Плейстоценовая история шельфа - граничной полосы между океаном и сушей, к сожалению, выяснена очень плохо, гораздо хуже, чем четвертичная эволюция суши и океанов. На суше имеется множество достаточно полных разрезов плейстоценовых отложений, по которым можно восстанавливать палеогеографию того или иного района. В океане грунтовыми трубками собраны многочисленные керны донных отложений, образованных в четвертичное время. На шельфе достаточно представительных разрезов не встречено, так как грунтовые трубки полностью не проходят, в силу значительной их мощности, толщу четвертичных отложений, а буровые скважины, заложенные специально с исследовательскими целями, немногочисленны и не вполне представительны.

На внешней части шельфа несколько скважин пробурено у Чилийского побережья ( Mordojovich. 1974 ), Атлантического побережья США и Канады ( Sheridan. 1974 ), в Северном море ( Roberts. 1974 ). В описаниях скважин плейстоценовые отложения нерасчленены и охарактеризованы очень скупо. Чаще скважины закладываются в прибрежной зоне и на верхней части шельфа (до глубины 100 м). Здесь трудно ожидать, что будут пробурены более древние, чем голоценовые, морские осадки. Обычно морские голоценовые отложения подстилаются континентальными (ледниковыми, флювиальными, лёссовыми) верхнечетвертичными отложениями или коренными породами ( Каплин и др. 1968 ). Несколько типичных разрезов (Атлантическое побережье США, побережье Нидерландов, южное побережье Балтики, материковое побережье Охотского моря, Черное и Белое моря и др.) описаны в литературе ( Невесский, 1987; Каплин, 1973; Медведев, Невесский, 1975 ). Интересные разрезы получены в последние годы на шельфе и в прибрежной части Японского моря. В бухте Врангеля, например, голоценовые морские отложения лежат на делювиальных и аллювиальных верхнечетвертичных отложениях. Ниже залегают пролювий и кора выветривания верхне- и среднечетвертичного возраста, перекрывающие трещиноватые гранитоиды ( Шахгельдян и др. 1975 ).

Отсутствие плейстоценовых (не голоценовых) морских отложений в верхней части шельфа дальневосточных морей СССР отмечается всеми исследователями ( Шлюков и др. 1975; Кулаков, 1975; Короткий, 1975; Внучков и др. 1975 ). В этой зоне хорошо развиты реликтовые аккумулятивные комплексы, состоящие из отложений береговых баров и лагун, перекрытые современными морскими отложениями. В.А. Внучков и др. ( 1975 ) выделяют три таких комплекса на глубинах 45-50, 35-40 и 20-26 м. Захороненные реликты лагун, береговых аккумулятивных образований, признаки погруженных береговых линий, мелководные осадки хорошо изучены на шельфе атлантического побережья Северной Америки. К. Эмери ( Emery. 1966 ) удалось датировать и нанести на карту несколько затопленных береговых линий верхней части шельфа. Однако все они имеют послеледниковый, голоценовый возраст. Реликты, фиксирующие положение береговой линии на шельфе Северного моря, закартированы голландскими исследователями ( Pons et.al. 1963 ), которые опубликовали серию подробных карт последовательного повышения уровня моря, начиная с 7,2 до 1,25 тыс. лет назад через каждые 600 лет. Более древних следов низкого положения береговой линии и более древних морских осадков и здесь не обнаружено.

В то же время в плейстоцене океан периодически затоплял шельфы, что было связано с неоднократным образованием материковых оледенений, изымавших около 35 тыс. км 2 воды, и последующим их таянием. Неоднократные регрессии и трансгрессии Мирового океана в диапазоне -100 до +10 м от современного нуля глубин ( Суетова, 1974 ) были одним из главных событий четвертичной истории шельфовой зоны. В периоды оледенений верхняя часть шельфа осушалась, на его поверхность выносились большие массы обломочного флювиогляциального и аллювиального материала. Во время межледниковий шельф затоплялся, и здесь должна была формироваться сложно построенная толща прибрежно-морских и морских осадков. Многие исследователи ( Curray. 1961; Shepard. 1963; Lewis. 1972 ) предполагают, что гляциоэвстатических трансгрессий было, по крайней мере, четыре, что соответствует четырем главным межледниковьям. Однако обобщение данных по поднятым террасам, фиксирующим высшие уровни трансгрессий Мирового океана, позволяет сейчас выделить 12 периодов, когда береговая линия была по высоте близкой современному положению уреза ( Каплин, 1976 ). Большинство этих данных относится к островам тропической зоны океана, где по корралам урановыми методами получены абсолютные датировки древних береговых линий. Судя по датировкам, можно предполагать, что трансгрессивные береговые террасы формировались в следующие периоды тыс. лет назад: I - 24-35; II - 40-50; III - 60-65; IV - 80; V - 90-110; VI - 116-130; VII - 140; VIII - 160-180; IX - 210-230; X - 260; XI -450-360; XII - 800. Выделенные периоды сравнительно хорошо коррелируются с межледниковьями и потеплениями плейстоцена.

Террасы позднеплейстоценового времени – I. II . III. IV - синхронизируются с потеплениями: 24-32 тыс. лет (паудорф, плам-поинт, брянский интервал); 40-50 тыс. лет (порт-талбот, каракюлаское межледниковье); 56-54 тыс. лет (интерстадиалы амерсфорт, сентпьер); 80 тыс. лет (ранне-вюрмское потепление). Некоторые из этих террас испытали тектоническое поднятие, и подсчеты показали, что береговые линии, возможно, располагались: 29 и 42 тыс. лет на современной глубине -40 м, 60 тыс. лет на глубине -30 м, 80 тыс. лет -12м. Терраса V уверенно коррелируется с концом, рисс-вюрмского (эмского, сангамонского, микулинского) межледниковья, VI - с его самым теплым оптимумом. Предполагается, что ранняя стадия рисс-вюрмского потепления была 160-170 тыс. лет. По-видимому, с этим потеплением связана трансгрессивная стадия океана, отмеченная формированием VIII береговой линии, IX береговая линия может быть сопоставлена с периодом потепления, разделяющим рисс I и рисс II. На Русской равнине этому потеплению придан ранг межледниковья (одинцовское или рославльское). Во время максимального оледенения Европы (рисс I. днепровское оледенение) отмечено потепление, совпадающее с эпохой инверсии магнитного поля 266±30 тыс. лет. Видимо, этому потеплению синхронна трансгрессия, сформировавшая X террасу; XI береговая линия возникла при обширной трансгрессии миндель-рисского (линхвинского) межледниковья. Наконец, XII терраса соответствует высокому положению уровня океана перед началом (700 тыс. лет) древнейшего оледенения (гюнц, варяжское, березинское).

Возможно, что не все отмеченные трансгрессии разделялись глубокими регрессиями, осушавшими шельф до современных глубин 100 м. Некоторые террасы соответствуют временным, незначительным осцилляциям береговой линии. Однако неоднократные понижения уровня океана примерно на 100 м, связанные с эпохами оледенений, несомненны, и поэтому следовало бы ожидать находки следов этих регрессий. Регрессивные стадии должны фиксироваться погруженными подводными террасами. Упоминания о террасах, скоплениях грубозернистого материала на глубинах от 100 до 200 м (т.е. на внешнем шельфе) встречаются в литературе довольно часто. В.И. Мысливец ( 1971 ) считает, что на внешней части шельфа можно выделить по меньшей мере четыре разновозрастных комплекса береговых линий. Однако сведения о них неполны, и не всегда доказано, что береговые террасы не являются структурными ступенями, а реликты аккумулятивных береговых форм могут быть спутаны с конусами выноса подводных каньонов. Кроме того, все эти береговые линии не датированы. Мне известна лишь одна находка у берегов Северной Австралии, где на глубине 200 м продатирована по Т 230 береговая линия возрастом 170±40 тыс. лет (конец рисского оледенения).

Таким образом, сведения о развитии в плейстоцене верхней части шельфа ограничены. Мы достаточно полно выяснили ее историю в голоцене, имеем сведения о периодах трансгрессий, но почти полностью лишены возможности составить представление о регрессивных стадиях, их количестве, глубине проникновения, времени протекания, в литературе нет также данных об осадках и развитии доголоценовых трансгрессий. Причиной отсутствия данных является не только плохая изученность толщи шельфовых отложений, но прежде всего то, что следы процессов, происходивших в верхней части шельфа в доголоценовое время, уничтожены.

Можно предположить, что в периоды оледенений на шельфы выносились огромные массы обломочного ледникового, флювиогляциального и аллювиального материала. Шельф становился коллектором этого материала. При быстро протекавших трансгрессиях весь материал перерабатывался волнами, и значительная его часть выбрасывалась на сушу. Подобный процесс был проанализирован применительно к последней трансгрессии на тихоокеанском побережье Южной Америки ( Каплин, 1967 ). В верхней части шельфа строился сложный комплекс отложений, включающий реликты прибрежно-морских и береговых образований, подобных голоценовым осадкам современных шельфов ( Невесский, 1967; Каплин, 1973 ). При регрессиях толща вновь перерабатывалась и частично уничтожалась. Таким образом, неоднократно мигрирующая по верхней части шельфа береговая линия, подобно огромному бульдозеру, срезала и перемешивала осадки предыдущих эпох. Неудивительно, что при бурении в верхней части шельфа плейстоценовых морских отложений не обнаруживается. Их можно вскрыть только в изолированных бухтах и в исключительных случаях, иногда их бронируют вышележащие осадки. Плейстоценовые морские отложения были обнаружены именно в таких условиях на побережье Приморья. В бухте Золотой Рог, полностью изолированной от волн скважиной, заложенной на глубине 7,3 м, была вскрыта десятиметровая толща отложений, четко разделяющаяся на три пачки ( Алешинская и др. 1975 ). Сверху здесь залегают морские глины и пески голоценового возраста, ниже - континентальные супеси, суглинки и глины с прослоем торфа. По этому торфу в Лаборатории новейших отложений и палеогеографии плейстоцена МГУ была получена радиоуглеродная датировка, свидетельствующая о том, что торф образовался 29±0,25 тыс. лет назад. Климат в это время, судя по спорово-пыльцевым спектрам, был холодный и сухой. Ниже этих отложений залегают закономерно сменяющиеся суглинки и пески, в которых присутствуют бентические формы фораминифер, характерные для глубин 20-40 м. Анализ отложений свидетельствует о морском генезисе осадков, смене относительно глубоководных фаций мелководными, теплом и влажном климате той эпохи. Судя по датировке вышезалегающих торфов, эта морская толща формировалась во время средневюрмской или эмской трансгрессии.


Выше указывалось, что В.А. Внучковым и др. ( 1975 ) на шельфе Приморья обнаружено три комплекса реликтовых и аккумулятивных форм на глубинах 45-50, 55-40 и 20-25 м. Датировки двух верхних комплексов показали, что береговая линия на глубине 20-25 м образовалась около 7-8 тыс. лет назад, а на глубине 35-40 м и более чем 40 тыс. лет назад, т.е. она средневюрмская, а возможно и эмская ( Внучков и др. 1976 ). Удивительно, что реликтовые формы в виде линз грубых баровых и лагунных, богатой органикой, отложений расположены в скрытой части шельфа и прикрыты лишь метровой толщей современных морских отложений. Если верны две датировки, сделанные по вытяжке гумусовых кислот, то реликтовый береговой комплекс не был уничтожен в период поздневюрмской регрессии в голоценовой трансгрессии благодаря исключительному стечению обстоятельств. Видимо, береговые отложения были захоронены достаточно мощной толщей морских и континентальных отложений, которые затем были размыты при быстрых миграциях береговой линии.

Итак, сохранность плейстоценовых морских и прибрежно-морских отложений в верхней части шельфа - явление исключительное. Достаточно полные разрезы плейстоценовых отложений шельфовой зоны могут быть обнаружены только на внешней части шельфа. Для изучения истории развития шельфа в плейстоцене необходима организация специального бурения на глубинах более 100 м, куда не достигала береговая линия во время регрессий. Возможно, представительный материал может быть получен при достаточно глубоком бурении на шельфе арктических морей. Полярный шельф Евразии в плейстоцене развивался в условиях устойчивого опускания, трансгрессий не совпадали с межледниковьями ( Данилов, 1974 ), а напротив, развивались во время оледенений в условиях существования шельфовых ледников. Можно предположить, что толща шельфовых отложений здесь более сохранна, чем в других районах.

Своеобразие осадков шельфа и его рельефа позволяет выделить его в особую морфоструктуру, имеющую свои границы и развивающуюся по своим законам. Тектоническое развитие этой морфоструктуры своеобразно. По-видимому, шельф можно считать крылом гигантской флексуры, разделяющей континенты и океанское дно. Понятие о континентальной флексуре, предложенное Ж. Буркаром, представляется очень плодотворным для анализа тектонических процессов, происходящих на окраине материков. Континентальная флексура у побережий большинства районов, а особенно в пределах так называемых активных окраин, осложнена гигантскими разрывами - сбросами кайнозойского возраста (рисунок). По сбросам происходят тектонические движения разного знака: часть шельфа вовлекается в поднятия, происходящие на континентах, другая часть прогибается вместе с материковым склоном.

Видимо, в зависимости от того, насколько близко эти сбросы или ось флексуры смещены к береговой линии на шельфе, преобладают положительные или отрицательные движения. На длительно поднимающихся окраинах континентов (средиземноморское побережье Африки, тихоокеанское побережье Южной Африки и др.) шельфы и течение плейстоцена были подняты и осушены. В настоящее время - это побережья с лестницами четвертичных поднятых террас. Следует думать, что могут быть случаи, когда при длительном погружении сказывается затопленной часть суши, а внешний край шельфа подвергается процессу океанизации. Можно предположить, что процесс океанизации, переработки материковой коры в океаническую, происходит в Охотском море, где фундаментом шельфовых отложений на некоторых участках служит базальтовый слой ( Тихий океан, 1974 ).

Геофизические данные, бурение на шельфах, драгирование на материковом склоне и в подводных каньонах показывают, что во многих районах плейстоценовые осадки этой зоны подстилаются толщей отложений не древнее мела или юры ( Lewis. 1972; Seibold. Hinz. 1974; Kulm. Fowler. 1974; Sheridan. 1974 ). При этом породы юры и мела часто бывают деформированы, их поверхность образует в центральной части вогнутость, а у внешнего края положительную структуру. Поднятия фундамента шельфа у его внешнего края, очевидно, одна из важнейших его особенностей.

Сказанное показывает своеобразие шельфа как морфоструктуры, испытавшей преобразования в позднем мезозое и кайнозое. Поэтому неверным представляется, как это делают многие исследователи, давать определение шельфу как затопленной окраине континента, и все его текто- и морфо- структуры характеризовать как континентальные ( Ганешин и др. 1975 ).

Шельф - своеобразная зона и ему можно дать следующее определение: окраинная зона материков, подвергнувшаяся тектоническим преобразованиям при формировании в мезозой-кайнозойское время океанических впадин, рельеф и осадки которой в основном созданы под влиянием плейстоценовых и голоценовых трансгрессий и регрессий.

Алешинская З.В. Болиховская Н.С. Воскресенская Т.Н. Глушанкова Н.И. Короткий A. M. Лефлат О.Н. Парамонова Н.Н. Вещественный состав и условия формирования плейстоценовых отложений бухты Золотой Рог. - Вестник МГУ, сер. геогр.; 1975, № 4.

Внучков В.А. Горбатов А.И. Яблоков К.В. Условия формирования морских отложений в прибрежной части шельфа Японского моря (Приморье). - В сб. Проблемы геологии шельфа. М. "Наука", 1975.

Внучков В.А. Каплин П.А. Шлюков А.И. Древние береговые линии шельфа Японского моря. - Докл. АН СССР, 1976, т. 228, № 4.

Ганешин Г.С. Соловьев В.В. Чемеков Ю.Ф. Геоструктурная классификация и районирование шельфов. - В сб. Проблемы геологии шельфа. М. "Наука", 1975.

Данилов И.Д. Проблемы развития полярного шельфа Евразии и его побережий в кайнозое. - Вестник МГУ, сер. геогр. 1974, № 1.

Каплин П.А. Берега Южной Америки. - В кн. Берега Тихого океана. М. "Наука", 1967.

Каплин П.А. Новейшая история побережий Мирового океана. Изд-во МГУ, 1973.

Каплин П.А. Изменение уровня Мирового океана в плейстоцене по данным определений абсолютного возраста древних береговых линий. - В сб. Проблемы глобальной гидрологии. М. "Наука", 1976.

Каплин П.А. Невесский Е.Н. Павлидис Ю.А. Щербаков Ф.А. Особенности строения и истории развития в голоцене верхней части шельфа и прибрежной зоны современных морей. - Океанология, 1968, № 1.

Короткий A. M . Колебания уровня Японского моря и древние береговые линии на его шельфе. В сб. Пробл. геол. шельфа. М. "Наука", 1975.

Кулаков А.П. Геологическое развитие материковой окраины Охотского и Японского морей в плейстоцене. - В кн. Проблемы геологии шельфа. М. "Наука", 1975.

Медведев B. C. Невесский Е.Н. История развития бассейна Белого моря в поздне-послеледниковое время. - В сб. Проблемы геологии шельфа. М. "Наука", 1975.

Мысливец В.И. Погруженные береговые линии на внешнем шельфе Атлантики. - В сб. Теоретические и прикладные вопросы географии. Изд-во МГУ, 1971.

Невесский Е.Н. Процессы осадкообразования в прибрежной зоне моря. М. "Наука", 1967.

Суетова И.А. Количественная оценка амплитуд гляциоэвстатических трансгрессий и регрессий океана. - В кн. Baltics. т. 5, Вильнюс, 1974.

Тихий океан. Геофизика дна. М. "Наука", 1974.

Шахгельдян И.Г. Берсенев И.И. Рынков B. C. Четвертичные отложения прибрежной части шельфа Японского моря. - В кн. Проблемы геологии шельфа. М. "Наука", 1975.

Шлюков А.И. Воскресенская Т.Н. Каплин П.А. Свиточ А.А. Строение и история развития верхней части шельфа Западной Камчатки в конце плейстоцена и в голоцене. - Там же, 1975.

Curray J.R. Late Quaternary sea level. - Bull. Geol. Soc. Amer. 1961, v. 72.

Emery K.O. Atlantic continental shelf and slope of the United States geology background. Washington, 1966.

Kulm L.D. Fowler G.A. Oregon continental margin structure and stratigraphy. - In: The Geology of continental margins. N.Y. 1974.

Lewis K.B. Erosion and deposition on a tilting continental shelf during quaternary oscillations of sea level. - N.Z.J. Geol. and Geoph. 1972, v. 16, N 2.

Mordojovich С. Geology of a part of the Pacific margin on Chile. - In: The Geology of continental margins. N.Y. 1974.

Pons L.J. Helgersma S. Wiggers A.J. Blong J.D. Evolutions of the Netherlands coastal during the Holocene. - Verh Kon. Ned. Geolog. Mijhbound. genootseahap, geol. ser. ed. 21, 1963.

Roberts O.G. Structural development of the British Isles, the continental margin. - In: The Geology of continental margins. N.Y. 1974.

Seibold E. Hinz K. Continental slope construction and destruction West Africa. - In: The Geology of continental margins. N.Y. 1974.

Shepard F.P. Submarine geology. N.Y. 1963.

Sheridan R.E. Atlantic continental margin of North America. - In: The Geology of continental margins. N.Y. 1974.

Ссылка на статью:

Каплин П.А.Развитие шельфовой зоны в плейстоцене. В кн. Геоморфология и палеогеография шельфа. Материалы XII пленума Геоморфологической комиссии. М. «Наука», 1978. С. 157-163.

Рекомендуем ознакомится: http://evgengusev.narod.ru