Формирование осадочного чехла шельфа арктических морей в позднем кайнозое тесно связано с процессами гляциоэвстатических колебаний уровня Мирового океана, охвативших в силу исключительной отлогости арктического шельфа громадные пространства. В течение позднего кайнозоя уровень арктических морей неоднократно понижался до отметок внешнего шельфа, более того, не все трансгрессии достигали или превышали современный уровень. Этот цикл открывает глубокая регрессия на рубеже миоцена и плиоцена, проявившаяся в пределах всего северного шельфа Евразии. Устанавливаются также следы значительной регрессии, по времени отвечающей последнему средненеоплейстоценовому похолоданию (186-127 т.л.), которые сохранились на внешнем шельфе Чукотского моря. Наиболее глубокая береговая линия этого возраста сохранилась на глубине 135 м [Хопкинс, 1976]. Регрессия раннего валдая (90-57 т.л.) достигала -20 - -30 м ., однако в период последнего ледникового максимума (23-11,5 т.л.) понижение уровня моря, составляло 100 м и более, что привело к осушению шельфа в полосе сотен километров.

Значительные перемещения береговой зоны обусловили массовые перемещения обломочного материала. В начале позднего кайнозоя происходит удлинение и сокращение долинных систем, сопровождавшееся их перестройкой, распадом ранее существовавших и возникновением новых гидрографических узлов. Эти системы вовлекали в переработку различные комплексы пород и осадков. На этом фоне происходило постепенное сокращение роли пород складчатого основания и кор выветривания при возрастающей роли осадков, формировавшихся в холодных ледовых и перигляциальных обстановках, в том числе собственно ледниковых и водно-ледниковых осадков и пород ледово-лёссового комплекса. В этот же период начинает формироваться криолитозона.

Уже в плиоцене на Баренцево-Карском шельфе накаливались большие объемы мореноподобных осадков, которые оказывали блокирующее влияние на формирование речного стока, а основную роль в движении осадочных масс начинают играть гляциальные и флювиогляциальные потоки. В трансгрессивные эпохи происходит разнос тонкого материала различного вида течениями и волнением.

Предполагается, что в первой половине плиоцена долины Пра-Лены, Пра-Омолоя, Пра-Яны, Пра-Индигирки в это время удлинялись по сравнению с современными более чем на 1000 км . В пределах Чукотской впадины главной являлась р. Кобук, суммарной протяженностью более 1500 км . Реки, берущие начало с северных склонов Чукотского нагорья, по-видимому, сливались в единую систему, главным руслом которой являлся Пра-Ванкарем протяженностью около 700 км [Атлас…, 1991].

Во второй половине среднего неоплейстоцена выдвинутые на 200- 100 км приморские равнины дренировались несколькими магистральными долинами, в большей и меньшей степени сохранившимися в рельефе современного шельфа. Большинство из них имели ширину до 10- 25 км и весьма выположенный продольный профиль с уклоном в пределах равнинной части 0,00004-0,00005.

В период последнего ледникового максимума (23-11,5 т.л. [Hoek, 2008]) длина долин на Восточно-Арктическом шельфе увеличилась на несколько сотен километров. При этом нарастании отрезки долин использовали ранее существовавшие эрозионные врезы и желоба. Некоторые реки на шельфовом пространстве сливались, образуя крупные долины шириной 80- 90 км . У восточной границы Восточно-Сибирского шельфа сформировалась довольно протяженная долина, главным звеном которой была долина Пра-Чауна. Особенностью этого времени является его скоротечность и, как следствие этого, его катастрофический характер. За короткий срок была дренирована огромная территория шельфа восточной Арктики. В Западной Арктике имели место массовые перемещения значительных объемов пород и осадков на большие расстояния ледниковыми потоками за тот же короткий период.

Неоднократная смена субаэральных и субаквальных условий на огромных шельфовых низменностях современного шельфа и прилегающей суши генерировала возвратно-поступательное движение обломочного материала. В регрессивные стадии за счет развитой долинной сети происходит массовое вовлечение материала в движение в сторону океана. В этот процесс включаются: континентальные образования площадей, которые дренируются реками; пылеватые частицы морских отложений, обнажившиеся после отступания моря и переносимые воздушными массами; аллювиальные и склоновые отложения, вторично вовлекаемые в транзит за счет термоабразии бортов долин речным стоком. В настоящее время эти процессы можно наблюдать в долине р. Маккензи.

В трансгрессивные эпохи наблюдается возвратное движение материала от моря к континенту с аккумуляцией главным образом в пределах береговой зоны, где помимо выноса материала с суши под действием флювиальных и волновых процессов, а также ветрового переноса, наблюдается и обратное перемещение материала со стороны моря, особенно усиливающееся в периоды нагонов.

Своеобразие литодинамики арктических морей сводится к наличию льдов, покрывающих их акваторию большую часть года. Но даже для суровых арктических морей с длительностью стояния ледового покрова более 8 месяцев нельзя исключать из осадочного цикла влияние гидродинамического фактора. Для Западной Арктики известно влияние многочисленных ветвей Нордкапского течения; кроме того, на систему постоянных течений накладываются периодические приливные течения. У южных берегов Баренцева моря высота подъема уровня при приливе достигает 3 и даже 6 м . Характерной чертой гидродинамической циркуляции в Баренцевом море является ее замкнутый характер, вследствие чего тонкий материал не выносится за пределы шельфа [Павлидис и др., 1998]. В Карском море сгонно-нагонные колебания уровня в заливах могут достигать 2 м . В море Лаптевых существует несколько полыньей: Восточно-Североземельская, Таймырская, Ленская и Новосибирская. Их ширина достигает нескольких десятков, а протяженность - многие сотни километров [Гуков, 1999]. В Чукотском море при штормовых ветрах в свободных ото льда районах развиваются ветровые волны высотой до 6,5 м . Вдоль побережья Чукотского полуострова существует Чукотское течение, оно несет холодные распресненные воды Восточно-Сибирского моря к Беринговому проливу. Ледовый перенос играет большую роль в литодинамике этих морей.

В морях с большим периодом ледового покрытия материал береговой термоабразии и материал, выносимый реками, отлагаются преимущественно на подводном береговом склоне. Они способны участвовать в обратном движении к континенту при действии волнения и сгонно-нагонных явлений.

Таким образом, в ледниковые периоды на Западном Арктическом шельфе динамику осадочного материала определяли гляциальные и флювиогляциальные потоки. Разнос материала осуществлялся от центров оледенения. На востоке Арктики основным фактором разноса были флювиальные, долинные системы. В периоды трансгрессий на всей территории шельфовых морей преобладает действие гидродинамического фактора, который формирует возвратно-поступательное движение осадочного материала.

Литература

1. Хопкинс Д.М. История уровня моря в Берингии за последние 250000 лет // Берингия в кайнозое. Владивосток, 1974. С. 9-27.

2. Атлас палеогеографических карт «Шельфы Евразии в мезозое и кайнозое» / Ред. М.Н. Алексеев. Лландидно, 1991.

3. Hoek W. The Last Glacial - Interglacial Transition // Episodes. 2008. V. 31, № 2. P. 236-230.

4. Павлидис Ю.А., Ионин А.С., Щербаков Ф.А. и др. Арктический шельф. Позднечетвертичная история как основа прогноза развития. М.: ГЕОС, 1998. 187 с.

5. Гуков А.Ю. Экосистема Сибирской полыньи. М.: Научный мир, 1999. 334 с.

Ссылка на статью:

Патык-Кара Н.Г., Друщиц В.А. Особенности динамики осадочного материала на шельфе Арктики в позднем кайнозое. Геология полярных областей Земли. Материалы XLII Тектонического совещания. Том 2, 2009, с. 101-104.