На дне Баренцева моря широко распространены плотные несортированные осадки с галькой и валунами - так называемые «древние глины» [Дибнер, 1968; Кленова, 1960; Holtedahl, 1958; Ignatius, 1959]. В желобах они перекрыты поздне- и послеледниковыми илами мощностью до 1- 3 м , а на возвышенностях местами обнажаются на поверхности дна. Возраст «древних глин» из-за отсутствия в них инситной микрофауны и флоры не был установлен, как и неопределенными казались положение толщи в разрезе и ее мощность. Дискуссионным остается вопрос о генезисе «древних глин». Одни исследователи считают их ледниковыми образованиями [Дибнер, 1968; Ignatius, 1959], другие - ледниково-морскими [Кленова, 1960].

Новые данные о строении верхней части осадочного чехла Баренцева шельфа получены в 23-м рейсе исследовательского судна «Академик Курчатов» при проведении геолого-геофизических исследований на разрезе от п-ов Рыбачий до Земли Франца Иосифа (рис. 1). При помощи поршневой трубки диаметром 127 мм получено 27 колонок длиной до 7,5 м , в которых выполнено предварительное литологическое изучение отложений (рис. 2).

В основании колонок №№ 2052 и 2068 из северной части моря вскрыты терригенные, обогащенные органическим веществом, плотные слюдистые глины и алевролиты (темно-серые, пятнистой текстуры, с конкрециями пирита). Предварительные результаты спорово-пыльцевого анализа указывает на их нижнемеловой возраст.

С большим стратиграфическим перерывом на нижнемеловых породах залегает толща «древних глин» со вскрытой мощностью от 2-3 до 5- 6 м . Под термином «древние глины» мы подразумеваем прежде всего ледниковые моренные отложения, для которых характерен определенный комплекс признаков, изложенных в работе [Троицкий, 1975]. Кроме того, в разрезах «древних глин» наблюдаются фации, которые можно классифицировать как переходные к ледниково-морским.

В южной части Баренцева шельфа «древние глины» представлены преимущественно мореноподобными суглинками и алевритовыми глинами средней (1,6-1,8 г/см³) и высокой (до 2-2,2 г/см³) плотности, темно-серыми, серыми и буровато-серыми. Глины содержат обломки (как правило, плохо окатанные) плотных пород - песчаников, алевролитов, известняков, доломитов, редко - кремней, каменного угля. Галька и гравий скандинавских кристаллических пород прослеживаются на расстоянии не более чем 100 км от Мурманского берега.

Начиная с желоба Самойлова (центральная часть моря) в разрезе гляциальной толщи появляется и далее к северу все более преобладает другая разновидность «древних глин» - темно-серые плотные глины с характерной комковатой текстурой за счет многочисленных окатанных включений сухих глин и алевролитов, подобных описанным в коренном-залегании (ст. №№ 2052, 2068). Местами наблюдаются фрагменты (вероятно, переотложенные) раковин пелеципод. Представляется, что образование таких «комковатых глин» обязано непосредственной экзарации рыхлых палеогеновых и меловых пород (судя по возрасту переотложенной пыльцы) с последующим переотложением материала в водной среде. Показательно также, что минеральный состав нижнемеловых пород, окатанных фрагментов и основной массы «комковатых глин» весьма сходен. В желобе Самойлова, например, для всех них характерен амфибол-гранатовый комплекс тяжелых минералов с аутигенными карбонатами, пиритом, глауконитом.

На возвышенностях в колонках представлена монотонная (нередко с перерывами) толща мореноподобных суглинков и «комковатых глин», перекрытая маломощным (0,2- 0,5 м , редко до 1 м ) слоем позднеледниковых полосчатых глин и голоценовых алевритовых илов. В ложбинах мощность покровных отложений возрастает и достигает 5,5 м в Нордкапском желобе. В толще «древних глин» (чаще всего в их верхней части, относящейся к плейстоцену) также выделяются прослои полосчатых глин и илов мощностью до 0,7 м , содержащие небольшое количество арктической и бореальной микрофауны. Эти прослои, вероятно, сформировались в межледниковые эпохи.

Возраст отложений был определен палеомагнитным методом (рис. 2). Измерения остаточной намагниченности проводились на модернизированном приборе ИОН-1 с применением магнитной чистки. Хотя «древние глины» являются ледниковыми моренными отложениями, для них удалось достаточно четко зафиксировать изменения направлений остаточной намагниченности. Вероятно, глины отлагались при участии воды, и частицы успевали приобрести ориентировку, соответствующую направлению на магнитный полюс. Палеомагнитный метод успешно применялся для изучения моренных отложений также в Канаде [Stupavsky et al., 1974], в Литве [Певзнер и Гайгалас, 1976], на Алтае [Свиточ и др., 1976] и в других районах. В колонках выделен ряд зон прямой и обратной полярности и установлено их соответствие геохронологической шкале А. Кокса [Cox, 1969].

Наиболее полные разрезы гляциальной толщи, охватывающие верхний плиоцен и плейстоцен, получены в колонках №№ 2028, 2044, 2072. Замечательным по полноте является разрез колонки № 2080, взятой в районе Мурманской банки (глубина 224 м ). Шестиметровая толща мореноподобных глин охватывает магнитозоны Брюн (Брюнес), Матуяма, Гаусс, а в самой нижней части колонки (585- 600 см ) вскрыта зона Гильберт (более 3,32 млн. лет назад). Скорости седиментации в этой колонке составляют для зоны Брюн 3,5, Матуяма 1,1, Гаусс 1,7 мм за 1000 лет. Следует заметить, что резко замедленная седиментация в зоне Матуяма характерна и для колонок из других районов Баренцева шельфа (рис. 2).

Наличие многочисленных перерывов в толще осадков затрудняет отождествление магнитозон. Корреляция проведена с учетом скорости седиментации, а также по литологическим признакам. Например, в колонке № 2075, взятой на Центральной возвышенности (глубина 210 м ), вскрыты только мореноподобные буровато-серые суглинки древнего облика, имеющие очень высокую плотность (2,1-2,2 г/см³). Характер расположения зон разной полярности позволяет предположить, что в колонке представлена зона Гаусс с событием Каена (2,8-2,9 млн. лет). Не исключен, однако, более ранний возраст. Отложения зоны Гаусс выходят па поверхность дна и в районе колонки № 2037. Таким образом, на Центральной возвышенности представлены корни гляциальной толщи, формировавшейся в верхнем, а может быть даже в среднем плиоцене. Кроме Центральной возвышенности и Мурманской банки, отложения плиоцена вскрыты в желобе Самойлова, а также и на других участках шельфа (рис. 2).

Изложенные выше данные достаточно убедительно свидетельствуют о том, что оледенение Баренцева шельфа началось в верхнем плиоцене, а возможно и раньше. Это согласуется с материалами американских исследователей, согласно которым айсберговые отложения начали отлагаться в Центральной Арктике 3-6 млн. лет назад [Marine Geology…, 1974; Steuerwald et al., 1968]. Доказательства покровного оледенения Баренцева шельфа в верхнем плейстоцене приводятся в ряде работ [Гросвальд, 1967; 1974; Дибнер, 1968]. Что касается более древних оледенений, то существование Баренцева ледникового щита в плиоцене теоретически было предсказано ранее [Квасов, 1976; Квасов и др., 1969], а теперь подтверждено фактическими данными.

Плиоценовое оледенение, по-видимому, развивалось в наземных условиях, в то время как плейстоценовые ледники первоначально были шельфовыми и затем уже принимали форму щита. Такой характер оледенения вполне может объяснить известную фациальную пестроту отложений в периферийной части ледника и сравнительно однообразный характер осадков в центральной части шельфа. Росту Баренцева щита способствовали гляциоэвстатические регрессии океана. Центральная возвышенность Баренцева моря, вероятно, всегда была областью экзарации. Известно, что в центральных частях ледниковых щитов аккумуляция моренного материала минимальна. Очень низкие скорости седиментации в изученных разрезах (в среднем 2- 4 мм за 1000 лет) - дополнительный аргумент в пользу представления о покровном оледенении Баренцева шельфа.

ЛИТЕРАТУРА

1. Гросвалъд М.Г. Материалы гляциологических исследований, Хроника, обсуждения, в. 13, 1967.

2. Гросвалъд М.Г. Материалы гляциологических исследований, Хроника, обсуждения, в. 23, 1974.

3. Дибнер В.Д. «Древние глины» и рельеф Баренцево-Карского шельфа – прямые доказательства его покровного оледенения в плейстоцене. Труды Арктического и Антарктического научно-исследовательского института, т. 285 (1968).

4. Квасов Д.Д. Бюллетень комиссии по изучению четвертичного периода, № 46 (1976).

5. Квасов Д.Д., Ананова Е.И. и др., Вестник ЛГУ, № 6 (1969).

6. Кленова М.В. Геология Баренцева моря, М., Изд. АН СССР, 1960.

7. Певзнер М., Гайгалас А. В кн.: Погребенные палеоврезы поверхности дочетвертичных пород южной Прибалтики, Вильнюс, 1976.

8. Свиточ А.А. и др., В сб.: Гляциология Алтая, в. 10, Томск, 1976.

9. Троицкий С.Л. Современный антигляциализм, Новосибирск, «Наука», 1975.

10. Cox A. Geomagnetic Reversals. Science, v. 163, № 3864 (1969).

11. Marine Geology and Oceanography of the Arctic Seas , N.Y., 1974.

12. Holtedahl H. J. Geol., v. 66, № 4 (1958).

13. Ignatius Н. First Intern. Symp. Arctic Geol., Abstr. Papers, v. 12 (1959).

14. Steuerwald B.A., Clark D.L., Andrew J.A. Magnetic stratigraphy and faunal patterns in Arctic ocean sediments. Earth and Planet. Sci. Lett., v. 5, № 2 (1968).

15. Stupavsky M., Symons D.T.A., Gravenor С.Р., Water Release from the Base of Active Glaciers. Bulletin Geol. Soc. Am., v. 85, .№ 1 (1974).

Ссылка на статью:

Блажчишин А.И., Линькова Т.И. О плиоценовом оледенении Баренцева шельфа // Доклады Академии наук СССР. 1977. Том 236, № 3, с. 696-699.