Строение и история развития литосферы - Коллектив авторов

Рис. 3. Поверхностная циркуляция вод в Атлантическом океане в максимум последнего оледенения – 18 т.л.н. (по Бараш, 1988). Круговороты: ССПЦК – северный субполярный циклонический, ССТАК – северный субтропический антициклонический, ЭЗ – экваториальная зона сложной циркуляционной структуры. Фронты: СПФ – северный полярный, ССПФ – северный субполярный, СТК – северная субтропическая конвергенция, СТФ – северный тропический.

Рис. 4. Поверхностная циркуляция вод в Атлантическом океане в среднем валдае около 40 т.л.н. (по Бараш, 1988). Условные обозначения см. на рис. 4.

Еще одно важное гидрологическое событие – это неоднократно происходившие гляциоэвстатические изменения уровня океана, которые возможно объединить в гляциоэвстатические циклы (регрессия и последующая трансгрессия). Как известно, во время наименьшего последнего плейстоценового покровного оледенения уровень Мирового океана снижался примерно на 110–120 м (Марков, Суетова, 1964). В результате многие мелководные моря на континентальных окраинах исчезали и вновь возникали в позднеледниковье, что способствовало грандиозным изменениям в соотношении суши и моря (Лаврушин, 2007).

Во время оледенения наиболее значительными событиями явились: значительное расширение суши, существенное обмеление водных бассейнов, по крайней мере – западно-арктических морей, широкое распространение ледниковых покровов на континентальные окраины.

Во время деградации оледенения – в позднеледниковье – по существу, тренд изменения соотношения суши и моря имел обратную направленность, что было связано с быстро развивающейся позднеледниковой трансгрессией. На мелководных шельфах современных Баренцева и Карского морей в ходе трансгрессии с большой скоростью происходило разрушение последнего ледникового покрова. При этом это было связано не только с поверхностной, но и с экстремальной субмаринной абляцией ледникового покрова. В результате в зарождающемся в позднеледниковье мелководном осадочном бассейне господствовало специфическое осадконакопление, важнейшей особенностью которого было преобладание гляциотурбидитов. Среди последних значительная роль принадлежала суспензионно-мутьевым потокам, которыми был обусловлен лавинный тип седиментогенеза (Лаврушин, 2005). С этим седиментационным процессом связано накопление толщи ленточноподобных ритмичнослоистых отложений с прямой градационной слоистостью. Максимальная мощность толщи отложений подобных образований, накопившихся примерно за 2000 лет, в Баренцевом море достигает 70 м (Чистякова, Лаврушин, 2004). Поляк и др. (Polyak et al., 1995) установили, что накопление этой толщи происходило в два кратковременных этапа гляциомаринной седиментации. Первый из них охватывал интервал времени 12,7–12,2 тыс. л.н. (14C возраст) – беллинг, а второй 10,5–9,9 тыс. л.н. вторая половина молодого дриаса – начало пребореала, что соответствует двум экстремальным импульсам гляциомаринной седиментации в Норвежском море в ходе происходившей позднеледниковой трансгрессии (Polyak et al., 1995).

В последние годы по опубликованным материалам А.С. Лаврова и Л.М. Потапенко (2005) удалось реконструировать более детальную динамику позднеледниковой трансгрессии. По данным этих исследователей на юго-восточном побережье Баренцева моря от Чешской губы до Хайпудырской губы почти повсеместно на протяжении 800 км распространена так называемая прибрежная терраса, максимальная высота которой достигает 30 м. Одной из важных особенностей строения этой террасы является наличие в толще прибрежно-морских отложений прослоев разновозрастных торфяников, свидетельствующих о регрессивных кратковременных фазах в развитии позднеледниковой трансгрессии. Анализ имевшихся многочисленных радиоуглеродных датировок этих торфяников (Лавров, Потапенко, 2005), а также опубликованные материалы по смежным регионам (Polyak et al., 1995 и др.) позволили создать более детальную динамику изменений уровня Баренцева моря во время позднеледниковой трансгрессии (рис. 5). Прежде всего было установлено, что ее максимальный уровень был около 11 тыс. л.н., т. е. в аллероде. Позднее выявился прерывисто-снижающийся тренд трансгрессии, который своего минимума достиг около 10,3 тыс. л.н. Это наиболее крупная регрессивная фаза, названная нами событием Варандей, имела возраст около 10,5–10,3 тыс. л.н. Это событие выделяется по торфянику, вскрытому на дне моря на глубине около 15 м вблизи пос. Варандей, который отражает наиболее низкое положение уровня моря. Кроме того установлены еще две кратковременные регрессивные фазы, возраст которых, судя по датировкам торфяников, был около 10,0–9,7 и 9,3–9,0 тыс. л.н. В целом упомянутые фазы снижения уровня позднеледниковой трансгрессии связаны, скорее всего, с кратковременными глобальными похолоданиями, которые существенно замедляли процессы деградации ледникового покрова. Остается лишь дополнить, что еще одна более древняя регрессивная фаза фиксируется на временном уровне около 11,7 тыс. л.н.

Необходимо также напомнить, что одной из важных особенностей деградации частей ледниковых покровов, находившихся на шельфах, является активное разрушающее воздействие на глетчерный лед вод позднеледниковой трансгрессии. Эти воды, внедряясь по трещинам в толщу льда, при одновременном повышении уровня моря образовывали многочисленные заливы, глубоко вдающиеся в шельфовый ледниковый покров, что способствовало повышению скорости его деградации (Гросвальд, 1983). Подобный процесс разрушения шельфового ледника был отнесен нами к одному из типов субмаринной абляции.

Итак, подведем некоторые итоги. Своеобразие процесса дегляциации арктических шельфов было связано не только с потеплением климата, воздействие которого в Арктике было менее интенсивно, чем в средних широтах, но и с водами позднеледниковой трансгрессии. Скорость разрушения ледникового покрова оказалась катастрофической; близкими по скорости процесса оказались изменения и в соотношении суши и моря. Как показывают расчеты, акватория Баренцева моря (включая Печорское) воссоздалась примерно за время около 2 тыс. лет. При этом, за этот короткий интервал времени в арктических широтах были уничтожены шельфовые ледниковые покровы и море проникло в глубь суши – с запада на восток – от бровки континентального склона более чем на 1000 км.

Наконец, значительный интерес представляла собой внутренняя динамика позднеледниковой трансгрессии, осложненная неоднократными кратковременными снижениями и повышениями уровня моря (рис. 5).

Рис. 5. Внутренняя структура позднеледниковой трансгрессии в пределах Баренцева моря.

Теперь кратко рассмотрим изменения в позднеледниковое время в соотношении суши и моря в арктическом районе, не подвергавшемся материковому оледенению. Наибольшее количество материалов в этом плане имеется для моря Лаптевых, где работала международная российско-германская экспедиция. В пределах различных частей акватории моря Лаптевых российско-германской экспедицией было поднято 14 колонок донных отложений, характеризующих верхнюю часть континентального склона, а также внешний, центральный и внутренний шельфы (Bauch et al., 2001). По морскому биогенному кальциту из этих коллонок было получено 119 радиоуглеродных дат. Анализ этих датировок, проведенный нами, показал, что зарождаться море Лаптевых начало в самом конце аллерода – в молодом дриасе в интервале времени 11,2–10,2 тыс. л.н. (14C-возраст) и завершилось в основном в атлантический период голоцена (Levitan, Lavrushin, 2009).

Подводя итоги изложенному материалу, можно констатировать, что, судя по имеющимся датировкам, за 800–1000 лет воды Арктического океана вторглись в пределы суши примерно на 500 км, образовав акваторию моря Лаптевых. Подобное катастрофическое изменение в соотношении суши и моря было обусловлено тремя факторами: повышением уровня моря в конце позднеледниковой трансгрессии, интенсивностью процессов абразии льдонасыщенных пород, что свойственно для них и в настоящее время, а также проградацией хр. Гаккеля, по существу тектоническими процессами. Не исключено, что в начале молодого дриаса процессы проградации стали более интенсивными и в результате была образована грабеноподобная депрессия, по которой происходило проникновение трансгрессии в глубь суши в виде ингрессионного залива, что способствовало увеличению интенсивности процессов абразии многолетнемерзлых пород. Не исключено, что проникновение морских вод и образование ингрессионных заливов, внедрявшихся в глубь области распространения континентальных мерзлых толщ происходило и по другим палеодолинам (р. Оленека, Хатанги-Анабара).

Наконец, необходимо упомянуть об изменениях в соотношениях суши и моря, не связанных с ледниковыми событиями. В качестве примера можно упомянуть каргинскую трансгрессию среднего валдая на севере Европейской России. На полуострове Канин, в приустьевой части левобережья долины р. Мадахи были обнаружены две пачки морских отложений, отделенных друг от друга прослойкой торфа (Лаврушин, Эпштейн, 2002), для последнего была получена конечная датировка 42 тыс. лет. Этот прослой торфа, видимо, фиксирует фазу снижения уровня моря и последующий второй трансгрессивный этап. Скорее всего, подобная динамика этой трансгрессии была связана с кратковременными эвстатическими колебаниями уровня моря.