Каплин П.А., Клиге Р.К., Чепалыга А.Л. (ред.) Колебания уровня морей и океанов за 15 000 лет - файл n1.doc

приобрести
Каплин П.А., Клиге Р.К., Чепалыга А.Л. (ред.) Колебания уровня морей и океанов за 15 000 лет
скачать (1533 kb.)
Доступные файлы (1):
n1.doc1533kb.01.06.2012 12:18скачать

n1.doc

1   ...   8   9   10   11   12   13   14   15   16

Развитие трансгрессии не было равномерным. Ее ход неоднократно пре­рывался кратковременными остановками или даже малоамплитудными

196

Рис. Л Обобщенные геологические разрезы центральной части залива Петра Великого М — для района аккумулятивного побережья; Б — для района абразионного побе­режья)

'' 2 —отложения последней послеледниковой трансгрессии (Qfu — Qjy) : ' — волноприбойные, 2 — лагунные; 3—5 — верхнеплейстоценовые морские отложения: J—отложения 2-й верхнеплейстоценовой трансгрессии (О{ц) , 4 — отложения эпохи 1!;стремально низкого уровня моря перед началом 2-й верхнеплейстоценовой транс-' :>ессии (Qj[|) ,5 — отложения 1-й верхнеплейстоценовой трансгрессии Ю}л); 6 — нижне-среднеплейстоценовые морские отложения (QI_H); 7 — плиоценовые морс-1 ->е отложения I/V2); 8 — миоценовые морские отложения (Л/j); 9 — фундамент шельфа; ю — береговые линии и их номера

эпизодическими регрессиями, во время которых успевали вырабатывать­ся типично береговые формы рельефа (береговые валы, абразионные ус-упы и др.) и формироваться типичные для береговых зон осадки (пля-евые, прибрежные волноприбойные, лагунные, эстуариевые и др.). На-ядное представление об их положении на шельфе дают обобщенные гео-огические разрезы, составленные для центральной части залива Петра Бе­лого (рис. 1). На этих разрезах стрелками с цифрами указано положе-

197

ние древних береговых линий, сформированных в эпоху последней после­ледниковой трансгрессии, от наиболее древней (/) до современной (8) .

Экстремально низкая береговая линия (/)*, сформированная перед на­чалом последней послеледниковой трансгрессии, выделяется в полосе изо­бат -10СН-110 м. Она фиксируется полосой волноприбойных галечников и песков, содержащих осколки толстостенных раковин морских моллюс­ков (Q4UI- а). Эти отложения слагают отчетливо выделяющиеся на эхо-лотных записях береговые валы, к тыловой зоне которых нередко причле-няются алевриты, включающие растительные остатки и тонкостенные це­лые раковины солоноватоводных моллюсков, что свидетельствует о раз­витии вдоль этой береговой линии цепочки лагун, отшнурованных от моря береговыми валами и косами. Прибрежно-морские и лагунные отложения рассматриваемой береговой линии причленяются к абразионному уступу, выработанному в отложениях 1-й и 2-й верхнеплейстоценовых трансгрес­сий1. Этот уступ отчетливо устанавливается по данным эхолотированйя и сейсмоакустического профилирования. Прибрежно-морские и лагунные отложения рассматриваемой береговой линии, по данным спорово-пыльце-вого анализа, формировались в конце верхнего плейстоцена.

Определение абсолютного возраста по С14 пробы торфа, взятой из ла­гунных отложений на глубине 0,75 м от поверхности дна в восточной час­ти залива Петра Великого у изобаты —101 м, показало результат 14100+ ±120 лет (ВНИИМОРГЕО, г. Рига, 1976 г.) . Рассматриваемая береговая ли­ния фиксирует собой, по-видимому, поворотный момент в верхнеплейсто­ценовой истории развития шельфа, а именно переход от последней верхне­плейстоценовой регрессии к последней послеледниковой трансгрессии Японского моря, охватывающей конец верхнего плейстоцена и голоцена.

Начальная (верхнеплейстоценовая) стадия последней послеледниковой трансгрессии характеризуется быстрым подъемом уровня моря и стреми­тельным его наступлением на сушу. Уровень моря от начала трансгрессии (17000 лет назад) до конца верхнего плейстоцена (10,2000 лет назад) поднялся на 40-50 м (от -1 ОСИ-— 100 м до —60 м) . У отметки -60 м про­изошла временная стабилизация уровня моря и была сформирована бере­говая линия (3) , отмеченная абразионным уступом (см. рис. 1), вырабо­танным в отложениях 2-й верхнеплейстоценовой трансгрессии, и комплек­сом примыкающих к этому уступу волноприбойных и лагунных осадков (Q'Jjj — в) . Кратковременные задержки в развитии трансгрессии отмеча­лись, по-видимому, и при более низких положениях уровня моря (— 90-г -Ь-95 м, —85-^—90 м, -75-^-80 м) , в связи с чем здесь также развиты древ­ние береговые линии, картируемые по реликтовым прибрежным аккуму­лятивным формам (валам) и сопряженным с ними отложениям древних лагун. Из этих промежуточных береговых линий верхнеплейстоценовой стадии последней послеледниковой трансгрессии наиболее выдержанная по простиранию и отчетливо проявленная береговая линия (2) , приурочен­ная к интервалу отметок -75-^80 м (см. рис. 1) . С этой береговой лини­ей связана своя полоса примыкающих к ней волноприбойных и лагунных осадков (Qjjj — б) . Возраст торфа, взятого из лагунных отложений с глу­бины 1 ,2 м от поверхности дна у изобаты -67 м, определенный по С1 4 , со­ставил 1390СН130 лет (ВНИИМОРГЕО, г. Рига, 1976 г.) .

* Цифры в скобках номера — береговых линий, проставленные около стрелок, указы­вающих их положение на обобщенных геологических разрезах. 1-я и 2-я верхнеплейстоценовые трансгрессии Японского моря сопоставляются со­ответственно с казанцевской и каргинской трансгрессиями района Западной Сиби­ри или с пелукской и воронцовской трансгрессиями Аляски.

198

В голоценовой стадии рассматриваемой трансгрессии выделяются три этапа: нижнеголоценовый (от 10,2 до 8000 лет назад), среднеголоцено-вый (от 8 до 2,5000 лет назад) и верхнеголоценовый (от 2,5000 лет назад до наших дней).

Нижнеголоценовый этап отмечен двумя остановками в развитии транс­грессии (у изобат —50-^—55 м и —33-^—35 м). Они фиксируются абразион­ными уступами, выработанными в более древних отложениях, и грубозер­нистыми волноприбойными отложениями, причленяющимися к этим ус­тупам. Возраст волноприбойных отложений, по данным палинологических исследований, устанавливается как пребореальный и бореальный. Таким образом, нижнеголоценовый этап развития последней послеледниковой трансгрессии отмечен на шельфе северо-западного сектора Японского моря двумя береговыми линиями (4 и 5) с присущими им абразионными уступами и прибрежно-морскими отложениями нижнеголоценового воз­раста, перекрытыми на большей части региона среднеголоценовыми и верхнеголоценовыми осадками (см. рис. 1).

Среднеголоценовому этапу принадлежат две береговые линии. Одна из них выделяется в интервале глубин —18-^—22 м. В районах с аккумуля­тивным типом побережья (см. рис. 1 Л) эта береговая линия (6) представ­лена аккумулятивными береговыми формами, нередко погребенными под слоем верхнеголоценовых осадков. В районах с абразионным типом побережья (см. рис. 1.Б) рассматриваемая береговая линия (6) протяги­вается вдоль подножья уступа, которым обрывается в море современный бен ч.

Вторая береговая линия (7) фиксирует максимум рассматриваемой трансгрессии и представлена на аккумулятивных участках побережья низ­кой морской террасой, в строении которой участвуют волноприбойные и лагунные отложения атлантического и суббореального возраста (по дан­ным спорово-пыльцевого анализа). Поверхность низкой морской террасы возвышается над современным уровнем моря на открытых участках по­бережья на 4—5 м, а в закрытых бухтах — на 2—3 м. Учитывая, что кровля среднеголоценовых лагунных отложений, участвующих в строении низкой морской террасы, повсеместно в рассматриваемом регионе находится на 1,5—2 м выше современного уровня моря, можно сделать вывод о том, что максимум развития последней послеледниковой трансгрессии в рас­сматриваемом регионе приходится на средний голоцен и что уровень моря в это время был выше современного на 2—2,5 м.

В пределах современной береговой зоны (8) распространены как абра­зионные, так и аккумулятивные формы рельефа. Аккумулятивные фор­мы по данным спорово-пыльцевого анализа имеют субатлантический воз­раст.

Юго-западный район шельфа о-ва Сахалин. Рыхлый осадочный чехол шельфа о-ва Сахалин имеет сложное строение, что обусловлено миграция­ми береговой линии в результате трансгрессий и регрессий в четвертичное .время.

Характерная особенность шельфа юго-западной части Сахалина заклю­чается в наличии бенчей, совершенно лишенных наносов. Ширина их (по материалам аэрофотосъемки, локации бокового обзора и сейсмоакусти­ческого профилирования) колеблется от 300 до 2000 м. Во многих райо­нах они встречаются в 5—6 км от берега за полосой рыхлых осадков. Эти оенчи фиксируются методами САП (сейсмоакустическое профилирова-ние) и ЭХЛ (эхолотирование). Почти на всех профилях, пройденных на шельфе юго-западного Сахалина, на глубинах от 10 до 30 м отмечаются

199

выступы коренных пород, совершенно лишенные наносов и несущие сле­ды абразионной обработки. Они нередко протягиваются до современной береговой линии или прикрыты у берега тонким слоем современных осад­ков. На разрезах по буровым профилям (бурение с борта судна) также выделяются абразионные формы в виде выступов коренных пород на глу­бинах 10—25 м. На некоторых профилях их поверхность покрыта мало­мощным (до 1 м) чехлом рыхлых осадков. Мористее этих выступов по большинству профилей бурением вскрыты типичные прибрежные осад­ки — разнозернистые пески и гравийники. Все это указывает на существо­вание на глубинах 20—30 м береговой линии (5), совпадающей с внешней границей распространения бенчей (рис. 2). Она, по всей вероятности, соот­ветствует началу среднеголоценового этапа последней послеледниковой трансгрессии, максимум которой определяется низкой морской террасой (+3 -^+4 м), фиксирующей береговую линию (6), сформированную в кон­це среднеголоценового этапа. Поверхность отложений этой террасы на на 2—3 м превышает поверхность пляжевых отложений современной бе­реговой линии (7).

Геофизическими методами и бурением на шельфе юго-западной части Сахалина выделяется еще одна древняя береговая линия предположитель­но раннеголоценового возраста (4). Она прослеживается на глубинах 50— 60 м. Здесь также четко фиксируются абразионные выступы коренных по­род с уступом в сторону моря. На наличие этой береговой линии указыва­ет сопряженный комплекс лагунных и пляжевых осадков. С увеличением глубины моря наблюдается смена лагунных осадков, представленных але­вритами и пелитами с растительными остатками и прослоями торфа, пля-жевыми (разнозернистые пески, гравийники и мелкогалечники). В плане на шельфе юго-западной части Сахалина раннеголоценовая береговая ли­ния прослеживается полосой грубых осадков, вытянутой вдоль берега. Кроме того, методом ЭХЛ на этих глубинах (50—60 м) местами четко фиксируются вытянутые вдоль берега аккумулятивные формы (берего­вые валы).

Древние береговые линии, сформированные в начальную (верхнеплей­стоценовую) стадию последней послеледниковой трансгрессии, были вы­явлены на больших глубинах (80—100 м). Особенно хорошо выделяется погребенная береговая линия на глубинах 85—95 м (/). Она характеризу­ется вдольбереговой полосой прибрежных осадков (О*-а) и обилием вытянутых вдоль берега абразионных останцов, поверхности которых не­сут следы абразионной обработки.

По данным САП, на глубинах 50—80 м выделяются реликты верхне­плейстоценовых речных долин, которые на глубинах 85—95 м раскрыва­ются на древний береговой склон. Между изобатами 30 и 50 м долины не фиксируются, вероятно, полностью уничтоженные процессами абразии. Выше глубины 30 м речные долины вновь появляются (данные САП) и прослеживаются вплоть до устьев современных речных долин. В полосе изобат 20—30 м эти долины раскрываются на береговой склон, опираясь на среднеголоценовую береговую линию (5).

В полосе изобат 60—80 м выделяются еще две древние береговые ли­нии, из которых каждая фиксируется своим комплексом лагунных и вол-ноприбойных осадков: ОЩ- б в полосе изобат — 70 ^—75 м (2) и Ощ— в в полосе изобат —55 -=- —60 м (3). Обе береговые линии (2 и 3) относятся к плейстоценовой стадии последней послеледниковой трансгрессии (см. рис. 2).

200

Рис. 2. Обобщенный геологический разрез юго-западного района шельфа о-ва Сахалин

;, 2 —отложении последней послеледниковой трансгрессии: 7 — волноприбойные, 2 —лагунные; 3—5 — верхнеплейстоценовые морские отложения; 3 — отложения 2-й верхнеплейстоценовой трансгрессии, 4 — отложения, сформированные при экстре­мально низком уровне моря перед началом 2-й верхнеплейстоценовой трансгрессии, 5 —отложения 1-й верхнеплейстоценовой трансгрессии; 6 — нижне-среднеплейстоце-новые морские отложения; 7 — верхне-плиоцен-нижнеплейстоценовые морские от­ложения; 8 — плиоцен-нижнеппмоценовые морские отложения; 9 — береговые линии и их номера

.

Шельф юго-западной части Охотского моря. Шельф западного Прио-хотья занимает обширную часть мелководья Шантарского моря, Сахалин­ского залива и Удской губы шириной порядка 100 км. В общих чертах шельф западной части Охотского моря представляет собой пологонаклон-ную равнину с уклонами 0,001—0,005, которая, заканчиваясь на глубине 180-200 м довольно крутым .уступом, переходит в древний затопленный шельф.

В пределах рассматриваемой части Охотского моря развиты аккумуля­тивный, абразионный и абразионно-аккумулятивный типы шельфов, при­чем последний наиболее распространен. Верхняя часть шельфа примерно до изобат 30—40 м имеет вид абразионной равнины, перекрытой тонким чехлом морских осадков; нижняя же часть представляет собой зону ин­тенсивной аккумуляции осадков.

Морфологически поверхность современного шельфа представляет со­бой подводную равнину, осложненную на разных гипсометрических уров­нях серией сглаженных ступеней, более или менее отчетливо выраженных в рельефе дна. По данным геолого-геофизических исследований, послед­ние интерпретируются как древние береговые линии, фиксирующие вре­менные стояния уровня моря в ходе последней послеледниковой транс­грессии. Обобщенный геологический разрез шельфа западного Приохотья приведен на рис. 3.

Всего в пределах прибрежной отмели и побережья насчитывается во­семь достаточно четко выраженных уступов, к которым причленяются верхнеплейстоценовые и голоценовые отложения прибрежной и лагунной 13. Зак. 1315 201
Рис. 3. Обобщенный геологический разрез шельфа юго-западной части Охотского моря

1, 2 — отложенин последней послеледниковой трансгрессии: 7 — волноприбойные, 2 — лагунные; 3, 4 — верхнеплейстоценовые отложения: 3 — отложения 2-й верхне­плейстоценовой трансгрессии (О}ц) , 4 — трансгрессивно-регрессивный комплекс морских отложений первой половины верхнего плейстоцена (Ощ21,5— среднеплей-стоценовые отложения ((Q, , ); 6 — плиоцен-нижнеплеистооеновые отложенир (N2 —Q,); 7 — фундамент шельфа; 8 — береговые линии них номера

фаций последней послеледниковой трансгрессии. Абсолютные отметки ус­тупов -110; -78-^-80; -88*-70; ~89*-61;-21*-24; -15-е--17; +5-7; 0 м.

Анализ данных сейсмоакустического профилирования, морского буре­ния и донного пробоотбора приводит к выводу о том, что ниже (батимет­рически) расположенный уступ (-110м) отвечает береговой линии, фик­сирующей экстремально низкое стояние моря к началу рассматриваемой трансгрессии (7). На сейсмолентах и эхолотных профилях отмечается кру­той уступ, выработанный в отложениях каргинского возраста (О;цС ук­лоном 0,03—0,05), к которому прислоена слоистая пачка прибрежно-мор-ских отложений позднего плейстоцена (О*ц- а). В плане данная береговая линия прослеживается довольно уверенно на отметках —110-е-—112 м, изометрично огибая резкие очертания современного западно-приохотско-го побережья. В ряде мест с ней сопрягаются магистральные долины древ­ней гидросети, что косвенно указывает на длительную задержку трансгрес­сии на этой отметке.

Выше по профилю, частично перекрывая отложения начала послеледни­ковой трансгрессии Ющ-а) залегают осадки следующего этапа (Ощтб) фиксирующие замедление трансгрессии на отметках —78 -е-—80 м. Морфо­логически эта береговая линия выражена небольшими уступом в отложе­ниях подстилающего каргинского горизонта, нередко перекрытого ука­занными осадками (Q\n- б), слагающими полосу аккумулятивных тел типа береговых валов, прибрежных баров и т.д. С рассматриваемой древ­ней береговой линией также связаны устья магистральных палеорек, бе­рущих начало в вершине Удской губы и заливе Академии. В плане этот берег концентрически повторяет очертания берегов предыдущего этапа

_

развития, увеличивая радиус на 10—15 км; в отличие от предыдущей бере­говой линии уступ и береговые формы менее выражены, что свиде­тельствует об относительно кратковременной остановке в развитии транс­грессии.

Батиметрически выше по профилю шельфа, на отметках —59-^—61 м, отмечается хорошо выраженный уступ (4) с уклонами 0,03—0,08, к кото­рому прислонены крупные положительные формы, слагающие древние ак­кумулятивные берега. Этот уступ хорошо выделяется на лентах САП. В Сахалинском заливе, заливе Академии, Удской губе с этим уступом со­пряжены долины магистральных рек, а также более мелких палеодолин. В устьевых частях этих долин вдоль рассматриваемой береговой линии тя­нется цепочка пересыпей, кос, баров, сложенных осадками заклю­чительного этапа верхнего плейстоцена (Qjjj— в). Аккумулятивные фор­мы довольно значительных размеров: при длине до 30—50 км ширина их составляет 1—3 км, а относительная высота — до 10м. Эти аккумулятив­ные тела сложены грубозернистыми осадками прибрежной фации; в их тыловой части границы отдельных слоев исчезают, что говорит об их пере­ходе в осадки лагунных фаций. Эта береговая линия характеризуется хо­рошей выдержанностью отметок в западном и северо-западном направле­ниях (с частичным снижением до —65 м). Севернее и северо-восточнее о-ва Сахалин выделяемые на шельфе затопленные береговые линии резко меняют свое положение по глубине. Несколько ниже этой ступени эпизо­дически на отметках —68-^—70м (3) фиксируются небольшие аккумуля­тивные формы, по-видимому, характеризующие временную стабилизацию уровня моря на этих отметках перед концом последнего этапа трансгрес­сии (Ощ— в). Выше по профилю шельфа следует ровная пологая равнина, на которой широко развиты слегка прикрытые современными осадками отложения, охарактеризованные спорово-пыльцевыми комплексами теп­лолюбивой растительности эпохи каргинского интерстадиала. По данным сейсмоакустического профилирования и результатам буровых работ, с глубины —45 м к современному побережью начинается увеличение мощ­ности голоценовых осадков, что, по-видимому, фиксирует начало голоце-нового этапа трансгрессии. Раннеголоценовые прибрежно-морские отложе­ния имеют сравнительно небольшую мощность и прослеживаются непре­рывной полосой. На глубинах 20-25 м они прислоняются к крутому абра­зионному уступу, слагая береговую линию с отметками -21 -^-24 м (5). В западной части рассматриваемого региона, там, где прибрежная зона шельфа лишена чехла рыхлых отложений достаточной мощности, берего­вая зона развивалась по абразионному плану: у подножья абразионной ступени развиты маломощные гравийно-галечные отложения древнего пляжа. В вершине Сахалинского залива на аккумулятивных участках бе­реговой линии этого возраста соответствует древний береговой бар, в от­ложениях которого содержатся спорово-пыльцевые комплексы нижнего голоцена. Рассматриваемая береговая линия отличается извилистыми кон­турами, в ряде участков повторяющими очертания современного берега. С ней сопряжены устья затопленных рек Тугурского, Ульбанского, Саха­линского заливов.

Батиметрически выше, на отметках —17 -г—18 м бурением фиксируют­ся реликты циклически построенных береговых форм типа бара (6), лежа­щих либо на коренных породах фундамента, либо на подстилающих рых­лых осадках. Анализ образца древесины, взятого из этих осадков на глу­бине 21,7 м, показал возраст 30503 ± 260 лет (ВНИИМОРГЕО, г. Рига, —54), что соответствует каргинскому интерстадиалу. За тыловой частью
бара располагаются лагунные отложения, спектр спор и пыльцы которых указывает на их раннеголоценовый возраст. В плане данная линия просле­живается лишь в вершинах Удской губы и Сахалинского залива. В других местах ее формы сливаются с абразионным уступом предыдущей (5) бе­реговой линии.

Следующий важный этап развития береговой зоны в ходе последней послеледниковой трансгрессии — образование низкой морской террасы, развитой на отметках 5—7 м (7) и формировавшейся в среднем голоцене. Эта морская терраса развита эпизодически лишь в вершинах крупных за­ливов и приустьевых частях крупных рек. Ее возраст определен многими исследователями как среднеголоценовый [Леонтьев и др., 1963; Вейн-берг и др., 1976]. Абсолютные отметки поверхности низкой террасы из­меняются в пределах от +2,5 до +15 м, что связано с большими амплитуда­ми приливно-отливных изменений уровня моря.

На современном побережье (S) юго-западной части Охотского моря широко развиты абразионные формы (клифы, ниши, гроты и т.д.). Акку­мулятивные морские берега в этом регионе отмечаются только в верши­нах заливов и характеризуются развитием пляжей полного и неполного профиля, современных баров, валов, кос, пересыпей и т.д. с абсолютными отметками их поверхностей от 0 до +7 м, что связано также со значитель­ными по размаху приливно-отливными колебаниями уровня моря и высо­ким заплеском волн во время сильных штормов.

Шельф юго-восточной части Охотского моря. Геолого-геофизические работы, проведенные на шельфе и побережье юго-запада Камчатки, позво­лили получить необходимые данные для картирования древних береговых линий. По материалам проведенных работ составлен обобщенный геологи­ческий разрез (рис. 4), на котором выделяется ряд древних береговых ли­ний, характеризующихся следующими абсолютными отметками: —132 + + -134, -80, -62+-64, -43+-46, -19+ -20, +3++5 м. Формирование этих береговых линий относится к эпохе последней послеледниковой трансгрессии.

Наиболее древняя из них и вместе с тем одна из наиболее отчетливо вы­раженных - береговая линия, расположенная на глубинах -132+-134 (7). Выделяется она на лентах сейсмоакустического профилирования и эхолотирования по четкому перегибу в рельефе дна. К основанию этого перегиба выклинивается сейсмоакустический горизонт, интерпретируе­мый нами как призма волноприбойных осадков, которые выше по склону фациально переходят в лагунные отложения. Учитывая отрицательный ха­рактер тектонических движений той части Западно-Камчатского прогиба, которая примыкает к впадине Охотского моря, мы связываем образова­ние этой береговой линии со стабилизацией уровня моря перед последней послеледниковой трансгрессией, которая [Марков, Суетова, 1964] нача­лась 17—18000 лет назад, когда уровень Мирового океана был на 110 м ниже современного. Положение древней берего.вой линии этого возраста на глубине —132 + —134 м позволяет говорить о том, что рассматриваемый участок шельфа испытал за последние 17 000 лет тектоническое погруже­ние со средней скоростью 1,4 мм/год.

По этим же признакам нами выделяются древние береговые линии на глубинах -80 м (2) и -62 + -64 м (3).

На изобате 45 м на лентах САП выявлена система из двух расположен­ных рядом затопленных береговых валов. Они протягиваются параллель­но современной береговой линии на 12 км в виде дуги, обращенной вы­пуклой стороной на запад. Нами отложения этих валов и соответствую-

205

щая им береговая линия (4) датируются как раннеголоценовые (Q}v). За описанной выше системой древних береговых валов бурением с борта суд­на в интервале глубин —43,5 ± -29,5 м и в удалении от берега на 8,7-18,2 км под маломощным слоем (до 1,5 м) морских песчано-галечных от­ложений вскрыт горизонт лагунных осадков мощностью 4,5 м.

По результатам диатомового анализа одной из скважин можно сделать вывод о том, что здесь располагалась мелководная лагуна шириной до 8,5 км. Под ее осадками залегает горизонт автохтонного торфа болотного типа, вскрытый на глубине 27 м и распространяющийся ниже по склону. Определение его абсолютного возраста по С14 в 24200 ±100 лет (ГИН-1667) позволяет отнести перекрывающие его лагунные отложения к воз­расту не древнее позднеплейстоценового. Выше, на глубине — 19-г—20 м, выявлена береговая линия (5), возраст которой достаточно обоснованно определен как среднеголоценовый. Поэтому нам наиболее вероятным представляется раннеголоценовый возраст рассматриваемой береговой линии (4).

На меньших глубинах (—23 м и менее) бурением вскрыты лагунные об­разования, мощность и площадь развития которых явно уступают по раз­мерам охарактеризованным ранее. При построении карт донных отложе­ний выясняется, что они по своеобразной "шнуровидной" форме и разме­рам очень схожи с современными лагунами. Их длина'достигает 10—13 км, средняя ширина составляет 250м. Группа погребенных лагун образует еди­ную слабовыпуклую к западу дугу, параллельную современному берегу. Вместе с соответствующим ей реликтом затопленного берегового вала, сложенного хорошо окатанными галечниками, она обозначает контур среднеголоценовой береговой линии (5), возраст которой устанавливает­ся следующим образом.

Горизонт рассматриваемых лагунных осадков распространен между глубинами -23 -г —6 м. На большей части площади перекрыты поздне-голоценовыми морскими отложениями, а подстилаются автохтонными торфяниками болотного типа с колебанием датировок их абсолютного возраста по С14 от 7800 ± 150 лет до 9200 ± 100 лет (ГИН 1668-1669). Эти торфяники вскрыты морским бурением в полосе изобат — 7-г— 8 мпод рассматриваемыми лагунными отложениями. Все это дает основание счи­тать эти лагунные отложения и фиксируемую ими береговую линию сред-неголоценовыми.

Береговая линия, фиксирующая наиболее высокое положение уровня моря в послеледниковую трансгрессию (6), приурочена к тыловому шву низкой (3—5 м) среднеголоценовой (Qjv) морской террасы. Она доволь­но четко выделяется по фототону на аэроснимках, протягиваясь узкой (до 1,5 км) полосой вдоль современной береговой линии. Ее отложения причленяются к сравнительно пологому, но достаточно отчетливо выра­женному в современном рельефе уступу, сложенному плиоценовыми га­лечниками, а в сторону моря они погружаются под уровень современных лагунных и пляжевых осадков. Отложения самой террасы представлены хорошо окатанными галечниками, гравийниками и песками с линзами ла­гунных осадков.

Современной береговой линии (7) соответствует пляж полного профи­ля шириной от 80 до 500 м, который очень четко выделяется на аэросним­ках. Современный пляж характеризуется наличием непрерывной цепочки ярко выраженных ореолов естественного магнетит-гранатового шлиха ши­риной до 30 м.

206

Заключение. Сравнение приведенных данных о древних береговых ли­ниях шельфовых зон Японского и Охотского морей показывает, что, не­смотря на некоторые (порой существенные) различия в их строении и морфологии, береговые линии, сформированные в различные этапы по­следней послеледниковой трансгрессии в разных районах, достаточно хо­рошо коррелируются между собой. Во всех рассмотренных регионах вы­деляются две группы береговых линий, относящиеся к двум стадиям раз­вития последней послеледниковой трансгрессии: позднеплейстоценовой и голоценовой. В обеих стадиях выделяются по три этапа, каждый из кото­рых зафиксирован соответствующими береговыми линиями с присущими им формами и комплексами прибрежно-морских и лагунных осадков (см. рис. 1—4). Все это свидетельствует о том, что причина возникновения и развития охарактеризованных древних береговых линий на шельфе - об­щая для всех рассмотренных регионов. Этой причиной скорее всего был неравномерный ("пульсирующий") подъем уровня Мирового океана в конце верхнего плейстоцена и голоцене, обусловивший неравномерный, прерывистый ход развития последней послеледниковой трансгрессии. Что же касается некоторых различий в гипсометрическом положении отдель­ных береговых линий и появления дополнительных береговых линий на промежуточных уровнях в отдельных районах, то это связано, по-видимо­му, с неотектоническими движениями.

ЛИТЕРАТУРА

Вейнбергс И.Г., Вощилко М.Е., Шпеталенко М.А, и др. Спорово-пыльцевая характе­ристика новых разрезов позднечетвертичных отложений прибрежной полосы суши и шельфа юго-западного побережья Охотского моря. - В кн.: Палинология в континентальных и морских геологических исследованиях. Рига, 1976.

Каплин ПЛ. Новейшая история побережий Мирового океана. М.: Изд-во МГУ, 1973.

Короткий А.П., Караупова П.П. Новые данные по стратиграфии четвертичных отло­жений Приморья. — В кн.: Вопросы геоморфологии и четвертичной геологии юга Дальнего Востока. Владивосток, 1975.

Леонтьев O.K., Порчук В.А., Лукьянова С.А. Геоморфология материкового побе­режья Сахалинского залива. - Изв. АН СССР. Сер. геог. 1963, № 4.

Марков К.К., Суетова И.А. Эвстатические колебания уровня океана. — В кн.: Совре­менные проблемы географии. М.: Наука, 1964.

Каррей Дж. Позднечетвертичная история материковых шельфов США. — В кн.: Чет­вертичный период в США. М.: Мир, 1968.

Хершберг Л.Б. О последней морской трансгрессии в Юго-Восточном Приморье. — Изв. вузов. Геология и разведка, 1971, № 5.

207

УД К 551.435.3 (571.6)

AM КОРОТКИЙ, Г.И. ШУМОВ

ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЕ И ЛИТОЛОГО-ФАЦИАЛЬНЫЕ КРИТЕРИИ РАСПОЗНАВАНИЯ ПЛЕЙСТОЦЕНОВЫХ БЕРЕГОВЫХ ЛИНИЙ

(на примере Японского моря)

Изучение эволюции рельефа и условий седиментации в прибрежной зоне и на шельфе на всех этапах геологической истории обычно сопровождается восстановлением границ морских водоемов и суши, т.е. береговых линий. Древние береговые линии относятся к числу тех геолого-геоморфологи­ческих объектов, познание которых по сравнению с другими образования­ми позволяет с достаточной точностью и полнотой оценить направленность и амплитуду эвстатических колебаний уровня Мирового океана (на ста­бильных побережьях) или определить характер и интенсивность тектони­ческих дислокаций (в тектонически подвижных зонах).

Однако подобные палеогеографические построения не всегда дают ре­гионально сравнимые результаты в первую очередь из-за трудностей в ди­агностике древних береговых линий, определяемых сложностью распозна­вания геоморфологических уровней и сопряженных с ними прибрежно-морских отложений, которые формируются непосредственно вблизи уров­ня моря. Поэтому даже в пределах тектонически единого региона в трак­товке геологической истории прибрежной зоны в плейстоцене нет доста­точно сходных точек зрения, а иногда сосуществуют полярно противопо­ложные мнения, как это отмечается для Приморья [Власов, 1957; Худя­ков и др., 1972; Ивашинников, 1971; Короткий, 1978; Крапивнер, Дани­лина, 1978 и др.].

В настоящее время наиболее дискуссионна трактовка материалов по поднятым береговым линиям Японского моря (материковый сектор), ин­терпретация которых затрудняется по следующим причинам.

1. На абразионных берегах Японского моря при малой мощности при-брежно-морских отложений и значительной высоте абразионных уступов преобразование поднятого берега ведет к быстрому разрушению пляже-вых фаций и формированию денудационного уровня, фрагментами про­слеживающегося вдоль побережья. Подобные поверхности морфологичес­ки и по структуре склоновых отложений сходны с педиментами, весьма типичными геоморфологическими элементами в прибрежной зоне дальне­восточных морей [Худяков и др., 1972].

2. Наблюдаемые на поверхности так называемых древних "абразион­ных" террас пятна хорошо окатанного галечникового материала по своей природе являются либо остатками аллювиальных отложений, соответ­ствующих водотокам высокого порядка, либо пляжевыми псефитами, пе­ремытыми из морских разрезов прошлых геологических эпох. Подобные по происхождению галечники известны на побережьях залива Петра Вели­кого, где денудации подвергаются палеозойские и мезозойские морские толщи.

3. Пески, литологически сходные с пляжевыми, образуются в прибреж­ной зоне в местах интенсивного эолового развевания (рис. 1). Подобные пески по структуре весьма сходны с пляжевыми, что определяется, во-первых, малым транзитом наносов, во-вторых, значительной интенсив­ностью ветров [Кононова, 1976]. Древние эоловые пески, иногда описы­ваемые как прибрежно-морские отложения, сопряженные с поднятыми бе-

208

SO 40 30 20 10 О

i^^^-^

Puc. 1. Примеры псевдотеррасовых поверхностей и образований в прибрежной зоне Приморья

э — м. Поворотный; б — бухта Шеполова; в — устье р. Соболевки (ур. Третья Ка-рыма); г — бухта Часовая; д — бухта Сайон; е — бухта Сонье; ж — м. Бакланий (р. Желтая) : 7 — галечники и валуны с песком; 2 — сцементированные галечники (ферикриты); 3 — песок с галькой; 4 — песок; 5 — песок глинистый; 6 — алевриты; 7 — почвы; 8 — сапролиты (на гранитах); 9 — граниты; 10 — базальты; 11 — столб­чатые базальты; 12 — палагонитизированные базальты и палагониты; 13 — андезиты; 14 — туфы андезитов; 15 — кислые эффузивы
1   ...   8   9   10   11   12   13   14   15   16


Учебный материал
© nashaucheba.ru
При копировании укажите ссылку.
обратиться к администрации