СТРОЕНИЕ ВЕРХНЕКАЙНОЗОЙСКОГО ОСАДОЧНОГО ЧЕХЛА АРКТИЧЕСКОГО ШЕЛЬФА ЧУКОТКИ

В 2006 году сотрудниками ВНИИОкеангеология с борта морского буксира «Шуя» были проведены полевые работы в Чукотском море по программе Государственного геологического картирования шельфа РФ масштаба 1:1 000 000. Использовался стандартный при геологической съемке шельфа набор методов изучения: сейсмоакустическое профилирование, сонарная съемка, донное опробование с помощью дночерпателя и трубки, а также неглубокое многорейсовое бурение, проведенное с использованием оригинальной методики, разработанной в Донецком национальном техническом университете [Калиниченко и др., 2001].

Большим достижением явилось бурение трех скважин: №1 – у мыса Шмидта, глубиной 5.5 м; №2 – у южной оконечности острова Врангеля, глубиной 12 м; №3 – в южной части Чукотского моря, глубиной 3.5 м. Анализ полученных материалов позволил существенно уточнить строение верхнекайнозойской части чехла Чукотского моря, которое было освещено в работах ряда авторов [Зархидзе, 1992; Ким, 1992; Павлидис, 1992, Полякова, 1997]. В перечисленных работах главным событием позднего кайнозоя считается возникновение связи между Северным Ледовитым и Тихим океанами через Берингов пролив, при этом произошел обмен фаунами. По всей видимости, результатом этого события явилось формирование поверхности верхнего регионального несогласия на Чукотском шельфе.

Почти на всех сейсмоакустических профилях, полученных в разных частях Чукотского шельфа, верхняя поверхность несогласия присутствует и является наиболее яркой (Рис. 1). Сейсмокомплекс, подошвой которого она является, распространен не везде, он отсутствует в полосе шириной около 50 км вокруг острова Врангеля, а также в отдельных частях банки Геральда. Между побережьем Чукотки, с одной стороны, и островом Врангеля и банкой Геральда, - с другой, расположена вогнутая морская аккумулятивная равнина с глубинами моря около 50 м. Ее контуры почти совпадают с очертаниями Южно-Чукотского прогиба, заполненного мел-кайнозойскими осадками [Виноградов и др., 2005]. В пределах этих структур мощность верхнего сейсмокомплекса наибольшая и он имеет более сложное строение, подразделяясь на сейсмоподкомплексы. По направлению к побережью и к островам мощность сейсмокомплекса уменьшается, и исчезают нижние сейсмоподкомплексы, имеющие, вероятно, миоценовый возраст.

Одна скважина (№ 3) из-за незначительного заглубления не вышла из голоценовых отложений. Две буровые скважины (№№ 1 и 2) вскрыли осадки трех сейсмоподкомплексов – верхнеплейстоцен-голоценового, эоплейстоценового(?) и плиоценового. Между эоплейстоценовым и плиоценовым подкомплексами наблюдается резкое несогласие, эоплейстоценовые осадки перекрывают эродированную поверхность плиоценовых пород. Контакт между верхнеплейстоцен-голоценовым и эоплейстоценовым подкомплексами выражен на профилях не столь отчетливо. Верхнеплейстоцен-голоценовый и эоплейстоценовый сейсмоподкомплексы представлены тонкими морскими илами, алевритами и глинами с раковинами морских моллюсков и редкой мелкой галькой. Плиоценовый сейсмоподкомплекс сложен песками, песчаными алевритами, с галькой и гравием, с многочисленными остатками обугленной древесины.

Рассмотрим подробнее основания для такого датирования вскрытых скважинами осадков. Полученные керны были проанализированы на борту судна с помощью капометра для измерения магнитной восприимчивости осадков. Далее были отобраны образцы, которые в камеральных условиях были исследованы на различные виды анализа в лабораториях ВНИИОкеангеология, ВНИГРИ, «Миреко» и МГУ.

Для проведения палеомагнитных исследований из кернов скважины №1 было отобрано 46 проб, из кернов скважины № 2 - 114 проб. Лабораторные палеомагнитные исследования и обработка полученных результатов проводились по общепринятой методике [Палеомагнитология…, 1982; Кочегура, 1992]. Магнитная чистка образцов велась методом ступенчатого терморазмагничивания на установках конструкции ВНИГРИ и TD48 (ASC Scientific, США) и размагничивания переменным магнитным полем на установке LDA3 (Agico, Чехия). Измерение естественной остаточной намагниченности выполнялось на приборах JR-4 b JR-5 (Agico, Чехия). Все образцы с нечетными номерами были размагничены с использованием термочистки, а с четными номерами – переменного магнитного поля.

В образцах из верхней части обеих исследованных скважин выделяется компонента прямой полярности (Рис. 2). Ниже по разрезу выделяется короткая зона обратной полярности и участок пониженных наклонений компоненты естественной остаточной намагниченности (30º и менее), которая может соответствовать микрозонам верхней части общей магнитостратиграфической шкалы (гетеборг, моно, лашамп) и/или являться результатом биотурбаций. Ниже наблюдается продолжительная зона прямой полярности. Вся эта часть разреза по нашему мнению соответствует ортозоне Брюнес. С глубины 3 м в скважине № 1 и 7 м в скважине № 2 выделяется зона обратной полярности, соответствующая по всей вероятности ортозоне Матуяма. В верхней части этой зоны в скважине 1 наблюдается короткая зона частой смены полярности, а в скважине 2 – короткая зона прямой полярности. Возможно, эта зона соответствует участку микрозоны Харамильо общей магнитостратиграфической шкалы (Рис. 2).

Анализ спорово-пыльцевых спектров, выделенных из осадков обеих скважин, свидетельствует о двучленном строении верхней части осадочного чехла Чукотского шельфа. Формирование нижней части разреза происходило в условиях относительно теплого климата в позднем плиоцене и эоплейстоцене(?), когда на территории произрастали таежного типа леса с елью, сибирским кедром и березой. Верхняя часть разреза формировалась в позднем плейстоцене и голоцене, когда на территории преобладал лесотундровый и тундровый тип растительности.

В качестве примера приведем описание комплекса нижней части разреза скважины № 2 (интервал опробования 1175 - 539 см). В данный интервал попадают 22 пробы с похожими спектрами. Осадки содержат большое количество растительных остатков и угольной крошки. В спорово-пыльцевом комплексе преобладает пыльца голосеменных растений. Особенно широко представлен род Pinus: Pinus sibirica- 9-20%, Pinus aff. silvestris L.- 6-19%, Pinus subgen Haploxylon и Pinus subgen Diploxylon- 5-15%. Темнохвойные породы в составе лесов имели подчиненное значение- Picea obovata, Picea sp.- 1-9%. Постоянно присутствует пыльца рода Tsuga – 1-3%, Juniperus sibirica- 1-2% и единично Larix. Среди покрытосеменных растений преобладает пыльца березы древовидной- Betula ex. sect. Albae- 5-29%, Salix sp.- 1-5%, Alnus sp.- 3-15%; кустарниковые- Alnaster sp.- 1-10%. По всему интервалу, во всех пробах определена пыльца умеренно-теплолюбивых растений от 2 до 9%. Большая доля их падает на пыльцу Corylus (Corylus cf. avellana L., C. sibirica, C. sp.)- 1-6%, остальные встречаются спорадически в количестве не более 1-2%: Quercus sibirica Pan., Fagus grandifoliiformis Pan., Myrica sp., Nyssa crassa Pan., Carpinus sp., Carya sp., Juglans sieboldianiformis Vojc.-1%, Platycarya sp., Ilex sp.. Пыльца трав  и кустарничков в комплексе составляет 3-16% от общего количества пыльцы и спор- это сем. Ericaceae- 1-12%, разнотравье – 1-4%, сем. Ranunculaceae- 0-1%, сем. Cyperaceae- 0-6%, сем. Caryophyllaceae-0-1%, сем. Pirolaceae- 0-1%, сем. Polygonaceae -0-1%, сем. Chenopodiaceae -0-1%, сем. Compositae- 0-2%, сем.Umbelliferae- 0-1%, сем. Liliaceae- 0-2%, Sparganium sp.- 0-2%, сем. Typhaceae- 0-2%. Среди споровых растений преобладают споры сем. Polypodiaceae- 7-17%, Sphagnum sp.- 1-14%, единично Lycopodium, Ophyoglossum, Osmunda. Во всех пробах присутствуют споры мхов Breales и единичные зерна спор и пыльцы мезозойского возраста.

Таким образом, в период формирования данной толщи осадков, на изучаемой территории произрастали сосново-березовые леса с примесью ели, ольхи, ивы, лещины и редких широколиственных. Среди травянистых растений преобладали влаголюбивые, болотные растения. Безлесные пространства были незначительными. Климат был теплее современного. Подобный палинокомплекс мог сформироваться в плиоцене и может быть сопоставлен с палинокомплексами песцовской свиты Чукотского полуострова [Петров, 1966] и колвинской серии Тимано-Уральского региона (N₂¹) [Зархидзе, 1992].

Микрофаунистический анализ образцов показал отсутствие фораминифер в нижних частях разрезов обеих скважин, № 1 – ниже 3 м, № 2 – ниже 7 м. Таким образом, предполагается континентальный и субконтинентальный генезис нижних толщ – плиоценовой и нижней части эоплейстоценовой. Пробы из эоплейстоценовой толщи содержат от 6 до 11 видов, в которых преобладают представители холодноводных нонионид, ретроэльфидиумов, криброэльфидиумов. Отмечается большое количество агглютинированных форм и мелких ювенильных недоразвитых раковинок. В этих пробах присутствуют такие формы, как Elphidium origonense, Retroelphidium selseyense, Sigmomorphina sp., Quinqueloculina longa, являющиеся показателями пограничных слоев плиоцена-эоплейстоцена на севере Чукотки [Петров, 1966]. Пробы из верхнеплейстоцен-голоценовой толщи содержат от 15 до 34 видов. Здесь преобладают арктические – Guttulina lactea (Walk. Et Jacob), Buccella troizkyi Gud., Cribrononion obscurus Gud, Haynesina orbicularis (Brady) и др., арктическо-бореальные виды – Buccella frigida (Cushm.), Cribrononion incertus (Will.), Nonionella auricular (H.-A.-et Earl.), Retroelphidium atlanticum Gud. и т.д. Значительно меньше бореально-арктических и бореальных видов. Кроме того, следует отметить достаточно большое (от 73 до 83 шт.) количество песчанистых (агглютинированых) фораминифер, для обитания которых необходимы низкие температуры и относительно большие глубины моря.

Диатомеи (скважина № 2) также установлены лишь в верхней части разреза (выше 5.5 м) и представлены преимущественно морскими видами, типичными для современных арктических морей, и переотложенными створками неогеновых вымерших видов. В эоплейстоценовых отложениях диатомеи немногочисленны, установлены единичные створки морских холодноводных аркто-бореальных планктонных видов: Thalassiosira gravida (споры), T. nordenskioeldii. Bacterosira bathyomphala и др., а также относительно тепловодных видов (Coscinodiscus radiatus, Thalassiosira anguste-lineata и др.), что характерно для морских эоплейстоценовых ассоциаций диатомей энмакайской свиты Северной Чукотки. В верхнеплейстоценовых и голоценовых осадках скважины численность диатомей резко возрастает. Доминируют типичные в современном планктоне арктических морей виды (Thalassiosira gravida+T.antarctica, T.nordenskioeldii, T.hyperborea и др.), а также ледово-морские диатомеи (Fossula arctica, Fragilariopsis oceanica, Attheya septentrionalis и др.), являющиеся индикаторами морского ледового покрова в Арктике.

В целом полученные данные в целом соответствуют моделям стратиграфического расчленения неоген-четвертичного осадочного чехла соседствующего Чукотского полуострова [Петров, 1966], острова Врангеля [Gualtieri et al., 2003], шельфа Восточно-Сибирского моря [Пуминов, 1981]. Вместе с тем, для Чукотского шельфа впервые получены разрезы плиоцен-четвертичных отложений, возраст которых основан на палеомагнитных и биостратиграфических данных.

ЛИТЕРАТУРА

1.                  Виноградов В.А., Гусев Е.А., Лопатин Б.Г. Возраст и структура осадочного чехла Восточно-Арктического шельфа России. Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. СПб, ВНИИОкеангеология, 2004. Вып. 5, с. 202-212.

2.                  Зархидзе В.С. Палеогеновая и неогеновая история развития Северного Ледовитого океана. Геологическая история Арктики в мезозое и кайнозое. Материалы чтений памяти В.Н. Сакса, Книга 2, СПб, 1992, с. 6-28.

3.                  Калиниченко О.И., Каракозов А.А., Зыбинский П.В. Новые технические способы и технология поинтервального бурения скважин на шельфе. Збiрник наукових праць ДонНТУ, серiя Гiрничо-геологiчна, Вип. 36, Донецьк, 2001, с. 144-148.

4.                  Ким Б.И. Кайнозойский седиментогенез и палеогеография Восточно-Арктического шельфа. Геологическая история Арктики в мезозое и кайнозое. Материалы чтений памяти В.Н. Сакса, Книга 2, СПб, 1992, с. 47-55.

5.                  Кочегура В.В. Применение палеомагнитных методов при геологической съемке шельфа. Методическое пособие по геологической съемке масштаба 1:50 000, ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург, 1992, 144 с.

6.                  Павлидис Ю.А. Шельф Мирового океана в позднечетвертичное время. М.: Наука, 1992. 272 с.

7.                  Палеомагнитология. (Храмов А.Н., Гончаров Г.И., Комиссарова и др.), Л., Недра, 1982, 312 с.

8.                  Петров О.М. Стратиграфия и фауна морских моллюсков четвертичных отложений Чукотского полуострова. Труды ГИН АН СССР, вып. 155. Москва. «Наука». 1966. 252 с.

9.                  Полякова Е.И. Арктические моря Евразии в позднем кайнозое. Москва. Научный мир, 1997

10.              Пуминов А.П. Стратиграфия кайнозойского покрова Восточно-Арктической шельфовой области СССР. Геология и минерагения Арктической области СССР. Сб. научных трудов, Л., 1981, с. 7-27.

11.              Gualtieri L., Vartanyan S., Brigham-Grette J., Anderson P.M. Pleistocene raised marine deposits on Wrangel Island, northeast Siberia and implications for the presence of an East Siberian ice sheet. Quaternary Research, 2003, vol. 59, p. 399-410.

Ссылка на статью:

Гусев Е.А., Попов В.В., Иосифиди А.Г., Деревянко Л.Г., Аникина Н.Ю., Полякова Е.И., Рекант П.В., Анохин В.М. Строение верхнекайнозойского осадочного чехла арктического шельфа Чукотки. Фундаментальные проблемы изучения квартера. Материалы V Всероссийского совещания по изучению четвертичного периода. Москва, ГЕОС, 2007. С. 93-97.