В.С. Зархидзе, Е.Е. Мусатов

ОСНОВНЫЕ ЭТАПЫ ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ ЗАПАДНОЙ АРКТИКИ В ПОЗДНЕМ КАЙНОЗОЕ

Скачать *pdf

УДК 551.8: 551.77 (985)

 

Рассмотрены цикличность формирования природных обстановок в западном секторе Арктики. Палеогеографическое развитие региона в позднем кайнозое контролировалось сочетанием тектонического режима, климатических условий и тектоно-эвстатических глобальных колебаний уровня Мирового океана. В неотектонический этап сформировался океанический Евразийский суббассейн, обрушены континентальные окраины севера Евразии, возрождены эпиплатформенные орогены и щиты. Максимум распространения локального оледенения на шельфе предполагается в плиоцене.

Своеобразие развития региона в кайнозое было обусловлено его сопряженностью с двумя областями активного океанообразования: Норвежско-Гренландским бассейном (НГБ) в палеогене и Евразийским океаническим суббассейном - в неогене и плейстоцене. Разработка авторами этого положения [Зархидзе, 1987а; 1987б; Зархидзе и др., 1987] позволила по-новому оценить палеогеографическую обстановку, выявить логические связи между колебаниями климата и спецификой осадконакопления, определив причину коренного различия этих взаимосвязанных процессов в западном и восточном районах Арктического шельфа СССР. С появлением новых биостратиграфических и геофизических (в основном сейсмоакустических) материалов наметилась возможность существенно уточнить ряд моментов палеогеографической эволюции.

В составе верхнекайнозойского чехла Баренцево-Карского шельфа различными исследователями выделяются от 3 до 9 сейсмоакустических комплексов [Арктический шельф…, 1987; Крапивнер и др., 1986; Самойлович и Скоробогатько, 1986; Solheim & Kristoffersen, 1984]. Последние, являясь «немыми» в биостратиграфическом плане, обладают информативностью в структурно-тектоническом отношении, позволяя анализировать характер взаимоотношений в пространстве различных геологических тел со сходными физико-химическими параметрами слагающего их вещества. Сейсмоакустические комплексы обычно ограничены эрозионными контактами в виде угловых несогласий или денудационных перерывов с речными палеоврезами, выполненными аллювиальными фациями. Эффективность работы с материалами сейсмоакустического профилирования многократно усиливается при использовании разрезов картировочных скважин на шельфе и палеошельфе, что показано ниже.

Анализ эволюции Западно-Арктического шельфа в позднем кайнозое предваряется краткой характеристикой палеогенового этапа.

В палеоцене значительная часть региона представляла собой низменную сушу. Морские осадки накапливались лишь на южной и восточной окраинах НГБ, проходившего в своем развитии первые этапы формирования океана - сводообразование в центральных частях, континентальный рифтогенез и излияния базальтовых лав [Зархидзе, 1984; Эльдхольм и др., 1984]. Формирование осадочных бассейнов на периферии будущего океана фиксируется в основном по геофизическим данным [Удинцев, 1982; Эльдхольм и др., 1984]. Геологические материалы, свидетельствующие о начале образования морских обстановок на западной окраине шельфа, имеются пока только по Шпицбергену [Лившиц, 1973].

Эоцен в Западной Арктике - время максимального распространения трансгрессии. Однако ее развитие в пределах баренцевоморского шельфа протекало автономно, и возникший здесь морской бассейн не был связан с палеогеновым Западно-Сибирским бассейном, оформившимся еще в лейасе и эволюционировавшим в рамках своей тектонической программы.

Переломным этапом в развитии Западно-Арктического шельфа и всей структуры Северного Ледовитого океана был олигоцен: в эту эпоху окончательно оформилась впадина будущего океанического НГБ, «фронт океанизации» вплотную подошел к западным окраинам современного глубоководного Арктического бассейна. Процессы океанизации (сводообразование, основной вулканизм, обрушение, океанический рифтогенез и формирование типичной морфоструктуры океанической впадины) сместились в неогене в пределы Евразийского бассейна. На месте Западно-Арктического шельфа начала развиваться обширная суша, в пределах которой образовался ряд крупных сводовых поднятий - Свальбардское, Грумантское и крупнейшее - Карское.

Эволюция Западно-Арктической суши (ЗАС) в позднем кайнозое также была обусловлена ее сопряженностью в тектоническом развитии с двумя океаническими впадинами, для которых рассматриваемый регион, начиная с неогена, являлся общим шельфом. Этот факт оказался ключевым в расшифровке палеогеографических обстановок в Западной Арктике в позднем кайнозое.

Анализ сейсмоакустических профилей, разрезов скважин в море и на палеошельфе и донных колонок на шельфе выявил четкую цикличность строения верхнекайнозойского осадочного чехла; в его составе выделен ряд сейсмостратиграфических комплексов (ССК), хорошо коррелирующихся с циклами осадочного чехла палеошельфа [Зархидзе, 1984; Крапивнер и др., 1986; Самойлович и Скоробогатько, 1986; Solheim & Kristoffersen, 1984]. Наши исследования, основанные на геофизических материалах подразделений ПГО «Севморгеология» и ВСЕГЕИ (в полевых и камеральных работах которых авторы принимали участие), а также на качественно новых биостратиграфических данных, полученных в пределах приморских равнин Европейского севера, позволили существенно уточнить разрез и, выделив кайнозойские ССК на всей площади шельфа, поднять палеогеографический анализ на новую ступень. Учтены также сейсмостратиграфические построения норвежских геологов [Solheim & Kristoffersen, 1984]. Основные этапы эволюции региона в позднем кайнозое приведены на рисунках 1 и 2.  

Рисунок 1     Рисунок 2

Миоцен - время активного формирования Евразийского океанического суббассейна по программе палеогенового развития НГБ. На значительной части Западно-Арктического шельфа продолжалось развитие ЗАС, основными элементами которой на различных этапах были пояса приокеанических поднятий Свальбард - Земля Франца Иосифа - Северная Земля и Западный Шпицберген - о-в Медвежий - Скандинавия, а также Карское сводовое поднятие. Миоцен был временем интенсивных тектонических перестроек. Ю.Я. Лившиц, отмечает, что «в постолигоценовое время... наступил период самых интенсивных тектонических движений за всю платформенную историю Шпицбергена» [Лившиц, 1973]. Пока нет достоверных данных о ходе миоценовых преобразований на других архипелагах, но даже самый общий анализ их рельефа подтверждает наличие в их тектонических границах сводовых поднятий, лишь в плиоцене-плейстоцене расчлененных на отдельные острова в процессе дальнейшей деструкции северной и западной окраин Баренцево-Карской плиты.

Основной особенностью палеогеографических; обстановок миоцена было наличие в пределах ЗАС разветвленной палеогидросети (рис. 1, а), способствовавшей интенсивному размыву рыхлого чехла преимущественно палеоценовых и эоценовых осадков. Реконструкция ее проводилась по сейсмоакустическим данным, при этом на карту наносились точки, где на сейсмопрофилях зафиксированы палеоврезы в кровле донеогеновых пород. Затем палеодолины разбраковывались по возрасту сейсмостратиграфических комплексов верхнекайнозойского чехла, которые они прорезают. Во внимание принимались относительные и абсолютные глубины палеоврезов (до 100-150 и 550 м соответственно) и мощности их осадочного выполнения. Тальвеги трассировались вдоль днищ депрессий, установленных в кровле донеогеновых пород, по направлению к береговым линиям палеобассейнов. Относительный уровень последних определялся путем сейсмостратиграфического анализа. Материалы по фрагментам палеогидросети в пределах Карского свода, выявленные геолого-геоморфологическими методами, частично заимствованы из работ А.С. Красножен [1982] (первоначально она отнесла эту гидросеть к среднеплейстоценовому времени, но позднее [Красножен и др., 1986], на основе более тщательного анализа, - к неогену) и А.Н. Ласточкина [1977].

Снос осадочного материала с ЗАС в миоцене осуществлялся частично в океанические впадины на запад и север, где у подножий континентального склона формировались мощные толщи терригенных осадков. Однако, судя по характеру палеогидросети, осадочный бассейн располагался также и к югу от ЗАС. Здесь, видимо, был сформирован обширный, вытянутый с запада на восток, внутриконтинентальный бассейн, слабо сообщавшийся с глубоководным Арктическим бассейном через пролив между Североземельским сводовым поднятием и п-вом Таймыр. О характере накапливавшихся на палеошельфе осадков свидетельствуют отложения вангурейской толщи (am, la N 11-2) и просундуйской свиты (т, am N12-3).

Вангурейская толща выделена В.С. Зархидзе и В.И. Владимировым в разрезе скв. 501 (инт. 153,0- 231,5 м ), расположенной на междуречье pp. Ярен-Ю и Яйгорью к востоку от устья р. Печора (абс. отметка устья скважины 31,5 м ). Здесь под древнеаллювиальными каменскими отложениями (aN22?) вскрываются (сверху вниз):

1. Глина серая, плотная, с редкими гравием и обломками раковин, с включениями пирита и примазками вивианита. В интервалах 153-154 и 162,5- 163,5 м - глины тонкоплитчатые, горизонтально-слоистые, с присыпками песка светло-серого, мелкозернистого по наслоению. Мощность - 15,8 м .

2. Глина зеленовато-серая, жирная, мелкооскольчатая, с обломками раковин, редким гравием и отдельными гальками и валунами песчаников и известняков диаметром 0,15- 0,30 м . Мощность - 12 м .

3. Глина алевритистая, серая, массивная с очень редкими включениями гравия. Мощность - 2,1 м .

4. Песок светло-серый, мелкозернистый и тонкозернистый, кварцевый с тонкими прослоями серых алевритов, редкой мелкой галькой и обломками бурого угля. Мощность - 22 м .

5. Суглинок серый, мелкооскольчатый с редким гравием. Мощность - 1 м .

6. Песок светло-серый, мелкозернистый, кварцевый с редкими прослоями светло-серых алевритов и мелким гравием. Мощность - 20 м .

В слоях 1-3 и 5 обнаружены сходные спорово-пыльцевые комплексы, принадлежащие к лесным спектрам. Преобладает пыльца сосны и ели (среди них Pinus cristata, P. protocembra), а также Tsuga crispa. Разнообразно представлена пыльца Quercus, Salix, Castanea, Fagus, Betula. Отмечаются Alnus, Podocarpus, Pterocaria, Carpinus, Corylus, Ilex и др. Присутствуют споры Osmunda, Lycopodium. Травянистые представлены единичной пыльцой маревых, полыней (определения палинолога С.И. Чанчина, ПГО «Архангельскгеология»). Подобный характер растительности позволяет отнести вмещающие отложения к раннему неогену.

Вышележащая просундуйская свита охарактеризована нами ранее [Зархидзе, 1984], а ее положение в разрезе освещено В.Л. Яхимович [Яхимович и др., 1985]. Известное сходство комплекса присундуйских фораминифер в стратотипическом разрезе (материалы О.Ф. Барановской) с позднемиоценовыми комплексами Карпат позволяет предположить, что временами Западно-Арктический внутриконтинентальный бассейн сообщался с ранненеогеновыми бассейнами Паратетиса. В этом, вероятно, сказалось воздействие на палеогеографическую обстановку в Арктике еще одного «надрегионального» фактора - глобальных колебаний уровня Мирового океана.

Можно предположить, что сходство «припечорских» позднемиоценовых фаун с карпатскими объясняется временным соединением бассейнов в период, совпавший с «приокеаническими» воздыманиями крупных массивов суши: Фенноскандии близ НГБ и ЗАС - близ двух развивающихся океанических бассейнов (НГБ и Евразийского). При этом, вероятно, формировались сопряженные в развитии впадины (или системы впадин), каковыми и являлись Западно-Арктический внутриконтинентальный бассейн, бассейны Северо-Европейские и Паратетиса. Гидробиологические связи между ними возникали и усиливались в эпохи тектоно-эвстатических повышений уровня Мирового океана. О наличии в олигоцене-миоцене подобной связи свидетельствует общность видов фораминифер и некоторых моллюсков (на видовом, чаще - на родовом уровнях) в морях Арктики, севера Европы и Паратетиса [Барановская и Зархидзе, 1985].

Подводя итог описанию палеогеографических обстановок Западной Арктики в миоцене, следует отметить:

1. В эту эпоху создалась уникальная палеогеографическая ситуация: на месте современных акваторий Баренцева и Карского морей в олигоцене - раннем миоцене структурно оформилась обширная суша (примерно в тектонических границах Баренцево-Карской окраинно-материковой плиты), видимо, с двумя формирующимися у ее западных и северных окраин молодыми океаническими впадинами.

2. У южных границ ЗАС возник бассейн (система бассейнов), соединявшийся с глубоководными  впадинами, возможно, лишь в периоды повышений уровня Мирового океана.

3. В миоцене, как и впоследствии, очевидно, чередовались периоды расширения гидробиологических связей Западно-Арктического бассейна с Северо-Европейскими, глубоководным Арктическим бассейнами и НГБ. На рис. 1, а показана ситуация этапа гидробиологической изоляции в условиях падения уровня Мирового океана.

4. Возникновение ЗАС в неогене имело большое значение для формирования природных обстановок во всей Арктике: атлантические течения, поворачивая вдоль западной окраины палеосуши и проходя мимо восточной Гренландии, входили в Арктический бассейн, способствуя потеплению на его периферии - Канадском Арктическом архипелаге, Аляске и Восточно-Арктическом шельфе.

5. Возникновение такой палеогеографической ситуации в миоцене, как и последующая ее эволюция, обусловлены, прежде всего, тектоническими причинами. Колебания уровня Мирового океана лишь усложняли тенденцию тектонического развития. Активизация процессов формирования океанических впадин в неогене способствовала существованию по их периферии континентального массива в течение почти 20 млн. лет. В эпохи повышений уровня Мирового океана происходило смещение береговой линии в пределах ЗАС, а также некоторое изменение в темпах литодинамических процессов в береговой зоне и на дне бассейна. Понижения базиса эрозии при глобальных падениях уровня океана приводили к интенсивному врезанию палеорек. Следовательно, знаменитые «мессинские» позднемиоценовые врезы можно ожидать, прежде всего, в пределах массивов суши, окружавших Западно-Арктический осадочный бассейн. Последний же, вероятно, меняя свой уровень и очертания, никогда в неогене не осушался полностью, даже в мессинское время.

Плиоцен - эпоха дальнейшего активного развития океанических впадин, для которых рассматриваемый регион являлся общим шельфом. Это привело к началу постепенной деградации возникшей ранее суши. Ее расчленение на отдельные массивы, усиливавшееся при повышениях уровня Мирового океана, приводило к значительным изменениям гидробиологических обстановок и климата. Палеогеографическая ситуация по-прежнему определялась развитием ЗАС и сопряженного с ней внутриконтинентального осадочного бассейна. О характере осадконакопления в нем можно судить по отложениям колвинской (N13 - N21) и падимейской (N22) серий, а также верхнеплиоценовых хайпудырской и варандейской свит [Решения…, 1986]. В плиоцене процессы формирования осадочного чехла были более сложными (образование внутрицикловых несогласий, смещение береговых линий, многофазность трансгрессий). Практически во всех свитах плиоцена имеются фации, свидетельствующие о нарастающем во времени преобладании гляциоморского осадконакопления. Диамиктиты в колвинской серии отмечаются лишь в виде отдельных маломощных (до 5- 7 м ) прослоев в основании разрезов свит. В свитах падимейской серии (за исключением каменского аллювия) диамиктиты занимают уже до 30-50 % от их объема, а верхнеплиоценовые отложения в целом имеют преимущественно гляциоморской генезис. Этот феномен связан со своеобразием эволюции палеогеографических обстановок в плиоцене, о котором сказано выше. О происшедших изменениях свидетельствует и иной (по сравнению с миоценовой) характер плиоценовой погребенной речной сети; ее сложный рисунок (рис. 1, б) связан с преобразованием структурно-тектонического плана, неоднократными вторжениями северо-атлантических вод, а также с возрастающей ролью нового для Западно-Арктического шельфа процесса - формирования значительных массивов морских льдов и ледниковых куполов и их последующей деградации.

Об усилении тектонических движений разного ранга свидетельствуют, прежде всего, изменения в очертаниях ЗАС: в ее пределах закладываются (или возрождаются) депрессии - будущие приокеанические желоба (Нордкапский, Медвежинский, Франц-Виктория, Святой Анны, Воронина). Единый еще в миоцене континентальный массив приобрел более сложные очертания, о чем свидетельствует и расположение речных палеодолин. В Западно-Арктическом осадочном бассейне (в пределах современного палеошельфа) установился прерывистый характер седиментации, о чем свидетельствует наличие угловых и стратиграфических несогласий между свитами, местных и региональных размывов, фрагментов палеоврезов между различными стратиграфическими подразделениями плиоцена. Анализ мощностей и фаций при корреляции разрезов скважин на шельфе и палеошельфе указывает на неоднократные смены структурно-тектонического плана; последнее отражалось в изменениях береговых линий плиоценовых бассейнов (морских и озерных), периодических миграциях областей сноса и накопления. Намечается закономерная периодическая смена широтных (субширотных) и меридиональных (субмеридиональных) направлений палеогеографических элементов.

Сложность морфоструктурного плана ЗАС в плиоцене проявилась при неоднократных (по меньшей мере, двукратных) повышениях уровня Мирового океана. В эти периоды расширения границ осадочного бассейна (или нескольких бассейнов) происходило его соединение с НГБ главным образом через впадину формировавшегося в плиоцене Нордкапского прогиба. Эти события отразились в появлении атлантической фауны в разрезах падимейской серии Тимано-Уральской области [Зархидзе, 1966; 1970; 1971], а также в плиоценовых отложениях севера Западной Сибири и п-ова Таймыр (в плиоценовых отложениях Таймыра заметно влияние «североокеанских» и «тихоокеанских» фаун. Их периодическое появление связано, возможно, с расширением границ Западно-Арктического бассейна в районе Енисей-Хатангского прогиба и пролива Вилькицкого). Этапность колебаний уровня океана выражалась также в периодическом расчленении ЗАС на отдельные крупные архипелаги. Так, к западу и востоку от Новой Земли на шельфе по крайней мере дважды возникали опресненные бассейны, о чем свидетельствует характер обнаруженной в прибрежных районах фауны. Наконец, рисунок плиоценовой палеогидросети (рис. 1, б) без разбраковки по отдельным этапам также подтверждает сказанное. В границах Нордкапского прогиба палеодолины фиксируются зачастую в виде отдельных фрагментов (временных проток), возникающих обычно по периферии суши в периодически затапливаемых зонах. Подобные «бессточные» переуглубления, устанавливаются на многих сейсмоакустических профилях, пересекающих депрессии в дочетвертичном рельефе на шельфе.

Таким образом, палеогеографическая эволюция Западной Арктики в плиоцене происходила под влиянием двух основных факторов - тектонического (по двум неотектоническим программам: формирование океанических впадин у западных и северных окраин шельфа и возрождение орогенов, характерное для неогена) и эвстатического. Их сочетание привело к природным обстановкам, благоприятным для возникновения и развития нового для Западной Арктики феномена - оледенения.

Рассмотрим этот вопрос более обстоятельно.

Возникновение в конце палеогена ЗАС на месте акваторий Баренцева и Карского морей было главной причиной изменения природных обстановок в Северном полушарии. На этой основе попытаемся реконструировать снежно-ледовые условия в пределах суши, граничащей с океаническими бассейнами: Гренландии, Скандинавии, ЗАС, Таймыра. Выявляется возможность возникновения здесь обширных снежно-ледовых полей и площадей развития морских льдов. Такие условия в Арктике возникали неоднократно, начиная, по меньшей мере, с раннего плиоцена (5,0-5,2 млн. лет) в глубоководном Арктическом бассейне и со среднего плиоцена (3,0-3,5 млн. лет) в море Баффина и Норвежско-Гренландском бассейне. ЗАС развивалась в олигоцене как шельфовая область НГБ, а с миоцена - как шельф и Евразийского бассейна. Этим определялось сложное влияние океанических акваторий на формирование климата в пределах ЗАС. Зимний снежный покров, судя по ископаемым флорам, был, несомненно, развит здесь еще в олигоцене. Постоянное наличие в Евразийском суббассейне с момента его зарождения морских льдов, вероятно, привело к увеличению продолжительности снежного покрова, высокое альбедо которого, по гипотезе X. Лэмба [Lamb, 1955; 1964], вызывало тропосферные похолодания. Они, в свою очередь, приводили к формированию барической ложбины в высотной циркуляции атмосферы, что создавало благоприятные условия для проникновения в регион циклонов; далее этот процесс прогрессирующего накопления снежно-ледовых масс шел уже известным путем [Взаимодействие…, 1987]. Долговременным источником обильного снежного питания была, прежде всего, Северная Атлантика, а также НГБ, которые могли «породить» оледенение в Гренландии, Скандинавии и на Западно-Арктической суше. В каждом из этих регионов ледниковые циклы реализовывались по-разному.

Появление ледниково-морских осадков в море Баффина в раннем-среднем плиоцене свидетельствует о раннеплиоценовом оледенении в Гренландии в обстановке контакта последней с двумя крупными водными бассейнами на западе и востоке, характеризующимися сложной системой теплых и холодных течений, каждый из которых был источником питания снежных массивов и ледников на суше. Трудно сказать, начались ли эти процессы еще в олигоцене, когда существовало обширное сводовое поднятие во Внутригренландской впадине, или уже после обрушения свода. Несомненно одно: с раннего-среднего плиоцена в Северном полушарии возник постоянный крупный центр материкового похолодания, под воздействием которого в отдельные этапы возникали и самостоятельно эволюционировали другие центры оледенения.

Анализируя возможности возникновения оледенений и их типы, нельзя не затронуть вопрос об источниках питания ледников. Первостепенной является проблема направления переноса влаги, т.е. преобладающего направления ветров, которая пока разрешима лишь в самом общем виде. Современные наблюдения на арктических островах показывают, что выводные ледники формируются, прежде всего, на наветренных к осадконесущим ветрам берегах. Но на значительных массивах островной суши закономерности другие: здесь играют роль не только главные румбы, но и факторы возмущения поля ветра региональными особенностями рельефа. Большая часть горных ледников и снежников располагается на подветренных склонах. В общем случае, аккумуляция твердых осадков максимальна на первых встреченных потоком влажного воздуха преградах (в первую очередь на горных хребтах). Это очень важно для Западной Арктики: в олигоцене-миоцене влагоперенос осуществляется вдоль западных окраин ЗАС, и твердые осадки могли аккумулироваться в горах Шпицбергена, а при проникновении влагонасыщенных воздушных масс далее на восток - в горах Новой Земли. В плиоцене система влагопереноса была более сложной: атмосферные осадки поступали не только из НГБ, но и из Арктического бассейна, и центрами оледенения могли быть все возвышенные массивы Западной Арктики, включая окраинные архипелаги.

По результатам анализа, приведенным в работе [Взаимодействие…, 1987], вся Западная Арктика, Евразийский суббассейн и значительная часть Канадского Арктического архипелага (не говоря уже о Гренландии и Фенноскандии) относятся к областям атлантического питания. Такой же, а возможно большей, была эта область в плиоцене, когда теплые течения проникали в Арктический бассейн, отепляя северное побережье Америки, а в эпохи существования сухопутной Берингии - и Северо-Востока СССР. Важно и то, что область атлантического питания совпадает с «морскими» зонами льдообразования, под которыми понимаются районы, где за зиму ледники теряют меньше тепла, чем получают летом за счет выделения тепла при замерзании талой воды [Взаимодействие…, 1987]. Все это характерно сейчас для Европы, западной и юго-западной частей Баренцева моря; остальная часть Арктики, включая шельфы и океан, из-за малого количества годовых осадков относится ныне к «континентальному набору зон льдообразования» [Взаимодействие…, 1987; Гросвальд, 1983]. В неогене, благодаря теплым атлантическим течениям, проникавшим в Северный Ледовитый океан, количество осадков резко возрастало и создавались условия для образования значительных масс льда. К ледникам «морского» типа, где конденсация преобладает над испарением, ныне относятся, прежде всего, ледники Новой, Земли, а в прошлом - ледники всей Западно-Арктической суши.

Итак, зарождение оледенений начинается с увеличения площадей снежного покрова и морских льдов. Высокие широты в этих условиях становятся особенно чувствительными к изменениям климата. В.М. Котляков и М.Г. Гросвальд [Взаимодействие…, 1987] отметили ряд положений, важных для понимания этого обстоятельства:

1. Существует эффект так называемого «полярного усиления», благодаря которому фактическое похолодание здесь может в 4-5 раз превысить среднеглобальное.

2. Характерное для полярных районов снижение снеговой линии приводит к быстрому росту площадей суши со снежным покровом и акватории - с морскими льдами, что повышает альбедо и, как следствие, усиливает похолодание.

3. Над заснеженными и ледовыми массивами возникают холодные барические ложбины, по которым вторгаются циклоны, приводящие к росту твердых осадков [Захаров, 1976; Lockwood, 1980; Williams, 1978].

Таким образом, акватории остаются теплыми во время роста ледников на суше и служат источниками для их питания. При этом снижается влияние адвекции атлантических вод в Арктике и увеличиваются площади и толщины морских льдов. Совершенно очевидно, что ледники Арктики даже в максимум своего развития в плиоцене, не формировали единого купола, а существовали в виде отдельных массивов, причем Западно-Арктический и, тем более, Скандинавский имели сложный рельеф. У каждого из ледников был свой режим питания и развития; объединяло их только одно - по их морской периферии существовали круглогодичные центры низкого давления, и этим они активно воздействовали на атмосферу.

Реальность существования подобных палеогеографических ситуаций в плиоцене подтверждается, как отмечалось выше, появлением в разрезах плиоцена толщ ледниково-морских осадков. Характер их структурно-текстурных особенностей, состав и изменения морских ископаемых организмов по разрезу свидетельствуют о накоплении этих толщ в широком диапазоне бассейновых обстановок. На контакте с плиоценовыми ледниками накапливались отложения, ничем не отличающиеся от современных, формирующихся в приледниковых морских, озерных и лагунных бассейнах [Drewry, 1986].

Увеличение площади водных бассейнов - источников повышенной увлажненности - способствовало интенсивному накоплению твердых осадков в зимнее время и, соответственно, росту ледников. В плиоцене четко определилась роль каждого из приведенных выше факторов развития региона: климатические изменения контролировались палеоокеанологической ситуацией, которая возникла в Западной Арктике в результате тектонической эволюции пограничных океанических бассейнов. Преобразования морфоструктурного плана отражались в миграциях границ осадочных бассейнов, что особенно ярко проявлялось в периоды повышений уровня Мирового океана. ЗАС в плиоцене по-прежнему оставалась главной областью сноса рыхлого осадочного материала, а глубина эрозионно-денудационного среза здесь достигла кровли нижнемеловых и верхнеюрских пород. О масштабах этого процесса свидетельствуют мощности накопленных в Западно-Арктическом бассейне плиоценовых осадков, достигающие на палеошельфе в сумме 400- 500 м .

Плейстоцен. В начальные этапы его произошли распад ЗАС и радикальная морфоструктурная перестройка всей Западной Арктики. Палеогеографическая ситуация раннего-среднего плейстоцена изображена на рис. 2, а. В это время начинается структурное оформление арктических архипелагов; оледенение в виде незначительных куполов локализуется в возвышенных районах континентального массива. Следы деятельности ранне(?) - среднеплейстоценовых ледников фиксируются на современном шельфе в виде стадиальных краевых форм конечных образований и фрагментов плаща донной морены. Часть краевых форм Новоземельского ледника закартирована на Карском побережье Северного острова Новой Земли. А.С. Красножен реконструировала очертания этого ледникового массива, поместив большую его часть на прилегавшую к архипелагу низменную сушу - восточную окраину современной акватории Баренцева моря. Эти палеогеографические построения подтвердились в результате исследований сотрудников Института Океанологии АН СССР [Арктический…, 1987].

Интенсивное осадконакопление по-прежнему было сосредоточено в основном в осадочных бассейнах по окраинам ЗАС. Крупнейшие из них - на палеошельфе европейского Северо-Востока и Западной Сибири - были, возможно, длительное время изолированы друг от друга (прежде всего, в результате воздымания Урало-Новоземельской складчатой зоны) и соединялись лишь в периоды повышений уровня Мирового океана. Их изоляция от Норвежско-Гренландского бассейна способствовала формированию суровых климатических условий в Западной Арктике. С другой стороны, существование значительных водных бассейнов по обе стороны от горных сооружений Урала и Фенноскандии было причиной образования в их пределах горно-долинного, а временами, возможно, и горно-покровного оледенений, краевые части которых находились в активном контакте с акваториями. Основная масса осадков, сформированных в это время, представлена в ледниково-морских фациях, в некоторых районах их мощности достигают 100- 150 м . Авторы отдают себе отчет в том, что ранне-среднеплейстоценовый возраст этого комплекса осадков, практически ничем не подтвержден и может быть более древним, верхнеплиоценовым (в интервале 0,7-1,8 млн. лет).

В начале (?) среднего плейстоцена ЗАС прекратила свое существование, а Западно-Арктический бассейн испытал инверсию, и на его месте возникла суша. Осадконакопление сместилось в современные акватории Баренцева и Карского морей. Теплые атлантические течения получили доступ в центральные части современного шельфа и проходили в течение нескольких сотен тысяч лет вдоль северных окраин Евразии. Наступила эпоха бореальных трансгрессий (350-70 тыс. лет назад). Вдоль арктического побережья сформировались морские террасы, осадки которых содержат комплекс теплой бореальной фауны [Зархидзе, 1963; 1966; 1971]. Анализ по уран-ионию раковин бореальных моллюсков из разрезов верхнего кайнозоя Мезени, Северного Тимана, Канина Hoca и Новой Земли, выполненный в лабораториях ЛГУ (X.А. Арсланов) и Геологической Службы ФРГ (Герхардт Линке), показал их принадлежность к периоду, сопоставляемому с 7-й, 6-й (?) и 5-й изотопными стадиями. Результаты подобного же анализа раковин бореальных моллюсков, полученные В.А. Зубаковым по разрезам плейстоцена бассейна р. Енисей (320 и 230 тыс. лет), позволяют опустить нижнюю границу эпохи в основание 9-й изотопной стадии и, таким образом, воссоздать палеогеографическую картину, подобную той, которая была получена для трех эемских трансгрессий Западной Европы в рамках 9-й, 7-й и 5-й изотопных стадий [Боуэн, 1981].

В эпоху бореальных трансгрессий, продлившуюся до казанцевского времени позднего плейстоцена включительно, морские воды залили обширные пространства шельфа Евразии, ледники деградировали, а процессы формирования криолитозоны сместились вглубь континента и арктических архипелагов.

Переходя к описанию палеогеографии валдайского времени, следует отметить, что в последние годы в представлениях исследователей стала очевидной тенденция к уменьшению масштабов ранневалдайского (зырянского) оледенения. Авторы предполагают отсутствие следов его деятельности даже в пределах Кулойского выступа, вблизи такого потенциального центра оледенения, как Кольский п-ов. Здесь в интервале абс. отметок 70- 130 м обнаружено залегание прямо с поверхности маломощного плаща микулинских отложений площадью как минимум 1500 км2, с богатейшим комплексом бореальных моллюсков, сохранность которых и положение в разрезах исключают всякую возможность их переотложения. Зырянское оледенение, судя по краевым его формам, не выходило за пределы горных районов на арктических архипелагах; таким же оно было, видимо, на Урале и Кольском п-ове.

Палеогеография средневалдайского, каргинского времени воссоздается на основании изучения разрезов аллювиальных, озерных и морских осадков, датированных по 14С в интервале 48-33 тыс. лет назад. Этими отложениями сложена широко известная морская терраса в Печорской низменности и Западной Сибири с современными отметками 40- 60 м ; на Кольском п-ове и арктических архипелагах ее высоты достигают 200 м . Трансгрессия в это время была многофазовой, что фиксируется в геоморфологии и разрезах террас на о-вах Западной Арктики [Зархидзе, 1984; 1987; Красножен, 1982].

Наиболее дискуссионны проблемы палеогеографии сартанского времени. Ряд исследователей [Взаимодействие…, 1987; Гросвальд, 1983 и др.] соотносят с ним образование и развитие на Арктическом шельфе огромного ледникового щита, продвинувшегося на приморские равнины севера Евразии. Но в их построениях, прежде всего, весьма сомнителен механизм заполнения льдом шельфа за счет одновременного накопления снега на поверхности и промерзания морской воды снизу. Даже в современных условиях, очень далеких от оптимальных, максимальная толщина многолетнего льда в Карском море не превышает 3,0- 3,5 м . На островах Западной Арктики в районах современного оледенения отсутствуют следы поздневалдайских ледников, значительно превышающих по размерам голоценовые. Так, на Шпицбергене морены стадии семмельсдален (сартанские) фиксируются в трогообразных долинах на расстоянии всего нескольких километров от края современных ледников, зачастую не доходя даже до верховий фиордов. В этих условиях говорить о гляциоизостатической природе интенсивных голоценовых поднятий островов не приходится. И, наоборот, совершенно непонятным становится отсутствие сейчас на баренцевоморском шельфе высокой суши обязанной своим происхождением гляциоизостатическим воздыманиям, которые должны были бы возникнуть после деградации столь колоссального покровного оледенения, какое предполагают М.Г. Гросвальд [Взаимодействие…, 1987; Гросвальд, 1983] и его сторонники. Наконец, радиоуглеродные датировки несомненно морских отложений для последних 18-20 тыс. лет настолько «плотны», что просто не остается времени для развития Панарктического ледникового щита.

Анализ геологических материалов по Новой Земле [Красножен, 1982; Красножен и др., 1986] свидетельствует о широком развитии здесь перигляциальных обстановок в условиях непрерывного накопления озерно-аллювиальных и озёрно-болотных толщ в интервале 15310±650 - 8210±90 лет назад на гипсометрических уровнях от + 100 м до современного 0 м и ниже. Масштабы сартанского оледенения были даже менее значительными, чем в голоцене: на Южном о-ве его практически не было. Это следует связывать с отмеченной по анализу растительности сухостью климата. Речная сеть с западного побережья архипелага продолжалась на шельф, большей своею частью раскрываясь в изолированный бассейн, вытянутый по простиранию островов (рис. 2, б). Реки восточного побережья перехватывались крупной речной долиной, располагавшейся на месте еще не оформленного структурно Восточно-Новоземельского желоба. Подобные природные обстановки были, видимо, характерны для Северной Земли, Таймыра и п-вов Ямал и Гыданский.

В результате детального анализа данных батиметрии, сейсмо- и эхограмм и других гидрографических и геологических материалов по Баренцево-Карскому шельфу, проведенного Б.Г. Федоровым и Е.Е. Мусатовым, были выявлены фрагменты палеоврезов последней генерации; которые позволили воссоздать картину центробежных систем палеодолин, свидетельствующих об архипелаго-островных условиях в эпоху их формирования. Это подтверждается наличием непрерывных разрезов морских и ледниково-морских осадков позднеплейстоцен-голоценового возраста в ряде районов шельфа (в основном в унаследованных желобах и впадинах). Учет материалов норвежских [Solheim & Kristoffersen, 1984 и др.] и советских [Арктический…, 1987 и др.] исследователей, указывающих на развитие ледниковых отложений и форм рельефа на возвышенностях баренцевоморского шельфа, позволил предположить широкое распространение локального (островного) оледенения по типу Североземельского, масштабы которого контролировались в сартанское время размерами положительных морфоструктур дна Баренцева моря, а в начале голоцена - интенсивным изменением морфоструктурного плана. Для возникновения подобных ледников на Карском шельфе в позднем плейстоцене, очевидно, не хватало влаги.

Обширные полого-волнистые равнины севера Евразии в сартанское время представляли собой полярную пустыню, где в субаэральных условиях формировалась мощная криолитозона. Этот процесс сопровождался перераспределением влаги при промерзании, сегрегационным льдовыделением, обезвоживанием и уплотнением осадков, морозобойным растрескиванием и образованием полигональных жильных льдов. Затем в условиях прогрессирующего потепления произошла активизация рельефообразующих процессов, которые многократно усиливались в начале голоцена за счет термокарста и солифлюкции. Терригенный материал в виде оползней и пролювиальных конусов выноса аккумулировался у подножий водоразделов на прибортовых участках речных долин. Повышение уровня моря в голоцене вызвало интенсивное переформирование осадков в низовьях долин и в пределах зон воздействия трансгрессии. Все это привело к образованию в ряде районов так называемых диамиктонов долинного типа, иногда принимаемых за морены последнего оледенения. Примером подобных образований, видимо, является «морена стадии Мархида», изученная в долине р. Печора А.С. Лавровым и содержащая стволы берез и ольхи, датированные пребореальным периодом голоцена (9110±60 - 9310±60 лет назад).

Позднеплейстоцен-голоценовая трансгрессия на шельфе началась 12-15 тыс. лет назад. На ее начальных этапах в желобах и впадинах формировались осадки типа ленточных глин, затем - нормальные морские алевриты и пелиты, а на поднятиях - песчаные и гравийно-галечные отложения (на абс. отметках свыше -90 м ). В осадках начальной фазы трансгрессии отмечена обильная микрофауна, свидетельствующая об изменчивости гидробиологических условий при очевидном влиянии теплых атлантических вод. В процессе расширения площади морского бассейна происходила последняя крупная перестройка морфоструктурного плана, приведшая к мощным воздыманиям архипелагов и погружениям желобов, в первую очередь приокеанических и Восточно-Новоземельского, что связывается с деструкцией континентальной окраины в голоцене [Ласточкин, 1977]. В результате этого в бассейне изменялись генеральные направления движения струй атлантических течений, которые смещались из западных и центральных частей шельфа (где обнаружен планктон Норвежского моря) на юг и проходили вдоль современных побережий. На подводных возвышенностях с интенсивным гидродинамическим режимом по настоящее время формируются эдафогенные осадки за счет размыва палеозойских, мезозойских и палеогеновых пород, что свидетельствует о непрекращающейся неотектонической активности Западно-Арктического шельфа.

 

ЛИТЕРАТУРА

1. Арктический шельф Евразии в позднечетвертичное время (отв. ред. А.А. Аксенов). М., Наука, 1987. 275 с.

2. Барановская О.Ф., Зархидзе В.С. Биостратиграфические аспекты кайнозойской истории Арктического шельфа (фораминиферы, моллюски). Геологические события в истории плиоцена и плейстоцена южных и северных морей. Уфа, 1985, с. 16-32.

3. Боуэн Д. Четвертичная геология. М., Мир, 1981. 272 с.

4. Взаимодействие оледенения с атмосферой и океаном (отв. ред. В.М. Котляков, М.Г. Гросвальд). М., Наука, 1987. 248 с.

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

6. Захаров В.А. Льды Арктики. Л., Гидрометеоиздат, 1976. 185 с.

7. Зархидзе В.С. К истории развития юго-восточной части Баренцева моря и его фауны с верхнечетвертичного времени. Кайнозойский покров Большеземельской тундры. М., изд-во МГУ, 1963. С. 91-99.

8. Зархидзе В.С. История развития Тимано-Уральской области в связи с изучением ископаемых комплексов моллюсков. Геология кайнозоя севера европейской части СССР. М., изд-во МГУ, 1966. С. 211-224.

9. Зархидзе В.С. История развития фауны морских моллюсков приатлантического сектора Арктики в позднем кайнозое. Северный Ледовитый океан и его побережье в кайнозое. М., Гидрометеоиздат, 1970. С. 186-193.

10. Зархидзе В.С. Комплексы моллюсков из неогеновых отложений Тимано-Уральской области и их стратиграфическое значение. Стратиграфия неогена Востока европейской части СССР. М., Недра, 1971. С. 252-259.

11. Зархидзе В.С. Позднекайнозойский (неоген-четвертичный) период. Моря Советской Арктики. Геологическое строение СССР и закономерности размещения полезных ископаемых, т. 9. Л ., Недра, 1984. С. 180-191.

12. Зархидзе В.С. Кайнозойская история малакофауны Северного Ледовитого океана. Моллюски. Результаты и перспективы их исследований Л. Наука, 1987. С. 74-76.

13. Зархидзе В.С. Палеогеография Северного Ледовитого океана в кайнозое. Геология, геофизика и геохимия океана (осадочный слой; палеоокеанология). Тез. докл. 3 съезда советских океанологов. Л., Гидрометеоиздат, 1987. С. 102-104.

14. Зархидзе В.С., Красножен А.С., Лившиц Ю.Я. и др. История развития Западно-Арктического шельфа в кайнозое. Геология, геофизика и геохимия океана (твердая кора океана, зоны перехода). Тез. докл. 3 съезда советских океанологов. Л., Гидрометеоиздат, 1987. С. 97-99.

15. 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.

16. Красножен А.С. История новейшего развития южной части Новой Земли. Геология Южного острова Новой Земли. Л., изд-во ПГО «Севморгеология», 1982. С. 100-108.

17. Красножен А.С., Барановская О.Ф., Зархидзе В.С., Малясова Е.С. Стратиграфия и основные этапы геологического развития архипелага Новая Земля в кайнозое. Кайнозой шельфа и островов Советской Арктики. Л., изд-во ПГО «Севморгеология», 1986. С. 23-26.

18. Ласточкин А.Н. Подводные долины северного шельфа Евразии. Изв. ВГО, т. 109, вып. 5, 1977, с. 412-417.

19. Лившиц Ю.Я. Палеогеновые отложения и платформенная структура Шпицбергена. Л., Недра, 1973. 159 с.

20. Решения 2 Межведомственного Стратиграфического Совещания по четвертичной системе Восточно-Европейской платформы. Л., 1986. С. 34-37.

21. 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.

22. Удинцев Г.Б. Примечание к разделу «Тектоника дна океана». Геология дна океана. М., Наука, 1982. С. 182-188.

23. Эльдхольм О., Майр А.М., Сундвор Е. Строение и развитие континентальной окраины Норвежско-Гренландского моря. Геология Арктики. Доклады 27 МГК, т. 4. М ., Наука, 1984. С. 37-51.

24. Яхимович В.Л. и др. Геохронологическая корреляция геологических событий плиоцена и плейстоцена Волго-Уральской области. Геологические события в истории плиоцена и плейстоцена южных и северных морей. Уфа, 1985. С. 5-15.

25. Drewry D. Glacial geologic processes. Cambridge , 1986, 286 p.

26. Lamb H.H. Two-way relationship between the snow or ice limit and 100-150 mb thickness in the overlying atmosphere. Quart. J. Roy. Meteorol. Soc., 1955, v. 8, pp. 172-189.

27. Lamb H.H. The role of atmosphere and oceans in relation to climatic changes and the growth of ice sheet on land. Problems of palaeoclimatology, L. etc., 1964.

28. Lockwood J.G. Milankovitch theory and ice ages. Progr. Phys. Geogr., 1980, v. 4, N 1, p. 79-87.

29. Solheim A., Kristoffersen Y. Sediments above the upper regional unconformity: thickness, seismic stratigraphy and outline of the glacial history. Norsk Polarinstitute, Oslo , 1984, 179b, 26 p.

30. Williams L.D. Ice-sheet initiation and climatic influences of expanded snow-cover in Arctic Canada. Quatern. Res., 1978, v. 10, N 2, pp. 141-149.

 

 

Ссылка на статью:

 

Зархидзе В.С., Мусатов Е.Е. Основные этапы палеогеографического развития Западной Арктики в позднем кайнозое. // Критерии прогноза минерального сырья в приповерхностных образованиях севера Западной Сибири и Урала. Тюмень, ЗапСибНИГНИ, 1989, с. 123-140.

.

 



вернуться на главную



eXTReMe Tracker

 
Яндекс.Метрика

Hosted by uCoz