СТРАТИГРАФИЯ ПОЗДНЕКАЙНОЗОЙСКИХ ОСАДКОВ ЧУКОТСКОГО МОРЯ ПО РЕЗУЛЬТАТАМ НЕГЛУБОКОГО БУРЕНИЯ

Е.А. Гусев1, И.А. Андреева1, Н.Ю. Аникина2, С.А. Бондаренко1, Л.Г. Деревянко2, Т.С. Клювиткина4, Л.В. Поляк5, Е.И. Полякова4, В.В. Попов3, А.Ю. Степанова6

Скачать *pdf

 

1 ВНИИОкеангеология, г. Санкт-Петербург

2 Горнодобывающая компания «Миреко», г. Сыктывкар

3 ВНИГРИ, г. Санкт-Петербург

4 Географический факультет МГУ, г. Москва

5 Университет штата Огайо, США

6 Палеонтологический институт РАН, г. Москва

 

 

Введение

Шельф Чукотского моря в периоды регрессии являлся частью древней материковой суши, известной как Берингия. В расшифровке истории позднекайнозойского осадконакопления Чукотского шельфа важную роль играет определение периодов раскрытия и закрытия Берингова пролива. Таких этапов, по всей видимости, было несколько, а самое первое соединение вод Северной Пацифики и Северного Ледовитого океана произошло в позднем миоцене-плиоцене [Гладенков и Гладенков, 2004], или даже в среднем миоцене [Полякова, 1997]. Последнее, окончательное соединение вод Северного Ледовитого и Тихого океанов произошло около 10,5 тыс. лет назад [Elias et al., 1997].

Рельеф дна Чукотского моря характеризуется выравненностью и небольшими углами наклона подводных склонов. Между островом Врангеля и побережьем Чукотки глубины моря не превышают 55 м .

В американском секторе Чукотского моря грунтовыми трубками вскрыты голоценовые морские осадки с радиоуглеродными датировками 8 000-14 200 лет [Keigwin et al., 2006; Hill et al., 2007], отложения неустановленного возраста, заполняющие погребенные палеодолины, а также осадочные породы мела [Phillips et al., 1988]. В российском секторе неглубокими скважинами морского бурения в 0,3- 5 км от берега вскрыт двучленный разрез, состоящий из голоценовых морских осадков и подстилающих отложений миоцена-плиоцена [Пуминов, 1981].

В 1978 г . силами Полярной северо-восточной экспедиции Института океанологии им. П.П. Ширшова АН СССР в пределах Чукотского шельфа грунтовыми трубками были вскрыты позднечетвертичные осадки. Наибольшей вскрытой мощности они достигают в центральной части шельфа, где расчленены с помощью микрофаунистического анализа [Саидова, 1994; Полякова, 1997]. В проливе Лонга под полуметровым слоем голоценовых илов были вскрыты уплотненные алевриты, которые были интерпретированы как озерные отложения [Павлидис и др., 1982] нижне-среднеплейстоценового возраста.

В 2006 году в юго-западной части Чукотского моря с борта морского буксира «Шуя» были проведены геологосъемочные работы в пределах листа R-l,2 международной разграфки листов масштаба 1:1 000 000. Использовался как обычный комплекс методов геологической съемки шельфа (сейсмоакустика, сонар, донный пробоотбор с помощью дночерпателя и грунтовой трубки), так и оригинальный буровой комплекс, позволяющий бурить неглубокие (до 50 м по осадку) скважины на мелководье [Калиниченко и др., 2001]. Скважина 1 была пробурена в точке с координатами 69"0'31.8"с.ш., 179"19'12.1" з.д., в 10 км к север-северо-востоку от мыса Шмидта, на глубине моря 37 м , и вскрыла 5,5 м осадков. Скважина 2 была пробурена в точке с координатами 70°33'2.8"с.ш., 179°23'43.3" з.д., в 35 км к югу от южной оконечности о-ва Врангеля, на глубине моря 39 м , и вскрыла 12-метровый разрез.

Полученные в результате бурения керны были сфотографированы и описаны, с выделением литологических комплексов. Из каждого комплекса отбирались пробы для изучения гранулометрического и минералогического состава, а также для определения содержащихся в осадках органических остатков: фораминифер, остракод, спор и пыльцы, диатомовых водорослей, водных палиноморф. Исследования проводились в лабораториях ВНИИОксангсология, ВНИГРИ, «Миреко» и МГУ. Образцы для определения гранулометрии и минералогического состава тяжелой фракции, а также для спорово-пыльцевого и микрофаунистических анализов отбирались из осадков с интервалом 10- 50 см и навеской около 100 г . Пробы подвергались замораживанию и высушиванию, после чего отмывались и из них извлекались микрофоссилии.

Лабораторные палеомагнитные исследования и обработка полученных результатов проводились по принятой в России методике [Кочегура, 1992]. Магнитная чистка образцов велась методом ступенчатого терморазмагничивания. Для радиоуглеродного датирования использовался метод ускорительной масс-спектрометрии (AMS), полученные датировки корректировались с учетом бассейнового эффекта (860 лет) и переводились в календарный возраст.

 

Результаты

Радиоуглеродное датирование

Для радиоуглеродного датирования были отобраны фрагменты и детрит раковин моллюсков: два образца из скважины 1, и три образца из скважины 2. Полученные датировки (табл. 1) свидетельствуют о голоценовом возрасте осадков. Прежде всего, бросается в глаза очень молодой возраст осадков скважины 1. Скорости осадконакопления в районе скважины 2 за позднеплейстоцен-голоценовый отрезок времени значительно изменялись. Так, верхний метр осадков накопился за 10 тыс. лет, а нижележащие 3 метра осадков накопились за полторы тысячи календарных лет.

Таблица 1

 

Палеомагнитные исследования

В образцах из верхней масти обеих исследованных скважин выделяется компонента прямой полярности. В скважине 1 в зоне прямой полярности выделяется короткая зона обратной полярности и участок пониженных наклонений компоненты естественной остаточной намагниченности (30º и менее), которая может являться результатом биотурбаций. Нижние части разрезов скважин характеризуются преимущественно обратной полярностью, возможно, соответствующей ортозоне Матуяма. Однако, с учетом эрозионного несогласия в кровле этих осадков, нельзя исключать возможности и более древнего возраста. В верхней части этой зоны в скважине 1 наблюдается короткая зона частой смены полярности, а в скважине 2 - короткая зона прямой полярности (рис. 1, 2).

Рисунок 1     Рисунок 2

 

Изучение гранулометрии и минералогического состава осадков

Разрез скважин по литологии можно подразделить на 2 основных комплекса, которые соответствуют сейсмокомплексам, разделенным поверхностью несогласия (рис. 2). В забое скважины 1 (интервал 4.69- 5.5 м ) был вскрыт галечно-гравийный слой с плохо окатанными гальками, выше которого залегает слой темно-серого средней плотности, хорошо отсортированного пелитового алеврита (интервал 3.65- 4.69 м ). Далее вверх по разрезу наблюдается постепенный переход к песчано-гравийной толще (интервал 2.4- 3.65 м ). Выше отметки 2.4 м литологические характеристики резко меняются, и вышезалегающие осадки объединяются в комплекс I (интервал 0- 2.4 м ). В нижней части (0.66- 2.4 м ) комплекс представлен зелено-светло-серыми и зелено-серыми, плотными и очень плотными, ломкими, неплохо сортированными пелитовыми миктитами и алевропелитами. Здесь отмечаются массовые (до 20%) включения щебня, дресвы, гравия и гальки. Верхняя часть комплекса (0- 0.66 м ) представлена серыми, мягкими песчаными, слабо сортированными миктитами, с дресвой. Здесь отмечены комочки более плотного осадка диаметром до 4 мм , вероятный аналог глинистых катышей, известных в приливно-отливной зоне.

Разрез скважины 2 также делится на два комплекса: I (0- 7 м ) и II (7- 12 м ). Нижний комплекс характеризуется повышенным содержанием крупнообломочного материала, содержит окатанную гальку на глубинах 7.4; 8.5; 9.2 и 10 м . Осадки нижнего комплекса представлены переслаиванием темно-серых с зеленоватым, табачным и коричневым оттенками, плотных, в целом хорошо сортированных пелитовых алевритов и алевритовых пелитов. Отмечаются прослои и линзы крупного алеврита и мелкозернистою песка. На глубине 11.2 м - углефицированная шишка, в интервале 9.94- 10.05 м - фрагмент древесины. На глубине 11.38 м в обломке измененной (лигнитизированной?) древесины встречены зерна аутигенного гипса. Под бинокуляром виден пучковидный сросток прозрачных кристаллов шестоватого облика. На глубине 8 м повышено содержание гравия (до 19%). В верхней части комплекса отмечено большое количество чешуек слюды.

Выше с несогласием залегают осадки комплекса I, сложенного темно-серыми, до черных, с коричневатым или зеленоватым оттенками, алевропелитами и пелитовыми алевритами, сортировка которых меняется от хорошей до плохой. В нижней части встречено скопление мелких неокатанных каменных обломков и ожелезненный фрагмент древесины. Кое-где отмечаются мелкие пятна и примазки гидротроилита. В интервале 5.35- 6.23 м в значительном количестве (до 70.1 %) встречены железисто-карбонатные агрегаты (конкреции?).

Состав тяжелой фракции в отложениях обеих скважин отличается большим разнообразием - в среднем в пробе насчитывается 18-30 минералов. Доминирующими являются группы черных рудных (1.9-51.8 %, преобладает пирит), моноклинных пироксенов (2-22.8 %, главным образом авгит), амфиболов (1-25.9 %, преимущественно обыкновенная роговая обманка), эпидота-цоизита (2-34.7 %, преимущественно эпидот), а также циркон (2-16 %), гранат (1-8.8 %) и титанистые минералы (3-21.2 %). Остальные минералы встречаются, как правило, в количествах, не превышающих 10%.

 

Споры и пыльца

Анализ спорово-пыльцевых спектров, выделенных из осадков обеих скважин, свидетельствует о двучленном строении верхней части осадочного чехла Чукотского шельфа. Формирование нижней части разреза происходило в условиях относительно теплого климата, когда на территории произрастали леса таежного типа с елью, сибирским кедром и березой. Верхняя часть разреза формировалась, когда на территории преобладал лесотундровый и тундровый тип растительности (рис. 3, 4).

Рисунок 3     Рисунок 4

В спектрах, встреченных в пробах из нижних частей обеих скважин (комплекс II), преобладает пыльца голосеменных растений. Особенно широко представлен род Pinus: Pinus sibirica 9-20 %, Pinus off. silvestris L. - 6-19 %, Pinus subgen Haploxylon и Pinus subgen Diploxylon -5-15 %. Постоянно присутствует пыльца рода Tsuga - 1 -3 %, Juniperus sibirica 1-2 % и единично Larix. Среди покрытосеменных растений преобладает пыльца березы древовидной Betula ex. sect., albae 5-29 %, Salix sp. - 1-5 %, Alnus sp. - 3-15 %; кустарниковые - Alnaster sp. - 1-10 %. Пыльца трав и кустарничков в комплексе составляет 3-16 % от общего количества пыльцы и спор. Среди споровых растений преобладают споры сем. Polypodiaceae - 1-17 %, Sphagnum sp. - 1-14 %, единично Lycopodium, Ophyoglossum, Osmunda. Во всех пробах присутствуют споры мхов Breales и единичные зерна спор и пыльцы мезозойского возраста.

В верхней части разреза скважин спорово-пыльцевые спектры характеризуют постепенный переход от лесотундрового типа растительности к тундровому. В спектрах проб доминируют травянистые и споровые растения. Из древесных и кустарниковых форм определены Betula ex. sect. albae - 2-5 %, Alnaster - 1-10 %, Salix sp. - 4-10 %, Betula sect. nanae - 8-15 %, Juniperus sibirica - 0-2 %, Picea obovata, Picea sp. - 0-5 %, Pinus sibirica - 0-6 %, P. silvestris -0-4 %. Переотложенных форм палеозойского возраста не более 3 %, присутствуют в большом количестве растительные остатки, споры мхов Breales.

 

Моллюски

В скважине 1 на глубине 0.6 м встречена раковина морского моллюска Margarites costalis (Gould), а в интервале 1.2- 1.5 м встречен комплекс, состоящий из Macoma calcarea (Gmel.), Yoldiella intermedia (M. Sars), Cyclocardia ventricosa (Gould) и мелких неопределимых обломков гастропод (определения А.С. Рудого).

В скважине 2 на глубине 0.5 м встречена раковина Nucula pernula (Müller), в интервале 1.2- 1.94 м - раковины морских моллюсков Astarte sp., Astarte (Nicania) montagui (Dilwyn), Ciliatocardium ciliatum (Fabricius), Cardidae sp., Mya sp. В интервале 4.28- 4.33 м отмечен мелкий обломок раковины моллюска Cylichna sp. (?).

 

Бентосные фораминиферы

В нижних частях разрезов обеих скважин (№ 1 - ниже 3 м , № 2 - ниже 8.35 м ) фораминиферы не были обнаружены. В образцах из скважины 1 в интервале 0.8- 3.0 м определены комплексы фораминифер в основном бореального и арктическо-бореального типа, которые могли населять неглубокие опресненные бассейны с пониженной придонной температурой: Haynesina orbicularis (Brady), Haynesina asterotuberculata (Voorth), Retroelphidium altanticum Gud., Buccella frigida (Cushm.), Cribroelphidium granatum Gud, Toddinella lenticulare Gud. В пробах из самой верхней части разреза (0- 0.6 м ), встречены комплексы фораминифер, содержащие от 25 до 34 видов. Здесь преобладают арктические - Guttiilina lactea (Walk. Et Jacob), Buccella troizkyi Gud., Cribrononion obscurus Gud, Haynesina orbicularis (Brady) и др., арктическо-бореальные виды - Buccella frigida (Cushm.), Cribrononion incertus (Will.), Nonionella auricular (H.-A.-et Earl.), Retroelphidium atlanticum Gud. и т.д. Значительно меньше бореально-арктических и бореальных видов. Кроме того, отмечается достаточно большое количество песчанистых (агглютинированых) фораминифер.

В скважине 2 в самой нижней части разреза, фораминиферы обнаружены только в интервале 8.32- 8.38 м . Комплекс состоит из 5 видов: Retroelphidium selseyense (H.-A. et Earl), Retroelphidium atlanticum Gud., Cribrononion obscurus Gud, Cribroelphidium granatum Gud, Retroelphidium sp. juv. Комплексы такого типа могли существовать вероятней всего в неглубоких опреснённых бассейнах с пониженной придонной температурой. Выше по разрезу пробы оказались практически немыми до глубины 5.1 м . Пробы из интервала 3.54- 5.1 м содержат от 6 до 11 видов, в которых преобладают представители холодноводных нонионид, ретроэльфидиумов, криброэльфидиумов. Пробы из верхней части разреза содержат от 15 до 34 видов, количество экземпляров увеличивается до 496-525 шт. Здесь преобладают арктические - Guttulina lactea (Walk. Et Jacob), Buccella troizkyi Gud., Cribrononion obscurus Gud, Haynesina orbicularis (Brady) и др., арктическо-бореальные виды - Buccella frigida (Cushm.), Cribrononion incertus (Will.), Nonionella auricular (H.-A.et Earl.), Retroelphidium atlanticum Gud. и т.д.

 

Диатомовые водоросли.

Из отложений, вскрытых скважинами 1 и 2, диатомеи установлены в основном в образцах, отобранных из верхних частей разрезов скважин, где их общая численность в осадках варьирует в широких пределах - от 120 створок/г до 6.1 млн. створок/г. При этом максимальные концентрации диатомей (4.3 - 6.7 млн. створок/г) приурочены к верхним 64 см осадков скважины 2 (Рис. 4). Диатомовые ассоциации из поверхностного слоя донных осадков данного района Чукотского моря представлены преимущественно сублиторальными (Paralia sulcata), холодноводными неритическими (Thalassiosira antarctica+T. gravida, T. nordenskioldii, споры р. Chaetoceros) и ледово-неритическими (Fossula arctica, Fragilariopsis oceanica, F. cylindrus, Attheya septentrionalis, Navicula vanhoeffenii и др.) видами, что отражает суровые ледово-гидрологические условия региона и незначительное влияние беринговоморских вод на гидрологическую обстановку в западной части Чукотского моря [Полякова, 1997].

В нижней части разреза скважины 1 (3.8- 5.0 м ) встречены лишь единичные обломки створок морских диатомей из родов Pyxidicula и Hemiaulus, вероятно, переотложенные. В интервале осадков 2.65–3.8 м появляются немногочисленные пресноводные виды диатомей, типичные для проточных водоемов высоких широт северного полушария (Aulacoseira subarctica, Diatoma hyemalis, Frustulia vulgaris, Fragilaria ulna, Neidium bisulcatum, и др.). Выше по разрезу в составе обильных и таксономически разнообразных диатомовых комплексов преобладают морские виды.

В скважине 2 диатомеи установлены в основном в верхней половине разреза (интервал осадков 0- 5.4 м ). В интервале осадков 3.4- 5.4 м в составе диатомовых ассоциаций доминируют морские виды диатомей, но присутствуют и пресноводные, что свидетельствует о значительном влиянии речного стока. Кроме того, встречаются Pyxidicula zabelinae, Cosmiodiscus insignis, Thalassiosira punctata, Thalassiosira manifesta, T. yabei, Pyxidicula schenckii, типичные для неогена Северной Пацифики. Наличие обильных видов рода Actinocyclus является характерным признаком диатомовых ассоциаций плиоцена - раннего плейстоцена Северной Пацифики [Жузе, 1969; Полякова, 1997]. Их присутствие в осадках свидетельствует о процессах размыва и переотложения неогеновых морских осадков в период формирования изученных отложений.

 

Водные палиноморфы.

Состав и количество водных палиноморф в осадках изучались из тех же образцов, что и диатомовые водоросли. Концентрации водных палиноморф в изученных осадках варьируют в пределах от 0 до 19 тыс. экз./г сухого осадка. Максимальные концентрации водных палиноморф отмечены в скважине 2, в образце из интервала 4.20- 4.22 м (Рис. 4). Нижние части разрезов скважин не содержат водных палиноморф. В составе комплексов, выделенных в верхних частях разрезов скважин, отмечены динофлагеллаты, зеленые водоросли, акритархи и остатки фораминифер.

Для верхних 50- 70 см осадка из обеих скважин характерно преобладание диноцист в составе водных палиноморф (57-60 %). Относительное содержание пресноводных зеленых водорослей составляет 9-19 %. В осадках верхнего интервала 1 скважины преобладают цисты гетеротрофных холодноводных эвригалинных видов динофлагеллат (Islandinium minutum (34 % в составе ассоциаций диноцист), Islandinium? cezare (13 %), Echinidinium karaense (10 %) и группа видов Brigantedinium (14 %)), характерные для вод полярных и субполярных районов. Также отмечены цисты Pentapharsodinium dalei (14 %), Operculodinium centrocarpum с его морфологическими разновидностями (10 %) и Spiniferites elongatus (4 %). Во 2 скважине в составе ассоциаций диноцист доминируют цисты автотрофных (фотосинтезирующих) динофлагеллат Operculodinium centrocarpum с морфологическими разновидностями (32 %), а также присутствуют виды-индикаторы, поступления беринговоморских вод Pentapharsodinium dalei (2 %) и Spiniferites elongatus (3 %), наличие которых в ассоциациях диноцист является характерной особенностью современных и голоценовых осадков Чукотского моря [Radi et al, 2001].

 

Остракоды.

В первой скважине остракоды обнаружены в верхнем (I) комплексе (0.1- 0.6 м ). В нижней части комплекса присутствуют створки Cytheropteron occultum Whatley and Masson, 1979, Jonesia acuminata (Sars, 1866) и Semicytherura complanata (Brady, Crosskey and Robertson, 1874). Все указанные виды являются морскими, и характеризуют условия внешнего шельфа [Шорников, 2001; Stepanova et al., 2007]. В верхней части комплекса (0.1- 0.2 м ) встречены: Normanicythere leioderma ( Norman , 1869), Elofsonella concinna (Jones, 1857), Sarsicytheridea macrolaminata Elofson, 1941, S. bradii? (Norman, 1865), Acanthocythereis dunelmensis (Norman, 1865).

В разрезе второй скважины остракоды встречены в восьми образцах. Образцы интервала 5.35- 5.42 м содержит многочисленных (около 600 экз. на 100 гр. сухого осадка) пресноводных остракод, принадлежащих видам: Candona spp., C. lacustris, Ilyocypris bradyi (Sars, 1890), Cytherissa lacustris Sars, 1866. Судя по высокой численности створок и составу комплекса, осадконакопление происходило в условиях низкой гидродинамики (озеро, лагуна).

В верхней части разреза скважины 2 (выше 3.7 м ) встречены остракоды, характеризующие морские условия: внутреннего шельфа - солоновотоводные Cytheromorpha macchesneyi (Brady and Crosskey, 1871), эвригалинные - Heterocyprideis sorbyana (Jones, 1857), мелководно-морские Sarsicytheridea bradii (Norman, 1864), и среднего шельфа: Cytheropteron nodosoalatum (Neale and Howe, 1975), A. dunelmensis и Rabilimis sp. Последовательная смена обстановок от пресноводной к солоноватоводной и далее к морской свидетельствует об увеличении глубин моря.

 

Обсуждение результатов.

Разрез осадков, полученный при бурении скважин в проливе Лонга, по литолого-биостратиграфическим данным, можно разделить на 2 основных комплекса: голоценовые осадки верхнего комплекса и нижележащие, преимущественно обратно намагниченные, которые мы соотносим с поздним плиоценом - эоплейстоценом.

Радиоуглеродное датирование органических остатков из осадков скважин свидетельствует о преимущественно раннеголоценовом возрасте осадков верхней части разреза 2 скважины и позднеголоценовой - верхней части колонки 1 скважины.

Спорово-пыльцевые спектры из образцов верхних частей разрезов скважин свидетельствуют о лесотундровых и тундровых условиях конца позднего плейстоцена и голоцена. Формирование нижних частей разрезов скважин происходило в условиях относительно теплого климата в позднем плиоцене и/или эоплейстоцене, когда на территории произрастали леса таежного типа, с елью, кедром и березой. Подобный палинокомплекс может быть сопоставлен с палинокомплексами песцовской свиты Чукотки [Петров, 1966] и формацией Губик Аляски [Brigham-Grette & Carter, 1992].

Распределение по разрезу и видовой состав комплексов остракод и водных палиноморф не несут самостоятельной стратиграфической информации, но полезно дополняют результаты других биостратиграфических исследований информацией по среде обитания. Наличие пресноводных остракод в интервале 5.35-5.42 указывает на озерные или лагунные условия осадконакопления.

Преобладание в составе комплексов бентосных фораминифер таких форм, как Elphidium origonense, Retroelphidium selseyense, Sigmomorphina sp., Quinqueloculina longa, свидетельствует о близости пограничных слоев плиоцена-эоплейстоцена, что описано для севера Чукотки [Петров, 1966], хотя эти характерные виды встречены в основном в той части колонок скважин, которые характеризуются прямой намагниченностью, т.е. имеют заведомо плейстоценовый возраст.

То же самое наблюдается и в составе диатомовых комплексов из образцов, отобранных из нижней части прямонамагниченных осадков. По всей видимости, плиоцен-эоплейстоценовые диатомовые и бентосные фораминиферы были переотложены из нижней части разреза, причем испытали самый недалекий перенос и не претерпели существенной переработки: раскола раковинок и панцирей, их окатывания, истирания. Характер эрозионного несогласия на уровне 7 м в скважине 2 (Рис. 2), показывает последовательный выход на эту поверхность различных слоев нижнего сейсмокомплекса, и клиноформное наращивание осадков верхнего комплекса от выступающих частей эрозионного несогласия. Таким образом, нельзя исключать самый ближний перенос и переотложение орагнических остатков.

 

История осадконакопления.

Судя по разрезам плиоценовых и четвертичных отложений Чукотского полуострова [Петров, 1966], Аляски [Brigham-Grette and Carter, 1992] и острова Врангеля [Авдюничев, 1990; Gualtieri, 2003], а также по геолого-геофизическим данным по Чукотскому шельфу [Grantz et al., 1978; Phillips et al., 1988; Keigwin et al., 2006; Hill et al., 2007], современный шельф Чукотского моря неоднократно подвергался морским трансгрессиям и регрессиям. На суше известны морские и континентальные осадки почти всех подразделений четвертичной системы, а также плиоцена. В то же время в пределах шельфа вскрываются голоценовые осадки, перекрывающие либо коренные породы, либо плиоценовые осадки. Таким образом, на основании наших данных, можно судить лишь о древнем эпизоде осадконакопления (плиоцен - эоплейстоцен) и о самом молодом (самые верхи позднего плейстоцена - голоцен).

Плиоцен-эоплейстоценовый этап геологической истории по нашим данным характеризовался субконтинентальными условиями. Значительный врез в доплиоценовые породы связан, по нашему мнению, с глубокой регрессией и последующей историей раскрытия Берингова пролива. Отложения этого возраста, известные в регионе, представлены морскими и аллювиальными фациями, нами же, по всей видимости, в скважинах в проливе Лонга вскрыты только аллювиальные осадки, представленные песками, гравийниками и галечниками.

Представляется необычным отсутствие осадков большей части четвертичной системы в разрезах скважин, пробуренных нами в проливе Лонга. Это может быть объяснено расположением изученных разрезов в пределах сухопутной перемычки, соединявшей в прошлом остров Врангеля с побережьем Чукотского полуострова. Находки на острове Врангеля остатков мамонтовой фауны с калиброванными радиоуглеродными возрастами в интервале 2.192-13.580 тыс. лет привели исследователей [Vartanyan et al., 1995] к выводу о существовании в прошлом сухопутного моста. В начале голоцена остров Врангеля был отделен от материковой суши [Хопкинс, 1975], в результате чего мамонтовая фауна острова деградировала и вымерла. Наши данные по скважинам в проливе Лонга подтверждают эту точку зрения.

Другим возможным объяснением может быть площадная эрозионная деятельность в периоды регрессии моря. В периоды понижения уровня моря, по-видимому, уничтожалась часть морских осадков прибрежной части, отложившихся в предшествующий трансгрессивный этап. Этим можно объяснить присутствие поднятых морских террас на прилегающей материковой суше Чукотки и Аляски, а также на острове Врангеля и отсутствие синхронных морских осадков в проливе Лонга. Коррелятные плейстоценовым террасам суши морские отложения обнаружены во внешней части Чукотского шельфа, на глубинах свыше 100 м [Polyak et al., 2007].

История наступившей в голоцене трансгрессии уже не раз рассматривалась в литературе. По нашим данным наступление трансгрессии в районах с разными глубинами моря происходило в разное время, соответственно, и скорости осадконакопления менялись в значительной степени. Смена осадков, включающих пресноводные комплексы органических остатков, морскими - постепенна, по чему можно сделать вывод о медленном темпе трансгрессии. В проливе Лонга время прихода моря в районе острова Врангеля оценивается примерно в 11 тыс. лет, и скорости осадконакопления вплоть до 9 тыс. лет назад были значительны, а затем скорости резко снизились. В районе у побережья Чукотки приход моря произошел совсем недавно, 2-3 тыс. лет назад, и скорости осадконакопления столь же значительны, что и для предголоценовой трансгрессии у острова Врангеля.

 

Выводы.

Две неглубокие скважины, пробуренные нами в проливе Лонга у побережья Чукотки и у о-ва Врангеля, вскрыли осадки двух комплексов. Верхний интерпретируется как осадки последней трансгрессии, на что указывают голоценовые радиоуглеродные датировки. В скважине 2, расположенной мористее, морская трансгрессия началась около 11 тыс. лет назад и характеризовалась быстрыми темпами, аккумулятивным выравниванием и заполнением понижений рельефа, а также интенсивным переотложением материала более древних осадков. Верхняя часть осадочной колонки скважины откладывалась в условиях, близких к современным, с медленной скоростью, а также наличием морского ледового покрова. Отложение осадков 1 скважины происходило в позднем голоцене и определялось активными процессами береговой абразии в режиме общего тектонического погружения.

По палеомагнитным и палинологическим данным, возраст нижнего литостратиграфического комплекса в обеих скважинах – позднеплиоцен-эоплейстоценовый. Спорово-пыльцевые спектры из этого комплекса отражают условия, теплее современных, сходные комплексы известны из плиоценовых отложений Аляски. По всей видимости, осадки этого комплекса заполняют палеодолины, врезанные в меловые и кайнозойские породы осадочного чехла шельфа Чукотского моря. Изученные нами разрезы отражают этапы истории раскрытия Берингова пролива, но для выяснения последовательности событий от конца эоплейстоцена до начала голоцена необходимы дальнейшие буровые работы в регионе.

 

Литература

Авдюничев В.В. Морфоструктуры и обстановки кайнозойского осадконакопления о. Врангеля. Геология, литодинамика и россыпеобразование в прибрежных зонах Арктики. Л., 1990, с.76-84.

Гладенков А.Ю., Гладенков Ю.Б. Начало формирования межокеанических связей Пацифики и Арктики через Берингов пролив в неогене. Стратиграфия и геологическая корреляция. 2004. Том 12, № 2, с. 72-89.

Жузе А.П. Диатомеи в осадках плейстоценового и позднеплиоценового возраста бореальной области Тихого океана. Основные проблемы микропалеонтологии и органогенного осадконакопления в океанах и морях. М.: Наука, 1969. C . 5-27

Калиниченко О.И., Каракозов А.А., Зыбинский П.В. Новые технические способы и технология поинтервального бурения скважин на шельфе. Збiрник наук. праць ДонНТУ, сер. Гiрничо-геолог., Вип. 36, Донецьк, 2001, с. 144-148.

Кочегура В.В. Применение палеомагнитных методов при геологической съемке шельфа. Методическое пособие по геологической съемке масштаба 1:50 000, ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург, 1992, 144 с.

Павлидис Ю.А. Обстановка осадконакопления в Чукотском море и фациально-седиментационные зоны его шельфа. Проблемы геоморфологии, литологии и литодинамики шельфа. М., 1982, с. 47-76.

Петров О.М. Стратиграфия и фауна морских моллюсков четвертичных отложений Чукотского полуострова. Труды ГИН АН СССР, вып. 155. Москва. 1966. 252 с.

Полякова Е.И. Арктические моря Евразии в позднем кайнозое. Москва. Научный мир, 1997. 145 с.

Пуминов А.П. Стратиграфия кайнозойского покрова Восточно-Арктической шельфовой области СССР. Геология и минерагения Арктической области СССР. Сб. научных трудов, Л., 1981, с. 7-27.

Саидова Х.М. Экология шельфовых сообществ фораминифер и палеосреда голоцена Берингова и Чукотского морей. М., Наука, 1994, 95 p.

Хопкинс Д.М. История уровня моря в Берингии за последние 25 000 лет. Берингия в кайнозое. Владивосток, 1975. с. 2-27.

Шорников Е.И. Класс Ostracoda, отряды Platycopida и Podocopida // Сиренко Б.И. (ред.) Список видов свободноживущих беспозвоночных Евразийских морей и прилежащих глубоководных частей Арктики // Исследования фауны морей. 2001. Т. 51. №59. Санкт-Петербург. С. 99-103.

Brigham-Grette J., Carter, L.D. Pliocene marine transgressions of northern Alaska : circumarctic correlations and paleoclimatic interpretations. 1992. Arctic 45, p. 74-89.

Elias S.A., Short S.K., Nelson C.H., Birks H.H. Life and times of the Bering land bridge. Nature, 1997, Vol. 382, p. 60-63.

Grantz A., Mann D., May S. Multichannel seismic-reflection data collected in 1978 in the Eastern Chukchi Sea . US Geological Survey Open File Report 86-206. 1978.

Gualtieri L., Vartanyan S., Brigham-Grette J., Anderson P.M. Pleistocene raised marine deposits on Wrangel Island, northeast Siberia and implications for the presence of an East Siberian ice sheet. Quaternary Research, 2003, vol. 59, p. 399-410.

Hill J.C., Driscoll N.W., Brigham-Grette J., Donnelly J.P., Gayes P.T., Keigwin L. New evidence for high discharge to the Chukchi shelf since the Last Glacial Maximum. Quaternary Research. Vol. 68, 2007, p. 271-279.

Keigwin L., Donnelly J., Cook M., Driscoll N., Brigham-Grette J. Rapid sea-level rise and Holocene climat in the Chukchi Sea . Geology, 2006, Vol. 34, N. 10, p. 861-864.

Phillips R.L., Barnes P., Hunter R.E., Reiss T.E., Rearik D.M. Geological investigations in the Chukchi Sea , 1984, NOAA ship Surveyor cruise. U.S. Geological Survey open-file report 88-25. 1988, 82 p.

Polyak L., Darby D.A., Bischof J.F., Jakobsson M. Stratigraphic constraints on Late Pleistocene glacial erosion and deglaciation of the Chukchi margin, Arctic Ocean . Quaternary Research, 2007. Vol. 67, p. 234-245.

Radi T., de Vernal A., Peyron O. Relationships between dinoflagellate cyst assemblages in surface sediment and hydrographic conditions in the Bering and Chukchi seas. Journal of Quaternary Science. 2001. Vol. 16, N 7. P. 667–680.

Stepanova A., Taldenkova E., Simstich J., Bauch H.A. Comparison study of the modern ostracod associations in the Kara and Laptev seas: Ecological aspects. Marine Micropaleontology. 2007. Vol. 63, p. 111-142.

Vartanyan S.L., Arslanov Kh.A., Tertychnaya T.V., Chernov S.B. Radiocarbon Dating Evidence for Mammoths on Wrangel Island, Arctic Ocean, until 2000 BC. Radiocarbon. Volume 37, Number 1, 1995, p. 1-6.  


Stratigraphy of Late Cenozoic sediments in the Chukchi Sea : results of shallow drilling

1Gusev E.A., 1Andreeva I.A., 2Anikina N.Yu., 1Bondarenko S.A. , 2Derevyanko L.G., 4Klyuvitkina T.S., 5Polyak L.V., 4Polyakova E.I., 3Popov V.V., 6Stepanova A.Yu.

 

1 VNIIOkeangeologia, St. Petersburg , Russia

2 Mireco Mining Company, Syktyvkar , Russia

3 All-Russian Oil Research and Geological Reconnaissance Institute (VNIGRI), St. Petersburg , Russia

4 Lomonosov Moscow State University , Russia

5 Ohio University , USA

6 Paleontological Institute, Russian Academy of Sciences , Moscow , Russia

 

The Quaternary history of Beringia and of the Arctic-Pacific marine connection via the Bering Strait is only sketchily understood because of fragmentary stratigraphic record from this region. We report new borehole and seismic-reflection data collected in 2006 in the southwestern Chukchi Sea . Sediment samples were analyzed for magnetic properties, grain size, heavy minerals, and biostratigraphic proxies (spores and pollen, foraminifers, ostracodes, diatoms, and aquatic palynomorphs). Two shallow boreholes drilled between the Chukotka Peninsula and the Wrangel Island recovered sediments of two principal stratigraphic units with distinct unconformity between them. Based on predominantly reverse paleomagnetic polarity of the lower unit and palynospectra indicative of forested coasts and climate warmer than present, the age of this unit is estimated as Pliocene to early Pleistocene (broadly between ca. 5-2 Ma). Attendant sedimentary environments were likely alluvial to nearshore marine. These deposits can be correlated to the seismic unit infilling valleys incised into sedimentary bedrock across much of the study area, and possibly deposited during a transgression following the opening of the Bering Strait . More drilling material with more refined age constraints is needed to understand the relationship of these deposits to the Bering Strait history. The upper unit from both boreholes contains Holocene 14C ages and is clearly related to the last, postglacial transgression. Holocene sediments in the distant from shore Borehole 2, indicate fast deposition at the early stages of flooding (between ca. 11 to 9 ka) to very low successive deposition, possibly related to expansive sea ice. Deposition in nearshore Borehole 1 resumed much later (ca. 2 ka), likely due to a change in the pattern of coastal erosional processes and/or the demise of a landbridge between the Chukotka Peninsula and the Wrangel Island inferred from studies on mammoth distribution.

  

 

Ссылка на статью:

Гусев Е.А., Андреева И.А., Аникина Н.Ю., Бондаренко С.А., Деревянко Л.Г., Клювиткина Т.С., Поляк Л.В., Полякова Е.И., Попов В.В., Степанова А.Ю. Стратиграфия позднекайнозойских осадков Чукотского моря по результатам неглубокого бурения. В кн.: Геология и геоэкология континентальных окраин Евразии. Выпуск 1.- М.: ГЕОС, 2009. с. 89-103.

 



вернуться на главную



eXTReMe Tracker


Flag Counter

Яндекс.Метрика

Hosted by uCoz