Выполненное в последние годы непрерывное сейсмоакустическое профилирование (НСП) в Баренцевом и Карском морях, материалы донного опробования и морского бурения позволяют наметить основные этапы развития рельефа этого региона в кайнозое. В ряде случаев интерпретация геофизических данных подтверждается сопоставлением сейсмогеологических разрезов шельфа с соответствующими стратиграфическими подразделениями прилегающей суши.

Почти повсеместно распространенная на шельфе терригенная толща неоген-четвертичных отложений с угловым несогласием и глубоким размывом ложится на эродированную поверхность коренных пород, охватывающих возрастной диапазон от докембрия до мела - палеогена включительно. Границы региональных эрозионных несогласий, фрагментарно установленные на сейсмограммах в пределах верхнекайнозойского чехла, соответствуют этапам формирования субаэрального рельефа, ныне погребенного. Подошва неоген-четвертичных осадков совпадает с отражающими горизонтами Д₁ и Д₂, которые условно сопоставляются соответственно с подошвами неогена и плейстоцена. Кровля плейстоценовых отложений сопоставляется с отражающим горизонтом E₁ (подошва голоцена) или же, когда мощность голоценовых осадков меньше разрешающей способности метода НСП, с границей Е₂ (поверхность современного морского дна).

В результате обобщения материалов более 60 000 пог. км НСП, около 2000 грунтовых колонок, вскрывших кровлю плейстоценовых отложений, и свыше 300 скважин картировочного бурения на побережьях и акватории были составлены карты современного положения доплиоценового (позднемиоценового) и доголоценового (позднеплейстоценового) рельефа Баренцево-Карского шельфа и прилегающей суши. Они представлены соответственно на рис. 1 и 2. Их сопоставление вместе с анализом установленных методом НСП мощностей верхнекайнозойского (плиоцен-четвертичного) чехла региона и данными о его неотектоническом режиме дает возможность провести геоморфологическое районирование шельфа и наметить основные этапы рельефо- и осадкообразования.

В структурно-тектоническом отношении дно Баренцева и Карского морей охватывает Баренцево-Карскую окраинно-материковую плиту и северные части Западно-Сибирской и Печорской внутриматериковых плит. Пространственно они совпадают с Баренцевским, Печорским, Карским, Западно-Сибирским геоблоками [Красный, 1984], разделенными эпиплатформенными барьерными орогенами Пай-Хоя, Новой Земли и Тимана [Моря…, 1984]. На юге окраинно-материковая плита граничит с Кольским полуостровом и Таймыром, входящими в пояс пограничных орогенов Арктической геодепрессии [Моря…, 1984], а внешними границами плиты служат флексурно-разломные зоны континентальных склонов Норвежско-Гренландского и Евразийского океанических бассейнов. Как часть Арктической геодепрессии Баренцево-Карская окраинно-материковая плита входит в пояс эпиконтинентальных шельфовых бассейнов [Грамберг и др., 1981] и включает Баренцевский и северную часть Западно-Сибирского седиментационного бассейна [Грамберг и др., 1984].

Баренцево-Карская плита характеризуется трехэтажным строением: нижний этаж представлен складчатым основанием плиты эпибайкальского и эпикарельского возраста, промежуточный - осадочными, преимущественно карбонатными формациями палеозоя, а верхний этаж - терригенными формациями верхней перми и мезозоя-кайнозоя [Моря…, 1984]. Ансамбль пограничных орогенов, эпиконтинентальных шельфовых бассейнов и океанических впадин Арктической геодепрессии был образован в два этапа: позднепалеозойско-мезозойского доокеанического и кайнозойского синокеанического [Погребицкий, 1984]. На протяжении последнего сформировались современный рельеф Баренцево-Карского шельфа и чехол коррелятных ему отложений.

По данным НСП, кровля донеогеновых пород Баренцево-Карского шельфа (рис. 2) представляет собой поверхность выравнивания, частично погребенную под чехлом плиоцен-плейстоценовых (нередко лишь верхнеплейстоцен-голоценовых) осадков и разбитую неотектоническими движениями по активизированным древним разломам на ряд отдельных блоков. На сейсмограммах повсеместно прослеживаются расчлененные эрозией фрагменты этой поверхности выравнивания. Ее формирование на шельфе заключено во временные рамки между окончанием позднемезозойской эвстатической трансгрессии с максимумом 100- 200 м выше современного уровня моря [Найдин, 1985] и первыми проявлениями неотектонической активности в регионе. По аналогии с континентальным обрамлением эпоха пенепленизации на шельфе датируется палеогеном. Период интенсивного воздымания и эрозионного расчленения поверхности выравнивания продолжался с начала неотектонического этапа до времени формирования первых достоверных морских осадков на шельфе в новейшее время, т.е. с конца олигоцена до плиоцена (в ряде случаев - до плейстоцена). В плиоцен-четвертичное время в течение нескольких трансгрессивно-регрессивных циклов происходило формирование современного рельефа и чехла ледниковых и морских отложений на шельфе.

В соответствии с особенностями современного и погребенного рельефа в пределах акватории выделяются четыре геоморфологические провинции. Первая охватывает северные части Западно-Сибирской и Печорской внутриматериковых плит, ныне опущенные ниже уровня моря. Остальные три относятся к Баренцево-Карской окраинно-материковой плите. С известной долей условности провинции могут быть названы: 1) внутренней шельфовой; 2) средней шельфовой; 3) внешней шельфовой и 4) окраинно-шельфовой, включающей зону приокеанических [Зархидзе и Красножен, 1984] или окраинно-шельфовых поднятий [Погребицкий, 1984]. Последние две провинции отнесены Ю.Н. Кулаковым к современной зоне океанизации.

Внутренняя шельфовая провинция охватывает дно Печорского и часть Карского морей между Ямалом и Новой Землей. Для нее характерно продолжение с суши на современный шельф морфоструктур Печорской и Западно-Сибирской внутриматериковых плит. Глубины моря обычно не превышают 100- 125 м ; современные отметки доплиоценового рельефа колеблются от -50-100 до -200- 300 м при мощностях плиоцен-четвертичного чехла от 10-25 до 150- 250 м на продолжении с суши унаследованных поднятий и прогибов соответственно. Исключением является Восточно-Новоземельский желоб, где глубины моря достигают 400 м и более, а на сейсмограммах под маломощным слоем современных осадков устанавливаются меловые породы, свидетельствующие о недавней инверсии рельефа. В целом в пределах внутренней шельфовой провинции развит аккумулятивный и денудационно-аккумулятивный рельеф, где присутствуют формы морского, а вдоль побережий Новой Земли и Пай-Хоя - ледниково-морского генезиса.

Средняя шельфовая провинция принадлежит окраинно-материковой плите и обрамляет, с одной стороны, пограничные (Кольский полуостров, Таймыр) и барьерные (Новая Земля) орогены и выступы складчатого основания, а с другой - внутриматериковые плиты. Современные глубины моря составляют 0- 100 м , в тех случаях, когда береговая линия осложнена сбросом - 150- 200 м . Отметки доплиоценового (дочетвертичного?) рельефа не опускаются ниже -200- 225 м . Мощности верхнекайнозойских отложений колеблются от 0- 10 м на подводных склонах орогенов и щитов до 50- 100 м в зонах сочленения Баренцево-Карской и внутриматериковых плит. Соответственно макрорельеф может быть охарактеризован как денудационный и денудационно-тектонический в пределах узкого прибрежья Кольского полуострова, поднятия Адмиралтейства и Таймырского мелководья, а также как эрозионно-аккумулятивный на Канинском мелководье и Гусиной банке. В провинции среднего шельфа на сейсмограммах нередко фиксируются наложенные мезоформы рельефа ледникового генезиса - конечные морены высотой до 25- 30 м , вытянутые субпараллельно берегу или границам внутришельфовых возвышенностей.

Современным выражением внешней шельфовой провинции служит система унаследованных прогибов и впадин, протягивающаяся с юго-запада от Нордкапского и Медвежинского желобов через Южно-Баренцевскую, Центральную и Северо-Баренцевскую впадины на северо-восток в пределы Карского моря, к прогибам Шмидта и Уединения. Отдельные впадины и прогибы отделены друг от друга валообразными поднятиями и седловинами. Глубины морского дна внешнего шельфа колеблются от 100-200 до 350- 400 м , а отметки современного положения доплиоценового рельефа от -180 до -400- 500 м соответственно на поднятиях и прогибах. Мощности плиоцен-четвертичного чехла в среднем составляют 30- 50 м , в осевых частях прогибов до 200 м . Макрорельеф - денудационно-аккумулятивный при четком неотектоническом контроле зон новейшей седиментации. Генезис мезоформ рельефа - преимущественно морской во впадинах и ледниковый, ледниково-морской - на поднятиях.

Окраинно-шельфовая провинция протягивается вдоль континентального склона Евразийского бассейна Северного Ледовитого океана и фиксируется сводово-купольными поднятиями архипелагов Шпицберген, Земля Франца-Иосифа и Северная Земля, а также подводным плато о-ва Ушакова. Они представляют собой активизированные и высоко поднятые в новейшее время (до + 500 + 1500 м ) блоки окраинно-материковой плиты, рассеченные грабенообразными желобами Стуре, Франц-Виктория, Святой Анны и Воронина. Борта желобов на сейсмограммах «срезают» различные отражающие горизонты и приурочены к новейшим дизъюнктивам. Глубины моря в грабенах-желобах достигают 500- 700 м ; зачастую под голоценовыми илами грунтовыми трубками вскрываются меловые породы (сеноман) [Махотина, 1982]. Это свидетельствует о молодости грабен-желобов, которые являются морфоструктурами новейшего некомпенсированного опускания, наложенными на древний тектонический план. Современная тектоническая активность грабен-желобов и окраинных архипелагов подтверждается приуроченными к ним очагами землетрясений магнитудой до 4-6 баллов. Глубокие (до 300- 500 м ) фиорды окраинных архипелагов, заложенные по активизированным на неотектоническом этапе разломам и переуглубленные четвертичными ледниками, ортогональны бортам грабен-желобов и морфоструктурно им подчинены; в свою очередь наблюдается пространственная зависимость последних от направлений трансформных разломов срединно-океанического хребта Гаккеля. Рельеф окраинно-шельфовой провинции структурно-тектонический при выраженных чертах гляциоморфоскульптуры на островах и подводных возвышенностях.

Выделенные шельфовые провинции характеризуются собственными чертами геоморфологического развития в кайнозое, ведущим фактором которого являлся неотектонический режим окраинно-материковой и внутриматериковых плит.

Палеоцен-эоценовый этап. На рубеже мела и палеогена обширная область сноса, располагавшаяся в мезозое на месте Евразийского глубоководного бассейна, испытала рифтогенную инверсию [Моря…, 1984], и в кайнозое Баренцево-Карская плита представляла собой периодически осушаемый шельф двух океанов: более древнего Норвежско-Гренландского и формирующегося Северного Ледовитого. Вслед за датско-палеоценовой фазой активизации пограничных орогенов [Погребицкий, 1984] последовала тектонически спокойная эпоха развития шельфа в палеоцене и эоцене, выразившаяся в повсеместной планации рельефа. На Кольском полуострове шло образование глинистых и глинисто-дресвянистых каолинитовых кор выветривания мощностью до 25- 30 м и более [Киселев, 1986].

Морские условия господствовали на юге Карского моря, в пределах современной внутренней шельфовой провинции, где сейсмическими работами выделена палеоцен-эоценовая (?) морская толща мощностью 0,7- 1,0 км [Моря…, 1984]. Видимо, трансгрессия распространялась из Западно-Сибирского бассейна, где мощности кремнисто-глинистых формаций палеоцена и эоцена увеличиваются с севера на юг. Собственно шельфовые провинции на данном этапе представляли пенепленизированную сушу. Морские осадки накапливались лишь в прогибах западной окраины шельфа, сообщавшихся с Норвежско-Гренландским бассейном; в Нордкапском прогибе и Южно-Баренцевской впадине по сейсморазведочным данным предполагается толща палеогеновых отложений мощностью 0,4- 1,0 км [Моря…, 1984]. Терригенная толща палеогеновых песчаников, алевролитов и аргиллитов в Западно-Шпицбергенском прогибе архипелага Шпицберген достигает мощности 2,5 км . Связи этих бассейнов с Северным Ледовитым океаном, очевидно, не существовало.

Возможно, в конце этапа на шельфе имела место трансгрессия, достигавшая северного Таймыра [Слободин и др., 1986]. На ее существование указывает повсеместное присутствие в грунтовых колонках морского дна эоценовых диатомей. Впоследствии осадки этой трансгрессии в пределах современного шельфа были почти полностью уничтожены денудационными процессами на неотектоническом этапе.

Олигоцен-миоценовый этап. Начало неотектонического этапа на шельфе характеризовалось восходящими движениями и интенсивной эрозионной деятельностью. Видимо, это явилось следствием того, что в олигоцене - миоцене волна тектонической активности, зародившись в орогенном поясе, переместилась к глубоководному ядру геодепрессии [Погребицкий, 1984]. Северный край шельфа испытывает обрушение, формируется Шпицбергенско-Североземельский континентальный склон. К западу от Шпицбергена, у континентального склона Норвежско-Гренландского бассейна продолжалось образование мощного (несколько км) проградационного клина кайнозойских осадков, где установленные сейсмическими работами границы несогласий датируются поздним олигоценом и поздним миоценом [Батурин, 1986].

На севере Западно-Сибирского бассейна накапливались лигнитоносные осадки некрасовской серии [Рагозин, 1984], разрез которой венчают угленосные пески и алевриты нижнесреднемиоценовой абросимовской свиты [Зайонц и др., 1986]. За исключением внутренней шельфовой провинции, на шельфе в субаэральных условиях шла активная экзогенная переработка рельефа, расчлененного неотектоническими движениями. На Кольском полуострове образовывались локальные коры выветривания гидрослюдистого типа [Киселев, 1986]. В пределах окраинно-шельфовой провинции формировались континентальные миоценовые гравийно-песчаные отложения, объединяемые в формацию Бофорт на Канадском архипелаге и известные на о-ве Комсомолец Северной Земли и о-ве Гофмана Земли Франца-Иосифа [Моря…, 1984].

Своего максимума воздымание региона достигло в позднем миоцене, 6-7 млн. лет назад; это событие совпало с глобальной мессинской регрессией, когда уровень моря упал до -250 - 300 м [Суздальский, 1976]. Сток разветвленной речной сети, сформировавшейся на шельфе, осуществлялся из возвышенных областей суши и окраинно-шельфовой провинции через систему прогибов внешнего шельфа на запад к Норвежско-Гренландскому бассейну. На сейсмограммах древнейшие палеоврезы в кровле донеогеновых пород зафиксированы до абс. отм. -500 -550 м . На Кольском шельфе методом НСП закартирована древняя дельта такой палеореки [Самойлович, 1982].

Плиоцен-плейстоценовый этап. Проникновение морской трансгрессии в районы Баренцево-Карского шельфа на данном этапе было связано с тем, что максимум тектонической активности в плиоцене-плейстоцене вновь проявился в поясе пограничных и барьерных орогенов [Погребицкий, 1984], где мощными поднятиями оказались охвачены Кольский полуостров, Таймыр и Новая Земля. В то же время окраинно-материковая плита, в пределах которой накапливались преимущественно ледниково-морские и морские осадки, испытывала, очевидно, в основном нисходящие движения.

В терригенной толще плиоцен-четвертичных отложений на юге Баренцево-Карского шельфа советскими исследователями выделяются от трех [Яшин и др., 1985], четырех [Старовойтов и др., 1987] до пяти [Крапивнер и др., 1986] и даже девяти [Самойлович и Скоробогатько, 1986] сейсмостратиграфических комплексов. Древнейшие из них сопоставляются с нижним и верхним плиоценом и распространены в пределах внутренней шельфовой провинции и частично на внешнем шельфе во впадинах позднемиоценового рельефа. В ряде случаев неогеновый возраст морских осадков подтвержден анализом микрофауны [Слободин и др., 1986]. На западе Баренцева моря норвежские геологи выделяют четыре новейших сейсмостратиграфических комплекса, нижний из которых датируется после-среднеплиоценовым временем [Solheim & Kristoffersen, 1984]. На прилегающей суше в эпоху плиоценовой трансгрессии формировались нижнеплиоценовые (?) отложения усть-соленинской, малообской и колвинской свит соответственно в Усть-Енисейском, Нижнеобском и Тимано-Уральском регионах, а также верхнеплиоценовые (?) отложения низов кочоской серии в Западной Сибири и падимейской серии в бассейне р. Печоры.

В периоды регрессий среднего плиоцена и рубежа плиоцена / плейстоцена на шельфе происходило новое врезание палеорек, долины которых зафиксированы на сейсмограммах в подошвах каждого из новейших сейсмостратиграфических комплексов. Распределение палеоврезов на шельфе свидетельствует, что речной сток осуществлялся как на запад, так и на север, и в окраинно-шельфовой провинции речные долины прорезали морфологически еще не оформленные впадины грабен-желобов.

Четвертичные эпохи межледниковий характеризовались абразионно-аккумулятивными процессами рельефообразования в провинциях среднего и внешнего шельфа, а также в пределах внутренней шельфовой провинции и прилегающей суши. В период максимума неотектонического прогибания региона море заливало значительные пространства севера Евразии [Данилов, 1984], где были сформированы морские террасы, впоследствии поднятые новейшими движениями до абс. отм. + 200 + 240 м .

Напротив, в эпохи четвертичных гляциоэвстатических регрессий на шельфе развивалось обширное оледенение, центрами которого служили материковые орогены и окраинные архипелаги. Методом НСП на шельфе установлены локальные конечно-моренные гряды до современных глубин 150- 200 м . В Центральной впадине, на Мурманской возвышенности и других участках внешнего шельфа на сейсмограммах зафиксированы рельефообразующие ледниково-морские (?) осадки в виде акустически прозрачных толщ мощностью 30- 40 м [Старовойтов и др., 1987]. После окончания раннесреднечетвертичной трансгрессии наступило время максимального распространения ледников на шельфе, переуплотнивших более древние морские отложения и эродировавших дочетвертичный рельеф. По аналогии с днепровско-московским оледенением на Русской равнине и самаровским в приуральском и приенисейском районах Западной Сибири наибольшее оледенение шельфа предполагается во второй половине среднего плейстоцена.

В начале позднего плейстоцена бореальная (казанцевская) трансгрессия распространилась на все провинции Баренцево-Карского шельфа. Северные его части впервые в кайнозое вступили в область морского осадконакопления; грунтовыми трубками там вскрыты лишь верхнеплейстоценовые осадки. В южных частях акватории и на палеошельфе казанцевские и каргинские отложения отражают регрессивную фазу трансгрессии, слагая соответственно 35-40 и 18-20-метровые террасы в бассейне р. Печоры [Крапивнер, 1976] и 45-65 и 22-35-метровые террасы на п-ове Ямал [Трофимов и др., 1985]. На п-ове Канин слоистые пески с бореальным комплексом моллюсков встречены на высотах 120- 140 м .

Позднеплейстоцен-голоценовый этап. В конце позднего плейстоцена Баренцево-Карский шельф испытал мощное воздымание, совпавшее с сартанской гляциоэвстатической регрессией до абс. отм. -120 м (18 000 лет назад). Выраженные в подводном рельефе конечно-моренные гряды последней генерации зафиксированы методом НСП и эхолотированием вдоль Кольского полуострова, Новой Земли, на Медвежинско-Надеждинском мелководье, Центральной возвышенности, поднятии Адмиралтейства, Гусиной банке, плато Персея и у берегов Шпицбергена и Земли Франца-Иосифа. Средний шельф и приокеанические поднятия окраинно-шельфовой провинции подверглись вновь экзарационно-аккумулятивному воздействию ледников. Во впадинах внешнего шельфа, где донным пробоотбором установлен непрерывный разрез плейстоцена - голоцена, продолжалось ледово- и ледниково-морское осадконакопление. Это опровергает модель панарктического оледенения М.Г. Гросвальда [1983], подвергнутую уже убедительной критике [Матишов, 1984 и др.].

Перестройка неотектонического плана Баренцево-Карского шельфа в сартанское время привела к резкой дифференциации блоковых движений. В поздне- и послеледниковое время крупные положительные морфоструктуры региона были вовлечены в процессы поднятия, а отрицательные испытали мощное опускание. Высоты послеледниковых морских террас составляют 82 м на Шпицбергене, 35 м на Земле Франца-Иосифа и первые метры на Северной Земле. Они убывают с запада на восток и на прилегающей материковой суше, достигая 110 м на Кольском полуострове, 12-16 в Тимано-Уральском регионе [Данилов, 1984], 14-20 на Ямале [Трофимов и др.. 1975] и до 7 м на Таймыре. Волна неотектонической активности, усиленная гляциоизостатической составляющей, затухает с запада на восток.

На данном этапе единая прежде суша в пределах окраинно-шельфовой провинции распалась на ряд архипелагов. Начало опускания грабен-желобов датируется поздним плейстоценом [Махотина, 1982] или даже средним голоценом, когда в желобе Св. Анны мелководные комплексы фораминифер сменились глубоководными [Слободин и Таманова, 1972]. Катастрофические скорости прогибания грабен-желобов позволяют предположить, что в голоцене максимум тектонической активности вновь проявляется на континентальном склоне; на данном этапе происходит его интенсивная деструкция как за счет активного сбросообразования, так и путем экзогенной деятельности мутьевых потоков [Ласточкин и Федоров, 1978] и проявления гравитационных процессов.

Послеледниковая эвстатическая трансгрессия привела к консервации субаэральной морфоскульптуры донного рельефа на глубинах свыше 20- 25 м и ее уничтожению за счет абразионно-аккумулятивного воздействия в прибрежной зоне. В голоцене были сформированы морские аккумулятивные мезо- и микроформы рельефа, зафиксированные сейсмоакустическим профилированием и эхолотированием на участках дна с активным гидродинамическим режимом.

ЛИТЕРАТУРА

1. Батурин Д.Г. Западная континентальная окраина архипелага Шпицберген. Тектоника и седиментация // Геология осадочного чехла архипелага Шпицберген. Л.: Изд-во ПГО «Севморгеология», 1986. С. 125-135.

2. Грамберг И.С., Лопатин Б.Г., Погребицкий Ю.Е. Новое в геологии Арктических морей // Вестник АН СССР. 1981. № 2. С. 84-90.

3. Грамберг И.С., Кулаков Ю.Н., Погребицкий Ю.Е., Сороков Д.С. Арктический нефтегазоносный супербассейн // Нефтегазоносность Мирового океана. Л.: Изд-во ПГО «Севморгеология», 1984. С. 7-21.

4. Гросвальд М.Г. Покровные ледники континентальных шельфов. М.: Наука, 1983. 216 с.

5. Данилов И.Д. Палеогеография Арктического шельфа Евразии и прилегающих равнин в позднем кайнозое // Возраст и генезис переуглублений на шельфах и история речных долин. М.: Наука, 1984. С. 37-42.

6. Зайонц И.Л., Демус С.И., Федоров В.В. Стратиграфия кайнозоя севера Западной Сибири // Кайнозой шельфа и островов Советской Арктики. Л.: Изд-во ПГО «Севморгеология», 1986. С. 90-99.

7. Зархидзе В.С., Красножен А.С. Опыт комплексного использования геолого-геофизических данных, батиметрии и космических снимков при морфоструктурном анализе Западно-Арктического шельфа // Космогеологические методы исследования в Арктике. Л.: Изд-во ПГО «Севморгеология», 1984. С. 84-93.

8. Киселев И.И. Строение и условия формирования кайнозойских образований юго-западного обрамления Баренцева моря. // Кайнозой шельфа и островов Советской Арктики. Л.: Изд-во ПГО «Севморгеология», 1986. С. 27-34.

9. Крапивнер Р.Б. Стратиграфия новейших отложений бассейна р. Печоры от Камо-Печоро-Вычегодского водораздела до устья р. Цильмы // Вопросы стратиграфии и корреляции плиоценовых и плейстоценовых отложений северной и южной частей Предуралья. Уфа, 1976. С. 90-141.

10. Крапивнер Р.Б., Гриценко И.И., Костюхин А.И. Сейсмостратиграфия новейших отложений Южно-Баренцевского региона // Кайнозой шельфа и островов Советской Арктики. Л.: Изд-во ПГО «Севморгеология», 1986. С. 7-14.

11. Красный Л.И. Глобальная система геоблоков. Л.: Недра, 1984. 224 с.

12. Ласточкин А.Н., Федоров Б.Г. Рельеф и новейшая история северного шельфа // Геоморфология. 1978. № 3. С. 19-27.

13. Матишов Г.Г. Дно океана в ледниковый период. Л.: Наука, 1984. 176 с.

14. Махотина Г.П. Особенности развития и строения новейшей структуры Баренцево-Карского шельфа // Стратиграфия позднего кайнозоя Арктики. Л.: Изд-во ПГО «Севморгеология», 1982. С. 9-15.

15. Моря Советской Арктики // Геологическое строение СССР и закономерности размещения полезных ископаемых. Т. 9 / Под ред.  Грамберга И.С, Погребицкого Ю.Е. Л.: Недра, 1984. 280 с.

16. Найдин Д.П. Уровень Мирового океана в конце мезозоя // Вестник МГУ. Сер. 4. Геология. 1985. № 3. С. 12-22.

17. Погребицкий Ю.Е. Переходные зоны «Материк-океан» в геодинамической системе Северного Ледовитого океана // Доклады 27-го МГК- Т. 7. 1984. С. 29-37.

18. Рагозин Л.А. Эпизоды тектогенеза неотектонического этапа Западной Сибири // Геотектоника. 1984. № 6. С. 98-107.

19. Самойлович Ю.Г. Погребенная речная сеть на акватории Кольского шельфа // Стратиграфия и палеогеография позднего кайнозоя Арктики. Л.: Изд-во ПГО «Севморгеология», 1982. С. 5-9.

20. Самойлович Ю.Г., Скоробогатько А.В. Стратиграфическое расчленение новейших отложений Кольского шельфа // Кайнозой шельфа и островов Советской Арктики. Л.: Изд-во ПГО Севморгеология, 1986. С. 15-22.

21. Слободин В.Я., Таманова С.В. Комплексы фораминифер из донных осадков Карского моря и их значение для изучения режима новейших движений // Новейшая тектоника и палеогеография Советской Арктики в связи с оценкой минеральных ресурсов. Л.: Изд-во НИИГА, 1972. С. 23-35.

22. Слободин В.Я., Степанова Г.В., Шилов В.В., Шнейдер Г.В. Стратиграфия и палеогеография кайнозоя Северного Таймыра // Кайнозой шельфа и островов Советской Арктики. Л.: Изд-во ПГО «Севморгеология», 1986. С. 110-113.

23. Старовойтов А.В., Спиридонов М.А., Рыбалко А.Е., Москаленко П.Е. Формирование молодого осадочного покрова юго-восточной части Баренцева моря // Проблемы четвертичной палеоэкологии и палеогеографии северных морей: Тез. докл. 2-й Всесоюз. конф. Апатиты 1987 С. 105-107.

24. Суздальский О.В. Палеогеография арктических морей СССР в неогене и плейстоцене. Л.: Наука, 1976. 111 с.

25. Трофимов В.Т., Баду Ю.Б., Кудряшов В.Г., Фирсов Н.Г. Полуостров Ямал (инженерно-геологический очерк). М.: Изд-во МГУ, 1975. 278 с.

26. Яшин Д.С., Мельницкий В.Е., Кириллов О.В. Строение и вещественный состав донных отложений Баренцева моря // Геологическое строение Баренцево-Карского шельфа. Л.: Изд-во ПГО «Севморгеология», 1985. С. 101-115.

27. Solheim A., Kristoffersen Y. Sediments above the upper regional unconformity, thickness, seismic stratigraphy and outline of the glacial history // Norsk Polarinstitute, Skrifter. 1984. Nr. 179b. P. 2-25.

THE CENOZOIC EVOLUTION OF THE RELIEF OF THE BARENTS AND KARA SEAS SHELVES

MUSATOV E.E.

Summary

General features of the Cenozoic evolution of the Barents and Kara seas floor relief are considered. The maps have been compiled showing the present position of the Late Miocene (pre-Pliocene) and Late Pleistocene (pre-Holocene) relief on the Barents and Kara shelves. The leading part of the neotectonics in the formation of the relief and correlate sediments is argued. The principal stages of relief formation and sedimentation through the Cenozoic are shown to correspond to certain phases of the tectonic evolution of Arctic geodepression.