Использование традиционных палеонтологических методов расчленения новейших отложений арктических морей далеко не всегда эффективно. Кремнистые остатки организмов - панцири диатомей, раковины фораминифер - значительно растворяются недонасыщенными кремнекислотой холодными морскими и иловыми водами. Это же положение относится и к известковистым остаткам макро- и микрофауны, так как низкотемпературные воды обогащены углекислотой. Спорово-пыльцевые спектры морских отложений имеют осредненный характер, поскольку разнообразны источники поступления микрофоссилий в водоемы седиментации. Методы радиоуглеродного датирования охватывают весьма ограниченный возрастной диапазон, а палеомагнитные исследования требуют надежной привязки к палеонтологическим данным или данным абсолютной геохронологии, которые не всегда имеются.

Геолого-геоморфологическое изучение тектонически стабильных прибрежных равнин севера Евразии - Печорской, Западно-Сибирской, Северо-Сибирской, Яно-Индигирской и других - свидетельствует о террасированности рельефа, присутствии пространственно выдержанных на определенных абсолютных высотах геоморфологических уровней с характерным геологическим строением [Данилов, 1978; 1980; Афанасьев и др., 1988].

В западном секторе севера Евразии - моря Карское и Баренцево - образование уровней рельефа, которые сложены толщами фаунистически охарактеризованных ледово-морских отложений, безусловно является следствием морских трансгрессий [Данилов, 1978; Афанасьев и др., 1988]. В восточном - моря Лаптевых, Восточно-Сибирское - уровни сложены преимущественно высокольдистыми толщами с крупными сингенетическими ледяными жилами, образование которых происходило в континентальных условиях, отвечающих, как полагают, эпохам регрессий Полярного бассейна. Подобное заключение представляется неубедительным. Накопление осадков, слагающих все прибрежные аккумулятивные уровни рельефа, осуществлялось в этапы трансгрессивного развития соответствующих регионов. В восточном секторе медленное тектоническое опускание прибрежных территорий компенсировалось осадконакоплением, в западном опускание было более интенсивным, не компенсированным, здесь на прибрежных низменностях в позднем кайнозое широкое развитие имели морские палеобассейны.

Этапы трансгрессивного и регрессивного развития арктических морей обусловлены проявлением колебательных неотектонических движений первого, наиболее крупного порядка, охватывавших в целом материковую окраину северной Евразии. На фоне длиннопериодных проявлялись колебания второго, более мелкого порядка, чем обусловлены возвратные тектонические движения. Чередование во времени длиннопериодных колебаний и наложение на них короткопериодных определило сложное строение толщ верхнекайнозойских отложений арктических морей, которое тем не менее обнаруживает явные черты цикличности процесса осадконакопления.

В понимании значения колебательных неотектонических движений большую роль сыграло установленное Н.И. Николаевым [1962] деление новейшего тектонического этапа на три фазы, границы между которыми обусловлены переменой знака колебаний. Первая фаза соответствует миоцену и обусловлена общим движением вверх, она названа первой материковой фазой. Вторая приходится на плиоцен (включая эоплейстоцен), она вызвана общей тенденцией движения вниз и названа первой морской фазой. С нею связано образование шельфа, включая и палеошельф, а также накопление наиболее мощных толщ новейших отложений. Третья фаза соответствует антропогену (плейстоцен и голоцен) и характеризуется новым общим поднятием суши и названа второй материковой. В эту фазу произошло частичное осушение шельфа, был сформирован современный рельеф, в том числе речные и морские террасы.

Три главные фазы неотектонического этапа полно проявились на севере Евразии и прилегающем к ней Арктическом шельфе (рис. 1), они оказали определяющее влияние на смену палеогеографических обстановок этой территории в позднекайнозойское время, а также на эволюцию криолитозоны. Возраст фаз несколько варьирует в стратиграфических схемах разных авторов, но в основном соответствует предложенному Н.И. Николаевым.

Первая фаза миоцен-раннеплиоценовая - это время обширной регрессии Полярного бассейна, когда осушилась практически вся территория современного Арктического Шельфа. Днища переуглубленных, ныне погребенных доплиоценовых или раннеплиоценовых речных долин Печорской низменности располагаются на глубинах 150-250 м, на севере Западно-Сибирской равнины на глубинах до 350-400 м, на прибрежных низменностях Северо-Востока Сибири 80-100 м ниже современного уровня моря. Регрессия, увеличение степени изоляции Полярного бассейна и создание особого гидрологического режима были наиболее вероятными причинами охлаждения его вод. В конце миоцена возникает сезонный ледовый покров арктических морей, а на их побережьях (в восточном секторе Евразии) сезонное промерзание. В горных районах Северо-Востока Азии впервые формируются толщи многолетнемерзлых пород, т.е. происходит зарождение криолитозоны суши Северного полушария.

Вторая неотектоническая фаза, плиоцен-эоплейстоценовая, знаменуется общей трансгрессией моря в пределы Арктического шельфа, а затем и прилегающих к нему с юга приморских равнин в западном секторе северной Евразии. Здесь накапливаются мощные толщи ледово-морских, прибрежно-морских и лагунных осадков [Данилов, 1978]. Они слагают аккумулятивный рельеф равнин до абсолютных высот 220-250 м и выполняют понижения размытой кровли коренных пород до абсолютных отметок -300, -400 м (см. рис. 1). Осадки объединяются в серию, которая подразделяется на два ритмокомплекса, отвечающих двум колебательным ритмам второго порядка и соответственно двум трансгрессивно-регрессивным циклам развития Арктического шельфа и палеошельфа.

Отложения первого трансгрессивно-регрессивного цикла залегают в основании разреза верхнекайнозойских толщ, соответствующих неотектоническому этапу. Они имеют достаточно четкое ритмичное строение. Началу цикла отвечают базальные слои - слабо литифицированные конгломераты, гравелистые галечники и пески. Выше по разрезу они переходят в отложения алевропелитового состава, содержащие обычно хорошо окатанную гальку, в отдельных случаях валуны. Наряду с крупнообломочными включениями встречаются аутигенные микровыделения пирита, глауконита, карбонатные конкреции и растительные остатки. По латерали отложения фациально замещаются горизонтально слоистыми глинами и иловатыми тонкозернистыми песками, а вверх по разрезу постепенно переходят в слабо сортированные мелкооскольчатые суглинки, содержащие гальку и мелкие валуны. Практически все литофациальные типы осадков характеризуются богатыми комплексами морской макро- и микрофауны и объединяются в Печорской низменности в колвинскую, а в Западной Сибири в туруханскую свиты [Данилов, 1978].

Регрессивной фазе цикла соответствует перекрывающая тонкодисперсные отложения толща прибрежно-морских песков, содержащих гравийно-галечные прослои, переполненные банковыми скоплениями раковин морских моллюсков, - падимейская свита в Печорской низменности, мессовская в Западной Сибири [Воллосович, 1966; Данилов, 1978]. Прибрежно-морские пески фациально переходят в типичные литоральные галечники и даже валунно-галечные накопления. В некоторых разрезах они замещаются пресноводными лагунно-озерными, нередко ленточно-слоистыми глинами или аллювиально-дельтовыми песками. В озерных глинах обнаружена пресноводная левантийская фауна унианид, характерная для кинельской свиты, относимой к среднему плиоцену [Крапивнер, 1986]. Общая мощность осадков цикла составляет в среднем 40-60 м.

Отложения второго, трансгрессивно-регрессивного, цикла имеют прекрасно выраженное ритмическое строение. Нижняя их часть представлена слабо сортированными суглинками и глинами с включениями гравия, гальки и валунов, которые образуют скопления на контактах с литифицированными до кайнозойскими породами - базальный слой. Нередко последний представлен валунно-галечными или песчано-галечными накоплениями. Вверх по разрезу глинисто-суглинистая толща постепенно переходит сначала в слоистые ленточно-подобные алевриты, затем горизонтально-слоистые мелкозернистые пески, а еще выше - косослоистые средне- и крупнозернистые пески, на которых в пределах наиболее возвышенных участков залегают гравийно-галечные отложения. Общая мощность пород цикла от 40-60 до 150-200 м и более. Закономерности изменения их состава по разрезу обусловлены сменой фаз развития морской трансгрессии: начальная - базальные слои; максимальная, глубоководная - глины и суглинки; регрессивная - слоистые алевриты, пески, галечники.

Для глин и суглинков максимальной фазы развития трансгрессии характерно отсутствие или слабая выраженность слоистости, оскольчатость, образуемая при их промерзании (рис. 2), низкая степень сортированности, обогащенность легкорастворимыми солями (в первую очередь хлоридами и сульфатами натрия), наличие крупнообломочных включений и минеральных новообразований. Последние представлены сульфидами и фосфатами железа (пирит, гидротроилит, вивианит), карбонатами (кальцит, арагонит), которые формируют локальные конкреционные стяжения (рис. 3, а). Присутствие крупнообломочных включений на фоне однородной неслоистой тонкодисперсной породы придает ей облик типичного диамиктона, однако в слоистых разностях пород отчетливо видно, что валуны продавливают или изгибают в синклинальные складки подстилающие их слои, а выше лежащие полого их огибают, причем по бокам валунов наблюдается сползание слоев с выпуклых вершин (рис. 3, б). Данные условия залегания каменных обломков однозначно свидетельствуют о том, что перед захоронением они испытывали свободное падение в водной среде, т.е. являются «дропстоунами» (падающими камнями), свойственными ледово-морским осадкам. Суглинки и глины содержат остатки фауны фораминифер и морских моллюсков, местонахождения которых тяготеют в основном к северным приморским районам равнин. В отдельных разрезах раковины моллюсков образуют скопления как в неслоистых разностях пород, так и (особенно) в линзах, сложенных слоистыми мучнистыми алевритами и тонкозернистыми песками. Рассматриваемые отложения известны в Печорской низменности как роговская свита [Данилов, 1978; Афанасьев и др., 1988], а на севере Западной Сибири как санчуговская или салехардская свиты [Сакс, 1953; Данилов, 1978].

Толща регрессивных песчано-галечных накоплений венчает разрез рассматриваемого осадочного цикла. В песках и галечниках присутствуют остатки однообразной фауны морских моллюсков и ракообразных, бедные комплексы фораминифер - вашуткинская свита Печорской низменности, никитинские или водораздельные слои на севере Западной Сибири [Данилов, 1978]. Следует подчеркнуть, что фаунистические остатки обнаружены в наивысших точках залегания толщи. Например, раковины астарт образуют скопления в гравелистых песках, слагающих холмистый рельеф главного водораздела Большеземельской тундры в районе Вашуткиных озер на абсолютных высотах 220-240 м. Аналогичная картина описана В.Н. Саксом для района «Зольных гор», расположенных на п-ове Таймыр в бассейне р. Пясина [Сакс, 1953].

Общий характер строения ритмокомплекса - залегание относительно глубоководных глин и суглинков внизу разреза, постепенный и последовательный переход их вверх в алевриты, пески, галечники - полно отражает развитие трансгрессивно-регрессивного цикла - нарастание глубины водоема, а затем его обмеление.

На равнинах и низменностях Северо-Востока Сибири в плиоцен-эоплейстоценовую трансгрессивную фазу формируются аллювиальные, дельтовые, лагунно-эстуарные отложения. Сложенные ими толщи выполняют древние, ныне погребенные долины, выходя за их пределы и приобретая площадное распространение. В плиоценовом аллювии на северном побережье Чукотки зафиксированы палеокриогенные структуры, свидетельствующие о наличии здесь в это время мерзлых толщ [Данилов, 1980]. В плиоцене же формируется устойчивый ледовый покров Арктического океана и он становится постоянно «ледовитым». Благодаря ледовому разносу в донные осадки океана и его морей начинает поступать крупнообломочный каменный материал, шельфовые отложения становятся ледово-морскими, приобретая облик диамиктона.

Плиоцен-эоплейстоценовой неотектонической фазе в пределах прибрежных равнин и шельфа Северо-Восточной Азии соответствуют, как и в Карско-Баренцевоморском секторе, два трансгрессивно-регрессивных цикла. Отложения первого из них имеют плиоценовый возраст и представлены лагунными глинами и прибрежно-морскими песками и галечниками, частично слагающими рывеемскую свиту северной Чукотки [Сухорослов, 1978; Данилов, 1980]. Отложения второго цикла имеют эоплейстоценовый возраст и закономерное строение: в основании их залегают валунные базальные слои, основная часть, соответствующая максимуму трансгрессии, представлена алевритами и мелкозернистыми песками с фауной морских моллюсков и фораминифер, а верхняя регрессивными литорально-пляжевыми преимущественно песчано-галечными фациями.

Антропогенная (плейстоцен-голоценовая) история Арктики и Субарктики восстанавливается по-разному в зависимости от решения вопроса о соотношении морских трансгрессий и оледенений. Разнообразные геолого-геоморфологические материалы свидетельствуют, что определяющими факторами развития Арктического шельфа в антропогене были трансгрессии и регрессии Северного Ледовитого океана, обусловленные не гляциоэвстатическими колебаниями уровня моря, а колебательными неотектоническими движениями, охватывавшими одновременно материковую окраину Северной Евразии и, по-видимому, Северной Америки [Данилов, 1982; Афанасьев и др., 1988]. Изменения климата и палеогеографических обстановок в антропогене обнаруживают тесную взаимосвязь с этапами трансгрессивного и регрессивного развития Полярного бассейна. В этапы трансгрессий, когда увеличивалось проникновение в Арктику теплых атлантических и в меньшей степени тихоокеанских вод, климат прилегающих территорий был более влажным и мягким. В регрессивные этапы, когда увеличивалась степень изоляции Северного Ледовитого океана и возрастала его ледовитость, климат окружающих пространств суши становился более суровым и континентальным, наступали криогенные эпохи. На осушившихся участках шельфа и приморских равнинах шло интенсивное промерзание отложений, в которых формировались различные типы подземных льдов. Иными словами, криогенные эпохи характеризовались широким развитием подземного оледенения. Области же развития наземного оледенения ограничивались в Арктике и Субарктике горными сооружениями, главным образом расположенными в приатлантическом и притихоокеанском секторах [Данилов, 1987].

В целом антропогеновый этап в пределах Арктического шельфа и палеошельфа - это этап преобладающего тектонического поднятия территории, на фоне которого проявлялись колебательные движения меньшего порядка. В результате были сформированы выдержанные по абсолютной высоте уровни или ступени рельефа прибрежных низменностей, а также морские террасы. Во время непродолжительных подъемов относительного уровня моря происходило накопление сравнительно небольших по мощности толщ осадков, слагающих приповерхностную часть разреза выдержанных аккумулятивных геоморфологических уровней и морских террас. Как те, так и другие, согласно выводам Б.Л. Афанасьева [Афанасьев и др., 1988], имеют абсолютные высоты примерно кратные цифре 2. Могут быть выделены два ряда уровней и террас: на высотах 7, 15, 30, 60, 120, 240 м и на высотах 10, 20, 40, 80, 160 и 320 м. В западном секторе севера Евразии развит преимущественно первый ряд, в восточном - второй. Кроме основных уровней ступеней рельефа, наиболее полно отражающих трансгрессивно-регрессивные ритмы развития арктических морей, имеются и промежуточные. Отличие первых состоит в том, что они имеют циклическое геологическое строение, отражающее определенные этапы развития бассейнов седиментации.

ЛИТЕРАТУРА

1. Афанасьев Б.Л., Данилов И.Д., Дедеев В.А. Методология неотектоники (современные проблемы теории и практики). Сыктывкар: Изд-во АН СССР, 1988. 119 с.

2. Воллосович К.К. Материалы для познания основных этапов геологической истории европейского северо-востока в плиоцене-среднем плейстоцене // Геология кайнозоя европейской части СССР. М.: Изд-во МГУ, 1966. С. 3-37.

3. Данилов И.Д. Плейстоцен морских субарктических равнин. М.: Изд-во МГУ 1978. 198 с.

4. Данилов И.Д. Кайнозой Арктического побережья Чукотки // Изв. АН СССР Сер. геол. 1980. № 6. С. 53-62.

5. Данилов И.Д. Проблема соотношения оледенений и морских трансгрессий в позднем кайнозое // Водные ресурсы. 1982. № 3. С. 119-135.

6. Данилов И.Д. К гипотезе покровного оледенения арктического шельфа и прилегающих равнин севера Евразии // Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1987. № 2. С. 80-88.

7. Крапивнер Р.Б. Бескорневые неотектонические структуры. М.: Недра, 1986. 204 с.

8. Николаев Н.И. Неотектоника и ее выражение в структуре и рельефе территории СССР. М.: Госгеолтехиздат, 1962. 392 с.

9. Сакс В.Н. Четвертичный период в Советской Арктике. Л., М.: Главсевморпуть, 1953. 627.

10. Сухорослов В.Л. Кайнозойские отложения Валькарайской низменности (северное побережье Чукотки) // Геология и геофизика. 1978. № 11. С. 82-88.