сушей, в пределах которой в общем направлении на юг текли реки: пра-Юкон, пра-Анадырь и реки, разработавшие пра-долины Чаплинскую и выходящую из залива Креста. Не все долины шельфа Берингова моря пока еще достоверно известны. Пожалуй, наиболее хорошо изучена Чаплинская палеодолина, выходящая из Мечигменского залива. Что касается направления стока Юкона, то, судя по батиметрическим данным, он был направлен на юг. Мы придерживаемся точки зрения, что в позднем Вюрме район собственно Берингова пролива был своеобразным водоразделом, в пределах которого господствовали процессы денудации. Денудационные холмистые равнины и плато занимали в то время обширные пространства вокруг горных массивов Чукотского полуострова, на п-ове Сьюард спускались на осушенные пространства шельфа, включая поднятия островов Св. Лаврентия, Св. Матвея, останцевые массивы островов Диамида и другие более мелкие положительные структурные формы рельефа.

Поздневюрмские аккумулятивные равнины беринговоморского шельфа подразделяются нами на два типа: аллювиальные и аллювиально-морские. Обширная аллювиальная равнина Юкона простиралась вплоть до поднятия о-ва Св. Матвея, подобная ей равнина продолжалась также на шельф Анадырского залива.

Ледниковые формы рельефа на шельфе Берингова моря существуют в виде конечно-моренных гряд только против устьевых частей фиордов юго-восточной Чукотки. Также только у берегов Чукотки существуют поля грубообломочных отложений (см. рис. 2), которые мы идентифицируем с перемытой мореной. Ни в Чукотском море, ни у берегов Аляски ледниковых форм рельефа и отложений нет. Эти факты еще раз свидетельствуют о том, что в позднем Вюрме на шельф Берингии выходили только горно-долинные ледники по фиордам юго-восточной Чукотки. По-видимому, естественной границей распространения ледников на шельф Берингова моря в бассейне Чирикова была Чаплинская палеодолина, к востоку от которой ледниковых форм рельефа и моренных отложений не обнаружено.

К северу от Берингова пролива, у п-ова Сьюард и в заливе Коцебу в позднем Вюрме происходило накопление аллювиальных отложений и формировалась аккумулятивная равнина. Здесь проходит одна из наиболее четко установленных палеодолин Берингийского шельфа - долина Хоуп, которая проходит вдоль берегов Аляски до м. Хоуп, а затем разветвляется. Один из ее рукавов уходит на северо-восток в направлении подводного каньона у м. Барроу [Creager, McManus, 1967], другой предположительно проходит вдоль южного поднятия Центральных банок и смыкается с Чукотским желобом, морфология которого свидетельствует, что это не что иное как бывшая речная долина, заложенная на линии глубинного разлома [Павлидис и др., 1981]. Уже на широте о-ва Геральд глубина в Чукотском желобе достигает 100 м при глубинах окружающих пространств дна шельфа 50 м. Далее на север желоб уходит в подводный каньон, рассекающий край шельфа.

Вопрос о том, что представляла собой северная окраина шельфа Чукотского моря, пока еще не вполне ясен. Трудности, связанные с тяжелой круглогодичной ледовой обстановкой, ограничивают возможности исследований. Как известно [Морозова и др., 1979], береговые линии прослеживаются здесь на шельфе до глубин порядка 50 м, однако это линии, сформированные, по-видимому, уже в ходе послеледниковой трансгрессии.

Во время же максимума оледенения в позднем Вюрме шельф был осушен ниже этих отметок, о чем, в частности, свидетельствуют речные террасы в Чукотском желобе. Однако поздневюрмской береговой линии на отметках порядка -100 м, как на большинстве стабильных шельфов мира, здесь не обнаружено. По-видимому, окраинная зона шельфа в наиболее холодный период позднего плейстоцена была покрыта панцирем океанического льда. Концепция океанических оледенений в плейстоцене имеет сейчас широкое распространение [Величко, 1973; Шило, Томирдиаро, 1982]. Ее, однако, на наш взгляд, не следует преувеличивать и считать, что именно на шельфах Северного Ледовитого океана формировались центры оледенений. Арктический океан в позднем Вюрме, несомненно, полностью замерз на многие сотни лет. Замерз он, очевидно, раньше, чем уровень Мирового океана достиг минимальных отметок. Поэтому сформированный ледовый покров лег на окраинную зону шельфа восточно-арктических морей, что повлекло за собой почти полное прекращение в этой полосе как субаэральных, так и субаквальных процессов.

Огромные пространства шельфа Чукотского моря, как, впрочем, и морей Восточно-Сибирского и, возможно, Лаптевых, в позднем Вюрме были низменной сушей, где действовали, как и на прибрежных равнинах Якутии, Чукотки и Аляски, процессы перигляциального литогенеза [Шило, 1971]. Его основной особенностью было возникновение по периферии замерзшего арктического океана пояса отложений, связанных с особыми криоаридными условиями при установлении над центральной Арктикой обширного устойчивого антициклона [Шило, Томирдиаро, 1982]. С иссушением климата Берингийского региона в позднем Вюрме указанные авторы связывают формирование перигляциальных лёссово-ледовых отложений. Они были изучены и уверенно датированы на Северо-Востоке СССР и на Аляске в пределах 10-25 тыс. лет. Нет оснований предполагать, что на осушенных пространствах шельфов восточноарктических морей не действовали процессы перигляциального литогенеза. Однако существование здесь речных долин, аллювиально-дельтовых и озерных отложений свидетельствует о более сложном полигенетическом происхождении поверхности шельфовых равнин Северной Берингии. На схеме (см. рис. 4) эта равнина названа аллювиально-озерно-лессовой.

На шельфе Чукотского моря существовали также участки денудационной холмистой равнины на месте структур Центральных банок и низкогорное поднятие на месте о-ва Врангеля.

В отношении речного стока мы придерживаемся мнения о его периодическом существовании по долинам. Несмотря на очень суровые среднегодовые климатические условия, летом здесь при ясной антициклональной погоде и незаходящем солнце было достаточно тепло. Шло развитие ксерофитных ландшафтов так называемых мамонтовых степей [Шило, Томирдиаро, 1982], и реки с гор, хотя и короткое время в году, текли в сторону Северного Ледовитого океана. Так как край шельфа был блокирован морским ледовым панцирем, сток рек мог осуществляться только в каньоны, рассекающие край шельфа.

В целом палеогеография шельфа Берингии для поздневюрмского геологического времени может в некотором приближении рассматриваться в качестве эталона для холодных периодов плейстоцена, в то время как современная обстановка характеризует теплые его периоды. Существование в позднем плейстоцене единой "Страны Берингии" объясняется, таким образом, почти полным осушением шельфа Берингова и Чукотского морей, на обширных пространствах которого к северу от Берингова пролива развивались в основном перигляциальные ксерофитные ландшафты, а к югу - аллювиально-морские равнины. Существование собственно Берингийского "моста" между Азией и Северной Америкой, сохранявшегося, очевидно, вплоть до начала голоцена, подчеркивается на нашей схеме (см. рис. 4) положением полосы денудационной равнины между горными массивами Восточной Чукотки и п-овом Сьюард. Развитие наземного оледенения здесь, в условиях значительной аридизации климата, при оледенении Арктического океана, ограничивалось лишь горно-долинным типом в пределах юго-восточной Чукотки, открытой более влажным ветром со стороны Тихого океана.

Итак, проведенные исследования позволили схематически представить в наиболее общем виде палеогеографическую обстановку недавнего геологического прошлого Берингийского региона. Подчеркнем, что авторы не претендуют на полное раскрытие позднечетвертичной геологической истории Берингии. Нами на основании имеющихся геоморфологических и литолого-стратиграфических материалов было выяснено, что в холодные периоды плейстоцена шельф Берингова и Чукотского морей представлял собой обширную полигенетическую равнину, на которой действовали различные субаэральные процессы. Отсутствие покровного оледенения в этом регионе, с одной стороны, и существование горно-долинных ледников - с другой, резко выраженная климатическая сезонность с исключительно холодной зимой и относительно теплым летом создали реальную возможность для существования здесь в позднем вюрме достаточно развитой гидросети.

Исследования позволили установить, в частности, характер границ Берингии в позднем вюрме: на юге это была береговая линия, совпадающая примерно с современной 100-метровой изобатой, на севере границей служил край мощных льдов замерзшего океана, лежащих на краю шельфа Чукотского моря. Полное замерзание океана существенно изменило климат в Арктике. Здесь возникла обширная криоаридная зона, включавшая широкие пространства осушенных арктических шельфов. В нашем регионе границей этой зоны был, по-видимому, район Берингова пролива, к югу от которого на прибрежных равнинах действовали в основном флювиальные процессы, а к северу происходило накопление арктических лёссов.

Литература

Бабаев Ю.М. Навигационно-гидрографические аспекты современных литодинамических процессов на юго-восточном побережье Чукотского полуострова. - В кн.: Проблемы геоморфологии, литологии и литодинамики шельфа. М.: Наука, 1982, с. 148-156.

Бабаев Ю.М., Жиндарев Л.А. Сановные черты развития рельефа лагунного побережья Чукотского полуострова в голоцене. - В кн.: Исследования динамики рельефа морских побережий. М.: Наука, 1979, с. 111-119.

Бирюков В.А., Дунаев Н.Н., Мысливец В.И. Древняя речная сеть на шельфе Чукотского моря: Тез, докл. XI конгр, ИНКВА, М.: ВИНИТИ 1982, т. III, с. 49-50.

Величко А.А. Природный процесс в плейстоцене. М,: Наука, 1973. 256 с

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.

Грабецкая Н.А., Павлидис Ю.А. Опыт применения комплексного литолого-минералогического анализа для установления условий формирования осадков пролива Лонга (Чукотского моря). - В кн.: Проблемы литологии, геоморфологии и литодинамики шельфа. М.: Наука, 1982, с. 76-92.

Дегтяренко Ю.П., Пуминов А.П., Благовещенский М.Г. - Береговые линии Восточно-Арктических морей в позднем плейстоцене и голоцене. - В кн.: Колебание уровня морей и океанов за 15000 лет. М.: Наука, 1982, с. 179-185.

Жиндарев Л.А. Морфология подводного склона северного побережья Чукотского полуострова. - Вестн. МГУ. Сер: геогр., 1974, № 6, с. 93-96.

Калиненко В.В., Павлидис Ю.А. Железистые конкреции Чукотского моря. - В кн.: Проблемы геоморфологии, литодинамики и литологии шельфа. М.: Наука, 1982, с. 115-129.

Каплин П.А. Фиордовые побережья Советского Союза. М.: Изд-во АН СССР, 1962.188 с.

Каплин П.А. Особенности динамики и строения берегов полярных морей (на примере побережья Чукотского моря). - В кн.: Новые исследования береговых процессов. М.: Наука, 1971, с. 22-34.

Логвиненко Н.В., Огородников В.И. Современные донные осадки шельфа Чукотского моря. - Океанология, 1980, т. 20, вып. 4, с, 681-687.

Логвиненко Н.В., Огородников В.И. О некоторых особенностях современного осадконакопления на шельфе Чукотского моря. - Океанология, 1983, т. 22, вып. 2, с, 284-290.

Морозова Л.Н., Бирюков В.Е., Волкова Н.А. Основные черты истории развития шельфа Чукотского моря в послеледниковое время. - В кн.: Исследование прибрежных равнин и шельфа арктических морей. М.: Изд-во МГУ, 1979, с. 75-80.

Павлидис Ю.А. Обстановка осадконакопления в Чукотском море и фациально-седиментационные зоны его шельфа. - В кн.: Проблемы геоморфологии, литологии и литодинамики шельфа. М.: Наука, 1982, с. 47-76.

Павлидис Ю.А., Бабаев Ю.М., Ионин А.С. и др. Особенности полярного морфо-литогенеза на шельфе Северо-Востока СССР. - В кн.: Континентальные и островные шельфы: Рельеф и осадки. М.: Наука, 1981, с. 33-96.

Саидова Х.М. Стратиграфия и палеогеография голоцена Чукотского моря и Берингова пролива по фораминиферам. - В кн.: Проблемы геоморфологии, литологии и литодинамики шельфа. М.: Наука, 1982, с. 92-115.

Шило Н.А. Перигляциальный литогенез в общей схеме процесса континентального породообразования. - В кн.: Перигляциальные процессы. Магадан, 1971, с. 3-57. (Тр. СвКНИИ ДВНЦАНСССР; Вып. 38).

Шило Н.А., Томирдиаро СВ. Палеогеография и абсолютная геохронология позднего плейстоцена на Северо-Востоке Сибири. - В кн.: Мерзлотно-геологические процессы и палеогеография низменностей Северо-Востока Азии. Магадан: ДВНЦ АН СССР СвКНИИ, 1982, с. 9-21.

Creager J.S., Echols R.J., Holmes M.L., McManus D.A. Chukchi Sea continental shelf sedimentation (abstract). - Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol., 1970, vol.54, N 12, p. 2475.

Creager J.S., McManus D.A. Geology of the floor of Bering and Chukchi Seas: American studies. - In: The Bering land bridge. Stanford Univ. Press (Calif.), 1967, p. 7-31.

Hopkins D.M. The Cenozoic history of Beringia - synthesis. - In: The Bering land bridge, 1967, p. 452-484.

Knebel H.J., Creager J.S. Yukon River: Evidence for extensive migration during the Holocene transgression. - Science, 1973, vol. 179, № 4079, p. 1230-1231.

Knebel H.J., Creager J.S., Echols R.J. Holocene sedimentary framework, East-Central Bering Sea continental shelf. - In: Marine geology and oceanography of the Arctic Seas. 1974, p. 157-172.

Sharma G.D. The Alaskan shelf: Hydrographic, sedimentary and geochemical environment. N.Y.; В.: Spring .-Verl., 1979. 325 р.

Ссылка на статью:

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.