Гляциальный шельф Баренцева моря обладает двумя аномальными особенностями, которые не характерны для других гляциальных областей. Так, в его центральных районах отсутствуют выровненные пространства и не развит мощный (в сотни метров) покров из ледниковых, ледниково-морских и морских осадков плиоцен-плейстоцена. Обычно в гляциальных областях за пределами прибрежной части шельфа происходило накопление довольно мощных толщ ледниковых, ледниково-морских и морских осадков [Живаго, 1971; Grant, 1972]. Другая аномальная особенность строения шельфа состоит в том, что вдоль Северной Норвегии, Кольского полуострова, Новой Земли, юго-восточной части Шпицбергена не развиты крупные маргинальные желоба. В районах Лабрадора, Гренландии, Норвегии и Антарктиды вдоль краевой эрозионной зоны ледниковых покровов на контакте пород фундамента, устойчивых к ледниковой эрозии, с осадочными отложениями внешней части шельфа выработаны крупные и глубокие (до 700-1000 м) асимметричные маргинальные (краевые, продольные) желоба. Обычно прибрежные склоны желобов сильно расчленены и для них характерно скальное дно. Кроме того, они в 2-4 раза круче, чем противоположные склоны. Последние выровнены и сложены осадочными отложениями [Grant, 1972; Holtedahl, 1970].

Эти особенности можно оценить с позиции гипотезы существования в Баренцевом море самостоятельного ледникового покрова [Гросвальд, 1967, 1977; Дибнер, 1968] в ледниковые эпохи и в частности в последнюю. Однако до сих пор не представлены геохронологические доказательства существования в позднеледниковье в Баренцевом море такого покрова, а также не обсуждались взаимоотношения последнего в море с покровами суши. В статье сделана попытка решения этих вопросов на основании данных диалогического изучения 1,5-3-метровых колонок, полученных автором в 1969-1970 гг. на НИС "Академик Книпович" [Котенев и др., 1976] и "Тунец" [Дибнер и др., 1971] в разрезе Кольский полуостров - Центральная возвышенность и в западной части моря между Шпицбергеном и Северной Норвегией (рис. 1,).

Разрез Кольский полуостров - Центральная возвышенность. Севернее прибрежной отмели Кольского полуострова в открытой части моря отсутствуют гряды и цепи холмов, которые можно было бы интерпретировать по морфологии как конечноморенные образования. Последние хорошо выражены в рельефе дна у северо-западной оконечности Шпицбергена [Котенев, Матишов, 1972], у Северной Норвегии [Котенев и др., 1976], у Новой Земли [Матишов, 1977]. Экзарационный рельеф ограничен в своем распространении прибрежным склоном неглубокого желоба между прибрежной отмелью и Мурманской банкой. На склоне развиты гранитные гряды, параллельные берегу. Визуальные наблюдения автора из гидростата "Север-1" показали, что рельеф гряд скалистый, резко расчлененный, крутизна отдельных уступов достигает 80° [Дибнер и др., 1971]. Севернее этого склона дно ровное. Только для банок Демидовской и Финмаркенской характерно значительное расчленение [Матишов, 1977].

Визуальные наблюдения из гидростата "Север-1" и анализ каменного материала [Дибнер и др., 1971] показали, что на всем протяжении от берега до Центральной возвышенности коренные породы залегают близко к поверхности дна. На Мурманской банке они представлены кремнистыми сланцами, филлитами, кварцитами, габброидами, характерными для байкалид Тиманской складчатой зоны, на Центральном плато - мезозойскими микрослоистыми песчаниками и эффузивами, на Центральной возвышенности - нижнемеловыми плитчатыми алевролитами [Дибнер и др., 1970]. Площадь распространения каменного материала, поступавшего с Кольского полуострова, ограничена прибрежным желобом. Минералого-петрографические исследования песчано-алевритовых частиц указывают, что последние образовались главным образом в результате разрушения подстилающих коренных пород [Кленова, 1960; Wright, 1974].

По строению двух горизонтов (верхний сложен голоценовыми осадками, нижний - позднеледниковыми) в колонках можно выделить две полосы: прибрежную и центральную, севернее Мурманской банки.

Наиболее полный разрез голоценовых осадков описан в прибрежном желобе (рис. 2,а). В колонке отчетливо прослеживается ряд литологически различных слоев, границы которых, по палинологическим данным, хорошо сопоставляются с основными хронологическими рубежами голоцена Русской равнины (Л.Д. Никифорова, устное сообщение). Время образования верхнего слоя (см. рис. 2,а, слой 1) зеленовато-серых песчанистых илов (0-20 см) соответствует субатлантическому периоду. Низкие темпы осадконакопления указывают, что в это время в прибрежный район поступало мало осадочного материала.

Второй слой представлен слабоплотными и мягкими коричневато-серыми илами. При этом в верхней части они слоистые (см. рис. 2,а, слой 2, 20-155 см), а внизу неслоистые, с включениями плотных темно-серых илов (см. рис. 2,а, слой 3, 155-216 см). Последние, видимо, образовались при перемыве подстилающего слоя. Возраст, слоистых осадков бореально-суббореальный, а неслоистых - бореально-пребореальный. Следовательно, возраст осадков подстилающего слоя – нижнего горизонта, не вскрытого колонкой, скорее всего, допребореальный, т.е. позднеледниковый.

О составе нижнего горизонта можно судить по более северным колонкам. На Мурманской банке в них вскрыты оба горизонта. Мощность второго слоя верхнего горизонта около 1 м, он отчетливо подразделяется на два прослоя - слоистых осадков в верхней части и неслоистых в нижней. Это позволяет предполагать, что его возраст в целом пребореально-суббореальный, а значит, возраст осадков нижнего горизонта - позднеледниковый.

В центральных районах моря на банках и на склонах вскрыты колонками также два горизонта: верхний, однослойный, состоящий из илистых песков или песчанистых илов, и нижний, представленный осадками, сходными с отложениями третьего слоя прибрежного района. Это обычно плотные или очень плотные щебнисто-дресвяные илы и песчанистые илы. Характерно полное отсутствие окатанных обломков, принесенных с Кольского полуострова. Дресва и щебень - местного происхождения или же принесены из центральных районов. Пыльца и споры представлены переотложенными мезозойскими видами; четвертичные отсутствуют. Очевидно, что в позднеледниковье осадконакопление происходило не в морских условиях. В это время уровень океана был уже на отметке около минус 50 м [Каррей, 1968] и, следовательно, банки должны были быть покрыты морем. Однако и консистенция осадков, и их состав показывают, что они образовывались, скорее всего, в результате взаимодействия льда с коренными породами дна. Это могло происходить либо под шельфовым ледником, либо под краевой зоной баренцевоморского покрова, но не скандинавского, так как в этом случае состав каменного материала хоть в какой-то мере отражал бы его поступление с юга.

Итак, можно считать, что до начала голоцена центральные районы моря оставались занятыми либо шельфовым ледником, либо ледниковым покровом.

Западная окраина шельфа. В западной части шельфа нами обнаружены довольно многочисленные следы ледниковой деятельности, особенно на банках [Котенев и др., 1976]. По строению колонок здесь выделяются юго-западная (между Медвежинским желобом и Северной Норвегией), северо-восточная (Шпицбергенская банка, порог Медвежинского желоба) и внешнекраевая части шельфа.

В первом районе строение осадков сходно с тем, которое обнаружено в прибрежном районе у Кольского полуострова. Верхний горизонт (1,5-2 м) представлен илами, обогащенными раковинами фораминифер и спикулами губок; последние особенно обильны на плато Копытова. Сверху вниз в верхнем горизонте выделяются: слабокарбонатные фораминиферово-спонголитовые илы и терригенные илы с незначительным количеством фораминифер и губок. Осадки нижнего горизонта отличаются отсутствием органогенных остатков и большой примесью дресвы и щебня. В отличие от прибрежного района его осадки здесь слабоплотные и мягкие, и их отложение, несомненно, связано с морской обстановкой, но с более суровыми условиями для развития фауны, чем современные. Возможно, накопление осадков происходило либо под паковыми льдами, либо под маломощным шельфовым ледником. Соотношение кварц-полевошпатовых зерен песка и алеврита, примеси обломков кварцитов и гранитов (20:70:10), а также состав глинистых минералов [Wright, 1974] показывают, что терригенный материал поступал со Скандинавии.

На эхограммах, при пересечении желобов этого района, зафиксированы поддонные отражения от холмисто-грядового рельефа на глубинах 30-50 м от дна. Это говорит о том, что темпы накопления позднеледниковых осадков были весьма высокими, а колонками вскрыта лишь самая верхняя часть.

Таким образом, эта часть моря, находившаяся под наибольшим влиянием океана и теплых вод, поступавших из Северной Атлантики, уже в позднеледниковье, видимо, не была покрыта ледниковым покровом.

На пороге Медвежинского желоба, на Шпицбергенской банке в колонках также прослеживаются два горизонта [Кленова, 1960]. Верхний представлен илистыми песками или песчанистыми илами (5-10 см) с большим содержанием карбонатных остатков донных и планктонных организмов.

Нижний слой, отделенный от верхнего поверхностью размыва, по облику осадков сходен с нижним слоем центрального района. Минеральный состав песков и алевритов [Wright, 1974], глинистых минерале [Bjorllykke, Elverhoi, 1975], а также состав дресвы и щебня (кварцевые песчаники и алевролиты, нередко углистые, долериты триаса?) показывает, что осадки нижнего слоя образовались в результате разрушения местных пород [Дибнер и др., 1970, 1971], залегающих близко к поверхности.

Морфология краевых частей банки также свидетельствует о том, что северо-западная часть шельфа в последнее оледенение была покрыта ледником. Время дегляциации устанавливается по осадкам внешнекраевой части шельфа.

На внешнем крае шельфа и в верхней части материкового склона колонками вскрыты многослойные осадки. Их строение рассмотрим на примере колонки 3138, взятой с глубины 370 м (рис. 2,б).

Ссылка на статью:

Котенев Б.Н. К палеогеографии Баренцева моря в позднеледниковье и голоцене. – В кн.: Позднечетвертичная история и седиментогенез окраинных и внутренних морей. М., «Наука», 1979, с. 20-28.