Четвертичный покров Баренцева моря изучается более полувека, однако возраст и генезис его стратонов до сих пор являются предметом острой дискуссии, связанной с различными взглядами на проблему оледенения Баренцевоморского шельфа [Арктический шельф, 1987; Крапивнер и др., 1986; Матишов, 1980; Поляк, 1986; Elverhoi & Solheim, 1983; Vorren et al., 1988]. При этом возрастные оценки самых нижних слоев рыхлого чехла колеблются от плиоцена до верхнего плейстоцена, а верхних слоев, вскрываемых грунтовым пробоотбором, - от среднего плейстоцена до голоцена.

Развитие и широкое применение сейсмоакустических методов обусловило разработку сейсмостратиграфических схем как основы расчленения четвертичного покрова. Схемы одной группы исследователей опираются на так называемый ритмостратиграфический подход, основанный на выделении сейсмокомплексов, разделенных региональными несогласиями, и сопоставлении этих комплексов с глобальными трансгрессивно-регрессивными ритмами [Крапивнер и др., 1986; Объяснительная записка, 1987]. В соответствии с этим подходом для новейших отложений Баренцева моря выделено пять сейсмостратиграфических комплексов, возраст которых, по мнению авторов, охватывает интервал от плиоцена до голоцена.

Другой подход основан на стратиграфо-генетическом принципе расчленения четвертичных отложений, предусматривающем анализ взаимоотношения геологических структур и фациальных изменений [Поляк, 1986; Спиридонов и др., 1986; Стелле и др., 1985]. В частности, при анализе сейсмограмм внимание уделяется не только горизонтальным границам между несогласно залегающими толщами, но и изменению характера записи по простиранию, т.е. существенно «вертикальным» рубежам раздела [Гатауллин и Поляк, 1990; Старовойтов и др., 1983; Окунева и Гатауллин, 1990; Самойлович и др., 1983]. В результате возрастает достоверность стратиграфических построений и генетической интерпретации сейсмостратонов.

В предлагаемой статье обсуждаются вопросы стратиграфического расчленения и реконструкции условий формирования четвертичного покрова Баренцева моря на основе выполненных при участии авторов сейсмо-, лито- и биостратиграфических исследований. Эти исследования проведены в ходе геологического картирования Новоземельского шельфа в районе пролива Маточкин Шар и региональных стратиграфических (главным образом сейсмостратиграфических) наблюдений в восточной части Баренцева моря. Особое внимание уделено реконструкции палеогеографической эволюции Баренцевоморского шельфа в позднем плейстоцене - голоцене.

Материалы и методика исследований

В основе сообщения лежат материалы, собранные в 1985-1989 гг. в ходе ежегодных рейсов ВСЕГЕИ на ГС «Валериан Альбанов», «Дмитрий Овцын» и «Николай Коломейцев». В процессе работ выполнено региональное сейсмоакустическое профилирование (САП) общей протяженностью 250 км, охватывающее основные страторайоны восточной части Баренцева моря. Профилирование проводилось с помощью сейсмостанции «Аквамарин» с регистрацией на ФАК «Иней-П». Частота излучения 220 Гц и энергия излучения 1,25 кДж обеспечили глубинность методики до 220 м при разрешающей способности около 7 м.

На основании интерпретации сейсмограмм выделены ключевые участки, отличающиеся прежде всего типом геологического строения: Центральная возвышенность [Федоров, 1992], Гусиная байка и Новоземельский шельф. В пределах последнего выполнено 10 сейсмоакустических профилей общей протяженностью около 1000 км, расположенных по нормали к берегу (рис. 1). Использование высокой частоты излучения (до 480 Гц) при сохранении энергии разряда позволило повысить разрешение до 2-3 м при глубинности до 120 м.

По профилям выполнен геологический пробоотбор с помощью прямоточных гравитационных трубок диаметром 89 и 127 мм и весом до 300 кг. Длина полученных кернов составила 0,3-2,5 м. Расположение точек пробоотбора (32 станции) определялось основными геоморфологическими элементами полигона: мелководной прибрежной террасой, ее бровкой, грядовым комплексом, склоном и подножием террасы, а также дном Центральной Баренцевоморской впадины. Расстояние между точками составило 2-8 км, между профилями - 5-10 км. Привязка наблюдений осуществлялась с помощью спутниковых систем «Furuno».

Отобранные из кернов образцы подвергнуты литологическому [Рухин, 1969], микрофаунистическому, палинологическому и палеомагнитному анализам. Микрофауна отмывалась непосредственно после отбора влажных проб через сито 0,1 мм. Контрольная отмывка через два месяца свидетельствует о резком сокращении количества кальцитовых раковин за счет растворения при окислении грунта.

В нескольких колонках В.В. Кочегурой (ВСЕГЕИ) произведен непрерывный отбор ориентированных по отношению к оси керна образцов для измерения магнитной восприимчивости и намагниченности.

Анализ осадочных текстур осуществлен на вырезанных из керна и слегка подсушенных ориентированных монолитах. Вещественная идентификация осадков основана на результатах гранулометрического анализа, произведенного методом пипетки по стандартной схеме [Спиридонов и др., 1986]. Дополнительная информация получена при анализе состава аутигенных минералов во фракциях 0,05-0,1 мм и крупнее. Методика и результаты анализа подробно рассмотрены в статье В.А. Жамойды в настоящем сборнике.

Основные черты геологического строения и сейсмостратиграфия Новоземельского шельфа

Детально изученный район к западу от пролива Маточкин Шар включает в себя три крупных геоморфологических элемента, отражающих структуру дочетвертичного цоколя (рис. 2). Это прибрежная Новоземельская равнина (глубина моря 20-100 м), Новоземельский склон (уклон 2-3°, глубина 100-200 м) и погруженная равнина дна Центральной Баренцевоморской впадины (больше 200 м).

По данным САП в строении описываемого района можно выделить два четких структурно-формационных этажа, разделенных региональной поверхностью несогласия. Нижний из них соответствует докайнозойским образованиям, верхний - комплексу четвертичных отложений.

В свою очередь, в составе коренных пород можно выделить два сейсмостратиграфических комплекса (ССК), разделенных резким угловым несогласием. Один из них (I ССК) имеет складчатую природу, вытянут вдоль Новой Земли и может быть сопоставлен с пермскими породами архипелага. На расстоянии 20-30 км от берега эти образования полого погружаются в сторону моря и перекрываются отложениями II ССК, входящими уже в состав платформенного чехла Баренцевской плиты.

Осадки четвертичного возраста слагают самостоятельный сейсмокомплекс (III ССК), с резким угловым несогласием залегающий на коренных породах и имеющий в целом облекающий характер. Его мощность колеблется от 0 до 100 м, обычно составляя 10-20 м.

В составе III ССК не удалось проследить устойчивых и протяженных сейсмопачек, отделенных друг от друга поверхностями угловых несогласий. Более информативными оказались форма сейсмогеологических тел и характер волновой картины в их пределах.

Наиболее древними из новейших отложений, по данным САП, являются осадки, выполняющие врезы в кровле дочетвертичной поверхности. Они составляют I сейсмопачку (СП) четвертичного ССК. Прямые геологические данные о составе и строении этих отложений отсутствуют.

Вторая сейсмопачка, имеющая уже региональное распространение, выделяется по характерной «нерегулярной» записи, формирующейся за счет многочисленных непротяженных и разноориентированных отражающих площадок. Отложения II СП образуют тела сложной, часто валообразной формы (гряды относительной высотой до 15-55 м. Непрерывное распространение II СП прослежено до глубины моря 180-200 м, а валообразные тела преимущественно связаны с глубинами 80-150 м. Они ориентированы вдоль берега и образуют слабо выраженную дугу, изогнутую в сторону Маточкина Шара.

В пределах впадины отложения с «нерегулярным» типом записи отмечаются лишь локально и характеризуются нечетким контактом с дочетвертичным цоколем. В то же время сейсмоакустические данные с более высокой разрешающей способностью свидетельствуют о том, что отложения с аналогичным типом записи развиты в Центральной впадине практически повсеместно и достигают мощности 20-50 м [Гатауллин и Поляк, 1990].

Анализ формы геологических тел, их пространственного положения и характера записи, подкрепленный результатами изучения кернового материала, позволяет отнести образование II СП к ледниковому (моренному) комплексу.

Завершающая разрез III СП имеет наиболее широкое площадное распространение и соответствует поздне- послеледниковым осадкам. Ее мощность составляет 5-10 м, увеличиваясь в отдельных впадинах до 20 м. В этих случаях в составе III СП можно выделить две подпачки, верхняя из которых имеет слоистую запись, а нижняя - монотонную до прозрачной.

Стратиграфия верхнечетвертичных отложений Новоземельского шельфа

Литостратиграфия. Типизация разрезов верхнечетвертичных отложений обнаруживает их тесную связь с выделенными геоморфологическими зонами. Один тип разреза характерен для Новоземельского склона и прилежащей части Центральной впадины, другой - для прибрежной Новоземельской равнины. Они различаются как мощностью отложений, так и набором литологических разностей. На прибрежной равнине мощность надморенных отложений чрезвычайно мала, а взаимоотношение выделенных слоев устанавливается с трудом. В глубоководной же зоне разрезы верхнеплейстоцен-голоценовых осадков отличаются большей мощностью и хорошей стратификацией, причем отдельные стратоны прослеживаются на больших расстояниях и уверенно сопоставляются друг с другом (рис. 2).

При литостратиграфическом расчленении разреза в качестве основного стратона использован литокомплекс - визуально диагностируемая пачка осадков, характеризующаяся принципиальным единством литологического состава и занимающая определенное положение в разрезе. Ввиду отсутствия географических названий на большей части изученного района, для обозначения литокомплексов использованы цифро-буквенные индексы. При этом цифра отмечает порядковый номер выделенного слоя в разрезе (сверху вниз), а прописная буква - принадлежность к той или иной геоморфологической зоне (рис. 2, 3). Литофации, входящие в состав литокомплексов, обозначаются путем прибавления к индексу строчной буквы.

В разрезах прибрежной равнины (П) выделены следующие литокомплексы:

5П - залегает в основании сводного разреза и представлен очень плотными (2,1-2,2 г/см³) песчано-глинистыми алевритами темно-серого и серого цвета с характерной «кексоподобной» текстурой за счет неравномерно распределенных щебня, дресвы и гравия серых песчаников и черных аргиллитов. Фауна практически отсутствует, встречаются лишь единичные фораминиферы плохой сохранности. Эти признаки предполагают ледниковый генезис осадков.

4П - непосредственно перекрывает ледниковые образования и состоит из нескольких литофаций:

4Па - песчаные алевриты и алевропесчаные глины, плотные (1,8-2,0 г/см³), неоднородные, обогащенные неокатанным грубообломочным материалом и раковинным детритом. Последний образует гнездообразные скопления, тяготеющие к линзам песчаного состава. Преобладают раковины Hiatella arctica, реже встречаются обломки балянусов и обугленный растительный детрит.

4Пб - градационно-слоистые песчано-глинистые осадки зеленовато-серых оттенков, местами обогащенные органикой и раковинным детритом.

4Пв - песчаные («мусорные») алевриты, темно-серые, уплотненные, с отдельными элементами слоистой текстуры.

Положение в разрезе, структурно-текстурные особенности, высокая плотность и биофациальная характеристика позволяют отнести литокомплекс 4П к водно-ледниковым и ледниково-морским образованиям [Лаврушин и Чистякова, 1988; Рухина, 1973; Jones & Keigwin, 1988]. Литофация 4Пв, вероятно, сформировалась за счет осаждения из шельфового ледника («шельфовая морена») или из приледниковых мутьевых потоков; литофация 4Па соответствует айсберговым осадкам, а 4Пб - оползневым и гляциотурбидитовым осадкам проксимальной зоны ледниково-морского седиментогенеза.

2П - заполняет понижения в рельефе прибрежной равнины. Хотя прямые данные о положении подошвы этого литокомплекса отсутствуют, материалы микрофаунистических исследований свидетельствуют о том, что он в целом синхронен литокомплексу 4П. Представлен мягкими алевропелитами зеленовато-серого цвета с многочисленными черными стяжениями сульфидов железа, образующими мраморовидную текстуру. Литокомплекс 2П отнесен к дистальным ледниково-морским осадкам.

1П - покровные пески и гравийно-песчаные образования подводно-элювиального или палимпсестового генезиса, с размывом перекрывающие литокомплексы 4П-5П. Содержат раковинный детрит и грубообломочный материал, преимущественно окатанный.

Отложения глубоководной зоны, охватывающие склон Новоземельского шельфа (С) и прилегающую часть Центральной впадины (В), имеют более определенную стратификацию.

5С - вскрывается на склоне в районах подводных обнажений II СП. Представлен теми же осадками, что и 5П, - плотными темно-серыми песчано-глинистыми алевритами, обогащенными дресвяно-щебнистыми обломками песчаников и аргиллитов. Все эти признаки указывают на ледниковую природу данного литокомплекса.

Литокомплексы 4В и 4С отличаются наибольшим фациальным разнообразием и сложностью стратиграфических взаимоотношений.

4Вг - темно-серые плотные (1,9-2,0 г/см³) глинистые алевриты с неоднородной текстурой и неравномерно распределенным грубообломочным материалом. Местами отмечается нечетко выраженная слоистость. Эти отложения фациально замещают вскрытые ледниковые образования на глубинах моря 200-220 м и предположительно рассматриваются как «шельфовая морена».

4Вв - линзовато-слоистые серые глинистые алевриты с многочисленными песчаными прослоями.

4Ва - серые слабопесчанистые глины и алевроглины средней плотности (до 1,9 г/см³), однородные, с постоянной примесью дресвы и гравия.

4Вб - темно-серые алевритистые глины, обогащенные очень плотными катунами моренного материала, - «комковатые глины». Встречаются в виде прослоев в литофациях 4Ва и 4Вв.

4Са - серые песчано-глинистые алевриты, относительно плотные (1,6-2,0 г/см³), с примесью щебня, дресвы и гравия. Содержат прослои глинистых песков с градационной текстурой или «комковатых глин» (4Сб).

Эти литофании частично замещают, а частично перекрывают вскрытые ледниковые образования и «шельфовую морену» и классифицируются как отложения мутьевых потоков (4Ва, 4Са) и гляциотурбидитов (4Вб, 4Bв, 4Сб) [Лаврушин и Чистякова, 1988; Powell, 1984]. В их кровле залегают наиболее тонкозернистые разности, соответствующие дистальной зоне ледниково-морского седиментогенеза.

3В, 3С - маломощный горизонт, маркирующий границу между поздне- и послеледниковыми отложениями. Представлен мягкими глинами характерного светло-коричневого (палевого) цвета. Они отличаются наиболее тонким гранулометрическим составом и практически лишены органических остатков, хотя имеются признаки биотурбации.

2В, 2С - зеленовато-серые алевропелиты с плотностью не более 1,7 г/см³ и влажностью до 80%. Характерна диагенетическая пятнистость, обусловленная стяжениями сульфидов железа по восстановленной органике, количество которых максимально в нижней части разреза (гидротроилитовые илы). Постоянно присутствуют раковины морских моллюсков.

1B, 1C - представлен алевритовыми мелкозернистыми песками (на склоне) или опесчаненными алевропелитами (во впадине) с неоднородной линзовато-слоистой текстурой, с размывом залегающими поверх литокомплекса 2В, 2С. На глубинах больше 180-200 м они, как правило, замещаются илами, аналогичными нижележащим осадкам (1B, 2В).

Биостратиграфия. Основное внимание при стратификации верхнечетвертичных отложений уделено микрофаунистическому анализу в связи с представительным количеством раковин фораминифер почти во всех литокомплексах. При этом смена ведущих ассоциаций фораминифер (рис. 3, 4) чутко отражает изменение палеоокеанологических условий. Актуалистическую основу составляют сведения по экологии современных фораминифер Баренцева моря [Корсун и Поляк, 1989; Хусид и Поляк, 1989].

Ледниковые и водно-ледниковые отложения характеризуются малочисленным смешанным комплексом микрофауны. Насыщенность образцов раковинами не превышает 50-100 экземпляров на 50 г сухого осадка. Раковины имеют различную степень сохранности, некоторые из них перекристаллизованы. Постоянно присутствуют мезозойские формы. В комплексе устойчиво доминируют арктические эврибионты Retroelphidium clavatum и Cassidulina reniforme при наличии представителей стеногалинных и планктонных видов. Встречается Bulimina marginata, неизвестная в современных сообществах Баренцева моря, но характерная для подморенных (микулинских?) отложений (ВНИИморгео, 1990). Все эти данные, а также аномально высокое разнообразие и принципиальная выдержанность структуры комплекса указывают на то, что микрофауна полностью или частично является переотложенной из нижележащих слоев.

Гляциоморские турбидиты Центральной впадины обычно не содержат скелетных остатков, однако в их верхней, наиболее гомогенной части, переходящей в палевые глины, наблюдаются признаки биотурбации. Только в отдельных интервалах обнаружены комплексы фораминифер с высоким содержанием стеногалинных и планктонных видов. В ленточноподобных серых алевроглинах северной части впадины отмечаются мельчайшие раковинки песчаных фораминифер Trochammina sp. (сообщение В.И. Михайлова).

В морских отложениях биофации (БФ) бентосных фораминифер, сопровождаемые менее обильными ассоциациями остракод и макрофауны, закономерно сменяются по разрезу и по площади.

БФ Retroelphidium clavatum характерна для отложений мелководных западин (2П) и нижней части морских илов Новоземельского склона (2С). Доминирует арктический эврибионт R. clavatum, способный переносить весьма разнообразные, нестабильные условия, в том числе приледниковые. Для нижней части пачки 2П характерны Protelphidium orbiculare или Cribrononion incertus, свидетельствующие о некотором опреснении.

В Центральной впадине аналогичную стратиграфическую позицию в основании морских илов занимает БФ Cassidulina reniforme. Этот вид также способен переносить неблагоприятные условия и характерен для районов интенсивного осаждения гляцигенной взвеси.

Вверх по разрезу обе эти ассоциации становятся более разнообразными, что свидетельствует об установлении более стабильных условий. Для отложений впадины становятся характерными стеногалинный вид Cassidulina teretis и планктонные формы, что указывает на поступление океанических вод. Наблюдается также обилие остракод и макрофауны, представленной в основном детритофагами (преобладают раковины Yoldiella); для мелководий характерны скелетные фрагменты офиур.

Еще выше по разрезу субдоминантами или доминантами становятся Monionellina labradorica на склоне и Melonis barleeanus во впадине. Последний вид предпочитает области накопления тонких терригенных илов при устойчивом поступлении в осадок органического вещества и нормальной морской солености; его современный ареал в Баренцевом море связан с атлантическими водами. Для макрофауны становятся характерными сестонофаги, такие как Bathyarca glacialis, и хищные Ciastropoda, что сочетается с опесчаниванием осадка. В целом количество известковых раковин уменьшается, на них появляются следы растворения. Во впадине эта тенденция приводит к почти полному растворению биогенного кальцита.

В поверхностных осадках впадины, пронизанных трубками полихет, преобладают песчаные фораминиферы, как правило, не сохраняющиеся в разрезе. Кальцитовая микрофауна представлена БФ Islandiella norcrossi во впадине и Buccella spp. на склоне. Эти виды предположительно обитают на поверхности грунта в областях с низкими темпами осадконакопления. Покровные пески мелководий, так же как и айсберговые отложения, содержат обильную БФ Cibicides lobatulus. Этот абсолютно доминирующий вид является эвритермным, прикрепленным сестонофагом, нуждающимся в твердом субстрате и подвижных водах со взвешенным органическим веществом. В областях существования ледового покрова, где ослаблены гидродинамические процессы, эту биофацию замещают БФ R. clavatum.

Хроностратиграфия. По изученному материалу X.А. Арслановым (Санкт-Петербургский университет) произведены две радиоуглеродные датировки (рис. 3).

Датировка ЛУ-2123 получена по раковинам Hiatella arctica, напластование которых обнаружено в ледниково-морских оползневых отложениях Новоземельской прибрежной равнины (4Пб, глубина моря 84 м), и имеет возраст 9270±220 радиоуглеродных лет. Датированный прослой содержит обильный и разнообразный «свежий» фаунистический комплекс без признаков размерной дифференциации. Раковины погружены в черный разжиженный органогенный ил, образовавшийся, вероятно, за счет быстрого прижизненного захоронения фауны. Комплекс фораминифер (БФ R. clavatum), увеличивая свое обилие в этом прослое в сотни раз, практически не изменяет структуру. Эти признаки свидетельствуют о том, что датированные раковины являются аллотигенными близкого переноса и синхронными вмещающим осадкам. Учитывая высокие скорости формирования оползневых отложений, данную датировку можно считать близкой к возрасту их подошвы.

Датировка ЛУ-2097 получена по прослою аллотигенного торфа в морских илах Центральной впадины (2В, 2С) к северу от Гусиной банки (глубина 277 м) и имеет возраст 8830±460 радиоуглеродных лет. Поскольку источник торфа, состоящего из сфагнового мха, неизвестен, этот возраст можно считать максимальным для вмещающих осадков.

В связи с единичностью абсолютных датировок для хроностратиграфической привязки выделенных горизонтов применены результаты палинологических исследований (рис. 3), выполненных В.Я. Стелле, И.Я. Якубовской и Л.А. Коваленко (ВНИИморгео). Для корреляции использована схема палинологического расчленения верхнечетвертичных отложений восточной части Баренцева моря [Стратиграфическая…, 1985].

Представительное количество палиноморф впервые отмечается в гидротроилитовых илах (2В, 2С), где преимущественно встречены споры белых мхов. Выше появляется пыльца древесных пород, в основном березы, сосны и ольхи (в убывающем порядке). Состав палиноспектров позволяет соотнести вмещающие осадки с бореальным периодом голоцена. Увеличение вверх по разрезу содержания пыльцы сосны при уменьшении роли пыльцы березы, а также преобладание спор папоротников предполагают атлантический возраст осадков верхов литокомплекса 2В, 2С - низов 1B, 1C.

Дополнительная информация о возрасте осадков получена с помощью палеомагнитного анализа ряда колонок, выполненного В.В. Кочегурой (ВСЕГЕИ). В изученном разрезе выявлены две аномальные зоны намагниченности (рис. 3). Первая предположительно сопоставлена с экскурсом Гетеборг, имеющим возраст около 12,35 тыс. лет и длительность около 100 лет [Поспелова, 1989]. Эта зона обнаружена в мариногляциальных осадках Центральной впадины (4В), в ледниковых образованиях грядового комплекса (5С) и отмечает тем самым время стабилизации края Новоземельского ледника на линии этого комплекса.

Второй экскурс выявлен в наиболее молодых осадках (1В, 1C). Хотя по своим параметрам он неотличим от первой зоны аномальной намагниченности, приуроченность к верхнеголоценовым отложениям позволяет сопоставить его с экскурсом Этруссия, имеющим возраст около 2,7 тыс. лет [Поспелова, 1989]. Ранее этот экскурс выделен В.В. Кочегурой в осадках Онежского залива. Таким образом, данный палеомагнитный эпизод может быть использован для корреляции подошвы субатлантических слоев.

Местная стратиграфическая схема верхнечетвертичных отложений Новоземельского шельфа

Анализ стратиграфических данных свидетельствует о сложных взаимоотношениях выделенных осадочных слоев. Типизация разрезов даже в условиях относительно небольшой площади морского дна возможна лишь отдельно для Новоземельской прибрежной равнины и для склона с прилежащей частью Центральной впадины.

Так как для Баренцева моря в целом отсутствует утвержденная региональная стратиграфическая схема, то сопоставление местных схем возможно с региональной схемой севера Русской платформы, в которой верхнечетвертичные отложения представлены голоценовым горизонтом и валдайским надгоризонтом, венчающимся осташковским горизонтом [Решения…, 1986].

Более дробное членение выделенных горизонтов проведено на климатостратиграфической основе. В качестве элементарных стратонов выбраны слои, выделенные в соответствии со схемой Блитта-Сернандера. Ввиду отсутствия реальных стратотипов слои обозначались индексами (рис. 3).

Наиболее древними из верхнечетвертичных слоев в глубоководном районе являются ледниковые отложения (5С), отнесенные к осташковскому горизонту верхнего плейстоцена. По данным сейсмопрофилирования, они, как правило, непосредственно перекрывают докайнозойскую поверхность. Верхняя граница асинхронна и определяется характером дегляциации шельфа.

Стратиграфически выше залегают водно-ледниковые и ледниково-морские отложения (4В, 4С). На глубинах более 200 м они частично фациально замещают слои 5С, в большинстве же случаев их перекрывают. В основании залегают слои 4Вг, в которых зафиксирован палеомагнитный экскурс Гетеборг (около 12,35 тыс. лет назад). Венчается осташковский горизонт дистальными ледниково-морскими осадками.

В составе голоценового горизонта выделяются три подгоризонта (нижний, средний и верхний), включающих следующие слои:

3В, 3С - морские переходные осадки предположительно пребореального возраста.

2В, 2С - морские осадки бассейнового (нефелоидного) типа, частично размытые на склоне. Возраст - от пребореального до среднеатлантического.

1B, 1C - морские осадки, до глубины 180-200 м - течениевые и палимпсестовые, глубже - преимущественно бассейновые. Возраст - от верхней атлантики до субатлантики.

В основании четвертичных образований прибрежной Новоземельской равнины, как и в пределах впадины, залегают ледниковые отложения осташковского горизонта (5П). Однако их верхняя возрастная граница предположительно моложе, а объем соответственно больше.

Ледниковые образования перекрываются слоями 4П и 2П голоценового горизонта, имеющими водно-ледниковый и ледниково-морской генезис и сложный полифациальный характер. Возраст - пребореал-бореальный (?), верхи размыты. От аналогичных образований глубоководной зоны они отличаются обилием биогенных остатков, что объясняется их формированием уже в голоцене, когда в Баренцевом море в целом создались условия для развития биоты.

Разрез венчается маломощными покровными песками, образовавшимися в результате размыва подстилающих отложений. С учетом данных по глубоководной зоне, размыв начался в атлантическое время.

История формирования верхнечетвертичных отложений восточной части Баренцева моря

Анализ материалов регионального сейсмопрофилирования и геологического пробоотбора в сочетании с литературными данными свидетельствует, что четвертичный покров восточной части Баренцева моря характеризуется в целом единым планом строения при существенных вариациях в распределении мощностей [Гатауллин и Поляк, 1990; Крапивнер и др., 1986; Окунев и Гатауллин, 1990; Эпштейн и др., 1983]. Общая тенденция заключается в нарастании мощности в юго-восточном направлении, до 100-150 м в Печорском море.

Ледниковые отложения (II СП четвертичного ССК) распределены неравномерно и образуют локальные аккумулятивные тела, такие как упомянутый выше моренно-грядовый комплекс. По геоморфологическим данным [Матишев, 1980] и материалам детальных сейсмоакустических исследований (ВНИИморгео, 1990), к западу от Новой Земли существует серия таких комплексов на глубинах до 300 м, причем описанный в данной статье является одним из двух наиболее крупных и протяженных.

Мощность надледниковых осадков (III СП) - обычно первое метры, во впадинах и Печорском море увеличивается до десятков метров. Основную их часть составляют водно-ледниковые и ледниково-морские образования, сформировавшиеся при дегляциации шельфа.

Разработанная стратиграфическая схема верхнечетвертичных отложений Новоземельского шельфа в сочетании с сейсмо-, лито- и биостратиграфической региональной корреляцией позволяет в целом реконструировать историю развития восточной части Баренцева моря в позднем плейстоцене и голоцене.

Судя по имеющимся данным, последний ледниковый покров распространялся на всю восточную часть Баренцева моря, включая и Центральную впадину [Гатауллин и Поляк, 1990]. Предполагается, что дегляциация началась около 15 тыс. лет назад и протекала по «рассекающему типу», т.е. от наиболее глубоководных частей к мелководным [Henrich et al., 1989; Vorren et al., 1988].

Результаты палеомагнитных исследований свидетельствуют, что стабилизация края ледника на Новоземельском склоне, приведшая к формированию моренно-грядового комплекса на глубинах 80-150 м, произошла около 12,5 тыс. лет назад. К западу от этой зоны интенсивно накапливались водно-ледниковые и ледниково-морские осадки (рис. 5). На таком же батиметрическом уровне наблюдается второй краевой ледниковый комплекс в северо-западной части моря [Elverhoi et al., 1990].

Отступание ледника к Новой Земле, давшее начало ледниково-морскому режиму осадконакопления на прибрежной равнине, соотносится с пребореальным временем.

Практически полное отсутствие фоссилий в гляциотурбидитовых отложениях впадины объясняется растворением кальцита, как и в коррелятных фациях Норвежского моря [Henrich et al., 1989]. Предполагается, что растворение вызвано прекращением вертикального водообмена из-за формирования слоя опресненных поверхностных вод во время интенсивного таяния ледников, а также переотложением мезозойской органики из дезинтегрированных коренных пород. В то же время отдельные «фораминиферовые пики», содержащие стеногалинные и планктонные формы, свидетельствуют, по крайней мере, о периодической связи Центральной впадины с океаническим бассейном.

Мелкие трохаммины, обнаруженные в серых ленточноподобных осадках северной части впадины, возможно, указывают на обстановку при- или подледниковых солоноводных озер. Именно в такой обстановке в Антарктиде обитают аналогичные формы (данные Е.А. Кириенко).

Горизонт палевых глин на контакте ледниково-морских и морских отложений Центральной впадины предположительно образовался за счет окисления гляцигенных осадков при исчезновении слоя пресных вод и установлении вертикального водообмена. Аналогичный процесс описан для Норвежского моря [Henrich et al., 1989]. При этом в кровле гляциотурбидитов наблюдаются следы биотурбации, уничтожавшей первично-слоистую текстуру. Это указывает на заселение бассейна пионерной фауной (в основном полихетами), приспособленной к экстремальным условиям, в частности к дефициту кислорода [Vorren et al., 1984].

Переход к морским условиям в пребореалыюе время привел к формированию гидротроилитовых илов, обогащенных карбонатными скелетными остатками (в том числе арагонитовыми). Эти особенности объясняются увеличением биопродуктивности и высокими скоростями осадконакопления при низких придонных температурах, что приводило к неполному окислению органики, способствовавшему образованию сульфидов железа и хорошей сохранности карбоната кальция. Такие условия подтверждаются характером фауны, представленной арктическими детритофагами (комплекс Yoldiella spp.). Источником осадочного материала служили ледники, продолжавшие поставлять в бассейн большие объемы гляцигенной взвеси. Предполагается также существование сезонного ледового покрова, ослаблявшего гидродинамические процессы.

На Новоземельском шельфе в это время накапливались ледниково-морские отложения, представленные преимущественно айсберговыми, турбидитовыми и оползневыми фациями; локальные западины внешней части шельфа заполнялись дистальными тонкими илами. Океанологические условия уже способствовали развитию биоты, что отразилось в обогащении ледниково-морских осадков фаунистическими остатками. В микро- и макрофауне преобладают сестонофаги (Cibicides lobalulus, Hiatella arctica), что свидетельствует о подвижности и хорошей аэрации вод. Комплекс фораминифер в низах пачки дистальных илов указывает на некоторое опреснение.

Появление стеногалинных и планктонных видов в верхней части гидротроилитовых илов Центральной впадины отмечает поступление океанических (атлантических) вод в бореальное время. Лито- и биофациальные изменения вверх по разрезу говорят о дальнейшем усилении их влияния, резком уменьшении объемов поступающего осадочного материала и возрастании гидродинамической активности в атлантическое время. Эти изменения, по-видимому, связаны с общим потеплением и отступанием ледникового фронта в пределы Новой Земли, после чего фьорды превратились в седиментационные ловушки. Предполагается исчезновение ледового покрова. Низкие темпы осадконакопления в сочетании с повышением температуры придонных вод вызвали более полное окисление органики, что привело к растворению биогенного карбоната и подавлению формирования сульфидов железа. Для макрофауны характерно возрастание роли сестонофагов и хищников (комплекс Bathyarca glacialis). В поздней атлантике усиление гидродинамической активности в сочетании с гляциоизостатическим поднятием Новоземельского шельфа привело к размыву на мелководьях и склоне.

Поверхностные осадки в Центральной впадине содержат весьма обильную песчаную и известковую холодноводную микрофауну. Вероятно, ее сохранение объясняется незавершенностью диагенетических процессов в биологически активном слое (около 10 см), пронизанном трубками полихет Spiochaeiopterus typicus. Другая причина может быть связана с похолоданием и расширением ледового покрова в суббореале, что подтверждается увеличением содержания арктических видов фораминифер и грубообломочного материала в осадках северной части изученного района. Южнее, на Новоземельском мелководье продолжался размыв и формирование покровных палимпсестовых песков, содержащих реофильную микрофауну (БФ С. lobatulus). Предполагается, что похолодание и приближение границы ледового покрова способствовали усилению гидродинамической активности за счет усиления термогалинных градиентов.

Показательно, что основные тенденции био- и литофациальных изменений надледниковых отложений Новоземельского района аналогичны таковым в юго-западной части моря [Hald & Vorren, 1987; Vorren et al., 1984], дегляциация которой произошла на 3-4 тыс. лет раньше (рис. 6). Это доказывает, что главные седиментационные и гидрологические процессы перигляциальной области контролируются воздействием тающего ледника и имеют зональный характер.

Результаты исследований

1. Установлено, что изученный разрез четвертичных отложений восточной части Баренцева моря соответствует последнему (позднеплейстоцен-голоценовому) гляциоседиментационному циклу и включает ледниковые, водно-ледниковые, ледниковоморские и морские образования.

2. Составлена местная стратиграфическая схема верхнечетвертичных отложений Новоземельского шельфа, основанная на лито-, био- и хроностратиграфических данных.

3. Реконструирована история палеогеографического развития восточной части Баренцева моря в поздне-послеледниковое время.

Авторы выражают искреннюю благодарность В.В. Кочегуре, В.Г. Зайончеку, X.А. Арсланову, В.Я. Стелле с сотрудниками и всем другим исследователям, чьи материалы и советы использованы при написании статьи.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Аксенов А.А., Дунаев Н.И., Ионин А.С. и др. Арктический шельф Евразии в позднечетвертичное время. М., Наука, 1987. 278 с.

2. Гатауллин В.Н., Поляк Л.В. О присутствии ледниковых отложений в Центральной впадине Баренцева моря. ДАН СССР, 1990, т. 314, № 6, с. 1463-1467.

3. Корсун С.А., Поляк Л.В. Распределение морфогрупп бентосных фораминифер в Баренцевом море. Океанология, 1989, т. 29, вып. 5, с. 838-844.

4. Крапивнер Р.Б., Гриценко И.И., Костюхин А.И. Сейсмостратиграфия новейших отложении Южно-Баренцевоморского региона. В кн.: Кайнозой шельфа и островов советской Арктики. Л., 1986, с. 7-14.

5. Лаврушин Ю.А., Чистякова И.А. Гляциотурбидитовые отложения гляциального шельфа. ДАН СССР, 1988, т. 303, № 1, с. 173-177.

6. Матишев Г.Г. Геоморфологические признаки воздействия скандинавского. новоземельского и шпицбергенского ледниковых покровов на поверхность дна Баренцева моря. Океанология, 1980, т. 20, № 4, с. 669-680.

7. Объяснительная записка к опытному комплексу геологических карт Кольского шельфа (лист Р-37) масштаба 1 : 1 000 000. Л., 1987. 65 с.

8. Окунева О.Г., Гатауллин В.Н. К вопросу о распространении сейсмостратиграфических комплексов новейших отложений юго-востока Баренцева моря в пределах Печороморского региона. В кн.: Морская инженерная геология. Рига, 1990, с. 80-91.

9. Поляк Л.В. Стратиграфия и условия формирования верхнечетвертичных отложений Баренцева моря. В кн.: Кайнозой шельфа и островов советской Арктики. Л., 1986, с. 63-75.

10. Поспелова Г.А. Экскурсы - магнитостратиграфические реперы в четвертичных отложениях. В кн.: Четвертичный период. Стратиграфия. М.. 1989. с. 196-204.

11. Решения 2-го Междуведомственного стратиграфического совещания по четвертичной системе Восточно-Европейской платформы (Ленинград - Полтава - Москва, 1983 г.) с региональными стратиграфическими схемами. Л., 1986. 157 с.

12. Рухин Л.Б. Основы литологии. Учение об осадочных породах. Изд. 3-е. Л.. Недра, 1969. 703 с.

13. Рухина Е.В. Литология ледниковых отложений. Л., Недра, 1973. 176 с.

14. Самойлович Ю.Г., Захаренко В.М., Захаренко В.С. Методика стратиграфической интерпретации сейсмоакустических данных при мелкомасштабной геологической съемке Кольского шельфа. В кн.: Геофизические исследования на Европейском Севере СССР. Апатиты, 1983, с. 55-67.

15. Спиридонов М.А., Рыбалко А.Е., Заррина Е.П. и др. Принципы, стратиграфической систематизации позднего кайнозоя (на примере верхней части осадочного чехла Белого и Баренцева морей). В кн.: Кайнозой шельфа и островов советской Арктики. Л., 1986, с. 38-45.

16. Старовойтов А.В., Калинин А.В., Спиридонов М.А. и др. Новые данные о позднекайнозойских отложениях южной части Баренцева моря. ДАН СССР, 1983, т. 270, № 5, с. 1179-1181.

17. Стелле В.Я., Якубовская И.Я., Вейнбергс И.Г. и др. Стратиграфическая схема голоценовых отложений юго-восточной части Баренцева моря по данным изучения спорово-пыльцевых комплексов. В кн.: Результаты геолого-геофизического изучения шельфа морей СССР. Рига, 1985, с. 37-41.

18. Федоров С.М. Сейсмо- и литостратиграфия верхнечетвертичных отложений Центральной возвышенности и Гусиной банки // Осадочный покров гляциального шельфа северо-западных морей России. Сб. науч. трудов. СПб., 1992, с. 104-112.

19. Хусид Т.А., Поляк Л.В. Биогеография бентосных фораминифер Северного Ледовитого океана. В кн.: Неоген-четвертичная палеоокеанология по микропалеонтологическим данным. М., 1989, с. 42-50.

20. Эпштейн О.Г., Лаврушин Ю.А., Валпетер А.П. и др. Четвертичные отложения юго-востока Баренцева моря и прилегающего палеошельфа. ДАН СССР. 1983, т. 272, № 1. с. 180-183.

21. Elverhoi A., Solheim A. The Barents Sea ice sheet - a sedimentological discussion. Polar Research, 1983, № 1, p. 23-42.

22. Elverhoi A., Hyland-Berg M., Russwurm L. et al. Late Weichselian ice necession in the central Barents Sea. In: Geology history of the Polar Ocean Arctic versus Antarctic. N.Y., 1990, p. 289-307.

23. Hald М., Vorren T. Foraminiferal stratigraphy and environment of Late Weichselian deposits on the continental shelf off Troms, Northern Norway. Marine Micropaleonotology. 1987, vol. 12, p. 129-160.

24. Henrich R., Kassens H., Vogelsang E., Thiede J. Sedimentary facies of glacial-interglacial cycles in the Norwegian Sea during the last 350 ka. Marine Geology, 1989, vol. 86, № 2, p. 283-319.

25. Jones G., Keigwin L. Evidence from Fram Strait (78° N) for early deglaciation. Nature, 1988, vol. 336. p. 56-59.

26. Powell R. Glacimarine processes and inductive lithofacies modelling of ice shelf and tidewater glacier sediments based on Q. samples. Marine Geology. 1984, vol. 57, p. 1-52.

27. Vorren Т., Hold М., Lebesbye E. Late Cenozoic environments in the Barents Sea. Paleoceanography and Paleoclimatology, 1988, vol. 3, № 5, p. 601-612.

28. Vorren Т., Hald M., Thomsen E. Quaternary sediments and environments on the continental shelf off northern Norway. Marine Geology, 1984, vol. 57, p. 229-257.