Ю.П. ДЕГТЯРЕНКО, А.П. ПУМИНОВ, М.Г. БЛАГОВЕЩЕНСКИЙ

БЕРЕГОВЫЕ ЛИНИИ ВОСТОЧНО-АРКТИЧЕСКИХ МОРЕЙ В ПОЗДНЕМ ПЛЕЙСТОЦЕНЕ И ГОЛОЦЕНЕ

скачать *pdf

УДК 551.351:551.793. 9/794

   

Рассматривается расположение береговых линий восточно-арктических морей СССР, возникших в ходе верхнеплейстоценовой регрессии средне- позднеплейстоценового морского бассейна и последовавшей затем трансгрессии моря в голоцене. Обсуждаются абсолютные отметки и возраст береговых линий на побережье и дне морей, а также характер их расположения в плане и конфигурации.

 


 

На побережье восточно-арктических морей достаточно четко фиксируются четыре морских трансгрессии (миоценовая, позднеплиоценовая, средне- верхнеплейстоценовая и голоценовая) и разделяющие их регрессии. Относительно более информативны данные, относящиеся к положению береговых линий, формирование которых происходило в ходе позднеплейстоценовой регрессии и последовавшей затем трансгрессии, максимум которой приходится на ранний голоцен (рис. 1).

Рисунок 1

Береговые линии периода спада вод средне-позднеплейстоценовой трансгрессии на береговых равнинах и склонах гор Чукотского п-ова и Аляски выделяются в форме серий абразионно-аккумулятивных террас с абсолютными высотными отметками 160, 140-120, 100-80, 60-50, 40-30, 20-15, 10-8 м. Ширина террас доходит до 3 км, на горных склонах она редко превышает 200 м. Мощность отложений регрессивной серии, в составе которых выделяются осадки лагун, пляжей, береговых валов, колеблется от 2 до 8 м. Их позднеплейстоценовый (зырянско-каргинский) возраст определен по результатам палинологического и диатомового анализов [Пуминов, 1974]. Две радиоуглеродные датировки: 29-33 000 лет [Свиточ, 1977] - относятся к верхним частям разреза регрессивной серии осадков 40-30-метровой террасы, развитой на побережье Анадырского залива. Эту и четыре вышерасположенные террасы следует считать позднезырянскими, что соответствует имеющимся палеогеографическим представлениям ряда исследователей Чукотки. Две более низкие морские террасы, по-видимому, относятся к зырянско-каргинскому времени. 20-метровая терраса Анадырского лимана имеет дату 27 ± 2,2 тыс. лет [Каплин, 1977].

Дальнейший ход позднеплейстоценовой регрессии бассейна фиксируется подводными морскими террасами и сочетающимися с ними морскими косами и береговыми валами, образующими связные системы. Конфигурация расположения этих систем в плане отражает последовательное снижение уровня моря. Происходившее в ходе нарастания кос отчленение лагун и последующее заполнение их аллювиально-дельтовыми и озерными отложениями подтверждает регрессивный характер процесса формирования систем. Описанные подводные формы приурочены к глубинам 5-10 м, 12-18, 22-28, 32-38, 42-50 и 55-65 м.

Существование периода значительной регрессии моря доказывается наличием на глубинах от 10 до 100 м разветвленной сети подводных русел и продолжений на дне моря широких долин крупных рек Колыма, Эргувеем, Анадырь, Юкон, Кобук и других, а также долинных понижений в заливе Креста и Беринговом проливе. Существование их устанавливается не только батиметрическими данными, но и материалами сейсмоакустических исследований.

В период наибольшего снижения уровня моря благоприятные условия для воздействия на рельеф шельфа получили субаэральные процессы, о чем могут свидетельствовать террасовидные уступы на некоторых участках подводных долин, очевидно, эрозионного происхождения. Врез их достигает 10-15 м.

В ряде районов возможно наличие ледниковых отложений мощностью до 20 м, залегающих на расчлененном рельефе подстилающих отложений. В зонах современного размыва дна в районах Берингова пролива и п-ова Сьюард они установлены материалами донного опробования. Существование их не только на участках «древних» водоразделов, но и в пределах долин на сейсмоакустических профилях устанавливается по характерной искривленной записи отраженных сигналов. В большинстве случаев ледниковые образования перекрыты морскими голоценовыми осадками мощностью не более 3 м.

Таким образом, становится возможным говорить об осушении и денудационном периоде существования рассматриваемого шельфа в конце позднего плейстоцена на пространстве, ограниченном современным берегом и изобатой около 100 м. Отсутствие сведений о точном положении береговых линий регрессии и позднеплейстоцен-голоценовой трансгрессии на уровне изобат 100-60 м, вероятно, следует объяснять недостаточным объемом работ нужной детальности в этой зоне глубин. Вместе с тем нельзя исключить предположение, что изобата 65 м - нижний предел регрессии, с которого в данном регионе начала развиваться трансгрессия. По-видимому, этот вопрос в настоящее время правильнее оставить открытым.

Береговые формы рельефа и осадки (табл. 1), позволяющие выявить последовательное смещение (передвижение) береговой зоны в направлении современного берега и образовавшиеся в ходе развитие позднеплейстоцен-голоценовой трансгрессии моря, представлены абразионными уступами, террасами, барами, валами, а также сопровождающими их врезами речных долин и дельтами. К перечисленным формам рельефа приурочены резкие смены характера осадков. Под 2-3-метровым слоем морских отложений, образовавшихся в результате трансгрессии, залегают торфяники мощностью до 2 м и лагунные илы мощностью до 6 м.

Имеющиеся материалы по всему рассматриваемому региону сведены в табл. 2 и изображены на графике (рис. 2). При их составлении учтены сведения, приводимые в ряде публикаций зарубежных исследователей [Pewe, 1962; Hume, 1965; Creager & Мс. Manus, 1965; Brown & Sellnan, 1966; Grim & Mc. Manus, 1970; Holmes & Greager, 1974; Scholl & Hopkins, 1969; Kammer, 1970; Hopkins, 1972; Tagg & Green, 1973 и др.].  

Рисунок 2

По характеру расположения береговых линий позднеплейстоценовой регрессии и позднеплейстоцен-голоценовой трансгрессии (см. рис. 1) в пределах рассматриваемого региона выделяются две области, граница между которыми проходит по линии о-в Врангеля - Чаунская губа. К западу от нее одновозрастные береговые линии значительно удалены от современного берега и имеют распластанный характер (рис. 3). Объяснение этому можно найти в геологических материалах, свидетельствующих о том, что западная часть в плейстоцене преимущественно устойчиво поднималась, благодаря чему на многих ее участках под осадками молодой трансгрессии залегают неогеновые или даже эоцен-олигоценовые образования.  

Рисунок 3

 

Таблица 1

Глубины расположения аккумулятивных и абразионных форм рельефа и торфяников периодов позднеплейстоценовой регрессии и позднеплейстоцен-голоценовой трансгрессии Берингова моря, Анадырский залив

 

Регрессия

Трансгрессия

Возраст форм рельефа и торфяников (тыс. лет назад)

Вложенные террасы

Кровля «немых» зон САП

Террасы

Уступы

Бары, валы, косы

Дельты

Поверхности размыва (абразия)

Торфяники

 

 

5-10/7.5

10-12/11

5-10/7.5

5-10/7.5

7-15/11

11-12

7

 

 

13-18/15.5

16-24/20

20

-

20-22/21

20

10

 

 

20-28/24

25-32/28.5

-

-

32-35/33.5

30-32

11.8

 

 

32-40/36

36-40/39

40

40

 

40

13

 

 

40-50/45

47-50/48.5

50

 

 

 

 

 

 

55-60/57.5

59-63/61

 

 

 

 

17-14

 

 

65-70/67.5

 

 

 

 

 

Более 17

80-100/90

 

90-100/95

 

 

 

 

 

25

40-80/60

 

 

 

 

 

 

 

 

20-40/30

32-40/36

 

 

 

 

 

 

30-25

 

18-20/19

 

 

 

 

 

 

 

 Примечание. В числителе - интервал глубин, на которых встречены указанные формы рельефа и отложения, в знаменателе - средние значения глубин.

 

Восточная часть характеризуется более сложной картиной расположения береговых линий, иллюстрирующей сочетание участков распластанного их расположения с участками, где береговые линии группируются в пределах узкой полосы морского дна. Это также объясняется предшествующей историей развития этой области - движения в прошлом носили дифференцированный характер и имели блоковую природу. Подобный характер движений, видимо, сохранялся на протяжении освещаемого отрезка геологического времени, и одни участки этой области могли длительное время находиться в зоне морского осадконакопления, другие в это же время пребывали в субаэральных условиях.

Таблица 2

Абсолютные отметки расположения береговых линий позднеплейстоцен-голоценовой и голоценовой трансгрессий на побережье и дне Восточно-Арктических морей.

 

Восточно-Сибирское море

Чукотское море

Берингово море

Усреднен-ные значения

Чаунская губа

Мыс Якан

Мыс Чегитунь

Анадырский залив

Мыс Барроу

Залив Коцебу

Залив Нортон

 

 

 

 

+3(1.5)

 

 

+2+3(1.5-2)

+2

+3

 

 

 

-3

-7

+3+5(4-6)

-5

 

 

+7

-

+3

 

-10-12(6-7)

 

+5

+5

-10-12

 

-5(6)

-11

 

-10(7.0) -8

-10

 

 

+5(9)

 

 

-20-24(10)

 

 

-16

-18-22

 

 

-16(9.7)

-30(11.8)

-20(8.1-9.6) -11 -15

-20

-19-25

-27-31

 

-33(12)

 

-38(13-14)

-37-45(11-12)

-30

-33-35

-36-42

 

-38(14.2)

 

-48(14-17)

 

 

-40-41

-47-50

 

-53(14-17)

 

-60(14-17)

-50-55(12.5-17)

-50

 

-59-62

 

 

 

-70(14-17)

 

 

ЛИТЕРАТУРА

Дегтяренко Ю.П. Развитие побережья Северной Чукотки в плейстоцене и голоцене. - В кн.: Геоморфология и литология береговой зоны морей и других крупных водоемов. М.: Наука, 1971.

Дегтяренко Ю.П. Морские террасы Корякской горной системы и ступени ее подводной окраины. - В кн.: Геология моря. Л.: НИИГА, 1974, вып. 3.

Каплин П.А. Плейстоценовые колебания уровня Мирового океана. - В кн.: Палеогеография и отложения плейстоцена южных морей СССР. М.: Наука, 1977.

Ломаченков B.C. Голоценовая трансгрессия и условия формирования россыпей на северном побережье Чукотского полуострова. - В кн.: Новейшая тектоника и палеогеография Советской Арктики в связи с оценкой минеральных ресурсов. Л.: Ин-т геологии Арктики, 1972.

Пуминов А.П. Корреляция позднекайнозойских береговых линий Чукотского моря. - В кн.: Геология моря. Л.: Ин-т геологии Арктики, 1975, вып. 4.

Свиточ А.А. Позднеплейстоценовые отложения Чукотки, их радиоуглеродный возраст и корреляция. - ДАН СССР, 1977, т. 233, № 2.

Хопкинс Д.М. История уровня моря в Берингии за последние 250 000 лет. - В кн.: Берингия в кайнозое. Владивосток, 1976.

Brown I. , Sellnan P.V. Radiocarbon dating of a buried coastal peat Barrow. Alaska . - Science, 1966, N 153.

Creager I.S., McManus D.A. Pleistocene drainage patterns on the floor of the Chukchi Sea . - Marine geol., 1965, N 4.

Grim M.S., McManus D.A. A shallow seismic-profiling survey of the northern Bering Sea . - Marine geol., 1970, N 8.

Holmes M.L., Creager I.S. Holocene history of the Laptev Sea Continental shelf. - In: Marine geology and Oceanography of the Arctic Seas . N.Y., 1974.

Hopkins D.M. The paleogeography and climatic history of Beringia during Late Cenozoic time. - Inter-Nord, 1972, N 12.

Hume I.D. Sea level changes during the last 2000 years on Point Barrow , Alaska . - Science, 1965, N 150.

Kammer I.Т., Creager I.S. Marine geology and Cenozoic history of the Gulf of Anadyr . - Marine Geol., 1970, N 10.

Pewe T.L. Age of the spit at Barrow, Alaska . - Bull. Geol. Soc. Amer., 1962, vol. 73, N 10.

Tagg A.R., Green H.G. High-resolution seismic survey of an off-shore area Nome , Alaska . - Geol. Surv. Profess. Pap., 1973, N 759-A.

Scholl D.W., Hopkins D.M. Newly discovered Cenozoic Basins , Bering Sea Shelf, Alaska . - Amer. Petrol. Geol. Bull., 1969, N 10.

 

 

 

Ссылка на статью: 

Дегтяренко Ю.П., Пуминов А.П., Благовещенский М.Г. Береговые линии восточно-арктических морей в позднем плейстоцене и голоцене. - В кн.: Колебания уровня морей и океанов за 15 000 лет. М.: Наука, 1982. С. 179-185.



 



eXTReMe Tracker


Flag Counter

Яндекс.Метрика

Hosted by uCoz