1.1. ОСНОВНЫЕ ЛИТОЛОГО-ГЕНЕТИЧЕСКИЕ ТИПЫ ВЕРХНЕКАЙНОЗОЙСКИХ ОТЛОЖЕНИЙ И ОСОБЕННОСТИ ИХ ЛИТОГЕНЕЗА

Решение многих вопросов стратиграфии и палеогеографии позднего кайнозоя Арктики зависит от правильной интерпретации генезиса отложений. В этом отношении чрезвычайно важны разработка и применение соответствующих корректных методов их изучения. К сожалению, большинство литологических характеристик основных генетических типов верхнекайнозойских отложений рассматриваемого региона, методологические приемы изучения их состава и строения, а также условий формирования и литогенеза в целом разработаны на основе исследования соответствующих отложений умеренной и теплой зон гумидного климата. Перенесение стандартов и шаблонов, выработанных с учетом иных климатических условий осадконакопления, на арктическую зону служит причиной многих заблуждений в установлении генезиса и условий формирования развитых здесь верхнекайнозойских отложений, а также созданных на их основе палеогеографических выводах и построениях.

В связи с этим становится ясной важность литологических характеристик и признаков различных генетических типов верхнекайнозойских отложений, образовавшихся в специфических условиях арктической зоны. Ниже приведено краткое описание главных литолого-генетических типов этих отложений, распространенных в пределах арктических прибрежных равнин и Арктического шельфа.

Морские шельфовые отложения

В западном секторе арктической и субарктической зон Евразии, на равнинах севера Западной Сибири и Печорской низменности, широко развиты толщи в целом неслоистых, слабо сортированных глин и суглинков, содержащих остатки морских моллюсков, ракообразных, фораминифер, остракод, а также растительные остатки и включения крупнообломочного материала: гальки, щебня, валунов. Им свойственны аутигенные выделения и конкреции сульфидов железа, карбонатов, представленных кальцитом, арагонитом с непостоянной, но значительной изоморфной примесью марганца, железа, магния, изредка микровыделения сидерита и доломитовые конкреции. Глины и суглинки относительно обогащены легкорастворимыми солями, и в первую очередь хлоридами и сульфатами натрия. Они имеют сплошное распространение на огромных площадях равнин севера Евразии (их средняя мощность 40-60, нередко 100-150 м, а максимальная в тектонических депрессиях и отрицательных формах погребенного рельефа достигает 200-300 м). Иными словами, налицо многочисленные и очевидные признаки морского происхождения пород. Однако наличие в породах валунного материала, нередко их слабая сортированность и преимущественное отсутствие слоистости служат для некоторых исследователей достаточными аргументами считать эти образования континентально-ледниковыми. Подробный разбор несостоятельности подобных представлений дан в работах Б.А. Афанасьева, В.И. Белкина, И.Д. Данилова, Н.Г. Загорской, И.Л. Зайонца, В.А. Зубакова, Р.Б. Крапивнера, И.Л. Кузина, Г.И. Лазукова, А.И. Попова, О.В. Суздальского, Н.Г. Чочиа и других.

Гранулометрический состав. В большинстве сводок по литологии констатируется, что осадки, отлагающиеся в море, обладают хорошей сортированностью и слоистостью. Характерным признаком морских отложений считается наличие «чистых» петрографических разностей осадочных пород: галечников, гравийников, песков, алевритов, глин различной размерности, вплоть до субколлоидных и коллоидных. Согласно широко известному утверждению Н.М. Страхова [1960 г.]: «В море как конечном водоеме стока процессы обработки материала и его разделения по размерам достигают своего максимального выражения», это положение оказывается справедливым лишь для зон умеренного и теплого гумидного климата в условиях отсутствия какой-либо тектонической активности. В полярной и субполярной зонах происходит сближение гранулометрических показателей морских и ледниковых накоплений, поскольку материал на морское дно поступает не только из водной среды, но и изо льдов: айсберговых, припайных, морских, речных.

Анализ гранулометрического состава современных донных осадков морей Карского и Лаптевых показывает, что среди них нет отчетливо обособленных петрографических разностей пород: нет чистых песков, алевритов, глин (рис. 1.1). Все типы осадков представляют собой смесь пелитовых, алевритовых и псаммитовых частиц, содержащихся в различных соотношениях с преобладанием той или иной составляющей. Даже в наиболее сортированных песчаных и глинистых разностях осадков заметную примесь составляют иные фракции. Что же касается наиболее распространенных на дне обоих морей илов и глинистых илов, то для них характерна весьма слабая сортированность. Пики на графиках гранулометрического состава (рис. 1.2), соответствующие преобладающему содержанию какой-либо фракции, выражены всегда слабо или отсутствуют вообще, т.е. графики имеют сглаженный характер, что свидетельствует о крайне слабой сортированности грунтов. Обычно отмечают три пика повышенного содержания (от 20-30 до 40-45%), приходящиеся на фракции мелких и крупных глинистых и алевритовых, а также тонких и мелких песчаных частиц.

Сравнение гранулометрического состава современных донных осадков арктических морей и верхнекайнозойских глинисто-алевритовых отложений, широко распространенных на севере Западной Сибири и в Печорской низменности, содержащих остатки морской фауны наряду с валунами, показывает, что они практически однотипны (рис. 1.2). Неслоистые валунные суглинки с остатками морских моллюсков и фораминифер сортированы нисколько не хуже, а зачастую даже лучше, чем современные донные илы арктических морей. На графиках (рис. 1.2) четко выражены два пика, соответствующие повышенному содержанию фракций крупных алевритовых (0,05-0,01 мм) и пелитовых (0,005-0,001 мм) частиц. Материалы по гранулометрическому составу современных донных илов и верхнекайнозойскнх морских отложений глинисто-алевритового состава дают основание для определенного вывода: в условиях холодноводных арктических морей формируются осадки, закономерности гранулометрического состава которых не укладываются в рамки представлений, сложившихся на примере изучения умеренных и тепловодных водоемов.

Крупнообломочный материал. Практически во всех типах осадков арктических морей присутствуют каменные обломки различной размерности. В морях в зависимости от их ледовитости меняется лишь степень насыщенности такими обломками. При этом не всегда справедливо утверждение: чем более ледовит бассейн, тем больше в его осадках крупнообломочного материала. Бассейны со сплоченным круглогодичным малоподвижным ледовым покровом, где лед медленно дрейфует и тает, характеризуются относительно малым содержанием каменных обломков. Напротив, в водоемах с активно дрейфующими и тающими льдами (особенно припайными) отмечается повышенное содержание крупных обломков в донных осадках. Помимо припайных и выносимых в море речных льдов обломочный материал поставляют и айсберги. По своим характеристикам он практически не отличается от обломочного материала ледникового разноса.

Весьма показательная характеристика каменного материала, связанного с разносом исключительно морскими льдами, дана А.П. Лисицыным на примере ледовитых дальневосточных морей. Каменные обломки здесь по составу и морфологическому облику соответствуют материалу пляжевой зоны. Характерна галька округлой или эллипсоидальной формы, только средней или хорошей окатанности, угловатые обломки практически отсутствуют. Довольно часто на поверхности галек встречается штриховка, образовавшаяся при движении льдов в береговой зоне, сложенной каменным материалом, и соответствующая по своим признакам так называемой ледниковой. Типична гладкая полированная поверхность галек. Именно такими характеристиками обладает подавляющая часть крупнообломочного материала в толщах позднекайнозойских глин и суглинков с остатками морской фауны и крупнообломочными включениями на севере Евразии.

Дальность переноса каменного материала морскими льдами достигает 500-1000 км и более. Крупнообломочный материал из береговой зоны, а также раковины мелководных моллюсков встречаются в глубоководных центральных частях Северного Ледовитого океана.

Для водных бассейновых отложений характерны своеобразные условия залегания крупных обломков. В слоистых разностях галька и валуны продавливают и изгибают подстилающие прослои, а вышележащие полого огибают их. В неслоистых морских глинах и суглинках следы продавливания пород обнаружить трудно. Они становятся заметны, когда валуны включены в неслоистые глины или суглинки вблизи их контакта с подстилающими слоистыми разновидностями морских отложений одного и того же водоема седиментации. В этих случаях отчетливо видны продавливание и изгибание валуном как вмещающих его неслоистых суглинков, так и подстилающих слоистых пород: песков, алевритов. Факты продавливания или изгибания валуном подстилающих его осадков и облекания вышележащими слоями - надежные показатели вытаивания из поверхностных льдов водоема, свободного падения в водной среде и погружения в неконсолидированные влагонасыщенные донные осадки.

Известны попытки интерпретировать рассмотренные условия залегания валунов с гляциалистических позиций: вдавливание каменных обломков льдом в подстилающие его рыхлые осадки. Однако эта гипотеза совершенно не объясняет облекание перекрывающих крупные обломки осадков. В неслоистых глинах и суглинках встречаются валуны и галька с прикрепленными к ним раковинами морских организмов, например балянусов, что является неоспоримым признаком их пребывания на дне ледовитого моря.

Текстура. Вопрос о слоистости морских терригенных осадков тонкодисперсного состава далеко не прост, несмотря на его кажущуюся очевидность. На основе изучения морских отложений древних тепловодных водоемов выработалось и укоренилось среди литологов представление, что все осадки морских водоемов являются слоистыми. Вместе с тем еще в 1948 г., т.е. на достаточно раннем этапе исследования донных осадков современных морей, в своей известной работе по геологии моря М.В. Кленова приводила прямо противоположные высказывания по данному вопросу двух основоположников изучения современных донных осадков морей: Дж. Туле, утверждавшего, что слоистость на дне морей, скорее, исключение, чем правило, и Э. Филиппи, опровергавшего это утверждение: «Слоистость на дне морей не исключение, а правило».

Изучение морских верхнекайиозойских отложений, слагающих разновысотные террасы и уровни рельефа на равнинах севера Евразии, показывает, что четкой слоистостью обладают только мелководные разности пород песчаного и алевритового состава. Морские относительно глубоководные глины и суглинки с остатками сублиторальной фауны характеризуются отсутствием слоистости, что свидетельствует о слабой дифференциации терригенного материала в процессе осадконакопления в условиях шельфовых арктических морей. Вместе с тем толщам неслоистых морских глин и суглинков свойственны прослои и линзы слоистых песков, алевритов, глин, в том числе и ленточнослоистых. Последние с четкой ритмичной слоистостью, взаимосвязанные с толщами морских отложений, иногда содержат остатки раковин морских моллюсков и фораминифер. Видовой состав тех и других обычно бедный. Например, в районе Енисейского залива распространены плейстоценовые ленточные глины с раковинами одного вида - Portlandia arctica L., приуроченными к светлым песчано-алевритовым прослоям.

Аутигенные минералы и конкреции. Долгое время практически общепринятым было мнение, что в арктических морях вследствие их холодноводности аутогенное минералообразование отсутствует. Исследования современных донных осадков: выявили в них разрозненные аутигенные кристаллы кальцита и гипса, гидроокислы железа и марганца. Морские верхнекайнозойские отложения глинисто-суглинистого состава на севере Евразии содержат редкие кристаллы аутигенного кальцита, иногда ромбоэдры доломита, сферолиты сидерита. Аутигенные сульфиды железа представлены коллоидным сернистым железом (гидротроилит) и кристаллами пирита, который образует как отдельные зерна, так и округлые или бесформенные скопления, а также цепочки, наследующие захороненные и разложившиеся растительные остатки. Внутреннее вещество фораминифер замещается иногда сульфидами железа или вивианитом. В виде точечных агрегатов и мелкой сыпи присутствует лейкоксен.

Большинство отмеченных выше аутогенных минералов в морских валунных и безвалунных глинах и суглинках образуют стяжения типа конкреций [Данилов, 1978; Данилов и Суздальский, 1975]. Во всех типах конкреций терригенный материал вмещающих пород сцементирован новообразованным веществом, которое представлено коллоидными и кристаллическими формами сульфидов железа, пелитоморфными и тонкозернистыми карбонатами, фосфатами. При этом обломочный материал по своей морфологии и минеральному составу как внутри конкреций, так и за их пределами идентичен, что исключает предположения о переотложении конкреций из более древних, раннекайнозойских или докайнозойскнх, пород. Внутри некоторых крупных карбонатных конкреции можно наблюдать включения гравия, крупной гальки или частично даже мелких валунов; ядрами некоторых карбонатных конкреций служат остатки: позднекайнозойской холодноводной фауны морских моллюсков.

Конкреции сульфидов железа имеют небольшие размеры (0,5-10 см в поперечнике), форма их овальная, шаровидная, Эллипсовидная или неправильная изометрическая. Они обычно приурочены к слабо сортированным суглинистым разностям валунных морских отложений, в относительно хорошо сортированных глинах встречаются редко, как исключение, в однородных мелко- и среднезерннстых песках отсутствуют. Вещество, цементирующее обломочный материал, представлено гидротроилитом, возможно, мельниковитом и пиритом. В наиболее хорошо оформленных и обособленных от вмещающих пород стяжениях отмечается дифференциация цементирующего вещества по минеральному составу. В центре этих конкреций располагается желтое блестящее пиритовое ядро, окруженное темным аморфным веществом типа гидротроилита - мельниковита.

Большинство же сульфидных конкреций имеет зародышевую форму, слабо обособлено от вмещающих пород, и вещество внутри их не дифференцировано: основной цемент состоит из темного коллоидного сернистого железа, раскристаллизованного на отдельных участках до пирита. Содержание сульфидного железа в конкрециях колеблется от 9 до 24,6, сульфидной серы от 10 до 28%.

Конкреции вивианита имеют до 2-5 мм в поперечнике, по форме они напоминают горошины или бобовины.

Карбонатные конкреции в морских неслоистых валунных суглинках и глинах характеризуются преимущественно шаровидной или эллипсовидной формой, размеры их колеблются от 2-5 до 20-40 см в поперечнике. Они очень плотные и по внешнему виду напоминают хорошо окатанные валунчики, правда, с шероховатой поверхностью, за которые они, вероятно, и принимались многими исследователями. Карбонатный цемент состоит из мелко- и скрытозернистой массы, на фоне которой выделяются более крупные зерна кальцита неправильной формы. Общее содержание карбонатов колеблется от 19 до 66%, тогда как во вмещающих породах составляет всего 0,8-3,1%. В составе карбонатного цемента конкреций помимо углекислого кальция устанавливаются марганец, железо, магний, присутствующие, вероятно, в виде изоморфных примесей.

Геохимическая характеристика. Как было установлено, состав захороненных в осадках и в осадочных породах водорастворимых солей отражает первичную соленость бассейна седиментации, не соответствуя ей полностью. Изменение химического состава иловых вод в осадках происходит в процессе их диагенеза, обменных реакций промыва грунтовыми водами и связанного с ним выщелачивания пород и т.д. В условиях сплошного распространения толщ мерзлых пород влияние промывного режима грунтовых вод практически снимается.

Результаты изучения легкорастворимых солей в разнообразных литолого-фациальных типах пород различных районов криолитозоны (Печорская низменность, север Западной Сибири, приморские низменности Северо-Востока СССР и Чукотки) свидетельствуют, что рыхлые верхнекайнозойские отложения определенного генезиса и в определенных районах имеют своеобразный ионно-солевой состав. Общая закономерность состоит в том, что для относительно глубоководных морских глин характерно повышенное содержание водорастворимых солей: преобладание ионов натрия, калия, хлора, сульфат-ионов над ионами кальция, магния, карбонат- и бикарбонат-ионами. Повышенное содержание сульфатов, возможно, связано с окислением аутигенных сульфидов (гидротроилита, пирита), находящихся в морских глинах и суглинках.

Состав поглощенных оснований морских глинистых пород характеризуется преобладанием в них по сравнению с пресноводными отложениями катионов натрия и калия, в меньшей степени магния. Однако на катионный обмен в условиях дна водоемов влияют различные факторы: степень гидратированности глинистого материала, количество рассеянного органического вещества, карбонатов и т.д. Поэтому в конкретных условиях могут возникать как в поглощенном комплексе, так и в составе захороненных водорастворимых солей соотношения, не свойственные данному генетическому типу пород.

Криогенное строение. Морские относительно глубоководные осадки глинисто-суглинистого состава промерзают обычно после осушения бассейна седиментации и выхода их на дневную поверхность. К моменту промерзания они уже в достаточной степени уплотнены и обезвожены, поэтому в целом льдистость их невелика (в среднем 15-20% от объема породы). Поскольку промерзают они сверху вниз, формируется разреживающаяся с глубиной система горизонтальных ледяных прослойков, пересекаемых субвертикальными трещинками, заполненными льдом. Поэтому общий характер льдистой текстуры - сетчатый. Наибольшая льдистость и тонкая сеть ледяных прослойков характерны для приповерхностных частей разреза морских глинистых осадков. До глубины 5-10, иногда до 15 м льдистость нередко составляет 30-50% от объема породы. Ниже, до глубины 10-20 м, она уменьшается (в среднем до 20%), увеличиваются расстояния между ледяными прослойками, а также мощность каждого из них. Разреживание сети ледяных прослойков происходит до глубины порядка 20-40 м. Ниже, на глубинах 40-100 м и более, встречаются в основном тонкие прожилки льда, приуроченные к трещинам напластования.

Нарисованная общая картина криогенного строения морских глинистых отложений иногда очень осложняется. Встречаются линзы и линзовидные прослои, состоящие изо льда или ледово-минеральной смеси. Вокруг них льдистость сильно возрастает. Монолитные тела подземного льда вскрыты на максимальных глубинах залегания морских отложений (близ устья Енисея, например, до 400 м). Возникновению подземных залежей льда в морских глинах и суглинках способствовало наличие в них линз и прослоев песчаного состава, которые до промерзания являлись водоносными, а при промерзании служили путями дополнительного подтока влаги. Некоторые подземные залежи льда в морских отложениях являются по целому ряду признаков седиментационными образованиями, их возникновение связано, по-видимому, с захоронением донного льда.

Прибрежно-морские отложения

Отложения арктической зоны этого типа имеют в основном песчано-галечный состав и отражают трансгрессивные и регрессивные фазы развития морских водоемов.

Гранулометрический состав. Литологическое разнообразие прибрежно-морских отложений велико, поэтому охарактеризовать в целом их гранулометрический состав невозможно. Наиболее широко распространены средне- и мелкозернистые пески, достаточно хорошо сортированные, в них отмечается наименьшая примесь алевритовых, глинистых (не более 5-6%) и глинисто-алевритовых частиц. Своеобразными чертами гранулометрического состава рассматриваемых отложений являются нередко отмечаемая слабая сортированность и промытость литоральных крупнозернистых песков с галькой, гравийников и галечников. Во всех типах перечисленных пород в заметных количествах присутствует примесь глинистых, алевритовых частиц, тонко-, мелко- и среднезернистых песков. Слабая сортировка грубозернистых прибрежно-морскнх отложений литоральных фаций объясняется, вероятнее всего, влиянием на процесс осадконакопления припайных льдов. Вместе с тем известны хорошо промытые литоральные галечники и гравийно-галечные отложения, что обусловлено особенностями гидродинамического и ледового режима в прибрежной зоне водоема.

Крупнообломочный материал. Когда рассматривается вопрос о способах попадания валунов в отложения, острую полемику вызывает обычно происхождение крупнообломочного материала в неслоистых слабо сортированных глинах и суглинках, относимых либо к ледниковым, либо к ледниково-морским отложениям палеокриолитозоны. В пылу полемики приводятся такие аргументы: морской лед не может транспортировать крупные обломки на значительные расстояния. При этом забывается, что крупные валуны (размером до 1,2-1,5 м в поперечнике) присуттвуют не только в глинисто-алевритовых осадках, но и в достаточно хорошо сортированных прибрежно-морских песках с остатками морской фауны, генезис которых не вызывает сомнений: их накопление происходило в мелководной зоне арктических водоемов. Этот факт указывает, что валуны свойственны различным литолого-фациальным типам морских отложений, что это закономерное явление морского осадконакопления в полярной зоне в целом: как в областях накопления относительно глубоководных алеврито-глинистых, так и мелководных песчаных и песчано-галечных осадков. В последних крупные валуны встречаются в пределах низменностей на расстоянии 200-300 км и более от горных обрамлений, откуда они могли быть принесены. Этот факт еще раз свидетельствует о больших транспортных возможностях морских припайных льдов.

Текстура. Прибрежно-морские отложения, как правило, слоистые. Им свойственно закономерное изменение характера слоистости по разрезу. Близ контакта с глубоководными глинами и суглинками они имеют песчано-алевритовый состав и обладают горизонтальной, в том числе и ленточной, слоистостью. По мере удаления от зоны контакта отложения укрупняются, происходит и закономерное изменение слоистости: вместо горизонтальной появляется волнистая, затем косоволнистая и, наконец, косая.

Для прибрежно-морских отложений характерны многочисленные деформации слоистости самого разнообразного типа и размеров, охватывающие отдельные прослои толщиной до 5-10 см и серии слоев мощностью несколько десятков метров. Наиболее простой и показательный случай - залегание смятых в крутые складки слоев между наклонными параллельнослоистыми осадками с ненарушенной текстурой. Подобные примеры наглядно показывают, что слои пород сминались в складки в процессе их оплывания в неконсолидированном состоянии по поверхности наклонно залегающих слоев. Нередко можно наблюдать, что вышележащие нормальнослоистые осадки перекрывают деформированные с размывом, но сами ни в процессе осадконакопления, ни после него не были деформированы (рис. 1.3).

Чередование деформированных и недеформированных слоев охватывает толщи мощностью несколько метров, а иногда и десятков метров. В наибольшей степени деформации свойственны прибрежно-морским осадкам песчано-алеврито-глинистого состава и связаны с их плывунными свойствами во влагонасыщенном неконсолидированном состоянии. Помимо оплывных деформаций значительную роль в нарушении условий залегания влагонасыщенных донных грунтов играют оползневые деформации (рис. 1.4). Исследования современных осадков морей показали, что оплывные и оползневые деформации широко распространены в пределах шельфовой зоны на участках даже с небольшими уклонами дна (до 0,5-1º).

Характерный тип складчатых дислокаций свойствен толщам морских мелководных горизонтально- и ленточнослоистых осадков преимущественно алевритового состава. Дислокации в целом имеют характер антиклинальных и синклинальных складок. Весьма примечательно, что выполнены синклинальные складки вверх по разрезу осадками со все более и более спокойными условиями залегания и постепенно переходят в горизонтально залегающие. Этот факт ясно показывает, что дислокации возникали до накопления горизонтально залегающих слоев, т.е. в процессе накопления ленточнослоистых осадков, а не после его завершения под воздействием какого-либо внешнего фактора.

Одними из наиболее типичных являются дислокации в ленточнослоистых алевритах, слагающих обрывы западного берега п-ова Ямал на выходе Байдарацкой губы в Карское море (рис. 1.5). Обрывы почти отвесные, хорошо обнажены, имеют высоту 20-30 м и сложены горизонтально- и ленточнослоистыми алевритами. Дислокации представляют собой в целом пологие складки субширотного простирания длиной 100-200, иногда до 50 м. Крутизна складок на крыльях обычно от 5-10 до 15-20, нередко увеличивается до 30-35°. В отдельных случаях степень дислоцированности пород возрастает и между крупными относительно крутыми синклинальными складками располагаются антиклинальные структуры типа диапировых внедрений.

Дислоцированные слоистые алевриты слагают обрывы целиком сверху донизу, имея выдержанный литологический облик. В них присутствуют немногочисленные остатки микрофауны фораминифер, свидетельствующие о накоплении осадков в опресненном водоеме морского типа или осолоненном лагунно-эстуарном, имевшем связь с морем. В горизонтальном направлении на расстоянии нескольких километров степень дислоцированности толщи алевритов неоднократно меняется, они фациально замещаются недислоцированными косослоистыми песками с линзами намытого торфа и остатками окатанной древесины, - вероятно, дельтовые фации реки, впадавшей в водоем, где накапливались слоистые алевриты. Степень дислоцированности алевритов меняется не только по площади, но и по разрезу. На примере некоторых синклинальных складок хорошо видно, как вверх по разрезу происходит постепенное выполаживание слоев и они приобретают почти горизонтальное залегание. Иными словами, отрицательные структуры выполняются теми же осадками, что и основные структуры.

На поверхности, представленной дислоцированными слоистыми алевритами, имеются пониженные зоны. Деформированные слои погружаются в их направлении, постепенно выполаживаясь, а выше по разрезу происходит выполнение понижений горизонтально залегающими осадками (см. правую часть рис. 1.5), идентичными по литологическому облику дислоцированным. Совершенно очевидно, что захоронение более дислоцированных осадков менее дислоцированными, а тем более горизонтально залегающими при их тождественности могло происходить только в условиях дна водного бассейна в процессе седиментации.

В достаточно крутых синклинальных и антиклинальных складках отчетливо прослеживается почти двукратное увеличение мощности слоев в вершинах антиклиналей и мульдах синклиналей по сравнению с крыльями складок. Этот факт свидетельствует, что деформации слоев происходили в еще слабо уплотненном вязком грунте, способном к течению. В процессе деформации осадки отжимались по слоям вниз к центру синклинальных понижений или выжимались вверх в диапироподобпых структурах. Если бы изгибанию подверглись уже уплотненные и обезвоженные, а тем более мерзлые породы, мощность прослоев не могла бы меняться на отдельных элементах складчатых структур, складки были бы конформными. Дислоцированные слоистые алевриты слагают ровные плоские террасовндные уровни, поверхность которых срезает складчатые структуры. Они не перекрыты никакими иными типами отложений, отсутствуют и следы перекрывающих отложений в прошлом.

Все вышеизложенное позволяет сделать вывод, что складчатые дислокации образовались на дне бассейна седиментации во влагонасыщенных неуплотненных илах и связаны, вероятно, с плывунными свойствами грунтов алевритового состава, находившихся к моменту их оплывания в скрытотекучем состоянии. Вполне возможно, что стимулятором возникновения дислокаций во влагонасыщенных донных илах являлись тектонические факторы: рост локальных тектонических структур, движения по зонам разрывных нарушений, сейсмические колебания. Крайний север Западной Сибири, в частности п-ов Ямал, является зоной достаточно активного проявления тектонических движений в новейшее время.

Аутигенные минералы и конкреции. В составе аутигенных минералов типичных песчаных и песчано-галечных разновидностей прибрежно-морских отложений наиболее характерны кальцит, гидроокислы железа и марганца. В прослоях, обогащенных органическим веществом, и в глинисто-алевритовых прослоях присутствуют сульфиды железа. Так же как и в относительно глубоководных глинах, новообразованное минеральное вещество стягивается в конкреции.

Карбонатные конкреции в равномернозернистых неслоистых песках имеют преимущественно шаровидную форму, в горизонтальнослоистых - уплощенную лепешковидную, в косослоистых форма их более разнообразна: веретенообразная, грибовидная и т.д. Внутри конкреций прослеживается первичноседиментацнонная слоистость вмещающих пород. Своеобразной разновидностью карбонатных конкреций в прибрежно-морских отложениях являются псевдоморфозы по остаткам морских моллюсков в местах массового скопления их раковин. Обычные размеры конкреций - 2-5 см в поперечнике, иногда они увеличиваются до 20-30 и даже 50 см. Карбонатное вещество цементирует обломочные частицы, которые по размерам и составу идентичны вмещающим породам. Карбонатный цемент и обломочные частицы образуют довольно равномерную смесь, иногда с преобладанием одного из компонентов. Карбонаты конкреций представлены в основном кальцитом, иногда с примесью арагонита.

Гидроокислы железа и марганца образуют в прибрежно-морских отложениях как конкреционные стяжения преимущественно округлой или овальной формы, так и бесформенные желваки, достигающие нескольких десятков сантиметров в поперечнике, нередко они цементируют целые линзы и линзовидные прослои, превращая их в слабо уплотненные песчаники и достаточно плотные конгломераты. Содержание железа в конкрециях и желваках достигает 18-20, марганца 16-18%. Окисные железо-марганцевые конкреции, как известно, широко распространены в современных океанах и морях, в том числе и арктических. Однако в погребенное состояние они переходят только в хорошо аэрируемых песчано-галечных прибрежно-морских осадках; при захоронении в тонкодисперсных глинисто-алевритовых илах они растворяются в условиях восстановительной среды диагенеза осадков.

Геохимическая характеристика. По составу захороненных легкорастворимых солей прибрежно-морские отложения близки пресноводным. Общее содержание солей невелико. В ионно-солевом комплексе преобладают ноны кальция, бикарбонат-ионы, иногда высоко содержание сульфат-ионов и ионов магния. Катионы кальция и магния в сумме преобладают над катионами калия и натрия. Наиболее характерны водорастворимые соли - бикарбонаты и карбонаты кальция, а также сульфаты натрия, магния, кальция. Отмеченные особенности состава легкорастворимых солей свойственны не только обогащенным глинистыми частицами пескам и гравийно-галечным отложениям, но и прослоям глинистого и алевритового состава.

Криогенное строение. Прибрежно-морские отложения промерзают по мере выхода их из-под уровня водоема седиментации и осушения прибрежных территорий в сложных мерзлотно-гидрогеологических условиях. Вследствие этого их криогенное строение также сложное. Сказывается и большая пестрота литологического состава пород.

Для равномернозернистых (тонко-, мелко- и среднезернистых) песков характерна массивная криогенная текстура и невысокая льдистость (10-15%). В горизонтально- и ленточнослоистых алевритах криогенная текстура наследует первичноседиментационную. Характерным свойством толщ является наличие в них линзовндных и пластовых залежей подземного льда. Условия залегания в ряде случаев с несомненностью свидетельствуют о седиментационном происхождении льда. Внутри прослеживается слоистость, обусловленная прослоями, обогащенными частицами минерального вещества, присутствуют включения крупнообломочного материала и остатки морской фауны. Контакты линзовидных и пластовых залежей подземного льда с вмещающими породами согласные.

Иногда ледяные и ледогрунтовые образования имеют облик крупных инъекционных внедрений водных или водно-грунтовых масс в прибрежно-морские осадки. Показателен разрез па правом берегу р. Юрибей в центральной части п-ова Ямал. Здесь развиты наиболее высокие гипсометрические уровни полуострова с абсолютными отметками 50-70 м, имеющие исключительно ровный, почти плоский рельеф. Приповерхностная часть разреза водораздельных террасовидных уровней до глубины 20-30 м сложена преимущественно песками: горизонтально-, волнисто- и косослоистыми, с прослоями растительного детрита, намывного торфа. В этих же песках обнаружены немногочисленные раковины фораминифер. Накопление вмещающих фаунистические и растительные остатки песков происходило в прибрежной зоне моря, частично, возможно, в дельтовых условиях. Вниз по разрезу пески постепенно через горизонтальнослоистые алевриты переходят в толщу преимущественно глинистых отложений (суглинки, глинистые алевриты), в которых наряду с включениями крупнообломочного материала (галька, щебень, мелкие валуны) встречаются раковины морских моллюсков и фораминифер. Глинистые осадки обогащены тонкорассеянным органическим веществом, в мерзлом состоянии цвет их темно-сизый (почти черный), при оттаивании они издают резкий запах сероводорода. Судя по литологическому облику и составу фаунистических остатков, глинистые илы накапливались в полуотчлененном прибрежно-морском водоеме типа лагуны или мелководного залива.

На контакте глинистых алевритов и песков залегают крупные тела подземного льда и ледогрунтовой массы, внедрившиеся из глинистой толщи в песчаную (рис. 1.6). Внедрения представлены в основном сильно дислоцированной ледогрунтовой составляющей, а также чистым массивным льдом, участвующим в общих дислокациях, но недислоцированным и залегающим согласно напластованию пород. Льдистые внедрения образуют ядра антиклинальных структур, вышележащие слои песков круто изгибаются, образуя облекающие складки с углами на крыльях до 35-45° и поперечником до 200-300 м. Общая видимая мощность вовлеченных в дислокации толщ составляет 30-40 м, но они, без сомнения, залегают глубже, ниже вскрытой в обнажениях над урезом реки части. Существует мнение, что дислоцированные, насыщенные минеральным грунтом подземные льды пластовой и линзовидной формы на севере Западной Сибири представляют собой погребенные остатки былых глетчеров. Согласно этим представлениям захоронение льдов происходило в теле ледника донной мореной, сразу же после отступания его края переходившей в мерзлое состояние.

В рассматриваемом случае дислоцированные и насыщенные минеральными частицами льды перекрыты не мореной или сходной с ней литологической разновидностью пород, а слоистыми осадками, несомненно, водного происхождения: последовательно сменяющими друг друга вверх по разрезу горизонтальнослоистыми алевритами, горизонтально- и волнистослоистыми мелкозернистыми песками, наконец, волнисто- и косослоистыми мелко- и среднезернистыми песками. Все отмеченные литологические разности пород содержат раковины фораминифер. Остатки микрофауны образуют устойчивые, экологически выдержанные комплексы, следовательно, накопление вмещающих их песков и алевритов происходило в морском водоеме, судя по составу осадков, в его прибрежной зоне. Грунтовая составляющая дислоцированного льда представлена вязкими, обогащенными разлагающимся органическим веществом глинистыми алевритами с включениями щебня, гальки, мелких валунчиков, а также раковинами фораминифер.

Предположение о захоронении дислоцированных ледо-грунтовых тел влечет за собой неизбежность признания, что такое захоронение должно было происходить в условиях дна морского водоема, но тогда были бы видны следы оплавления кровли захороненных пород, переход же их в вышележащие осадки постепенный (рис. 1.6). Захоронение глыб льда в условиях дна морских водоемов большинству мерзлотоведов вообще представляется маловероятным с теплофизической точки зрения. Но даже если предположить это, в литологическом строении, взаимоотношениях пород и вмещаемого ими ледяного тела видны были бы признаки захоронения в водных условиях. Морфология ледогрунтовых и их контакты с перекрывающими осадками со всей очевидностью свидетельствуют о том, что образованные теми и другими антиклинальные структуры возникли именно в результате внедрения водно-грунтовой массы снизу. Процесс этот мог иметь место только при промерзании осадков сверху.

Ледяные внедрения не одиночны, а составляют группы из нескольких образований, расположенных вблизи друг от друга. Они приурочены закономерно к местам распространения круто дислоцированных прибрежно-морских отложений. Возможность водно-грунтовых инъекций в вышележащие породы песчаного состава была обусловлена, вероятно, способностью обогащенных разлагающимся органическим веществом иловато-глинистых осадков медленно терять влагу при диагенетическом уплотнении, сохранять ее в больших количествах даже после осушения дна водоема седиментации. Кроме того, ниже по разрезу относительно глубоководные глинистые осадки обычно подстилаются более мелководными песчаными, являвшимися в прошлом водоносными горизонтами, откуда вода поступала в вышележащие промерзающие слои. В пространстве глинистые осадки фациально замещаются песчаными прибрежно-морскими и дельтовыми. Поэтому промерзание толщ в целом по мере осушения водоема седиментации не могло быть равномерным.

Особенно благоприятные условия для возникновения замкнутых систем при промерзании пород создаются на побережьях морей, где имеются отчлененные песчаными барами и косами, изолированные мелководные заливы и лагуны. Песчаные бары и косы промерзают вначале, когда донные осадки отчлененных ими водоемов находятся еще в талом состоянии. При полном осушении того или иного водоема его донные осадки начинают промерзать сверху, будучи уже окруженными с боков мерзлыми породами, слагающими песчаные бары и косы. На определенной глубине под влагонасыщенными донными осадками всегда залегают уплотненные более древние отложения, в том числе водонепроницаемые, например глинистые. Вследствие этого при промерзании создаются замкнутые системы с развивающимися в них огромными гидростатическими напряжениями, приводящими к инъекциям водно-грунтовых масс в вышележащие мерзлые породы и изгибанию их в складки. Повторность инъекций и вязкость ледогрунтовой смеси обусловливали ее интенсивную дислоцированность.

Предложенная схема образования инъекционных ледогрунтовых тел принципиально близка таковой крупных гидролакколитов. Отличие состоит в том, что в рассмотренном случае внедряется в вышележащие мерзлые породы не вода, а обводненная глинисто-иловая масса. Кроме того, если гидролакколиты выражены в современном рельефе как положительные формы, то о подземных ледогрунтовых образованиях этого сказать нельзя. Данное обстоятельство заставляет признать, что после промерзания и дислоцирования отложений происходила альтипланация. Особенно интенсивно она проявлялась в прибровочной части речных долин и морских берегов, где выработались небольшие понижения ступени и площадки, срезающие дислоцированные породы, которые слагают также и основные террасовидные уровни рельефа. Предположить, что и последние в целом созданы исключительно денудацией, нельзя, ибо каждый уровень рельефа имеет определенное геологическое строение. Отсюда следует вывод об их аккумулятивной природе и разновременности образования. Добавим к этому, что отложениям, слагающим различные уровни рельефа, свойственны различная степень и характер дислоцированности.

Пресноводные бассейновые отложения

Отложения достаточно крупных пресноводных водоемов криолитозоны (озерных, эстуарных) представлены закономерно меняющимися по разрезу литолого-фациальными типами: прибрежными песками трансгрессивных, реже регрессивных фаций, относительно глубоководными алевритами и глинами, перекрытыми нередко сверху торфяниками. В их строении большая роль принадлежит ленточнослоистым глинам и алевритам.

Гранулометрический состав. Различные литолого-фациальные типы пресноводных бассейновых отложений характеризуются определенными гранулометрическими показателями. Ленточные глины сортированы относительно хорошо. Содержание фракции <0,005 мм составляет 50-70%, коэффициент сортировки по Траску - от 1,5 до 2,5. Неслоистые глины и суглинки сортированы слабо, коэффициенты сортировки от 4,4 до 5,6. По своим гранулометрическим показателям они мало отличаются от глин и суглинков морского происхождения, близки также и прибрежным мелководным отложениям пресноводных и морских водоемов.

Крупнообломочный материал. Все фации содержат включения крупнообломочного материала. В основном это галька и гравий, поскольку транспортирующие возможности плавучих льдов в ограниченных по размерам бассейнах невелики. Однако в осадках крупных пресноводных водоемов встречаются довольно крупные валуны - до 0,2-0,3 м в поперечнике. Галька и гравий обычно рассеяны по толще осадков, иногда образуют линзовидные скопления. В ленточнослоистых осадках каменные включения продавливают или изгибают нижележащие слои, а вышележащие полого облекают их, т.е. имеют те же условия залегания, что и в слоистых разностях морских отложений.

Текстура. Рассматриваемые отложения обладают различными текстурными признаками. Имеются неслоистые слабо сортированные глины и суглинки, содержащие включения гравия и гальки, а иногда мелкие валуны. Прибрежные пески характеризуются косой и косоволнистой слоистостью. Наиболее своеобразная разновидность пресноводных бассейновых отложений - ленточные глины и алевриты, которые долгое время считались надежным генетическим критерием приледниковых или внутриледниковых условий осадконакопления. Выше говорилось о ленточнослоистых осадках с остатками морской фауны фораминифер и моллюсков, накопление которых в условиях полярных морей не вызывает сомнений. Условия залегания пресноводных ленточных глин и алевритов свидетельствуют о том, что формировались они в суровых континентальных, иногда засушливых ландшафтах типа тундро-степей, но отнюдь не исключительно в приледниковых условиях.

Ленточнослоистые осадки пресноводных водоемов имеют четкую ритмичную текстуру и представляют собой чередование лент, состоящих из нижнего светлого песчано-алевритового и верхнего темного алеврито-глинистого прослоев. По мощности преобладает то глинистая, то алевритовая составляющие.

Для горизонтально- и ленточнослоистых осадков характерны различного типа пластические деформации: фестончатые внедрения материала снизу вверх или сверху вниз, смятия, мелкая гофрированная складчатость и др. Деформации подобного типа охватывают значительные по мощности толщи осадков, чередуясь в разрезе со слабо деформированными или недеформированными слоями, что свидетельствует об их периодическом возникновении в ходе осадконакопления и связи с процессами преобразования осадков в условиях дна водоемов.

Аутигенные минералы и конкреции. Состав аутигенных минералов в отложениях пресноводных водоемов криолитозоны изучен слабо. Этому вопросу уделяли мало внимания, так как предполагали, что днагенетическое минералообразование в донных осадках холодноводных бассейнов, преимущественно ультрапресных и нередко промерзающих до дна, отсутствует. Специально проведенные исследования показали, что в озерных отложениях криолитозоны присутствуют зерна и пелитоморфные скопления аутигенного кальцита, а также сульфиды железа в виде пирита. Для озерных отложений, обогащенных разлагающимся органическим веществом, в арктической зоне характерны выделения вивианита. В отложениях глинистого состава присутствуют микровыделения лейкоксена.

Вивианит и кальцит в определенных условиях образуют конкреционные стяжения в глинисто-алевритовых разностях пресноводных бассейновых отложений, в том числе в ленточнослоистых глинах и алевритах. Вивианитовые стяжения типа горошин и бобовин приурочены к прослоям, наиболее обогащенным органическим веществом. Количество железа в них достигает 41, фосфора 21 вес. %. Конкреции карбонатного состава представляют особый интерес для выяснения особенностей литогенеза в арктической зоне. Они широко распространены в озерных, лагунных, эстуарных глинах и алевритах как на севере Евразии, так и в Северной Америке. Давно и наиболее полно исследованы они в верхнеплейстоценовых глинах Карелии и Финляндии, где известны под названием «иматровые камни». Карбонатные конкреции аналогичного типа изучены также на северо-востоке Западно-Сибирской низменности и на северо-западе Среднесибирского плоскогорья.

Конкреции обычно хорошо обособлены от вмещающей породы и уплотнены, форма их разнообразна, иногда очень причудлива: наиболее характерна дисковидная, саблевидная. Размеры конкреций не превышают 5-10 см по максимальной оси. Конкреции типа «иматровых камней» встречаются как в неслоистых глинах и суглинках пресноводных водоемов, так и в ленточнослоистых глинах и алевритах, для которых они наиболее характерны. Конкреции представлены терригенным веществом вмещающей породы, пропитанным карбонатным цементом. Цемент и терригенный компонент либо образуют равномерную смесь, либо преобладает один из них. Общее количество карбонатов колеблется от 22,5 до 58,5 вес. %, тогда как во вмещающих породах оно не превышает 4,6, в среднем 0,6-2 вес. %. В карбонатном цементе преобладает почти исключительно углекислый кальций, иногда с небольшой примесью марганца (до 2,6%) и железа (до 6,5%).

Согласно радиоуглеродным датировкам возраст карбонатного вещества конкреций из ленточнослоистых глин, алевритов, перекрывающих и фациально замещающих их неслоистых глин и суглинков района низовьев Енисея около 30 тыс. лет. Конкрециеносные отложения отличаются крайне бедными спорово-пыльцевыми спектрами, в большинстве образцов присутствуют лишь единичные зерна пыльцы и спор. Во всех спектрах преобладают споры и пыльца трав, в основном полыни и кустарничков. Общая сумма пыльцы древесных пород не превышает 1-2%. Судя по составу спорово-пыльцевых спектров, ландшафты территорий прилегавших к бассейнам седиментации, имели характер засушливых перигляциальных тундростепей. Диатомовая флора из конкрециеносных отложений характеризует бассейны их накопления как водоемы с нейтральной или слабокислой реакцией воды, богатой растворенным в ней кислородом и бедной органическим веществом.

Закономерности географического распространения карбонатных конкреций типа «иматровых камней» в совокупности с литологическими и палеонтологическими данными позволяют сделать вывод, что районы их формирования связаны с областями, климат которых во время накопления конкрециеноспых отложений отличался суровостью, резкой континентальностью и засушливостью. Это приводило к активному выносу карбонатов с суши и накоплению в озерных, лагунных, эстуарных водоемах. Возможно часть тонкорассеянных карбонатов выносилась в водоемы стока реками, имевшими ледниковое питание, вместе с «ледниковой мукой». Таким образом, есть основание считать, что карбонатные конкреции типа «иматровых камней» - достаточно надежный показатель определенных палеогеографических условий осадкообразования.

Геохимическая характеристика. Пресноводным глинам озерного генезиса свойственна очень низкая засоленность: содержание водорастворимых солей не превышает 200-300 мг на 100 г породы. Среди анионов преобладают бикарбонаты, реже сульфат-ионы, среди катионов - кальций при примерно равном содержании магния, калия и натрия. Иногда отмечается присутствие значительного количества ионов NO₃^-. Во всех типах пресноводных бассейновых отложений содержание хлора ничтожно, а кальций преобладает над суммой ионов калия и натрия. Для поглощенного комплекса пресноводных озерных глин характерно преобладание катионов кальция над поглощенными калием и натрием.

Криогенное строение. Отложения пресноводных водоемов промерзают либо после осушения водоема сверху, либо в прибрежной мелководной зоне с боков и снизу. В первом случае возникает сеть шлиров льда, в которой обязательно присутствуют и, как правило, доминируют горизонтальные прослои, пересекаемые субвертикальными. Густота сети ледяных прослойков вниз по разрезу уменьшается, а мощность их увеличивается. При промерзании с боков и снизу возникает сеть наклонных прослоев льда, где горизонтальные прослои могут отсутствовать вообще. Наиболее высокая льдистость (до 70-80 об. %) свойственна приповерхностным горизонтам озерных глин и суглинков, обогащенных органическим веществом. Характерным типом криогенной текстуры обладают ленточнослоистые глины и алевриты. Горизонтальные и вертикальные ледяные прослои разбивают их на прямоугольные блоки. Иногда льдистость их бывает настолько велика, что блоки минерального вещества оказываются как бы взвешенными, плавающими во льду.

Ваттовые отложения

Отложения данного типа представлены четким ритмичным горизонтальным переслаиванием глин, суглинков, алевритов, песков и в основном аллохтонного торфа. Подстилаются косослоистыми песками с линзами намывного торфа и растительного детрита, перекрыты лишь торфяниками.

Гранулометрический состав. Вследствие многократного переслаивания различных по литологическому составу пород охарактеризовать общий гранулометрический состав ваттовых отложений не представляется возможным. Каждая литологическая разновидность имеет свои характерные черты, в чем и заключается особенность генетического типа в целом.

Текстура. Ваттовые отложения формируются в результате периодических повышений и понижений уровней морских водоемов, поэтому обладают четкой, нередко ритмичной, преимущественно горизонтальной слоистостью. Мощность отдельных слоев поставляет, как правило, от 1-2 до 5 см; они образуют определенные серии. Поскольку продолжительность того или иного этапа осадконакопления непостоянна, ритмичность серий имеет неправильный характер. В разрезе чередуются пачки слоев, мощность которых колеблется от 20-30 см до 0,5-1,5 м. Характерны тонкие (1-2 см) прослойки аллохтонного торфа и растительного детрита, а также редкие прослои торфа большей мощности. В сериях, сложенных песчано-алевритовыми породами, прослеживаются волнистая слоистость, а также симметричные знаки ряби волнения. Существуют представления, что ленточнослоистые отложения, широко распространенные в верхнекайнозойских образованиях Печорской низменности и севера Западной Сибири, были сформированы в условиях периодически затапливаемых ваттовых побережий [Крапивнер, 1965].

Ваттовым отложениям свойственны деформации первичноседиментационной текстуры типа структур выжимания и мелкой гофрированной складчатости. Гофрированная складчатость особенно характерна для пород существенно алевритового состава.

Аутигенные минералы и конкреции. Отложения ваттовых периодически заливаемых низменных побережий промерзают в процессе их накопления. Поэтому они в слабой степени испытывают химико-минералогические диагенетические преобразования. Лишь в обогащенных органическим веществом глинистых прослоях повышенной мощности присутствуют аутигенные выделения вивианита, поскольку формирование этих прослоев происходило, по-видимому, при достаточно длительных повышениях уровня водоема седиментации и понижении кровли мерзлых пород.

Криогенное строение. Промерзание ваттовых отложений осуществляется в процессе их накопления, они характеризуются высокой льдистостью (до 70-90 % от объема породы). Мерзлая текстура отложений наследует первичноседиментационную. Преобладают горизонтальные льдистые прослойки, соединенные более тонкими вертикальными прожилками льда, что придает в целом мерзлотной текстуре слоисто-сетчатый характер.

Ваттовым отложениям свойственны слои подземного пластового льда и системы погребенных ледяных жил. Пластовые льды имеют среднюю толщину 0,5-1,0 м, в одном разрезе могут чередоваться до 3-4 пластовых залежей льда. Ледяные жилы растут одновременно с накоплением ваттовых отложений. Если процесс этот не прерывался в течение длительного времени, мощность отложений и вмещаемых ими ледяных жил может быть весьма значительной (до 10 м и более). Обычно вертикальная протяженность ледяных жил в оторфованных ваттовых супесях достигает 4-5 м, они формируют полигональную в плане сеть, расстояние между ними составляет от 30-50 до 75-100 м.

Замедление ваттового осадконакопления и относительное поднятие прибрежной суши обусловливают накопление прослоев автохтонного торфа; подъем уровня водоема и затопление низменных побережий приводят к накоплению глинистых прослоев, частичному оттаиванию ранее промерзших грунтов, вытаиванию ледяных жил и формированию грунтовых псевдоморфоз по ним. Грунтовые псевдоморфозы по вытаявшим полигонально-жильным льдам являются одной из характерных черт строения отложений низменных, периодически затапливаемых морских побережий.

Аллювиальные отложения

Аллювий рек арктической зоны, как и других климатических зон, состоит из двух основных подтипов - руслового и пойменного, процессы формирования которых существенно различны. В условиях криолитозоны к обычным различиям добавляются специфические, связанные с криогенным преобразованием осадков. Русловые отложения накапливаются под отепляющим воздействием водного потока в талом состоянии. Промерзают они впоследствии, после выхода из зоны теплового воздействия руслового потока. Пойменные осадки промерзают в процессе их накопления, что накладывает существенный отпечаток на их криолитологический облик.

Гранулометрический состав. Несмотря на широкое распространение аллювиальных отложений в арктической зоне, их гранулометрический состав изучен слабо. Предполагается, что аллювий в высоких широтах приобретает своеобразные черты, которые должным образом не выявлены. Наиболее ярко специфика гранулометрического состава аллювиальных отложений проявляется на мелких водотоках. Она выражается в слабой промытости и сортированности материала, поступающего в русло. Сползающие со склонов в реки солифлюкционные потоки состоят из смеси песчано-глниистых и крупнообломочных фракций. Маломощный русловый поток небольших рек и ручьев не в состоянии переработать обильное количество поступающего в него склонового материала, что делает аллювиальные отложения этих потоков весьма сходными со склоновыми делювиально-солифлюкционными. По гранулометрическим характеристикам аллювиальные отложения на крупных реках более близки аллювию рек зоны умеренно гумидного климата.

Крупнообломочный материал. Своеобразие аллювиальных отложений арктической зоны состоит в том, что тонкодисперсные глинисто-алевритовые осадки пойменных фаций содержат крупнообломочные включения. Валуны в пойме крупных рек достигают 1,5-2,5 м в поперечнике и встречаются на расстоянии до 1,5 км от русла. Из скоплений гальки и валунов на берегах северных рек построены так называемые корги и кекуры. На берегах Енисея в его нижнем течении речные льды образуют грядоподобные нагромождения валунов высотой до 4-5 м. При этом валуны достигают 1,5-1,7 м в поперечнике. Тот факт, что скопления валунов не являются остаточным перлювием, что валуны действительно перенесены речным льдом, доказывается нахождением под ними плавника современного происхождения (доски, бревна). В тех случаях, когда валуны залегают в неяснослоистых пойменных алевритах или суглинках, последние нередко принимаются за моренные накопления. На этой основе строились и строятся ошибочные стратиграфические и палеогеографические схемы. Восстанавливаются гипотетические ледниковые покровы, которые якобы перекрывали прекрасно выраженные в современном рельефе речные долины с серией развитых в них террас, имеющих нередко плоскую поверхность. Иными словами, допускается, что огромные ледники отлагали в верхних частях аллювиальных свит морену, но не меняли морфологический облик террас и долин в целом. Воображаемая в таких случаях геолого-геоморфологическая деятельность ледниковых покровов восполняет авторам подобных построений недостатки литолого-фациального изучения пород.

Текстура. Аллювиальные отложения рек криолитозоны обладают основными типами текстур, свойственных аналогичным образованиям иных зон гумидного климата. Русловым отложениям свойственны различные типы косой однонаправленной слоистости. Пойменные осадки характеризуются в целом горизонтальной и горизонтально-волнистой слоистостью различной степени выраженности. Нередко она проявляется очень слабо. В условиях сильно заболоченных пойм с морозобойными полигонами на поверхности формируются осадки с многочисленными прослойками аллохтонного торфа. Пойменные фации такого типа представляют собой переслаивание минеральных и торфянистых прослойков.

Аутигенные минералы и конкреции. Степень выраженности процессов аутигенного минералообразования в аллювиальных отложениях определяется тем, на какой стадии осадкообразования они промерзают. Пойменные осадки, промерзающие синхронно их накоплению, практически не содержат аутигенных минералов. В обогащенных органическим веществом старинных глинах, промерзающих на последних этапах диагенетических физико-химических преобразований, присутствуют аутигенные микровыделения пирита и стяжения вивианита. Русловые пески и галечники крупных рек накапливаются в талом состоянии и в условиях хорошей аэрации. Им свойственно наличие линз и линзовидных прослоев, обогащенных гидроокислами железа и марганца.

Криогенное строение. Русловые песчаные и песчано-галечные отложения крупных рек промерзают после их накопления. Поэтому в целом они характеризуются невысокой льдистостью и массивной криогенной текстурой. Однако в случае существования водоносных горизонтов и подтока по ним подземных вод образуются русловые аллювиальные отложения с высокой льдистостью, линзами и прослоями монолитного льда. В ходе аллювиального осадконакопления в результате боковых смещений русла реки происходит неоднократное частичное оттаивание ранее промерзших отложений, что приводит к усложнению их криогенного строения.

Пойменные отложения промерзают по мере их накопления, льдистость их, как правило, велика, криогенная текстура горизонтальнослоистая и слоисто-сетчатая. В условиях заболоченных почв с морозобойными полигонами синхронно процессу осадконакопления идет рост полигонально-жильных льдов, достигающих крупных размеров и являющихся одним из наиболее ярких образований, свойственных аллювиальному процессу в криолитозоне.

Ледниковые моренные отложения

Гранулометрический состав. Классическим свойством отложений этого типа считается смешанность, несортированность их состава [Рухина, 1973]. К сожалению, материалы по мелкоземистой составляющей моренных отложений современных ледников крайне малочисленны. Отсутствуют они и в обобщающей работе по строению основных морен материковых оледенений [Лаврушин, 1976]. Морены современных горных ледников - это в основном валунно-щебнистые крупнообломочные накопления с небольшой примесью мелкозема, гранулометрический состав которого исследован слабо.

Несмотря на интенсивное изучение современных ледниковых покровов Антарктиды и Гренландии, это мало что дало для выяснения закономерностей гранулометрического состава морен, ибо основная масса терригенного материала, содержащегося в наиболее крупных современных покровных ледниках, выносится в море. Области накопления моренного материала на суше ограниченны, в основном он имеет, как и в горных ледниках, крупнообломочный характер. Многочисленные данные по гранулометрическому составу древних ледниковых отложений на равнинах севера Евразии не всегда можно с уверенностью интерпретировать как характеризующие именно ледниковые, ибо к ним нередко относятся своеобразные разновидности водных отложений (морских, эстуарных, озерных, речных).

Крупнообломочный материал. Считается, что крупнообломочный материал в покровных ледниках испытывает при транспортировке существенную обработку путем сглаживания, вследствие чего обломки должны приобретать форму валунов, гальки, гравия той или иной степени окатанности. Предполагается, что поверхность каменных обломков в процессе переноса царапается и штрихуется о выступы скальных пород в ложе ледников, а если их нет, в результате трения обломков друг о друга или об лед. Из этого допущения делается вывод, что на поверхности крупных обломков должны иметься «ледниковые» штрихи и царапины. Постулат о неизбежной ледниковой штриховке на валунах практически незыблем.

Вместе с тем А.П. Лисицыным еще на первых этапах изучения ледникового покрова Антарктиды приведены данные просмотра нескольких тысяч каменных обломков, выявившего всего лишь несколько валунов и галек со следами штриховки. Преобладают каменные обломки с шероховатой, неровной поверхностью, напоминающей свежую поверхность излома, гладкая и полированная поверхности практически не встречаются, отсутствуют какие-либо штрихи, борозды и фасетки на поверхности подавляющего большинства обломков. Для каменных обломков считается характерной утюгообразная форма, она признается в качестве одного из надежнейших признаков ледникового происхождения вмещающих такие обломки пород [Рухина, 1973]. Те же данные по ледникам Антарктиды свидетельствуют, что в них резко преобладают каменные обломки неправильной формы, материал напоминает дробленый камень, никаких валунов и галек утюгообразной формы не отмечено. Очень невелика примесь среди каменного материала ледников Антарктиды валунов и галек округлой формы (0,5-1%).

Изучение крупнообломочного материала ледников Антарктиды показывает, что все признаки, которые считаются характерными для крупнообломочного материала морен древних плейстоценовых ледниковых покровов севера Евразии и Северной Америки, не свойственны ему. Либо геологическая деятельность ледникового покрова Антарктиды и предполагаемых покровных ледников Северного полушария принципиально различалась, либо следует признать, что крупнообломочный материал в валунных отложениях, распространенных на равнинах севера Евразии и Северной Америки, имеет не ледниковое происхождение.

Особо следует остановиться на вопросе об ориентировке обломочного материала, и в частности валунов в ледниковых отложениях. Закономерная ориентировка обломочного материала отмечена в современных ледниках и ледниковых покровах. На основе этого делается логическое допущение, что она должна быть свойственна и ледниковым отложениям. Существующие выводы по ориентировке обломочного материала в рассматриваемых породах основаны на изучении отложений, предположительно относимых к ледниковым. Материалы по осадконакоплению современных ледников отсутствуют.

Попытки установить, например, площадные закономерности в ориентировке валунно-галечного материала, содержащегося в толщах глин и суглинков Печорской низменности и севера Западной Сибири, не дали ожидаемых результатов. Когда же эта общая ориентировка в пределах крупных регионов отсутствует, предполагается разнонаправленное (и, вероятно, разновременное) движение отдельных ледниковых лопастей в периферических частях ледниковых покровов. На основании ориентировки обломочного материала в суглинках, относимых к моренам различных оледенений в районе Рыбинска - Углича, делаются, например, следующие палеогеографические выводы о направлении движения древних плейстоценовых ледниковых покровов [Лаврушин, 1976]: днепровский ледниковый покров двигался в этом районе в широтном направлении с запада на восток, московский надвигался с северо-востока, а калининский с северо-запада. Причины таких «крутых поворотов» в направлении движения ледниковых покровов в одном и том же районе остаются неясными.

Текстура. Для типичных ледниковых отложений суглинистого состава наряду со слабой сортированностью материала характерно отсутствие слоистости [Рухина, 1973]. Однако осадкам, формирование которых связывается с древними ледниковыми покровами, свойственны различного рода деформации и нарушения в условиях залегания. Некоторые авторы считают, что и сами моренные отложения обладают своеобразными гляциодинамическими текстурами [Лаврушин, 1976]. Возникновение этих текстур объясняется различными типами движения льда в ледниках. Считается, что пластическим движением (течением) льда обусловлены плойчатая, сланцевая, гнейсовидная, плитчатая, складкообразная текстуры ледниковых отложений. Движением льда по плоскостям внутренних сколов объясняются надвиговая, чешуйчатая текстуры, текстура складок волочения, гляциодиаклазов. Все перечисленные виды гляциотекстур наблюдаются в современных ледниках. В них же отмечены структуры выдавливания: гляциодиапиры и гляциодайки.

Предполагается, что все наблюдаемые в ледниках текстуры и структуры в последующем переходят в осадочную породу и запечатлеваются в ней [Лаврушин, 1976]. Это предположение влечет за собой другое: деградация ледников и ледниковых покровов должна осуществляться не путем их таяния у края, а посредством испарения и инфильтрации, благодаря чему степень концентрации обломочного материала будет все возрастать и, наконец, он спроектируется на ложе ледника, сохранив строение и текстуры, свойственные мореносодержащему льду. Из последнего допущения следует вывод, что в осадок с гляциодинамическими текстурами и структурами переходит только то количество моренного материала, которое содержалось непосредственно во льду в конкретный момент и могло спроектироваться на ложе ледника.

Результаты советских и зарубежных исследований ледникового покрова Антарктиды свидетельствуют, что мощность мореносодержащего льда в выводных ледниках, т.е. там, где она максимальная, составляет 100 м при средней концентрации обломочного материала 1,5-2%. Для ледников Гренландии американскими исследователями средняя концентрация моренного материала определена 3%. Более высокая степень насыщения им льда свойственна лишь горным ледникам и небольшим по площади покровам арктических островов. Следовательно, проекция на коренное ложе обломочного материала, содержащегося в покровных ледниках Антарктиды и Гренландии, приведет к формированию плаща моренных отложений средней мощностью всего 1,5-3,0 м. Именно такие преобладающие мощности свойственны моренным отложениям Антарктиды в тех редких случаях, когда они оказываются на суше. Средняя мощность верхнекайнозойских отложений, в которых выделяются гляциодинамические текстуры, 40-60 м, но нередко она достигает 100, 200 м и более.

Формирование таких толщ возможно только в краевой зоне покровных ледников при условии длительного привноса обломочного материала и его вытаивания изо льда. Но в этом случае исключается вероятность возникновения гляциодинамических текстур. Если допустить широкий переход этих текстур из мореносодержащего льда в осадок, почему-то упускается из виду тот общеизвестный факт, что одним из характерных признаков валунных отложений суглинистого состава, относимых к моренам покровных ледников, является именно отсутствие слоистости. Широкое распространение этого литологического типа отложений на равнинах Северной Евразии и Северной Америки послужило основанием для вывода о хаотическом смешении материала в процессе деградации ледниковых покровов. Следовательно, допущение о возможности широкого перехода гляциодинамических структур покровных ледников в осадок делает необъяснимыми большие мощности отложений с текстурами гляциодинамического типа. В то же время, если все-таки ледниковые осадки образуются в результате хаотического смешения материала при таянии ледника в его краевой зоне, становится необъяснимым переход гляциодинамических текстур в породу.

Изложенное показывает, что вопрос о текстурах ледниковых морен и механизме их формирования не ясен и требует дальнейших методических разработок. В данном случае, вероятно, имеет место широко известное в геологии явление изоморфизма, когда внешняя форма может быть результатом деятельности различных геологических процессов. Как известно, смещения осадочных пород вызываются наземными и подводными оползнями, оплыванием осадков, карстово-суффозионными и мерзлотными процессами.

Аутигенные минералы и конкреции. До недавнего времени общепринятым было положение, что в условиях ледниковых покровов или ледового типа литогенеза, по Н.М. Страхову, практически не происходит никакого химико-биологического преобразования включенного в лед осадочного материала. Не так давно появились данные о том, что новообразования кальцита возникают в условиях крупных ледниковых покровов [Лаврушин, 1976]. На валунах, непосредственно извлеченных из толщи мореносодержащего льда Гренландии, имеются пояски мелкоземистого материала, среди которого значительна роль хемогенного кальцита, осевшего, как полагают, внутри толщи глетчерного льда. Однако большая часть новообразованного кальцита в древних моренных отложениях, по-видимому, связана с циркуляцией обогащенных водорастворимыми карбонатами грунтовых вод в областях развития карбонатных пород.

Полагают бесперспективным изучать и пытаться выявить следы преобразования глинистых минералов в процессе их транспортировки льдом. Исследования пелитовой фракции моренного материала современных ледников Гренландии свидетельствуют о возможности некоторого глинистого минералообразования в условиях ледниковых покровов [Лаврушин, 1976]. При сравнении глинистой фракции мореносодержащего льда и искусственных протолочек из докембрийских гнейсов, по которым движется ледник, выявилась тенденция постепенного преобразования биотита гнейсов в смешаннослойные образования типа монтмориллонит - гидрослюда.

Криогенное строение. Ледниковые отложения с этой точки зрения изучены очень слабо. Существующие в литературе описания криогенных текстур отложений, относимых к ледниковым, не всегда могут достоверно рассматриваться как характеризующие именно ледниковые. К сожалению, практически отсутствует материал по криогенному строению ледниковых отложений областей современных покровных оледенений Антарктиды и Гренландии.

Общие вопросы позднекайнозойского литогенеза

Специфические черты литологического состава верхнекайнозойских отложений и их сравнение с современными осадками позволяют выявить особенности литогенеза в пределах арктической зоны на новейшем этапе геологической истории этого региона. Ему свойственны следующие характерные черты.

Выветривание пород происходило и происходит при ведущей роли процессов физического, и в первую очередь криогенного, разрушения пород. В результате возникали в основном терригенные продукты выветривания и в конечном итоге пылеватые лёссовидные образования [Данилов, 1978]. Наличие мерзлоты способствовало активизации склоновых процессов переноса осадочного материала: крип, солифлюкция.

Осадконакопление в значительной мере определялось ледниками, поверхностными льдами морских, озерных, речных водоемов. Из областей сноса в конечные водоемы стока поступали в основном продукты механического дробления горных пород, холодные придонные воды обусловливали повышенную растворимость карбонатов и кремнезема, благодаря чему они не образовывали значительных скоплений в донных осадках, которые приобретали практически исключительно терригенный состав.

Вследствие обогащения поверхностных и грунтовых вод криолитозоны растворимым и коллоидным органическим веществом повышалась миграционная способность соединений железа, марганца и некоторых других элементов, малоподвижных в иных ландшафтно-геохимических условиях. Они активно выносились с суши и обогащали донные осадки морей, формируя окисные железо-марганцевые конкреции. При захоронении в глубоководных глинистых осадках в условиях восстановительной среды диагенеза гидроокислы железа и марганца переходили в легкоподвижную закисную форму и выносились в наддонную воду. В хорошо аэрируемых прибрежно-морских песках конкреции сохранялись после их захоронения. Обогащались гидроокислами железа и марганца также пески и галечники русловых фаций аллювия.

В процессе диагенеза бассейновых осадков осуществлялось их существенное химико-минералогическое преобразование. В морских илах происходила редукция сульфатов и генерация за их счет сульфидов. На локальных участках, где создавались для этого благоприятные условия, имела место концентрация сульфидов железа и цементация ими вещества вмещающих пород. Возникали сульфидные конкреции. Поступавшие в водоемы с суши в большом количестве тонкорассеянные карбонаты насыщали донные осадки, в результате чего появлялись терригенно-карбонатные конкреции.

В осадках пресноводных водоемов сульфатредукция имела место в весьма ограниченных масштабах в разностях, обогащенных дисперсным и растворимым органическим веществом. Здесь возникали микровыделения сульфидов железа, которых было недостаточно для образования конкреций. В некоторых типах осадков озерных водоемов при высоком содержании хорошо разложившегося органического вещества в ходе диагенеза шло возникновение стяжений вивианита. В определенных ландшафтных условиях пресноводные бассейновые осадки обогащались сносимыми с прилегающей суши тонкорассеянными и растворимыми карбонатами; это обстоятельство, как и в морских водоемах, предопределяло возможность формирования терригенно-карбонатных конкреций.

Криогенное преобразование осадков, связанное с подземным льдообразованием и вытаиванием льда, осуществлялось на различных стадиях общего литогенеза, что определяло степень проявления диагенетическпх процессов аутигенного минералообразования и закономерности криогенного строения пород. Морские шельфовые отложения глинисто-алевритового состава, глубоководные пресноводных бассейнов и прибрежно-морские промерзали после завершения всего комплекса физико-химических диагенетических преобразований, в значительной степени они были уплотнены и обезвожены. Поэтому криогенные текстуры их в целом малольдистые, преимущественно сетчатые. В морских отложениях сформировался своеобразный комплекс аутигенных минералов и конкреций.

В условиях ваттов и пойм рек криогенное преобразование осадков было ведущим фактором литогенеза. Осадки данного типа практически не испытывали физико-химических диагенетическпх преобразований, они промерзали на стадии осадконакопления (сингенеза). Особенности их криогенного строения - льдистые текстуры; жильные и пластовые льды служат основными признаками выявления общих закономерностей и специфики процессов литогенеза в арктической зоне. Ледниковые отложения промерзают сразу же после вытаивания из-подо льда, поэтому также практически не испытывают диагенетическпх физико-химических преобразований.

Данные по отдельным литолого-фациальным группам осадков позволяют сделать общий вывод: позднекайнозойскому литогенезу в арктической зоне свойственны черты, отличающие его от литогенеза в зонах гумидного (умеренного и теплого) климата. Все это дает возможность рассматривать литогенез в арктической зоне как особый тип - криолитогенез или полярный литогенез [Данилов, 1978]. Специфика осадочного породообразования в полярных регионах проявлялась с момента возникновения криолитозоны в различных обстановках осадконакопления, находя отражение в литологическом составе, мерзлотном строении пород, комплексе свойственных им аутигенных минералов и конкреций. Совокупность частных особенностей литогенеза создавала и создает общую картину своеобразного криолитогенеза или полярного литогенеза в целом.

1.2.СОВРЕМЕННЫЕ ОСАДКИ ПРИБРЕЖНОЙ ЗОНЫ АРКТИЧЕСКИХ МОРЕЙ

Донные осадки шельфовых арктических морей в пределах западного сектора Евразии начали изучаться на самых ранних этапах развития морской геологии. Благодаря трудам Ф. Нансена, Я.В. Самойлова, М.В. Кленовой, Т.И. Горшковой, коллектива геологов ВНИИОкеангеологии, обобщенных В.Н. Саксом в известной работе по донным осадкам арктических морей, были заложены основы современных представлений о характере осадкообразования в полярных бассейнах. Я.В. Самойловым был предложен актуалистический подход к решению задачи об условиях формирования древних морских осадочных пород - их изучение в сравнении с современными осадками морских водоемов.

В этой связи представляется целесообразным осветить некоторые вопросы современного осадкообразования в арктических морях, характер поступающего в них терригенного материала на примере наиболее изученного Баренцева моря, а также содержащегося в донных осадках органического вещества и некоторые вопросы его преобразования в процессе седиментогенеза и раннего диагенеза, поскольку именно тонкорассеянное - реакционноспособное по Н.М. Страхову - органическое вещество является главным фактором, определяющим характер и направленность процессов химико-минералогического преобразования донных грунтов водоемов.

Литологический состав донных осадков арктических морей непосредственно зависит от рельефа дна, глубины моря, его гидрологического режима и ледового покрова. Все без исключения исследователи, изучавшие грунты арктических морей, отмечают чрезвычайную роль в распределении различных гранулометрических типов осадков рельефа дна. Влияние рельефа на состав отлагающихся осадков в условиях неглубоких в целом шельфовых морей сказывается сильнее, чем влияние глубины.

Осложняющее влияние на распределение различных по гранулометрическому составу типов осадков оказывает гидродинамическая обстановка, и в первую очередь придонные течения. В районах их активного воздействия на донные грунты увеличивается зернистость последних, уменьшается мощность вплоть до полного исчезновения современного неконсолидированного слоя и размыва нижележащих более древних пород.

Современные донные осадки арктических морей имеют практически исключительно терригенный состав, что определяется характером поступающего в них осадочного материала и низкой, нередко отрицательной, температурой придонных вод, обусловливающих повышенную растворимость обломочных и биогенных карбонатов, а также кремнезема, и активный вынос их в морскую воду. Общий химико-минеральный состав донных осадков характеризуется крайне незначительным содержанием карбонатов. Есть основания считать, что холодные придонные воды, обогащенные растворенным в них углекислым газом, растворяют также известковистые и кремнистые остатки морских организмов, в погребенное состояние переходит лишь их часть, вероятно небольшая. По данным Н.В. Тагеевой, М.М. Тихомировой, В.В. Коруновой, содержание углекислого кальция в осадках Баренцева моря не превышает, как правило, 10, Карского 9, Чукотского 7, Берингова 1,2 %.

Почти во всех арктических морях донные грунты на достаточном удалении от берега и на глубинах более 50-100 м подразделяются на два слоя: верхний жидких, неуплотненных илов мощностью от единиц до нескольких десятков сантиметров и нижележащий обезвоженных и уплотненных глин и суглинков, нередко с гравием и галькой. Возможно, глины и суглинки содержат грубообломочный материал большей размерности, который не может быть поднят грунтовыми трубками, позволяющими изучать донные грунты морей. Особенно широко двучленное строение грунтов распространено в западном секторе Арктического шельфа Евразии (моря Баренцево и Карское), а также на крайнем востоке (Чукотское море). К современным осадкам начиная с выхода в свет обобщающей работы М.В. Кленовой относят лишь маломощный верхний слой влагонасыщенных неуплотненных донных грунтов, полагая, что плотные обезвоженные глины и суглинки являются древними породами, сформированными в континентальных условиях плейстоценовыми ледниковыми покровами, распространившимися в пределы современного шельфа в периоды обширных гляциоэвстатическнх регрессий. Доказательств ледникового генезиса «древних глин» в работе М.В. Кленовой не приводится, генетическая интерпретация основывается на их внешнем облике, уплотненности и наличии включений крупнообломочного материала. Однако еще в 1924 г. основоположник изучения литологического состава современных донных осадков арктических морей в СССР Я.В. Самойлов писал, что донные грунты Баренцева моря содержат, благодаря разносу, обильный валунно-галечный материал, характеризуются плохой сортированностью, напоминают континентальные ледниковые отложения, являясь в действительности ледниково-морскими (согласно терминологии Э. Филиппи).

Микропалеонтологическое изучение донных грунтов арктических морей показало, что морскими являются как приповерхностные неконсолидированные влагонасыщенные осадки, так и нижележащие обезвоженные и уплотненные, а иногда и очень плотные глины. Уплотненность и обезвоженность - следствие, по-видимому, обычных диагенетических процессов в донных грунтах. Н.М. Страхов отмечает, например, что в Черном море под верхним слоем неуплотненных современных осадков мощностью 0,5-2,0 м залегают новоэвксинские отложения глинистого состава, нередко разбитые трещинами, в которые затекают жидкие вышележащие современные грунты. Из этого факта, однако, не делается вывода, что плотные новоэвксинские глины сформировались в континентальных условиях и тем более в условиях покровных ледников. Данный факт служит Н.М. Страхову основанием для заключения о том, что в процессе обезвоживания очень тонкозернистых осадков на ранних стадиях диагенеза еще в подводных условиях возникают трещины, связанные с уплотнением грунтов и сокращением их объема.

Показательным с точки зрения выяснения условий формирования плотных глин и суглинков, подстилающих слой современных жидких осадков арктических морей, является приводимый ниже разрез колонки донных грунтов Баренцева моря, любезно предоставленной для микропалеонтологического изучения М.А. Спиридоновым. Место отбора грунтов находится к северу от п-ова Рыбачий на глубине 182 м. Неуплотненные влагонасыщенные осадки, представленные песчанистыми алевритами, залегают близ дна, имея мощность всего 9 см. Ниже до глубины 3,5 м от поверхности дна последовательно сменяют друг друга слои плотных глин с включениями крупнообломочного материала: однородные песчанистые глины с зернами гравия (интервал 0,09-1,19 м); плотные песчанистые глины с редкой мелкой галькой (интервал 1,19-2,19 м); очень плотные сухие песчанистые глины с гравием и мелкой галькой (интервал 2,19-2,76 м); песчанистые алевро-глины с гравием и мелкой галькой (вскрытый интервал 2,76-3,5 м). Согласно обычной интерпретации этого разреза к морским донным грунтам может быть отнесен лишь верхний, алевритовый, слой мощностью 9 см. Нижележащие плотные, обезвоженные (местами «сухие») глины с гравием и галькой принято считать мореной последнего оледенения, тем более что место отбора грунта находится недалеко от северного побережья Кольского полуострова.

Генетическая интерпретация данного разреза имеет принципиальное значение. Ибо если мореноподобные плотные глины с грубообломочным материалом, залегающие под слоем жидких илов, имеют не ледниковое происхождение вблизи центра предполагаемого мощного покровного оледенения, каковым является Скандинавский полуостров, то тем меньше оснований допускать их континентально-ледниковый моренный генезис в других случаях.

Распределение остатков микрофауны фораминифер по разрезу колонки (рис. 1.7) свидетельствует, что в морских условиях накапливалась вся толща осадков. Приповерхностный слой жидких донных илов содержит в отличие от нижележащей толщи глин относительно разнообразные в видовом отношении остатки раковин агглютинированных фораминифер (6 видов). В плотных глинах с крупнообломочными включениями найдены в основном остатки секреционных (известковистых) фораминифер (25 видов), довольно равномерно распространенных по разрезу, и двух видов агглютинированных фораминифер. Исключение составляет лишь самый верхний слой глин мощностью около 0,3 м, непосредственно залегающий под слоем современных осадков. Здесь видовое разнообразие фораминифер ограничено шестью видами, иногда остатки раковин отсутствуют совсем. Плотные глины с гравием и галькой содержат помимо раковин фораминифер створки морских остракод (определения Е.В. Постниковой) как взрослых, так и ювенильных форм нескольких стадий развития, что свидетельствует о прижизненном захоронении остракод, которые представлены следующими видами: Rabilimis mirabilis (Brady), Cytheropteron arcuatum Brady, Crosskey et Robertson, C. ex gr. montrosiense Brady, Crosskey et Robertson, C. cf. tumefactum Lev., Krithe sp. indet., juv.

Остатки микрофауны фораминифер и остракод, образующие единый экологически выдержанный комплекс, не оставляют сомнений в том, что вмещающие их породы отлагались в морских условиях. По-видимому, двучленное строение донных грунтов арктических морей и разделение их на верхний жидкий и нижележащий уплотненный слои связано с обычным диагенетическнм уплотнением и обезвоживанием донных морских осадков с глубиной. Изменения состава остатков мнкрофауны по разрезу обусловлены, вероятно, геохимическими процессами в донных осадках и растворением раковин части видов, что, возможно, связано с особенностями их химического состава.

Аналогичные выводы получены в результате микропалеонтологического изучения донных осадков Чукотского моря. Здесь в придонном слое широко распространены алеврито-глинистые осадки с включениями крупнообломочного материала: илы, песчаные илы с галькой и гравием. Во многих случаях констатировано, что неуплотненные илы темно-серого цвета с большим количеством грубообломочного материала вниз по разрезу на глубине 0,5-1,0 м от поверхности дна постепенно переходят в плотные мореноподобные суглинки также темно-серого цвета и также с многочисленными включениями гравия и гальки. Налицо обычная картина закономерного и последовательного диагенетического преобразования придонного слоя осадков с глубиной: обезвоживание, консолидация и превращение жидких илов в уплотненные, плотные и даже очень плотные породы - суглинки и глины. Однако, как и в районе Баренцева моря, мореноподобный облик обезвоженных и уплотненных илов песчано-алевритового состава приводит некоторых исследователей к выводу о формировании илов в условиях ледников, в недавнее, позднеплейстоцен-раннеголоценовое, время якобы покрывавших арктические шельфы.

Морфологические методы диагностики генезиса пород в этих случаях оказываются довлеющими, что, однако, не делает их надежными и достоверными. Микропалеонтологическое изучение мореноподобных суглинков и глин в Чукотском море, как и в Баренцевом, показало, что они содержат остатки раковин фораминифер, а также морских диатомей, образующие закономерные, экологически выдержанные комплексы, близкие комплексам в приповерхностном слое жидких илов.

Выше было отмечено, что число кремнистых раковин агглютинированных фораминифер, преобладающих в верхнем придонном слое осадков, с глубиной уменьшается вплоть до полного исчезновения. Этот факт был установлен В.Я. Слободиным для Карского моря и подтверждается материалами по Баренцеву и Чукотскому морям. Он свидетельствует о растворении кремнистых остатков организмов в результате диагенетического геохимического преобразования осадков.

 ВЕРНУТЬСЯ К ОГЛАВЛЕНИЮ

Ссылка на книгу:

Основные проблемы палеогеографии позднего кайнозоя Арктики. - Л.: Недра, 1983.- 263 с.