Начиная со своего открытия в неогене, Берингов пролив функционировал не менее 6 раз. Наиболее продолжительной эпохой раскрытия была плиоценовая. Последнее (послеледниковое) открытие пролива, обусловленное гляциоэвстатическими причинами, осуществлялось стадиально, путем последовательного образования Берингова пролива, Анадырского пролива и пролива Шпанберга. Максимальное раскрытие пролива отмечалось в оптимум голоцена, современная гидрологическая обстановка наступила 3-2 тыс. лет назад.

Одним из важнейших факторов развития природной обстановки Арктики и Северной Пацифики являлось периодическое открытие Берингова пролива. Начиная со своего возникновения в неогене, Берингов пролив открывался и закрывался неоднократно. История его существования изучена недостаточно, хотя имеется ряд обстоятельных работ по геоморфологии пролива и его осадкам [Арктический шельф…, 1987; Баселян и др., 1991; Детальное расчленение…, 1992; Коучмен и др., 1979; Морозова и др., 1979; Павлидис, 1992; Павлидис и др., 1985; Петров, 1976; Саидова, 1982; Durham & MacNeil, 1967], многие вопросы его развития еще ждут своего решения. Это относится как к эпохе возникновения пролива, так и к анализу этапов его недавней истории.

Современная структура пролива, имеющего небольшую ширину (35-86 км) и глубину (30-50 м), предопределена его геологическим строением - он представляет собой узкий тектонический грабен субмеридионального простирания, образовавшийся в результате опускания жестких тектонических блоков Чукотского и Юконского массивов. В крупных чертах в зоне пролива выделяются геоморфологические структуры [Арктический шельф…, 1987; Дунаев, 1985], угловатая конфигурация которых не оставляет сомнений в их блоково-разрывной предопределенности. Основными элементами рельефа являются: подводные склоны Чукотки и Аляски шириной от 2-15 до 40 км; крупная (80-50 км) центральная денудационная возвышенность субмеридионального простирания, к которой приурочены поднятия островов Диомида и остров-скала Фаруэй; окаймляющие эту возвышенность низменности шельфа, сужающиеся в центральной части пролива и расширяющиеся на север и юг. Рельеф низменностей денудационно-аккумулятивный со следами древних долин, крупнейшая из которых находится к востоку от островов Диомида. Рельеф осложнен дугообразными ледниковыми формами высотой до 18 - 22 м, расположенными преимущественно перед устьевыми частями фиордовых бухт и проливов у берегов Чукотки, а также волновыми аккумулятивными формами, вытянутыми субмеридионально, приуроченными к аляскинскому берегу и связанными с потоком наносов р. Юкон. На шельфе установлены [Арктический шельф…, 1987] фрагменты подводных террас позднеплейстоценового и раннеголоценового возрастов. В осевой части пролива расположена поднятая поверхность, имеющая преимущественно денудационный рельеф и практически полное отсутствие рыхлых осадков. Здесь на значительной части дна выходят коренные породы, и только узкая полоска песчаной косы прослеживается у аляскинского берега [Арктический шельф…, 1987; Durham & MacNeil, 1967]. Южнее, у чукотского берега пролива, преобладают грубозернистые песчано-гравийно-галечные отложения, а у побережья Аляски и в центральной части - пески. В зал. Нортон распространены илистые отложения, связанные с выносами Юкона. К северу от пролива в основном развиты песчаные отложения.

В районе Берингова пролива и к югу от него формируются три шельфовые водные массы: анадырская, беринговоморская и аляскинская [Коучмен и др., 1979], отличающиеся друг от друга в основном соленостью. Наибольшую соленость (32.8-33.2‰) имеет анадырская водная масса, аляскинская -наиболее распресненная (31.0-31.9‰). Воды Берингова моря из-за наклона водной поверхности практически постоянно текут в Чукотское море с масимальной скоростью в восточном рукаве - 150 см/с [Коучмен и др., 1979]. При этом уровень воды южной части Чукотского моря летом на 0.5 м ниже, чем в северном секторе Берингова моря. За год через Берингов пролив в Чукотское море поступает около 22 тыс. км³ воды [Плахотник, 1962], содержащих более 100 млн. т взвеси, что в 30 раз превышает поступление взвеси с речным стоком [Лисицын, 1966].

На каменистых грунтах пролива бентосное население представлено в основном прикрепленными формами. Руководящими видами в этих биоценозах являются балянусы, губки, асцидии, гидроиды, мшанки, характерны двустворчатые моллюски Chlamys beringianus, Hiatella arctica, Mytilus edulis. На песчаных грунтах у берегов Аляски развит биоценоз плоского морского ежа Echinarachnius parma, в котором часто встречаются моллюски Ciliatocardium ciliuatum, Serripes groenlandicus и др.

Ранняя история пролива из-за слабой фактологической базы во многом загадочна. Первое его открытие, возможно, произошло в позднем миоцене и было связано с позднемиоценовой неотектонической фазой развития Аляски и Чукотки [Наймарк, 1980], выразившейся в районе будущего пролива в тектоническом дроблении жесткого фундамента и образовании узкого меридионального трога. На наличие пролива в это время указывают находки тихоокеанских диатомей в морских отложениях Северной Чукотки и бассейне р. Колымы [Полякова, 1989].

В последующие эпохи длительное существование пролива, по данным анализа ископаемой малакофауны, устанавливается на границе раннего и позднего и в позднем плиоцене. Детальное изучение морских отложений о. Карагинского [Детальное расчленение…, 1992] свидетельствует о том, что первое открытие Берингова пролива в плиоцене имело место около 4 млн. лет назад, когда в Тихом океане впервые появились представители подсемейства Astartidae. На острове также имеются следы двух позднеплиоценовых трансгрессий [Баселян и др., 1991] - в интервале 3.6-3.2 млн. лет назад (усть-лимимтеваямская) и 2.5-1.9 млн. лет назад (тусатуваямская). При этом именно с усть-лимимтеваямской трансгрессией, синхронной берингийской трансгрессии Аляски, связана массовая позднеплиоценовая миграция тихоокеанских моллюсков в Северную Атлантику и Арктику.

Наиболее ярко этот настоящий «миграционный взрыв» проявился в появлении большого числа видов тихоокеанского происхождения в составе моллюсков зоны Serripes Исландии [Гопкинс, 1976]. По некоторым оценкам [Гладенков и др., 1980] количество тихоокеанских вселенцев в Атлантике в 8 раз превышает число атлантических иммигрантов в Тихий океан. Почти полное отсутствие в позднеплиоценовых отложениях Берингийского сектора арктических и бореально-арктических видов атлантического происхождения свидетельствует о мощной, практически однонаправленной миграции тихоокеанских бореальных видов через Берингов пролив в море Бофорта и далее, по проливам Канадского арктического архипелага, до Северной Атлантики и предполагает наличие теплого течения из Берингова моря, аналогичного современному, но более мощного. Ныне влияние тихоокеанской фауны сказывается лишь до мыса Барроу [Скарлато, 1981; MacGinitie, 1959], в то время как в позднем плиоцене (около 2.4 млн. лет назад) мелководная тихоокеанская фауна обитала в районе р. Колвилл.

В эоплейстоцене-плейстоцене Берингов пролив открывался во время пинакульской (эоплейстоцен - ранний плейстоцен), крестовской (средний плейстоцен) и валькатленской (начало позднего плейстоцена) трансгрессий [Петров,1976]. Существенным отличием этих эпох открытия пролива от неогеновых было то, что они в еще большей степени были обусловлены гляциоэвстатическими колебаниями уровня океана, а не только тектоническими движениями в зоне пролива, хотя последние в это время были весьма активными. Это выражается в строении геоморфологических элементов днища пролива и высоком гипсометрическом положении морских плейстоценовых террас, в особенности на западном побережье, где они достигают высоты 100-120 м.

Вторым существенным отличием эоплейстоцен-плейстоценовых открытий пролива от неогеновых является активная миграция арктической фауны через пролив в Северную Пацифику. Здесь появляются арктические моллюски видов Portlandia arctica, арктические подвиды Nicania montagui, Nuculana lamellosa lamellosa [Петров,1976]. При этом интересно, что прохождение этих видов, не имеющих планктонной стадии развития личинки, через Берингов пролив было связано не только с течениями, а скорее, с перемещением во взрослом состоянии по тонким илисто-песчаным грунтам. Наличие пролива приводило к выравниванию температурных условий Чукотского и Берингова морей и окружающих их побережий.

Максимальное проникновение арктической фауны через Берингов пролив, фиксирующее длительную эпоху его существования и наличия на дне обширных полей тонких осадков, отмечается в среднем плейстоцене, в эпоху крестовской трансгрессии. В это время в Беринговом море появляются арктические и аркто-бореальные виды моллюсков атлантического происхождения - Bathyarca glacialis, Yoldiella fraterna, Y. intermedia, Y. lenticula, все относящиеся к собирающим детритофагам.

Позднеплейстоценовая история Берингова пролива, по-видимому, целиком связана с гляциоэвстатическими колебаниями уровня океана. Отложения этой эпохи (валькатленская и пелукская трансгрессии) содержат относительно тепловодные комплексы моллюсков. Особенно это характерно для осадков пелукской трансгрессии, возраст которых соответствует изотопной стадии 5е [Repenning, 1983]. Они описаны как на западном, так и на северном побережьях Аляски и в своем стратотипе (окрестности г. Ном) содержат виды, не обитающие ныне в Беринговом море: Callithaca adamsi, Cryptonatica janthostoma [Петров,1976].

В новейшую «предысторию» пролива, около 20 тыс. лет назад, в эпоху максимального плейстоценового похолодания, на его месте располагалась низменная суша с отметками -30 ... -50 м, с редкими останцовыми массивами островов Диомида и Св. Лаврентия, занятая тундростепными и тундровыми ландшафтами. К востоку она пологим склоном переходила в возвышенные равнины Аляски, а к западу крутым уступом - в горный массив Чукотки. По его ледниковым трогам на осушенное дно пролива спускались горные ледники, оставившие в устьях долин конечные морены (ныне затопленные), установленные подводными работами [Knebel et al., 1974]. В наиболее низменной части днища располагалась крупная речная долина, выходившая на юг [Арктический шельф…, 1987]. Уровень океана в это время находился на отметках около -90 ... -100 м [Детальное расчленение…, 1992; Павлидис и др., 1985; Sanchetta, 1985 и др.], и возник обширный массив Берингийской суши, разделивший Арктический и Тихий океаны 2 000-километровым перешейком.

Существующий материал [Арктический шельф…, 1987; Детальное расчленение…, 1992; Иванов, 1986; Морозова и др., 1979; Павлидис, 1992; Саидова, 1982; Скарлато, 1981 и др.] позволяет детально реконструировать последнее открытие Берингова пролива, начавшееся в эпоху таяния материковых льдов около 18-17 тыс. лет назад. Раскрытие пролива состояло из ряда последовательных стадий (рис. 1) - образование Берингова и Анадырского проливов, пролива Шпанберга и установление гидрологического режима, близкого современному. В начале послеледниковой трансгрессии произошло затопление древней долины на осушенном чукотском шельфе, в районе пролива Геральд, и образование здесь мелководного и очень протяженного эстуария, вытянутого в направлении депрессии Берингова пролива на 150 км, с глубинами, в среднем составлявшими 2 - 3 м при ширине 40 - 60 км. Вероятно, эстуарий был заполнен сильно распресненными, переохлажденными, высокоарктическими водами. С его образованием высококонтинентальный климат Берингийского сектора стал постепенно увлажняться и все более походить на морской высокоарктический климат. Открытие собственно Берингова пролива произошло примерно 15 тыс. лет назад водами трансгрессировавшего Чукотского моря, достигшими к этому времени отметок -52 м. Однако это был еще не сквозной пролив, а мелководный, глубоко проникающий по низменной части центральноберингийской депрессии эстуарий, заполненный холодными опресненными водами Чукотского моря, прибывавшими со скоростью около 10 мм/год. Вследствие опресненности и мелководности воды эстуария рано замерзали и, по-видимому, полностью промерзали. Одновременно западнее о. Св. Лаврентия существовал узкий и приглубый Анадырский эстуарий, заполненный нормально-солеными водами Берингова моря. Порог, разделявший северный и южный эстуарии на глубинах около -46 м, был преодолен трансгрессирующими водами Арктического бассейна и Северной Пацифики около 14 тыс. лет назад. Это был кульминационный момент - исчезновение суши между материками и прекращение сухопутных связей фауны и флоры. Открытие пролива Шпанберга состоялось около 13 тыс. лет назад, когда берингийскими водами был преодолен порог суши на глубине -32 м. С этим событием связано проникновение в узкую горловину Берингова пролива относительно теплых прибрежных вод южной Аляски, опресненных обильным континентальным стоком.

Начало нормального, близкого нынешнему, функционирования пролива произошло в самом конце позднего плейстоцена, около 11.5 тыс. лет назад. Уровень океана в это время находился у отметок порядка -20... -15 м, а конфигурация побережья пролива была близкой к современной. По-видимому, с этой эпохи начался заметный «обогрев» побережий Берингова моря и северного побережья Аляски относительно теплыми водами Берингова моря. Максимальная глубина и ширина пролива были в голоценовый максимум (около 7-5 тыс. лет назад), когда уровень океана на несколько метров превышал современный, а его воды затопляли низменное побережье Аляски и Чукотки с образованием низкой (2-3 м) морской террасы и выработкой клифов в гористых берегах.

Интересно проследить изменение состава вод от стадии эстуария до этапа функционирования пролива, близкого нынешнему. Постепенно, с увеличением глубины в центральной части бассейна, происходило застаивание холодных и соленых зимних вод, о чем свидетельствует наличие в осадках этого времени высокоарктического сообщества фораминифер на тонких, илистых грунтах (Spiroplectammina biformis, Pseudobolivina torquata, Eggerella advena) [McManus et al., 1983]. Летнее распреснение уже не затрагивало всей толщи воды. Ныне подобные сообщества развиты на внешнем шельфе восточноарктических морей и связаны с современной высокоарктической водной массой (-1.5 ... -1.7°С, около 34‰). После образования Анадырского пролива в морских верхнеплейстоценовых осадках, вскрытых скважинами в районе Берингова пролива, отмечены фораминиферы низкоарктического шельфового сообщества Берингова моря. Подобные сообщества и ныне развиты на северном беринговоморском шельфе, где они ассоциированы с его водной массой (-1.5 ... -0.5°С зимой, 2-4°С летом, соленость 32.4-32.8‰) [MacGinitie, 1959]. Однако влияние этих вод, по-видимому, было ограничено зоной, близлежащей к проливу.

После открытия пролива Шпанберга сформировалась аляскинская водная масса (соленость около 31‰, летний прогрев до 10°С). В это время низкоарктическое сообщество фораминифер (Eggerella advena, Reophax arctica) занимало большую часть шельфа [McManus et al., 1983], и только в районе банки Геральд располагались высокоарктические воды. Послеледниковое открытие Берингова пролива обусловило и резкое увеличение численности диатомей в осадках Чукотского моря (на 2 порядка и более) [Полякова, 1989].

Изложенное позволяет заключить:

Начиная с позднего миоцена Берингов пролив, соединявший Полярный бассейн с Тихим океаном, функционировал не менее 6 раз (рис. 2). Наиболее крупной эпохой существования пролива была плиоценовая, в основном обусловленная блоково-разрывными неотектоническими движениями. Образование пролива в эоплейстоцен-плейстоцене в значительной степени вызвано гляциоэвстатическими причинами.

Последнее (послеледниковое) раскрытие пролива, обусловленное исключительно гляциоэвстатическими факторами, осуществлялось стадиально: 1 - открытие Берингова пролива и затопление 50-метрового порога (-52 м абс. высоты) около 15 тыс. лет назад, заполнение его холодными, опресненными водами Чукотского моря; 2 - открытие Анадырского пролива, затопление порога -46 м около 14 тыс. лет назад, установление циркуляции между Чукотским морем и Анадырским заливом; 3 - открытие пролива Шпанберга, затопление порога -32 м около 13 тыс. лет назад, проникновение южноаляскинских вод; 4 - функционирование пролива, близкое к настоящему, затопление 20-метрового порога около 11.5 тыс. лет назад; 5 - максимальное раскрытие пролива, глубины на 2-3 м больше современной 7-5 тыс. лет назад; 6 - настоящее состояние и современный гидрологический режим, с 3-2 тыс. лет назад.

Основная роль Берингова пролива в новейшей истории региона состоит в сглаживании гидрологических, климатических и ландшафтных контрастов Берингийского сектора Арктики и Северной Пацифики и регулировании расселения морской и сухопутной биот.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Арктический шельф Евразии в позднечетвертичное время. М.: Наука, 1987. 277 с.

2. Баселян А.Э., Баринов К.Б., Орешкина Т.В. и др. Плиоценовые трансгрессии Берингова моря // Палеогеография и биостратиграфия плиоцена и антропогена. Сб. докладов к XII Конгрессу ИНКВА, ГИН АН СССР. М„ 1991. С. 5 - 24.

3. Гладенков Ю.Б. Морской верхний кайнозой северных районов. М.: Наука, 1978. 194 с.

4. Гладенков Ю.Б., Нортон П., Спайнк Г. Верхний кайнозой Исландии. М.: Наука, 1980. 116 с.

5. Гопкинс Д.М. История уровня моря в Берингии за последние 250 000 лет // Берингия в кайнозое. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1976. С. 9 - 27.

6. Детальное расчленение неогена Камчатки // Труды Геол. ин-та РАН. М.: Наука, 1992. Вып. 478. 205 с.

7. Дунаев Н.Н. Морфоструктура Берингова пролива // Геология и геоморфология шельфов и материковых склонов. М.: Наука, 1985. С. 77 - 85.

8. Иванов В.Ф. Четвертичные отложения побережья Восточной Чукотки. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1986. 139 с.

9. Кафанов А.И. О статусе Арктической морской биогеографической области (по палеонтологическим данным) // Палеоэкология сообществ морских беспозвоночных. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1979. С. 100 -128.

10. Коучмен Л.К., Огорд К., Трипп Р.В. Берингов пролив. JL: Гидрометеоиздат, 1979. 199 с.

11. Лисицын А.П. Процессы современного осадкообразования в Беринговом море. М.: Наука, 1966. 547 с.

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

13. Наймарк А.Л. Поверхности выравнивания северной и центральной Аляски // Новейшая тектоника, новейшие отложения и человек. М.: Изд-во МГУ, 1980.           Вып. 7. С. 73 -109.

14. Павлидис Ю.А. Шельф Мирового океана. М.: Наука, 1992. 272 с.

15. Павлидис Ю.А., Ионин А.С., Медведев B.C. Палеогеография позднего вюрма шельфа Берингии // Геология и геоморфология шельфов и материковых склонов. М.: Наука, 1985. С. 65-76.

16. Петров О.М. Геологическая история Берингова пролива в позднем кайнозое // Берингия в кайнозое. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1976. С. 28-33.

17. Плахотник А.Ф. О водообмене Берингова моря // Тр. ВНИРО. 1962. Т. 46. С. 185-189.

18. Полякова Е.И. Стратиграфия донных осадков Чукотского моря и палеогеографические условия их накопления // Геология континентальной террасы окраинных и внутренних морей. М.: Изд-во МГУ, 1989. С. 136 -149.

19. Саидова Х.М. Стратиграфия и палеогеография Чукотского моря и Берингова пролива по фораминиферам // Проблемы геоморфологии, литологии и литодинамики шельфа. М.: Наука, 1982. С. 92-115.

20. Скарлато О.Л. Двустворчатые моллюски умеренных вод северо-западной части Тихого океана. Л.: Наука, 1981. 479 с.

21. Durham J.W., MacNeil F.S. Cenozoic migrations of marine invertebrates through the Bering strait region // The Bering Land bridge, Stanford University press, 1967. P. 326-349.

22. Knebel H.J., Creager A.S., Echols R.A. Holocene sedimentary framework, east-central Bering sea continental shelf // Marine geology and oceanography of the Arctic seas. Berlin, Springer, 1974. P. 157-172.

23. MacGinitie N. Marine mollusca of Point Barrow, Alaska // Proc. of US Nat. museum. 1959. V. 109. № 3412. P. 59-208.

24. McManus D.A., Creager A.S., Echols R.A., Holmes M.J. The Holocene transgression of the Arctic flanks of Beringia: Chukchi valley to Chukchi estuary to Chukchi sea // Quaternary coastlines and marine archaeology. London. Acad. Press, 1983. P. 365-388.

25. MacNeil F.S. Evolution and distribution of Genus Mya and Tertiary migrations of Mollusca // US GS Prof, papers, 483-C. 1965. 51р.

26. Repenning С.A. New evidence for the age of the Gubik formation, Alaskan North Slope // Quaternary research. 1983. V. 19. № 3. P. 356-372.

27. Sanchetta C. Effect of Pleistocene glaciation upon oceanographic characteristics of the North Pacific ocean and Bering sea // Deep-sea research. 1983. V. 30. N. 8a. P. 851-869.

Recent Bering Strait History

A.A. Svitoch, E.E. Taldenkova

Since its opening in the Neogene the Bering Strait appeared at least 6 times. The most long-lasting epoch of its existence were the Pliocene one. The latest (post-glacial) opening of the strait caused by glacial eustatic sea level increase consisted of several successive stages: opening of the Bering Strait, the Anadyr Strait and the Shpanberg Strait. The size of the strait reached its maximum during the Holocene optimum, while the modern water circulation started about 3-2 thousand years ago.