Криолитозона арктического шельфа Восточной Сибири
(современное состояние и история развития в среднем плейстоцене - голоцене)

Глава 3. Геологическое развитие шельфа и сценарий регрессий и трансгрессий моря.

Наиболее сильно действовавшим фактором, определявшим формирование и эволюцию шельфовой КЛЗ, являлись регрессии и трансгрессии моря. Особенно тесно современное состояние КЛЗ связано с последним максимумом регрессии (20-15 т.л.н.) и последней трансгрессией моря (15-13 т.л.н.- современность). Поэтому, а также в связи с существенно разной изученностью, сценарий регрессий и трансгрессий для интервала от 400 до 20-15 т.л.н. составлен с допущением неизменности современного рельефа шельфа в прошлом, а для последних 20-15 т.л. - с учетом изменений рельефа шельфа.

Интервал от 400 до 20-15 т.л.н. Геологическое развитие шельфа Восточной Сибири в условиях слабо выраженных тектонических движений следовало за циклическими колебаниями глобального климата и уровня моря. Основным являлся связанный с вариациями эксцентриситета земной орбиты 100-тысячелетний цикл, наиболее отчетливо проявленный в изотопно-геохимических кривых в последний миллион лет. Автором выдвинуты представления о геокриологической цикличности на шельфе, отражающей климатические и гляциоэвстатические 100-тысячелетние циклы. Существование таких геокриологических циклов иллюстрируется наибольшей их выраженностью как в колебаниях температуры воздуха и пород (рис.1-Б,В,Г), так и в колебаниях уровня моря (рис.1-А), являющихся основными факторами формирования и многолетней динамики КЛЗ шельфа Восточной Сибири. Представления о руководящей роли 100-тысячелетних циклов в динамике КЛЗ по крайней мере в последние 400 тыс. лет являются развитием сложившихся в геокриологии представлений о цикличности криогенеза литосферы, связанной с циклами охлаждения - нагревания, промерзания - протаивания различной периодичности.

Геокриологическая цикличность выражается в смене направленности (аградации, деградации) в развитии толщ шельфовых ММП. Аградация толщ ММП происходила в периоды крупных похолоданий (ранга ледниковий) - криохроны - и регрессий моря. Их продолжительность составляла преобладающую часть продолжительности (85-90%) каждого 100-тысячелетнего климатического и гляциоэвстатического цикла. Она выражалась в понижении t_ср и увеличении мощности ММП, изменении строения КЛЗ, в промерзании засоленных морских осадков, в преобразовании ионно-солевого состава подземных вод и локализации мест их разгрузки вплоть до прекращения последней. Ведущим процессом криолитогенеза в регрессивные эпохи являлась аккумуляция сильнольдистых синкриогенных континентальных отложений ЛК, насыщенных мощными ПЖЛ. Аккумуляция ЛК на осушавшемся шельфе определялась существенно меньшими уклонами его поверхности (0,12-0,2 м/км), чем на низменностях (преимущественно 0,4-1м/км). Впервые это было показано С.Д.Зимовым.

Периоды потеплений (ранга межледниковий) - термохроны - и трансгрессий моря являлись периодами деградации толщ ММП и развития деструктивных криогенных процессов по отложениям ЛК, объемная льдистость которых достигала 70-95%. Продолжительность каждых термохрона и периода трансгрессий в последние 400 т.л. (МИС-11с; МИС-9е; МИС-7с или 7е; МИС-5е; МИС-1) не превышала 10-15 т.л. А продолжительность термических оптимумов, судя по продолжительности голоценового оптимума, вряд ли была больше, чем 1-2 тыс. лет (рис.1-Б,В). Повышение температуры пород, особенно значительное (с -15÷-25 до -1÷-1,8^oС), происходило при переходе толщ ММП из субаэрального в субмаринное положение. Протаивание субмаринных ММП в связи с отрицательной температурой морской воды осуществлялось преимущественно снизу пропорционально плотности теплового потока из недр Земли.

Сценарий колебаний уровня моря в интервале от 400 до 20-15 т.л.н. Формирование ЛК свидетельствует об отсутствии мощных ледников в похолодания плейстоцена на шельфе Восточной Сибири. Поэтому для описания колебаний уровня морей Лаптевых и Восточно-Сибирского использовались гляциоэвстатические кривые колебаний уровня Мирового океана (Lambeck, Chappell, 2001 - для интервала 140 т.л.н. - современность; Bassinot et al., 1994 - для интервала 400-140 т.л.н.), которые корректировались региональными данными. Это - данные о распространении, возрасте и абс. высотах морских террас и отложений, о степени континентальности палеоклимата, полученные по результатам изучения береговых разрезов. Указанные данные отражают суммарное воздействие глобальных и региональных факторов и использовались как реперы высотного положения уровня морей Лаптевых и Восточно-Сибирского в тот или иной момент времени. В качестве указанных реперов принимались следующие данные.

1. Шельф Восточной Сибири в пик сартанской регрессии осушался до его бровки (абс.выс. -80÷-100 м). Об этом свидетельствуют данные грунтовой колонки в верхней части континентального склона (современная глубина моря 270 м). Здесь в диапазоне 17,6-13 календарных (кал.) т.л.н. фиксируются смена континентального осадконакопления морским (Bauch et al., 2001) и опреснение морских вод за счет речного стока (Polyakova et al., 2005; Клювиткина, 2007). Указанные данные согласуются с существованием глубоких каньонов на продолжении речных палеодолин на континентальном склоне (www.ngdc.noaa.gov./mgg/image/shelf_rivers.jpg), а также с наличием ММП на бровке шельфа (рис.2-Д).

Сартанские данные использовались для оценки высотного положения уровня моря в предшествующие пессиумы (рис.1-А).

2. Мнение о каргинском море с уровнем ниже современного в восточном секторе Российской Арктики в настоящее время является господствующим. Согласно исследованиям в Восточно-Сибирском море абс. отметки кровли слоев, содержащих каргинскую морскую фауну, составляют -40 м (Коваленко, Купцова, 1979) (рис.1-А), что согласуется с данными о континентальности каргинского климата на современном побережье, полученных по береговым разрезам.

Абс. высота уровня каргинского моря позволила внести региональные коррективы в используемые гляциоэвстатические кривые как для каргинского, так и для более ранних межстадиалов. Для каргинского уровня, показываемого гляциоэвстатическими кривыми (Lambeck, Chappell, 2001) и (Bassinot et al., 1994), поправки составили +5÷+15 и +25 м соответственно (рис.1-А).

3. Казанцевская береговая линия в основном была близка к современной (рис.1-А), хотя пролив Дм. Лаптева, по данным обнажения южного берега о-ва Б. Ляховский (Кузьмина, 2001; Andreev et al., 2004), скорее всего, не существовал. Абс. высоты морских террас на островах Нов. Сибирь и Фаддеевский (35-50 м), где описаны гляциальные пластовые льды (Анисимов Тумской, 2002), показывают гляциоизостатическое происхождение террас и, соответственно, - формирование локальных маломощных ледников в МИС-6 на северо-востоке региона. Мощность прибрежно-морских и лагунных отложений (30 м) не противоречит мнению о таком генезисе террас.

4. В трансгрессивные фазы среднего плейстоцена расположение береговой линии было близким к современному (рис.1-А). Об этом свидетельствуют отложения коньковской ингрессии по берегам Колымского залива.

Интервал 20-15 т.л.н. - современность. Автором в результате исследований в сотрудничестве с Н.Н.Романовским и В.Е.Тумским установлено, что важнейшим проявлением геокриологической цикличности в развитии шельфа Восточной Сибири являлась цикличность криогенного морфолитогенеза. Основные положения указанных представлений заключаются в следующем.

1. Циклические изменения криогенного морфолитогенеза на шельфе обусловливались сменой их направленности, которая определялась в свою очередь сменой знака глобального температурного тренда и глобальной направленности в изменении уровня моря. В период регрессий моря и отрицательного температурного тренда при аградации ММП на шельфе сформировались мощные толщи ЛК. Период положительного температурного тренда и трансгрессий моря являлся периодом деградации ЛК и рельефа, связанного с его аккумуляцией. В деградации участвовали озерный термокарст и термоабразия.

2. Накопление мощных толщ позднеплейстоценового ЛК с объемной льдистостью 70-95% предопределило развитие озерного термокарста на осушенном шельфе во время первых же потеплений после сартанского пессиума. Наиболее ранние ¹⁴С-даты аласных торфяников (13.5-13 т.л.н. - Schirrmeister et al., 2002; Безродных и др., 1986), завершающих развитие озерного термокарста, показывают, что начало формирования термокарстовых озерных котловин следует относить к 15-14 т.л.н. Это раньше, чем считалось прежде (Каплина, 1981; 1987), и совпадает с последними данными о времени наиболее крупных позднесартанских повышений летних температур на современном побережье (рис.4-А). Термокарст, начавшись на полностью осушенном шельфе на 1-1,5 тыс. лет раньше начала трансгрессии моря (рис.4-Б), продолжался на постепенно сокращавшейся осушенной части, в общей сложности с 15-14 до 8-7 т.л.н.

3. Озерный термокарст был приурочен к отрицательным морфоструктурам, отвечающим в рифтовой системе моря Лаптевых рифтовым грабенам. Здесь мощность ЛК достигала 60 м, он залегал ниже уровня моря, а отсутствие дренирования обусловливало прогрессивное развитие процесса. Формирование термокарстовых озерных котловин носил массовый характер. Глубокий их врез в днища грабенов определял первоочередное (ингрессионное) проникновение моря по грабенам, тогда как возвышенности горстов оставались сушей. Ингрессионное продвижение моря по грабенам характеризовалось превращением термокарстовых озерных котловин по мере повышения уровня в <термокарстовые лагуны>.

Приуроченность термокарстовых котловин к отрицательным морфо- и неотектоническим структурам на приморских низменностях отмечена в работах Т.Н.Каплиной, М.Г.Овандер и многих других исследователей, включая автора. На шельфе она выявляется по данным сейсмоакустики (рис.5), а в прибрежной зоне - по буровым данным о наличии несквозных субмаринных таликов в проливах Дм. Лаптева, Санникова и губах Буорхая и Ванькиной.

4. В пределах положительных морфоструктур, где подошва ЛК находилась выше, а термокарстовые водоемы могли дренироваться, термокарст затухал. Морфоструктуры горстов затапливались позже грабенов. На этапах быстрого повышения уровня моря ледовый комплекс горстов, переходивший в субмаринное положение, подвергался захоронению. Очередность затопления проявлена в современной конфигурации береговой линии. Все острова, полуострова, мысы приурочены к горстам, а заливы, губы, проливы - к грабенам, освоенным термокарстом.

5. При медленном подъеме уровня моря ЛК горстов разрушался термоабразией. Медленный подъем был характерен в заключительную фазу трансгрессии. К этому времени грабены были по-преимуществу затоплены, а количество и площадь горстовых полуостровов и островов под действием термоабразии неуклонно сокращались. Автором реконструировано местоположение островов - реликтов ЛК, существовавших в последнюю тысячу лет. Показано, что они, как и разрушенные термоабразией в XVIII-XX веках острова Диомида, Фигурина, Васильевский, Семеновский, слагавшиеся ЛК, относились к горстам.

6. Термоабразией берегов в пределах горстов разрушались те горизонты ЛК, которые располагались выше уровня моря. Нижние горизонты, переходившие в субмаринное положение, подвергались воздействию донной термоабразии. Скорость углубления дна мелководий, формировавшихся на месте бывших островов, составляет по оценкам ряда исследователей и автора в первые десятилетия после исчезновения острова 0,05-0,07 м/год. Для последних 200-300 лет автором получена величина 0,03-0,05 м/год. Высокая скорость углубления свидетельствует об участии в строении дна мелководий нижних частей ЛК и развитии по ним донной термоабразии.

7. Деградация ЛК на шельфе, усиливавшая контрастность абс. высот поверхности горстов и днищ грабенов, обусловливала различия морского морфолитогенеза в пределах этих структур. В грабенах изменения рельефа (термокарстовые котловины → термокарстовые лагуны → депрессии на дне моря) определяли преобладание аккумуляции. Поэтому в днищах термокарстовых котловин накопление аласного комплекса по мере затопления и повышения уровня моря сменялось лагунным, прибрежно-морским и морским осадконакоплением. В пределах горстов, являвшихся положительными формами как на субаэральном, так и на субмаринном этапах развития рельефа, доминировали денудационные процессы. Береговая и донная термоабразия, а также донная абразия служили поставщиками материала для заполнения грабенов.

Представления автора являются развитием разработок Т.Н.Каплиной о цикличности криогенного морфолитогенеза, выполненных для приморских низменностей Якутии. В отличие от низменностей, на шельфе цикличность обусловливалась не только цикличностью климата, но и цикличностью колебаний уровня моря, а также - зависела от морфо- и неотектонического строения. Наличие разновозрастных ледовых и аласных комплексов показывает, что циклическое развитие криогенного рельефа и литогенеза, являлось неотъемлемым свойством истории развития КЛЗ шельфа Восточной Сибири по крайней мере в среднем плейстоцене - голоцене.

Сценарий позднеплейстоцен-голоценовой трансгрессии моря (рис.6, 7) составлялся на основе представлений о цикличности криогенного морфолитогенеза на шельфе Восточной Сибири и данных грунтовых колонок, характеризующих смену субаэрального осадконакопления морским в конце позднего плейстоцена - голоцене (Bauch et al., 2001; Объяснительная записка , 1999). К настоящему времени опубликованы ряд моделей позднеплейстоцен-голоценовой трансгрессии (Holmes, Creager, 1974; Дегтяренко и др., 1982; Селиванов, 1995; Bauch et al., 2001; Клювиткина, 2007). Их общей чертой является отсутствие учета развития криогенных процессов, изменявших рельеф шельфа и влиявших на ход трансгрессии.

При составлении сценария трансгрессии учитывалось, что данные грунтовых колонок подняты из долин рек и грабенов. Они отражают ход ингрессии моря, продвигавшегося по долинам и системам термокарстовых озерных котловин в днищах грабенов (кривая 1 на рис.6). При составлении кривой затопления горстов (2 на рис.6) исходной являлась разница абс. высот их поверхности, остававшейся сушей, и абс. высот затапливаемых днищ термокарстовых котловин в соседнем грабене. Эта разница принималась численно равной мощности ЛК, поскольку ЛК в грабене вытаял, а на горсте сохранился. При этом условии запаздывание затопления горстов по сравнению с затоплением термокарстовых депрессий в грабенах равнялось промежутку времени, необходимому для подъема уровня моря на высоту, равную мощности ЛК. Последняя оценивалась на основании мощности ЛК на палеоостровах Семеновский, Васильевский, Фигурина и сокращении ее в направлении к внешнему шельфу. Она принята равной 20 м в диапазоне современных глубин моря 0-50 м и около 10 м на шельфе с глубинами более 50 м . В соответствии с изменением во вре-мени роли термокар-ста и термоабразии в преобразовании ре-льефа шельфа, сфор-мированного нако-плением поздне-плейстоценового ЛК, в ходе трансгрессии выделяются три этапа.

В первый этап - от 15 до 13-12 календарных (кал.)т.л.н. - термокарстовые котловины были редкими. Поэтому окраина шельфа затапливалась в соответствии с гипсометрией поверхности, сформированной в сартанский пессиум (рис.7-а,б). К 13-12 кал.т.л.н. была затоплена ничтожная часть внешнего шельфа (рис.7-б). Во второй этап (13-5 кал.т.л.н.) трансгрессия имела вид первоочередной ингрессии по долинам рек и системе формирующихся термокарстовых котловин в грабенах с последующим затоплением горстов по мере повышения уровня моря. На данном этапе была затоплена основная часть шельфа (рис.7-в,г,д), что подтверждается материалами по ископаемым микроводорослям (Клювиткина, 2007). Если в 12-11 кал.т.л.н. в долинах и грабенах внешнего, а в 10-8 кал.т.л.н. - центрального шельфа, преобладала обстановка побережий (рис.7-в,г), то к 5 кал.т.л.н. (рис.7-д) по всем грунтовым колонкам фиксируется наличие морских условий.

В третий этап (5 кал.т.л.н. - современность), когда уровень моря достиг современных отметок, и большая часть грабенов оказалась под уровнем моря, затоплению подвергаются прилегающие к современной суше горсты (рис.7-д,е). Сложенные ЛК, они представляли собой полуострова и острова, возвышавшиеся над уровнем моря на 20-25 м. Основным инструментом трансгрессии на этом этапе становится термоабразия берегов, сложенных ЛК. Термоабразионное отступание берегов рассчитывалось на основании многочисленных данных, полученных в настоящее время в различных условиях: на современной акватории, в заливах, в пределах выступающих в море мысов, при более высокой по сравнению с современной и более низкой летней температуре.

Кривые затопления (1 и 2 на рис.6) и картосхемы (рис.7) показывают, что в периоды быстрого повышения уровня моря горсты затапливались на 0,5-2 т.л. позже грабенов. Начиная с 8 т.л.н., когда уровень моря приблизился, а около 5 т.л.н. достиг современных отметок, запаздывание достигало 5-8 т.л.

В результате реконструкции произведено районирование шельфа по продолжительности затопления, т.е. по продолжительности деградационного периода в развитии КЛЗ шельфа. Важность районирования заключается в том, что сроки затопления и продолжительность деградации оказались связаны не только с современными глубинами моря, но также - с распределением тектонических структур. Положительные и отрицательные структуры, почти не различаются в современной батиметрии. Поэтому все модели, характеризующие ход трансгрессии в зависимости от современных глубин моря, менее реально отражают продолжительность деградации КЛЗ в разных частях шельфа, чем модель, предложенная автором.

Сценарий (рис.6, 7) выявляет общее соответствие хода трансгрессии моря на шельфе Восточной Сибири ее глобальному ходу, а также - неравномерность изменения уровня моря. Наиболее быстрый подъем уровня (25 мм/год) был свойствен интервалам ¹⁴С 15-11 и 9-7,5 т.л.н. Периоды подъема сменялись периодами снижения уровня, наиболее значительное из которых связывается с похолоданием позднего дриаса (рис.6). Современных отметок (около 0 м) уровень моря достиг около 5 кал.т.л.н., когда полностью деградировали позднеплейстоценовые ледниковые щиты.