Резюме

Ширина континентального шельфа моря Лаптевых - 400 км. Он характеризуется слабым уклоном и состоит из мелководных террас с правильными интервалами глубины от 10 до 40 м ниже современного уровня моря. Шельф пересекается пятью крупными подводными долинами, наклоненными в сторону моря, и удлиненными замкнутыми котловинами. Эти террасы и замкнутые котловины вместе с дельтовыми осадками, связанными с подводными долинами, весьма вероятно, обозначают уровень стояние моря и дают возможность восстанавливать палеогеографию береговой линии моря Лаптевых для пяти отрезков времени голоцена. Средняя скорость осадконакопления, определенная по радиоуглеродным датировкам илисто-, глинистых и глинисто-илистых осадков из керна колонок, взятых в севере восточной части моря Лаптевых, составляет от 2 до 15 мг/см/год. Присутствие марганцевых конкреций и корок в поверхностных образцах на глубинах менее 55 м и общее уменьшение численности фораминифер с увеличением глубины взятия керна дают основание предполагать, что современная скорость осадконакопления меньше, чем тогда, когда уровень моря был ниже. Шельфовые отложения представлены в основном прибрежными осадками, распространенными по всему шельфу, т.к. колебания уровня голоценового моря привели к разносу мелкозернистых осадков морскими течениями. Редкие илисто-песчаные слои и наиболее крупные ядра марганцевых корок и конкреций указывают на перенос их льдом. Однако этот механизм в качестве существенного переносчика обладает, вероятно, ограниченным значением.

Введение

Море Лаптевых - одно из трех эпиконтинентальных морей, лежащих вдоль северного побережья центральной части Сибири. Полевые работы проводились в течение июля и августа 1963 г на корабле береговой службы США - ледоколе "Northwind". Вдоль почти 4000 км маршрута было сделано 55 станций и отобраны образцы донного грунта, включая 58 проб из керна и 62 отдельные пробы (рис. 1). В этой статье анализируются батиметрические данные и результаты исследования кернов 14 колонок из северо-восточной части моря Лаптевых и обсуждается история уровня моря и палеогеография береговых линий моря Лаптевых на протяжении голоценового (послевисконсинского) времени.

Климатические и морфологические особенности окружающей территории описаны Сусловым (1961, с.125) и Ноглером и др. (этот выпуск). Свердруп (1927), Суслов (1961, с.162) и Кодиспоути (1965) рассматривают физическую океанографию моря Лаптевых. Размеры различных континентальных оледенений в Сибири обсуждаются Флинтом и Дорсеем (1945), Донном и др. (1962) и Флинтом (1971). В разное время в течение плейстоцена континентальное оледенение охватывало только западные берега и дно моря Лаптевых и не распространялось восточнее современной реки Оленек. Тонкий ледяной покров около 250 км в диаметре распространялся от Новосибирских островов (Флинт, 1971, с. 665). Сакс (Самойлов, 1952, с.307) кратко описал устья рек Лены и Яны (рис.1) в течение четвертичного периода. Он установил, что на протяжении каргинской трансгрессии (около 11 500 лет назад) река Лена образовывала два рукава вблизи от современной дельты. Устье одного рукава находилось в 300 км к северо-западу от современной дельты, а отдельная протока была направлена к северу. Сакс (там же) указал также, что устье реки Яны в течение этого периода было удалено к северу более чем на 300 км по сравнению с современным его положением. Гусев (1959) рассматривает эволюцию береговой линии в течение четвертичного периода, но дает положение береговой линии только для Висконсина и для неточно определенного периода неогена.

Результаты и обсуждение

Батиметрия.

Для составления батиметрической карты моря Лаптевых были использованы данные промеров глубин, полученные ледоколом "Northwind" и дополненные почти 500 промерами глубин, сделанными советскими судами. Батиметрия континентального склона взята с карты Гаккеля (1958). Площадь континентального шельфа составляет около 460 000 км², ширина его меняется от 300 км в западной части до 500 км на востоке. Перегиб шельфа встречается на глубине от 50 до 60 м, т.е. значительно мельче, чем 200-м перегиб, отмеченный Сусловым (1961, с. 261) для этой области. Шельф очень плоский со слабо выраженными уклонами, в некоторых районах до 5 м/км. Глубины моря более неравномерны в северо-западной части шельфа, что, вероятно, обусловлено в какой-то мере действием континентального ледяного покрова, существовавшего на части этой территории в течение некоторого времени в плейстоцене. Обширная отмель (названная в статье Столбовой банкой) с глубинами менее чем 15 м занимает центральный район восточной части моря Лаптевых. Вероятно, банка представляет собой первичную структурную особенность направленного к северу обширного предгорья Верхоянского хребта. Многочисленные небольшие банки с глубинами менее 5 м, встречающиеся на Столбовой банке, были, вероятно, образованы в результате таяния подземного льда на небольших островах. Этот процесс описан Григорьевым (1946) для Васильевской банки.

Шельф моря Лаптевых пересекают пять крупных подводных долин, названных по имени рек, с которыми они, по-видимому, связаны. Характерной чертой всех этих долин является то, что уклон их в сторону моря не непрерывен, но отмечен серией линейных депрессий. Депрессии в долинах Яны и восточной части Лены встречаются на глубинах от 25 до 40 в, в то время как депрессии долин Оленека, западной части Яны и Анабара-Хатанги на глубинах от 30 до 45 м. Подобные депрессии найдены вдоль долины Надежды в Чукотском море (Кригер и Мак Мэнус, 1965) и в долинах Колымы и Индигирки Восточно-Сибирского моря (Ноглер и др., в этой книге). Обширные отмелые территории встречаются на шельфе в исключительно правильных глубинных интервалах. Глубина большей части Столбовой банки от 10 до 15 м, а в западной части моря Лаптевых между рекой Анабар и дельтой Лены 10 и 15 метровые изобаты, кроме того, находятся на большом расстоянии друг от друга. К северо-западу от острова Котельного 20 и 25 метровые изобаты, возможно, оконтуривают другую крупную отмелую территорию, но батиметрия здесь основана лишь на данных советских измерений глубин. В центральной части шельфа к северу от дельты Лены хорошо развиты две обширные наклонные равнины на глубинах от 30 до 35 м и от 40 до 45 м.

Субаэральные части дельты Лены не протягиваются слишком далеко в сторону моря (рис. 1). Губа Буор-Хая и Оленекский залив, возможно, представляют собой отмелые депрессии дельты (Бейте, 1353), которые образованы совокупностью действия волн и течений, локального погружения земной коры и уплотнением с течением времени мелкозернистых осадков.

Большой размер губы Буор-Хая, распространение протоков дельты и недостаток островных барьеров вдоль восточной окраины дельты (и их присутствие на западе), по-видимому, указывают на то, что большая часть осадочного материала, переносимого рекой Леной, откладывается в настоящее время вдоль восточной части дельты.

Модель основной циркуляции поверхностных течений в море Лаптевых описана Сусловым (1961, с. 162). Холодное течение направляется к югу вдоль восточного побережья полуострова Таймыр, по направлению к эстуарию Хатанги, где оно смешивается с водами Хатанги и Анабара и поворачивает к востоку. Это течение, усиленное водами Лены, направляется к северо-востоку и раздваивается. Одна ветвь направляется к северу, другая к востоку между о. Котельным и материком (рис. 2). Северная ветвь снова делится - основная ее часть уходит на северо-запад (продолжаясь в Арктическом дрейфе), в то время как другая ветвь направляется к востоку, вдоль северного побережья о. Котельного. (Морская гидрографическая служба СССР, 1944). Обычно течения не превышают 10 см/сек, хотя скорость от 25 до 50 см/сек наблюдается у течения, направленного к северу в восточной - центральной части моря Лаптевых.

Столбовая банка обычно используется для определения местонахождения и мощности течений, так как уровень моря на протяжении позднеплейстоценового и голоценового времени поднимался и опускался относительно ее верхней части. По форме северо-западной части банки можно предположить, что глубины в этом районе, возможно, изменены действием течения. Во время понижения уровня моря береговая линия, образующая северо-западный берег Столбовой банки, могла отклоняться к северу или северо-востоку. Впоследствии происходил подъем воды и увеличение скорости течения. Возможно, это течение либо препятствовало осадконакоплению вообще, либо исключало более тонкие осадки. Крайняя северная точка Столбовой банки (40-метровая изобата), может быть, представляет расширение банки за счет отложения взвешенного осадка из этого потока, т.к. проходя позади ограниченной части батиметрического гребня, он замедляется. По-видимому, в результате подобного процесса образовались: мыс Принца, банка Уэльс и другие меньшие банки вниз по течению от мысов в Чукотском море (Макмэнус и Кригер, 1963, Флеминг и Хоггарти, 1966, Кригер и Макмэнус, 1966; Холмс и др., 1968).

В северной части континентального склона моря Лаптевых - крутизна уклона составляет до 25 м/км. Здесь обнаружено несколько впадин и каньонов, врезанных в склон. Наиболее крупная из них впадина Садко (Гаккель, 1958), по-видимому, сливается на шельфе с долинами Яны и восточной частью долины Лены (рис. 2).

Осадки

Для детального изучения осадков был отобран керн из 14 колонок, поднятых (рис. 1) в районе долин Яны и восточной части Лены (Холмс, 1967). В случае отбора отдельных проб, они проверялись на присутствие в них гравийно-галечного материала. 80 образцов было подвергнуто механическому анализу для определения текстурных взаимоотношений. Анализировалось также содержание угля, средняя плотность зерен и минералогический состав. Определены виды фораминифер, получено 6 датировок по С¹⁴ из 4 кернов. Преобладающими типами осадков являются илистые глины и глинистые илы со средними размерами зерен от 7,5 до 8,5 мкм. За исключением керна колонок 136 и 143 (рис. 1) они совершенно однообразны по типу осадков, по минералогическому и химическому составам. Осадки нижеприводимого резкого несогласного напластования на уровне 25 см в керне 136 и 18 см в керне 143 обладают многими из характерных особенностей дельтовых осадков, описанных Шепардом (1960) из дельты Миссисипи. Илы и илистые пески в этих зонах крупнее, чем вышележащий материал, и растительные остатки и волокна многочисленны, так же, как и железистые скопления. В образцах, взятых из керна с упомянутых уровней, не обнаружены фораминиферы. Железистые скопления встречаются также в кернах колонок 137, 138 и 139. В этих кернах не обнаружено высокой концентрации органического вещества, но присутствие железистых агрегатов ниже 40 см дает возможность предполагать, что эти осадки были отложены вблизи береговой линии, где они периодически могли подвергаться субаэральному окислению.

Марганцевые конкреции были найдены на поверхности одиночных проб из двух станций в восточной части долины Лены (рис. 2). Одна конкреция, маленькая галька кварцита (-4) с железо-марганцевой коркой, была найдена на станции 145, а три меньших конкреции были найдены на станции 143 (рис. 1). Эти последние, по-видимому, были образованы вокруг ядер (от -2 до -3 / сильно измененных базальтов. Корки, содержащие около 10% марганца и 22% железа, и по всему остальному составу подобны марганцевым конкрециям из северной части Тихого океана (Нэйюди, личное сообщение). За исключением марганцевых конкреций и корок из керна колонок 143 и 145, осадки восточной части моря Лаптевых хорошо сортированы. Несмотря на то, что илистые пески с крупными зернами диаметром от 4,5 до 5,5 встречаются в керне колонок 143 и 146 (рис. 1), больше 70% имеют крупные зерна диаметром меньше чем 7,0  (очень тонкий ил). 95% образцов очень плохо сортированы, причем их коэффициент сортировки составляет больше, чем 2,0  единиц (Фолк и Уорд, 1957).

Эти основные характеристики осадков являются результатом совокупности породообразующих процессов, переносящих агентов и осадконакопления литологических фаций. Обширные области вечной мерзлоты севера центральной Азии благоприятствуют развитию и последующей эрозии тонкозернистых осадков. Большие реки, впадающие в море Лаптевых, обладают очень слабыми уклонами там, где они пересекают широкую прибрежную равнину, и наиболее грубый материал, переносимый с их верхних участков, должен откладываться здесь, т.к. мощность реки быстро теряется. Песчаные осадки вскрываются большей частью в дельтах и на прибрежных участках (Суслов, 1961, с. 177; Самойлов, 1952, с. 309). Так как высота волны редко превышает 1 м, а скорость течения обычно меньше 10 см/сек (Суслов, 1961, с. 162), обширное и мелкое море Лаптевых представляет среду с очень низким уровнем энергии, в которой взвешенный материал, выносимый в море рукавами рек, осаждается с малым изменением и переработкой.

Марганцевые конкреции и корки на поверхности осадка из колонок станций 143 и 145 представляют одно из наиболее мелководных из известных местонахождений подобного материала (от 45 до 55 м). Обломки кварцита и выветрелого базальта, образующие ядра этих конкреций и корок, вероятно, были перенесены на эту территорию движущимся льдом с южных или юго-западных берегов моря Лаптевых, до образования довольно хрупких железо-марганцевых корок. Средняя скорость роста конкреций, по мнению Меро, около 1 мм/1000 лет (Шепард, 1963, с. 405), а время формирования 2-3 мм корок в море Лаптевых составляет от 2000 до 3000 лет Подобные марганцевые конкреции, полученные из фьордов Британской Колумбии с глубины около 70 м, по-видимому, отлагались более быстро.

Скорости и пути осадконакопления

Определено 6 радиоуглеродных датировок для 4 кернов (137, 143, 144 и 147, рис. 1). В табл. 1 перечислены датировки, опробованные интервалы и средние скорости осадконакопления (Koczy, 1951) для каждой из колонок. При рассмотрении этих датировок возрасты были отнесены к средней точке опробованного интервала. Датировка в 6000 лет для керна колонок 143 и 147 отнесена к верхнему интервалу.

Диапазон скоростей осадконакопления составляет от 2 до 15 мг/см²/год и величины, полученные по кернам из восточной подводной долины Лены, показывают определенное убывание скорости осадконакопления к северу.

По-видимому, аномально древний возраст донных осадков из керна колонки 137 обусловлен загрязнением инертным углеродом. Мелкие черные макроскопические частицы, рассматриваемые в качестве угольной крошки, наблюдались в кернах колонок 137 и 141 (рис. 1). В керне колонки 137 эти частицы были распространены на расстоянии свыше 40 см друг от друга, но ниже количество их заметно возросло и керн приобрел более пятнистый вид. В керне колонки 141 обломки угля встретились в двух отдельных зонах - у 21 и  у 38 см и с более низкой концентрацией, чем в керне 137.

Два образца (12 и 71 см) из керна колонки 137 подверглись анализу (Джексон, 1958, с. 213), который показал, что содержание углерода в них 17 и 52% (соответственно) было обусловлено присутствием угля. Учитывая 17% примесь угля, который был найден в поверхностном интервале керна колонки 137, и используя кривые Олоона и Брокера (1958), получили исправленный возраст 6050 лет. Эта величина близка к датировке поверхностного интервала из колонки 144, в которой нет никакого угля в виде примеси. Поэтому можно с уверенностью допустить, что датировка поверхностного интервала керна колонки 144 действительно 6050 лет, что значительно древнее возраста поверхностных осадков (4350 лет) в Чукотском море (Кригер и Мак Мэнус, 1965). Это может быть объяснено более низкими скоростями осадконакопления в море Лаптевых и тем фактом, что датированный образец сформировался за короткий промежуток времени.

Из всех возрастов поверхностных интервалов керна ошибочен, по-видимому, только возраст керна колонки 137. Содержание угля в той части керна, из которого была получена радиоуглеродная датировка, по-видимому, то же самое, что и в образце из керна (на глубине 71 см). Если допустить 50-60% загрязненность углем датированного интервала, то это дало бы результат 11500-12000 лет, а исправленная скорость седиментации составила бы 25 мг/см². Была сделана датировка образца, взятого из интервала 17-36 см из керна колонки 143 с большим количеством обломков древесины и растительных волокон. Из-за однородного литологического состава датировка, вероятно, может быть отнесена ко всей зоне. Принимая во внимание этот факт, а также резкую границу между исследованной частью и поверхностным интервалом,  можно сделать вывод, что керн колонки не может отражать продолжительного осадконакопления, а подсчитанная средняя скорость осадконакопления должна рассматриваться как максимальная.

Общий годичный расход взвешенного осадка из рек Лены и Яны составляет 15/10⁶ т (Самойлов, 1952, с. 310, 312). Площадь этой части моря Лаптевых к востоку от 125° в.д. составляет приблизительно 200 000 км². Летом сохраняется менее 7/10 ее ледяного покрова и, вероятно, она представляет собой наибольшую территорию, на которую распространяется влияние Лены и Яны.

Если предположить, что вся взвесь из воды, ежегодно выносимая этими двумя реками, откладывается равномерно по всей этой территории, то скорость современного осадконакопления была бы около 7 мг/см. В первом приближении это хорошо согласуется со средней скоростью определенной по радиоуглеродным датировкам. Мелкие марганцевые конкреции и корки на поверхности проб из колонок 143 и 145, указывают, что современная скорость осадконакопления меньше средних скоростей осадконакопления (2 и 5 мг/см²/год, соответственно). Даже если бы эти мелководные корки росли значительно быстрее, чем более глубоководные, их присутствие все же указывало бы на очень медленное осаждение осадка. С глубиной количество фораминифер (экземпляр/грамм-осадка) обычно уменьшается во всех изученных кернах. Эти сведения вместе с датировками подтверждают мнение о том, что скорости современного осадконакопления ниже, чем скорости, полученные из разности времени между датировками по кернам колонок.

Колебания уровня моря

Потенциальная трудность в распознавании древних уровней стояния моря Лаптевых и корреляции их с документированными уровнями стояния других морей состоит в том, что регион в настоящее время является тектонически активным. Единственным, приведенным в литературе (Суслов, 1961, с.173), определенным количественным доказательством степени возможного пост-плейстоценового поднятия являются 3-5 м террасы на острове Большом Ляховском (рис. 2). Изменение конфигурации устьев рек от эстуариев на западе до дельт на востоке указывает, что регион, возможно, испытывал наклон в течение позднего плейстоцена или голоцена, хотя этот предполагаемый региональный наклон, возможно, также был результатом прогибания земной коры под давлением льда (Флинт, 1971, с. 366, 662).

Некоторые батиметрические характеристики также предполагают поднятие восточной части моря Лаптевых относительно его западной части. Серии депрессий вдоль осей подводных долин встречаются на двух различных глубинах. В бассейне Яны и восточной долины Лены наблюдаются перемычки на глубинах от 25 до 40 м, тогда как в западной долине Лены, долинах Оленека, Анабара и Хатанги они встречаются на глубинах от 30 до 45 м. Хотя это подтверждает другие данные об относительном поднятии восточной части моря Лаптевых, трудно определить происходило ли это поднятие в течение одного короткого периода, или довольно медленно и однообразно на протяжении большей части позднеплейстоценового и голоценового времени. Хорошо развитые банки и бенчи с глубинами от 10 до 15 м (рис. 2), вероятно, были образованы термальной эрозией (Ларионова, 1959) и другими прибрежными процессами во время самого низкого стояния уровня моря. На батиметрической карте Восточно-Сибирского моря (Ноглер и др., этот выпуск) также прослеживаются обширные отмели между 10 и 15 м изобатами, Фербридж (1961, с.147) указывает на стояние моря около - 10 м на протяжении от 7500 до 6700 лет назад (рис. 3). Из этих отмелых областей керн не изучался и не датировался, поэтому всякая корреляция с -10 м уровнем стояния моря (по Фэрбриджу) должна быть основана исключительно на подобии глубин.

Конфигурация 20 и 25 м изобат к северо-востоку от о. Котельный (рис. 2), вероятно, дает подобное доказательство устойчивого стояния уровня моря у отметки около - 20 м. Это бенчеподобное образование развито более слабо, чем аналогичное образование у -10 м изобаты, и ее наличие основано лишь на советских промерах глубин, Фербридж (1961, с. 147) привел границы от -15 до -24 м устойчивого стояния моря в течение от 10300 до 8900 лет назад (рис. 3). По кривым уровня моря (Куррей, 1960, 1961, 1965) выявляются два периода стояния моря в пределах той же самой глубины: первый - около 9600 лет, второй - около 8100 лет. Мернер (1971) также выявил устойчивое положение береговой линии у отметки -20 м в течение периода от 8700 до 7900 лет назад (рис. 3). В связи с отсутствием доступных фактических данных по морю Лаптевых, корреляция должна проводиться лишь на основе батиметрии, и таким образом были получены два значения стояния уровня моря -24 м и -15 м в разное время (8100 и 9600 лет назад). Другая хорошо развитая терраса с глубинами от -30 до -35 м встречается к северу от дельты р. Лены, Эта обширная отмелая территория разрезана восточным и западным рукавами Лены, но, несмотря на это, может быть легко распознаваема. Ноглер и др. (этот выпуск) на тех же глубинах в Восточно-Сибирском море также нашел хорошо развитую террасу.

Линейные депрессии или бассейны, которые прерывают уклон подводных долин на шельфе моря Лаптевых, возможно, образовались во время самого низкого стояния моря. Подобные депрессии найдены в современных эстуариях и, по-видимому, явились результатом размыва приливными и речными течениями или выносом материала. Если бы дело обстояло именно так, то депрессии ограниченные 30-м изобатой в долине Оленека (рис. 2) и 25-м изобатой в рукавах долины Яны, были бы образованы тогда, когда уровень моря был приблизительно на 25-30 м ниже его современного положения. Шепард (1960) приводит критерии для распознавания древних дельт. Он установил, что дельтовые осадки обычно включают многочисленные остатки наземных растений и железистые агрегаты. Остатки беспозвоночных обычно недостаточны, и, если и находятся, то с малым разнообразием видового состава. Этим признакам полностью соответствуют осадки в нижней части (ниже 25 см) керна колонки 136 (рис. 1). В осадках обнаружены остатки растений, обломки древесины, железистые, агрегаты, лишь одиночные экземпляры фораминифер найдены в двух  образцах из этой зоны. Поэтому возможно, что эти осадки представляют собой древнюю дельту реки Яны. Современная глубина воды на станции 136 составляет 29 м, указывая, что положение уровня моря за возможный период формирования дельты было таким же или несколько меньшим. Кривая уровня моря по Куррею (I960, 1961) на рис. 3 свидетельствует о низком стоянии уровня моря от -27 до -37 м около 8700 лет назад. Батиметрические и осадочные данные, полученные для моря Лаптевых, указывают на стояние моря у отметок -25 и -35 м, и хотя в нашем распоряжении нет никаких данных, можно представить стояние моря на низком уровне, который существовал одновременно с тем, о котором писал Куррей.

Обширная терраса или бенч глубиной от 40 до 45 м расположена в центральной части моря Лаптевых. Отмелая зона, встречающаяся на тех же самых глубинах, приведена Ноглером и др. (этот выпуск) как возможное доказательство стояния уровня моря. Узкие и длинные бассейны с перемычками на глубине около 45 м встречаются в западной долине Лены и в Анабаро-Хатангских долинах (рис. 2). В долине Яны видна депрессия, образованная замыканием 40-м изобаты. Следуя предположению относительно происхождения сходных бассейнов на 25 и 30 м, она может указывать на стояние уровня моря на отметках от -40 до -45 м.

В кернах колонок 137 - 138 - 139 (рис. 1) встречаются железистые агрегаты, но отсутствуют высокие концентрации органического материала, а количество фораминифер меньше, чем в образцах из других колонок. Это не дает возможности классифицировать эти осадки, используя критерии Шепарда (1960), в качестве дельтовых, однако присутствие железистых агрегатов, по-видимому, все же указывает на то, что осадки из нижних частей керна колонок отлагались очень близко к уровню моря, где они, возможно, периодически подвергались субаэральному окислению. Данные радиоуглеродного анализа (табл. 1) из нижних интервалов керна колонок 137, 143, 144, и 147 нанесены на карту на рис. 3. Местонахождение морских осадков этих возрастов устанавливает нижний предел положения уровня моря в течение этого времени. Кривые уровня моря по Куррею (1960, 1961, 1965) на рис. 3 показывают высокий уровень стояния моря на отметках от -40 до -41 м между 12000 и 11600 годами, а Фэрбридж (1961, с. 147) указывает на стояние моря на отметках от -32 до -40 м в течение периода от 12000 до 10800 лет назад. По данным Мернера (1971), в течение того же самого временного интервала высокое стояние моря отмечается на отметке -42 м. На рис. 3 приведены датировки (уточненные с учетом возможного угольного загрязнения) для части древних дельтовых осадков из Чукотского моря (Кригер и Мэк Мэнус, 1965). Датировка керна колонки 147 подходит очень близко к положению этого предварительно документально подтвержденного уровня стояния моря, и твердо поддерживает данные по батиметрии и осадкам, свидетельствующие, что уровень моря Лаптевых стоял на отметках от -37 до -45 м между 12000 и 11000 годами.

В предыдущем разделе по скорости осадконакопления было установлено, что средний возраст нижнего интервала керна колонки 137, по-видимому, оказался ошибочным, что было обусловлено засорением углем. На рис. 3 эта датировка значительно смещена от кривых уровня моря и границ Куррея (1965) и Фэрбриджа (1961). Если бы засоренность неактивным углеродом составляла 50-60%, как показано единственным анализом угля на глубине 71 см, то уточненный возраст для этого интервала был бы около 12000 лет, что позволяет поместить эту дату близко к тем датировкам стояния уровня моря, которые были получены Курреем (1960, 1961, 1965), Фэрбриджем (1961, 0.147), Кригером и Мак Мэнусом (1965) и Мернером (1971).

Доказательство стояния уровня моря на глубинах от -50 до -55 м обеспечивается датировками глубоких горизонтов кернов станций 143 и 144 (рис. 3) и характером осадков в нижней половине керна колонки 143 (18-36 см). Эти осадки содержат большое количество древесного материала и растительных волокон, но в образце из этого интервала не было обнаружено никаких фораминифер. Железистого материала, аналогичного найденному в кернах колонок 136-139, не встречено, но вместо этого обнаружена большая концентрация пиритовых агрегатов и пиритизированные обломки древесины. Пиритовые агрегаты, вероятно, образованы в результате восстановления первоначальных железистых зерен в бескислородных условиях, которые очевидно существовали в течение или после отложения этой части керна. Таким образом, осадки этого интервала, подобные осадкам нижней части керна колонки 136, вероятно, представляют собой древние дельтовые отложения и являются доказательством стояния моря на отметке -55 м. Датировки этого интервала в керне колонки 143 и нижней части керна колонки 144 находятся в пределах от 17000 до 12500 лет назад, которые Фербридж (1961) предложил для стояния уровня моря на отметках от -45 до -65 м (рис. 3). Кригер и Мак Мэнус (1965) нашли батиметрические доказательства стояния моря на уровне -53 м в Чукотском море и пришли к выводу, что это, вероятно, происходило между 17000 и 12000 лет назад. Мернер (1971) также приводит доказательства главного стояния моря на отметке около -60 м в течение этого времени (15000 лет назад). Следовательно, уровень стояния моря в этот период был значительно выше, чем -81-86 м, указанный Курреем (1960, 1961, 1965). Датировка стояния уровня морей Лаптевых и Чукотского (Кригер и Мак Мэнус, 1965) смягчает кривую, показанную на рис. 3 подтверждая точку зрения Фэрбриджа (1961, 0.147), считавшего, что стояние уровня моря существовало именно на этой глубине.

Палеогеография

Используя данные предыдущих разделов об уровнях стояния моря, была подготовлена серия палеогеографических карт (рис. 4-8). Они перечислены в порядке уменьшения возраста и показывают колебания береговой линии и местонахождения речных долин на шельфе моря Лаптевых и течение позднеплейстоценовых и голоценовых трансгрессий и регрессий, (рис. 3).

Уровень стояния моря на отметках от -50 до -55 м обычно соответствует Мазурской трансгрессии около 15000 лет назад (Фэрбридж, 1961). На рис. 4 показано, что береговая линия моря Лаптевых в это время была близка к современной бровке шельфа. Гусев (1959) описал древний берег, занимающий то же самое положение, но только датированный как неогеновый. Река Лена, возможно, пересекала шельф тремя рукавами. Западный ее рукав и р. Оленек впадали в обширный залив приблизительно в 200 км к северо-западу от современной дельты Лены, а устье Яны и восточная часть Лены находились в пределах 100 км друг от друга к северо-западу от Новосибирских островов. Реки Хатанга и Анабар впадали в Ледовитый океан через общую речную долину.

Сакс (Самойлов, 1952, с.307) установил, что в течение Каргинской трансгрессии около 11500 лет назад (рис. 5) река Лена разветвлялась около современной дельты и что устье западной ветви было в 300 км к северо-западу. Он также установил, что устье реки Яны было немногим более 300 км севернее его современного положения. Из палеогеографической карты для уровня стояния моря на отметках -37-45 м (рис. 5) видно, что хотя карта Сакса была вполне надежна для устья Яны местоположения устьев рукавов Лены были приблизительно в 200 км к северу от современной дельты. Анабар и Хатанга переходили в длинный узкий эстуарий вдоль восточного побережья Таймыра, а Яны текла в подобных же условиях вблизи современного острова Бельковского.

Рис. 6 изображает палеогеографию -20 м уровня стояния моря в течение Йольдиевой трансгрессии около 9600 лет назад и Анциловой регрессии около 8100 лет назад (Фэрбридж, 1961). Конфигурация береговой линии очень сложная, со многими заливами, полуостровами и хорошо развитыми эстуариями. Главное русло Лены, возможно, перемещалось от северного направления к рукавам, направленным на восток в систему проливов, образованных современной Столбовой банкой и о. Столбовым.

В течение пост-йольдиевой регрессии (8700 лет назад) уровень моря понизился приблизительно до -25-30 м (рис. 7). Реки снова потекли через шельф, и устья всех, кроме Лены, перешли в длинные узкие эстуарии. Река Лена, главное русло которой, вероятно, снова переместилось к северу, впадала в обширный залив к северу от ее современной дельты. Мелкий рукав, направленный на восток от дельты Лены, возможно, передал часть стока Лены в долину Яны. Эта конфигурация береговой линии близко напоминает описанную Гусевым (1959) как лежащую вдоль современной 25-м изобаты, но он датировал береговую линию второй половиной верхнечетвертичного времени.

Гусев (1959) также установил, что к концу мамонтовой эпохи побережье моря Лаптевых следовало 15-м изобате. Это можно связать с береговой линией на протяжении трансгрессии (-10 м) приблизительно около 7000 лет назад, как это показано на рис. 8. Устья рек были очень близки к их современному положению, и современная дельтовая формация, вероятно, возникла в это время.

В результате частичного затопления обширных мелких территорий в юго-восточной и восточной частях моря Лаптевых возникло много крупных островов.

Геологическая роль льда

Некоторые авторы (Тар, 1897; Киндль, 1924; Лисицын, 1957; Хьюм и Шелк, 1965) рассматривали значение арктического морского льда как агента эрозии, транспортировки и отложения осадков. Кажется, существует мало согласия относительно критериев распознавания осадков образованных льдом, если только материал о котором идет речь, не заметно грубее, чем сопутствующие осадки. Мнения относительно действительного значения переноса плавучим льдом также значительно варьируют. Один из наиболее широко признаваемых способов захвата плавучим льдом осадка состоит в захвате осадка на дне и постепенно перемещении его кверху. Плавучие льдины, смерзаясь со льдом и скребя его, разрыхляют донный осадок, который затем проделывает восходящий путь, т.к. поверхностный лед плавится, а новый лед образуется на основании плавучего льда. Этот процесс, несомненно, встречается и иллюстрируется на рис. 9. Темный контур вблизи морской поверхности на плавучих льдах представляет слой осадка, медленно поднимающийся кверху. Другой процесс, который обычно более эффективен для транспортировки значительного количества материала, вызывается припайным льдом, который примерз ко дну около устьев рек и высоких прибрежных клифов. Речной лед разрушается весенними потоками, предшествующими таянию припайного льда около берега. Реки обычно выносят очень большое количество осадка на паковый лед, и когда лед около берега разбивается, он обычно переносит этот осадок до тех пор, пока плавучая льдина не растает или не опрокинется. Весенний и летний прогрев также приводит к очень активному сползанию высоких берегов, содержащих большое количество захороненного подземного льда (Суслов, 1961, с.172). Припайный лед, прикрепленный пока к берегу ниже этих уступов, может принимать на свою поверхность большое количество оползающего материала, как это иллюстрируется на рис. 10.

Единственное доказательство ледового разноса в осадках кернов получено во внешних частях восточной долины Лены. Материал ядер марганцевых конкреций и корок был, несомненно, принесен на эту территорию льдом вследствие очень крупных их размеров (от -2 до -4) по сравнению с мелкозернистыми (7,5 - 8,5) вмещающих ми осадками. Первоначальный источник этих мелких каменных обломков установить обычно довольно трудно, но основное течение и дрейф льда (Суслов, 1961, с. 162) указывают, что они, вероятно, были принесены в море из дельты Лены или от юго-западных берегов моря Лаптевых. Керны колонок 144-146 также содержат небольшие слои илистого песка, более крупного, чем вмещающие осадки. Если бы эти осадки действительно были ледниковыми, то странным представляется тот факт, что подобные слои не наблюдались больше ни в каких других кернах. Район, откуда взяты колонки, находится на северной окраине области свободной ото льда, образованной ветвью Лены. Прибрежные поверхностные течения могут нести массы пакового льда ос значительными концентрациями осадка, полученного в околобереговых областях, на север в зону частой воды, где лед обычно тает и сгружает осадки. Лед как переносчик материала на короткие расстояния, вероятно, встречается весьма обычно в прибрежных областях и устьях рек. Однако во вдольбереговых областях этот процесс имеет ограниченное значение. Плавающий лед, по-видимому, не является заметным фактором в распространении осадков в море Лаптевых.

Выводы и заключения

Из приведенных данных и их интерпретации получены следующие выводы:

1. Осадки в 14 колонках из восточной части моря Лаптевых - мелкозернистые, от плохо- до очень плохосортированных. Это является результатом: а) наличия мелкозернистых грунтов, образованных процессами мерзлотного выветривания б) существования низких речных уклонов; в) концентрацией песчаных осадков в речных дельтах; г) очень низким энергетическим уровнем моря Лаптевых.

2. Марганцевые конкреции и корки были получены с поверхности на двух станциях и представляют наиболее мелкое из известных залегание этих материалов. Марганцевые корки и конкреции, вероятно, образовались после того как материал ядра (каменные обломки) был перенесен льдом на это место.

3. Средние значения скоростей осадконакопления были высчитаны из 4 колонок с использованием радиоуглеродных датировок. Вычисленные величины колеблются от 2 до 15 мг/см²/год. Приблизительная скорость осадконакопления, основанная на ежегодном выносе осадка из Яны и Лены (7 мг/см/год) хорошо согласуется с этими величинами, хотя присутствие марганцевых корок указывает, что современная скорость осадконакопления в другой шельфовой области может быть значительно меньшей.

4. По данным, основанным на батиметрических особенностях характеристиках некоторых осадков и подводных радиоуглеродных датировках, можно предположить, что со времени около 17000 лет назад произошло, по крайней мере, 5 стояний уровня моря. Отметки ниже современного уровня моря и датировки этих стояний очень хорошо согласуются с тем, что было зафиксировано в других частях света.

Перенос льдом, вероятно, не имеет столь важного геологического значения, какое обычно придают ледовому разносу в море Лаптевых. Ядра марганцевых конкреций и, вероятно, илисто-песчаные прослои в некоторых кернах указывают на то, что плавучий лед способен транспортировать материал в другие шельфовые районы, но, по-видимому, это происходит редко.

Список литературы:

Bates, С. С. 1953. Rational theory of delta formation. Bull. Am. Assoc. Petroleum Geol, 37(9): 2119-2162.

Codispoti, L. A. 1965. Physical and chemical features of the East Siberian and Laptev Seas in the summer. Unpublished Thesis, University of Washington. 51 pp.

Creager, J. S., and D. A. McManus. 1965. Pleistocene drainage patterns on the floor of the Chukchi Sea. Marine Geol, 3: 279-290.

Creager, J. S., and D. A. McManus. 1966. Geology of the Southeastern Chukchi Sea. In: N. J. Wilimovsky and J. M. Wolfe, eds. Environment of the Cape Thompson Region, Alaska. Oak Ridge, Tennessee: U.S. Atomic Energy Commission, pp. 755-786.

Curray, J. R. 1960. Sediments and history of Holocene transgressions, continental shelf, northwest Gulf of Mexico. In: F. P. Shepard, F. B. Phleger, and Т. Н. van Andel, eds. Recent Sediments, Northwest Gulf of Mexico. Tulsa, Oklahoma: American Association of Petroleum Geologists, pp. 221-266.

Curray, J. R. 1961. Late Quaternary sea level: a discussion. Geol. Soc. Am. Bull, 72: 1707-1712.

Curray, J. R.  1965. Late Quaternary history, continental shelves of the United States. In: H. E. Wright, Jr. and D. G. Frey, eds. The Quaternary of the United States. Princeton, N.J.: Princeton University Press, pp. 723-735.

Donn, W. L, W. R. Farrand, and M. Ewing. 1962. Pleistocene ice volumes and sea-level lowering. J. Geol, 70(2): 206-214.

Eardley, A. J. 1964. Polar rise and equatorial fall of sea level since the Cretaceous. J. Geol. Educ, 12: 1-11.

Fairbridge, R. W. 1961. Eustatic changes in sea level. Phys. Chem. Earth, 4: 99-185.

Fleming, R. H., and D. Heggarty. 1966. Oceanography of the Southeastern Chukchi Sea. In: N. J. Wilimovsky and J. N. Wolfe, eds. Environment of the Cape Thompson Region, Alaska. Oak Ridge, Tennessee: U.S. Atomic Energy Commission, pp. 697-754.

Flint, R. F. 1971. Glacial and Quaternary Geology. New York, N.Y.: John Wiley and Sons. 892 pp.

Flint, R. F. and H. G. Dorsey, Jr.  1945. Glaciation of Siberia. Geol. Soc. Am. Bull, 56: 89-106.

Folk, R. L., and W. С Ward. 1957. Brazos River bar: a study in the significance of grain size parameters. J. Sedimentary Petrol, 27: 3-26.

Gakkel', Ya. Ya. 1958. Signs of recent volcanic activity in the Lomonosov Range (transl.). Priroda, 4: 87-90.

Grigorov, I. P. 1946. Ischezayuschie Ostrova. Priroda, 10:65-68.

Gusev, A. I. 1959. K. Istorii Razvitia Primorskoi Ravniny v Chetvertichnoe Vremya. In: F. G. Markova, ed. Sbornik Statei Geologii Arktiki. Nauchno-Issledovatel'skog Instituta Geologii Arktiki, Leningrad. Trudy, 102(10). pp. 160-165.

Holmes, M. L. 1967. Late Pleistocene and Holocene History of the Laptev Sea. Unpublished thesis, University of Washington. 176 pp.

Holmes, M. L., J. S. Creager, and D. A. McManus, 1968. High frequency acoustic profiles on the Chukchi Sea continental shelf. Trans. Am. Geophys. Union (abstract), 49(l): 207.

Hume, J. D., and Schalk, M. 1967. Shoreline processes near Barrow, Alaska-a comparison of the normal and the catastrophic. Arctic, 20(2): 86-103.

Jackson, M. L. 1958. Soil Chemical Analysis. Englewood Cliffs, N.J.: Prentice-Hall. 498 pp.

Kindle, E. M. 1924. Observations in ice-borne sediments by the Canadian and other Arctic expeditions. Am. J. Set, 7(40): 251-286.

Koczy, F. F. 1951. Factors determining element con­centration in sediments. Geochem. Cosmochim. Ada, 1: 73-85.

Larionova, A. N. 1959. Attempts to classify elevations and depressions of the ocean bottom. In: Traveling on the Sea Bottom. Leningrad: Нуdrometeorological Publishers, pp. 20-70.

Lisitsyn, A. P. 1957. Types of marine sediments connected with the activity of ice. Akademia Nauk S.S.S.R., Geological Science Section, 118(l): 45-47.

McManus, D. A., and J. S. Creager. 1963. Physical and sedimentary environment on a large spitlike shoal. J. Geol., 71(4): 498-512.

Morner, N. A. 1971. Eustatic changes during the last 20,000 years and a method of separating the isostatic and eustatic factors in an uplifted area. Paleogeography, Paleoclimatology, Paleoecology, 9(3): 153-181.

Olson, E. A., and W. S. Broecker. 1958. Sample contamination and reliability of radiocarbon dates. Trans., New York Academy Set, Ser. 2, 20(7): 593-604.

Samoilov, I. V. 1952. Ust'ya Rek. Moskava: Gosudarstvennoe Izdatelstvo Geograficheskoi Literatury. 526 pp.

Shepard, F. P. 1960. Mississippi delta: marginal environments, sediments, and growth. In: F. P. Shepard, F. B. Phlegar, and Т. Н. van Andel, eds. Recent Sediments, Northwest Gulf of Mexico. Tulsa, Oklahoma: American Association of Petroleum Geologists, pp. 56-81.

Shepard, F. P. 1963. Marine Geology. New York: Harper and Row. 557 pp.

Suslov, S. P. 1961. Physical Geography of Asiatic Russia. San Francisco, California: W. H. Freeman and Co. 594 pp.

Sverdrup, H. U. 1927. The Waters of the North Siberian Shelf. Scientific Results Norwegian North Polar Expedition Maud (1918-1925), Vol. 4. 131 pp.

Tarr, R. S. 1897. The Arctic Sea ice as a geological agent. Am. J. Sci., 3(15): 223-229.

U.S. Navy Hydrographic Office. 1954. Sailing directions for the northern U.S.S.R. Vol. 3. Hydrographic Office Publication 137c. 346 pp.

 Ссылка :