Рассмотрены условия залегания и литолого-палеонтологическая характеристика двух горизонтов диамиктона, развитых в юго-восточном секторе Баренцевоморского шельфа. Показано, что по литологическим признакам они являются аналогом распространенных на современном шельфе диамиктоновых илов бесспорно водного происхождения. Зависимость плотности и тех, и других от степени консолидации (консистенции) отложений выражается единым уравнением регрессии. Приводятся другие факты, противоречащие преобладающим в литературе взглядам на диамиктон как на тилл ледника, двигавшегося по дну моря. Главными из них являются содержащиеся в диамиктоне палеонтологические остатки и, прежде всего, комплексы фораминифер. Обосновывается вывод о том, что наблюдаемые в кернах дислокации, обычно считающиеся гляциотектоническими, приурочены к зонам разломов акустического фундамента и представляют собой фрагменты вторичных неотектонических структур. Гряды и холмы, принимаемые за формы ледниковой аккумуляции, отражают реликтовый скульптурный рельеф недавнего периода субаэрального развития шельфа, еще не замаскированный аккумуляцией морских илов.

 Разрез мощного осадочного чехла Баренцевоморского шельфа завершается сравнительно тонким покровом позднекайнозойских отложений, стратиграфический объем которых дискуссионен. Они залегают выше границы с закрепившимся в литературе названием: «верхнее региональное несогласие» и далее будут называться новейшими, что подчеркивает их связь с новейшей тектонической эпохой. Наиболее распространенным литотипом этих отложений является диамиктон, помимо него региональным развитием пользуются лишь слабоконсолидированные осадки самого верхнего акустически прозрачного сейсмостратиграфического (седиментационного) комплекса, представленные морскими илами, а на мелководьях - преимущественно песками [Крапивнер, 2009]. Несмотря на то, что по мнению ряда авторов, диамиктон может иметь как ледниковое, так и ледниково- или ледово-морское происхождение [Elverhoi, Bomstad, 1980; Hald et al., 1990; Рокос, Люстерник, 1990], в большинстве публикаций он рассматривается как продукт деятельности плейстоценового ледника, причем к настоящему времени утвердились представления о том, что отложивший его ледник находился не на плаву, а распространялся по дну моря [Эпштейн, Гатауллин, 1993; Эпштейн, 1995; Saettem et al., 1992; Gataullin et al., 1993, 2001; Murdmaa et al., 2006; Polyak et al., 1995; Svendsen et al., 2004]. Между тем, как показало морское бурение, диамиктон Баренцевоморского шельфа по физическому состоянию и литолого-палеонтологической характеристике идентичен диамиктону обрамляющих его с юга низменных аккумулятивных равнин, генезис которого обсуждается в России уже более 100 лет. Вопрос является ключевым для датировки рассматриваемых отложений и реконструкции палеогеографических обстановок Западно-Арктической континентальной окраины в позднем кайнозое. Наиболее полно разброс мнений по этому поводу отражен в материалах Всесоюзного симпозиума [Северный..., 1970].

В результате многолетних исследований Баренцевоморского шельфа, выполненных Арктической морской инженерно-геологической экспедицией, получены достаточно полные данные об условиях залегания, строении и составе новейших отложений. Особое значение имеет факт широкого распространения в составе покрова слабо-консолидированных осадков, датированных по радиоуглероду концом позднего плейстоцена - голоценом, плохо сортированных неслоистых песчано-алеврито-глинистых илов, обладающих повышенной плотностью и содержащих примесь грубообломочного материала. Они были названы диамиктоновыми, поскольку отличаются от диамиктона, в основном, лишь степенью консолидации [Крапивнер, 2006, 2009]. Все это позволяет вернуться к проблеме генезиса диамиктона Баренцевоморского шельфа на новом уровне знаний. Рассматривается российский сектор шельфа до широты 76° (рис. 1), сведения о строении его рельефа, батиметрии и методах исследований приведены ранее [Крапивнер, 2009].

УСЛОВИЯ ЗАЛЕГАНИЯ, ГРАНУЛОМЕТРИЧЕСКИЙ И ВЕЩЕСТВЕННЫЙ СОСТАВ

Новейшие отложения, подстилающие покров акустически прозрачных слабоконсолидированных осадков, образуют два сейсмостратиграфических (седиментационных) комплекса, разделенных границей регионального несогласия [Крапивнер и др., 1986]. Основную часть их разреза слагают литологически идентичные горизонты диамиктона. Нижний горизонт, мощность которого чаще всего изменяется от 15-20 до 50- 60 м , изредка возрастая до -100 м или сокращаясь до нескольких метров, как правило, залегает непосредственно на породах субстрата новейших отложений и лишь изредка содержит в основании маломощные пачки песков или галечников. Он практически повсеместно распространен в пределах Печоро-Канинского мелководья, пояса мелководных банок и в юго-восточной части Центральной впадины, изредка встречаясь в погребенных эрозионно-тектонических впадинах Адмиралтейского вала, наследующих более древние структуры. На дне одной из таких впадин скважина 183 (см. рис. 1, 2) в поле развития юрских отложений вскрыла залегающую на них под нижним диамиктоном двухметровую пачку фаунистически охарактеризованных палеоценовых глин [Самойлович и др.,1993].

Верхний горизонт диамиктона имеет почти сплошное распространение за исключением Приновоземельской и Кольской цокольных террас, а также Печоро-Канинского мелководья, в районе которого он достоверно известен лишь на острове Колгуев. В пределах крупных подводных возвышенностей мощность верхнего диамиктона, как правило, не превышает 5- 10 м , в Центральной впадине она измеряется несколькими десятками метров, иногда достигая 50 м и более. На площадях отсутствия нижнего диамиктона верхний горизонт обычно залегает непосредственно на мезозойских или домезозойских слоях. В тех случаях, когда верхний диамиктон перекрывает нижний, в основании первого иногда отмечается маломощный (до 1- 2 м ) горизонт размыва: скопление грубообломочного материала в глинистом или песчано-глинистом матриксе. В некоторых случаях толща диамиктона делится на два горизонта лишь по литологически не выраженной отражающей границе на сейсмозаписи. В скважине 183 ее геологическая реальность подтверждена резким скачком термолюминесцентного возраста отложений (см. рис. 1, 2). В Центральной впадине и на мелководных банках местами, а на острове Колгуев [Крапивнер и др., 1986] повсеместно оба горизонта диамиктона разделены пачкой песков, алевритов и глин с морской фауной мощностью от 5-10 до 50 м .

Диамиктон характеризуется преобладающей темно-серой окраской, массивной текстурой и повышенной плотностью, а на сейсмозаписях - высоким фоном рассеяния отраженных волн с многочисленными разнообразно ориентированными короткими осями синфазности, что обусловлено особенностями диагенетических изменений глинистых пород [Крапивнер, 2009]. Верхний и нижний горизонты диамиктона обладают сходным полимодальным гранулометрическим составом матрикса, практически идентичным составу матрикса диамиктонового ила (рис. 3, 4). Один из максимумов приходится на мелкий пелит (менее 0.005 мм ), второй - на содержащиеся в близких количествах мелкий (0.01- 0.05 мм ) или крупный (0.05- 0.1 мм ) алеврит. Весьма заметна постоянная примесь песчаных (преимущественно мелкопесчаных) зерен, в среднем составляющая 10-15%. Гранулометрическая сортировка, по А.П. Лисицыну [1966], плохая: при М_d = 0.01- 0.1 мм S₀>4, а при M_d < 0.01 мм S₀ > 5, где M_d - медианный диаметр, S_o - коэффициент сортировки, по Траску. Факторный анализ содержаний отдельных фракций по 580 образцам показал, что несмотря на плохую сортировку диамиктон характеризуется определенными статистическими закономерностями, которые находят вполне естественное объяснение в ледово-морской седиментационной модели формирования его гранулометрического состава [Рокос, Люстерник, 1990].

Грубообломочный материал представлен преимущественно плохо окатанными обломками эрратических и менее лиги филированных местных мезозойских пород гравийной и галечной размерности. Его содержание измеряется первыми процентами, изредка достигая 10-15%. В составе домезозойских обломков преобладают известняки и терригенные породы, вероятно, Шпицбергенского и Новоземельского происхождения. Влияние Кольского полуострова сказывается до расстояния порядка 300 км от него [Эпштейн, 1990].

В шлифах наряду с переотложенными конкреционными стяжениями пирита и магнетита отмечаются мелкие пленки и сгустки органического вещества и аутигенные новообразования: псевдоморфозы пирита и лимонит - гематита по органо - минеральному веществу, землистые массы гидроксидов железа, участки, пропитанные карбонатами. Новообразования имеют сложные очертания и постепенно переходят в глинистый матрикс диамиктона [Рокос, Люстерник, 1992]. Вещественный состав последнего в целом близок составу перекрывающих его морских илов (табл. 1). Некоторые различия можно объяснить разной степенью диагенетических преобразований осадков и различными условиями их залегания. Так, важным источником глинистого вещества диамиктона служил материал, переотложенный из пород до кайнозойского субстрата, на котором он залегает [Рокос, Люстерник, 1990; Эпштейн, 1990]. В частности, смектиты преобладают в составе меловых отложений, занимающих основную площадь шельфа. По этой причине в диамиктоне, в отличие от морских илов, среднее содержание смектитов выше, чем гидрослюд.

Разрушение и переотложение мезозойских пород совсем не обязательно является результатом ледниковой экзарации, как это обычно считается. Оно может быть связано с подводным размывом или деятельностью припайных льдов, наползавших во время приливов на отмелью глинистые берега и впоследствии выносившихся в зону сублиторали. Деятельностью ледяного припая можно объяснить и присутствие в диамиктоне обломков мезозойских пород. Так, обычным процессом в холодных широтах является отрыв с поверхности приливных осушек и перемещение крупных (дециметры) блоков осадков в период весеннего вскрытия берегового льда, причем 40-50% выносимого льдинами осадочного материала уходит за пределы осушек [Dionne, 1988, 1989].

Плохая окатанность каменных включений иногда рассматривается как признак ледникового происхождения диамиктона, поскольку грубообломочный материал современных ледово-морских осадков окатан гораздо лучше [Эпштейн, 1995]. Последнее, однако, спорно, поскольку для одних акваторий этот вывод подтверждается [Лисицын, 1966], а для других имеются прямые указания на плохую окатанность каменного материала современных ледово-морских осадков [Кроми, 1964; Шварцахер, Ханкинс, 1964]. Относительная роль пляжевого (т.е. хорошо окатанного) материала в составе ледово-морских осадков зависит от ряда факторов: толщины ледяного припая, гидрологической обстановки, морфологии побережья и пр. Так, в условиях изрезанной береговой линии пляжи формируются в вогнутых частях бухт. Волновой перенос водных масс, направленный в таких акваториях от входных мысов в сторону бухт [Сакс, Шеманаев, 1971], затрудняет вынос припайных льдов с вмороженными в них галькой и валунчиками в открытое море, поэтому они, в основном, растаивают на месте. Вместе с тем, наиболее обширные поля припайного льда образуются в районах выступающих в море мысов и расположенных на их продолжении мелководий. Обломки пород, захваченные этими льдами со дна или с берега и вынесенные в море, лишь слабо обработаны волнами. В любом случае, морфология каменных обломков может рассматриваться как признак происхождения лишь их самих, но не матрикса вмещающей породы.

В вертикальном разрезе диамиктон испытывает гравитационное уплотнение (см. рис. 3), что выражается в существовании определенной зависимости между его водно-механическими свойствами (показателем консистенции), пористостью и плотностью (рис. 5). В результате обработки результатов около 1000 определений показателя консистенции (I₁) и плотности (р) диамиктона и диамиктоновых илов обнаружена прямая связь между этими параметрами, которая выражается уравнением регрессии: р = 2.105 - 0.29I₁ ± 0.13. Близкая закономерность установлена для хорошо сортированных глин и глинистых илов, для которых уравнение регрессии имеет вид: р = 1.99 - 0.22I₁ ± 0.19. Из приведенных уравнений следует, что при I₁ < 1.6 диамиктоновые илы и диамиктон имеют более высокую плотность, чем глинистые илы и глины, причем эта разница нарастает по мере обезвоживания первичного осадка (уменьшения I₁). Таким образом, повышенная плотность диамиктона и диамиктонового ила, водное происхождение которого бесспорно, имеет общую причину: плохую сортировку зерен, способствующую их компактной упаковке [Кригер, 1971], и нет оснований объяснять это свойство диамиктона его динамическим уплотнением в теле ледника [Шанцер, 1966] или дополнительной ледниковой нагрузкой [Boulton, Dobble, 1993]. Установленные закономерности находят простое объяснение, если признать, что в процессе диагенеза и консолидации диамиктоновый ил становится диамиктоном, так же, как глинистый ил - глиной.

ПАЛЕОНТОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА

По-видимому, из-за малого диаметра керна (75- 89 мм ) малакофауна в диамиктоне встречается редко, более перспективны для его палеонтологической характеристики ископаемые микроорганизмы. К сожалению, представительные диатомовые флоры также редки, что вообще характерно для новейших отложений Баренцева моря. Тем не менее, в отдельных скважинах (55, 139, 183) такие флоры выделены и указывают на морские условия формирования диамиктона [Самойлович и др., 1993].

Наиболее распространенной группой ископаемых микроорганизмов в новейших отложениях региона являются фораминиферы. Во всех скважинах, из керна которых отбирались образцы для отмывки микрофауны, в диамиктонах были выделены комплексы фораминифер (см. рис. 1), обычно содержащие от нескольких десятков до нескольких сотен и изредка до 1-2 тысяч и более экземпляров в стограммовой навеске воздушно сухой породы. Сохранность раковин, в основном, удовлетворительная и хорошая, хотя встречаются и поврежденные экземпляры. Чаще всего комплексы насчитывают от 10-20 до 40-60 видов. Количественно преобладают ныне живущие арктические, бореально-арктические и аркто-бореальные формы, перечень которых практически совпадает со списком наиболее распространенных видов, обнаруженных в диамиктонах юго-западной части Баренцева моря [Hald et al., 1990]. В качестве акцессориев присутствуют бореальные и вымершие на протяжении плиоцена виды. Во многих работах эти микрофаунистические комплексы считаются в целом автохтонными, а вмещающие их отложения (диамиктон) морскими или ледниково-морскими [Самойлович и др., 1993; Погодина, 2000; Vorren et al., 1990]. По мнению И.Н. Семенова [1973], выполнившего монографическое описание подобной микрофауны для Тимано-Печорской провинции, возможный диапазон ее возраста поздний миоцен - ныне.

Наряду с позднекайнозойскими в разных количествах встречаются раковины мезозойских (в основном, меловых) видов, на основании чего некоторые авторы [Saettem et al., 1992; Polyak, Mikhailov, 1996] объединяют все содержащиеся в диамиктоне фораминиферы в смешанные комплексы, состоящие из переотложенных мезозойских, а также плиоценовых и четвертичных форм, признаком переотложения которых считается совместное нахождение относительно тепловодных и холодноводных видов. Последний вывод некорректен, так как комплексы фораминифер представляют собой не био-, а тафоценозы. В Баренцевом море смешиваются арктические и более теплые атлантические водные массы. Относительная роль каждой из них различна на разных площадях и подвержена значительной межгодовой изменчивости [Гидрометеорология..., 1980], тогда как образец, из которого выделялась микрофауна, характеризует интервал времени на 1-2 порядка более продолжительный, чем год. По этой причине относительно холодноводные и тепловодные виды встречаются совместно и в образцах из заведомо морских голоценовых осадков [Крапивнер, 2009]. К тому же, Retroelphidium clavatum (=Elphidium excavatum f. clavata Cushm.) и Cassidulina reniforme Norv., обычно доминирующие в составе комплексов фораминифер и считающиеся арктическими, являются эврибионтами, во многих случаях указывая не столько на низкие температуры, сколько на опреснение и (или) высокую мутность придонных вод [Погодина, 2000; Hald, Korsun, 1997]. Наконец, морские (в традиционном понимании) новейшие отложения, т.е. потенциальный источник переотложенных плиоцен-четвертичных фораминифер, подстилающие верхний диамиктон, пользуются крайне ограниченным распространением, а под нижним диамиктоном они на большей части шельфа вообще не известны. Предположение об их практически полной экзарации плохо согласуется с развитием перекрытых диамиктоном отложений с бореальной морской фауной на сопредельной суше (юг Кольского полуострова, низовье Печоры и др.). Сказанное, конечно, не исключает возможности того, что некоторые плиоцен-четвертичные формы в диамиктоне могут быть переотложенными, однако заведомо аллохтонными следует считать лишь виды, вымершие в допозднемиоценовое время. Таковыми в большинстве случаев являются мезозойские виды.

Из 36 скважин, в которых определялись фораминиферы (см. рис. 1), в 16 - наличие мезозойских форм оценивалось лишь качественно. В пяти из них (№№ 26, 61, 116, 117, 118) отмечалось повышенное содержание мезозойских раковин, в остальных они фиксировались лишь в виде незначительной примеси в плиоцен-четвертичном комплексе. В керне 20-ти скважин был выполнен подсчет экземпляров мезозойских фораминифер (табл. 2). Его результаты показывают, что основу микрофауны, извлекаемой из диамиктона, в целом составляют плиоцен-четвертичные виды. Содержание мезозойских раковин изменяется в широких пределах, тогда как среднее по каждому разрезу обычно не превышает 25%, лишь в одном случае достигая 31% и в одном - 45%. Среднее содержание по всем учтенным в табл. 2 скважинам (369 образцов) составляет 14% от общего количества экземпляров. Это близко к максимальному количеству раковин мелового возраста (~17%), определенному в одном из 22-х образцов диамиктона в скважине 7313/10-U-01, вскрывшей наиболее полный разрез новейших отложений вблизи западной бровки шельфа [Saettem et al., 1992].

В площадном распространении переотложенных мезозойских фораминифер наблюдается определенная закономерность (см. табл. 2, рис. 1). В желобах и Центральной впадине их относительное содержание максимально: от 1-10 до 30-40%, в отдельных образцах достигая 70-90% и более. В среднем по 8-ми разрезам (154 образца) оно составляет 24.5%. Обогащенные мезозойскими раковинками интервалы разреза тяготеют к его основанию и обладают отчетливыми признаками переотложения материала пород мезозойского субстрата: диамиктон в них насыщен мелкими окатышами мезозойских глин, а в его глинистой фракции резко повышено содержание смектитов. В диамиктонах крупных подводных возвышенностей, мелководных банок и Печоро-Канинского мелководья общая численность мезозойских фораминифер резко сокращается, хотя в отдельных образцах может достигать 30-40% общего количества раковин. Чаще всего она не превышает 10-15% этого количества, в среднем по 10-ти разрезам (215 образцов) составляя 8%. Подобное распределение аллохтонной мезозойской микрофауны противоречит экзарационному механизму ее переотложения, так как ледниковое выпахивание должно было проявляться наиболее активно на возвышенностях ледникового ложа, где численность переотложенных фораминифер как раз минимальна. Вместе с тем, для условий морского бассейна оно вполне естественно: в понижениях донного рельефа переотложенный материал образуется в результате размыва дна и близлежащих возвышенностей, тогда как на подводных возвышенностях - только из-за размыва дна.

Комплексы фораминифер, «очищенные» от мезозойской составляющей, обнаруживают определенные закономерности в площадном и стратиграфическом распространении основных и акцессорных видов. В этом отношении показательно сравнение микрофауны (аналитик В.И. Михайлов, ВНИИМоргео, г. Рига) верхнего горизонта диамиктона, вскрытого на широтном профиле (см. рис. 1) скважинами 72 (Центрально-Баренцевская возвышенность), 66 (нижняя часть склона Лудловской возвышенности) и 11 (Адмиралтейская возвышенность). В скважине 72 (глубина моря 184 м ) примесь переотложенных мезозойских форм минимальна (1-5%). Доминантой автохтонного комплекса, состоящего из 40 видов, является планктонная Neogloboquadrina pachyderma (Ehr.) sin. (рис. 6). Ее содержание изменяется от 30 до 60%, а в основании разреза достигает 85% общего количества фораминифер. В составе бентоса преобладают Cassidulina laevigata и С. reniforme (суммарное содержание 30-57%, а также Islandiella norcrossi (20-35%), тогда как эльфидииды представленные двумя главными видами: Cribroelphidium subarcticum и Retroelphidium clavatum, имеют подчиненное значение. Сходный комплекс фораминифер (аналитик И.А. Погодина) обнаружен в 30 км юго-восточнее в скважине 45 (глубина моря 224 м ) на склоне к Центральному желобу (см. рис. 1, 3). В пройденном ей разрезе вертикальное распределение доминантного вида N. pachyderma sin. такое же, как в скважине 72: его содержание достигает максимума (64%) в подошве диамиктона, постепенно уменьшаясь вверх по разрезу.

Диамиктон, вскрытый скважиной 66 (глубина моря 235 м ), обогащен многочисленными мелкими обломками плотных мезозойских глин, а его глинистая фракция характеризуется преобладанием смектитов над гидрослюдами. Мезозойские фораминиферы здесь распространены по всему разрезу новейших отложений и играют наибольшую по сравнению с другими приведенными в табл. 2 скважинами относительную роль. В морских илах их содержание изменяется от 1-4 до 10-30 % (в одном случае 71%), в диамиктоне - от 16-18 до 35-45%, местами (особенно в его нижней части) до 83-91.5% (рис. 7). Численность плиоцен-четвертичных фораминифер незначительна и обычно составляет 50-70 экземпляров на стограммовую навеску породы, иногда сокращаясь до 15-20 или возрастая до 100-180. Несмотря на это, их состав насчитывает 40 видов и в целом повторяет состав количественно гораздо более обильных комплексов, характеризующих диамиктон в скважинах 72 и 45. Доминантой, но при меньшем относительном содержании (30-50%), также является планктонная Neogloboquadrina pachyderma sin. В составе бентоса, как и в скважинах 72, 45, кассидулины резко преобладают над эльфидиидами, при этом, 10-25% всего бентоса приходится на С. laevigata. Сходный комплекс плиоцен-четвертичных фораминифер выделен и в 17 км северо-западнее в скважине 20 (см. рис. 1, табл. 2).

В скважине 11 (глубина моря 132 м ) диамиктон характеризуется низким содержанием фораминифер (первые десятки экземпляров на 100 г образца), лишь в трех самых верхних образцах (2.5, 2.8 и 5.8 м ) достигающим, соответственно, 121, 548 и 2362 экземпляров. В двух последних на долю мезозойских раковин приходится всего 0.4-0.7%, во всех остальных - от 9 до 20% общего количества микрофауны. В составе плиоцен-четвертичного комплекса (40 видов) господствуют кассидулины двух упомянутых выше видов и I. norcrossi тогда как эльфидииды встречаются в небольших количествах, a Retroelphidium clavatum в низах разреза вообще отсутствует. По-прежнему высоко (8-18%, максимально 30%) содержание планктона, который, однако, уже не является доминантной составляющей.

В приведенных примерах встречающиеся в диамиктоне фораминиферы плиоцен-четвертичного возраста, независимо от их количества и от относительной роли более древней явно переотложенной микрофауны, представляют собой не случайный набор форм, а образуют комплексы, закономерные для условий обитания в шельфовом бассейне с нормальной соленостью, расположенном в субарктической зоне. Существенная роль планктона в составе фауны, указывающая на влияние атлантических вод, а также присутствие сравнительно тепловодных акцессорных видов, относящихся к родам Bulimina, Fissurina, Triloculina, Quinqueloculina, Oolina и др., делают сомнительным предположение о том, что диамиктон накапливался вблизи края ледника. Против такого предположения говорит высокое содержание С. laevigata, а также обнаружение в составе планктона заметных количеств Globigerina quinqueloba Natl. и G. bulloides d'Orb. (скважины 11,20).

Показательно сопоставление микрофауны диамиктона и диамиктонового ила в скважине 72, пробуренной в зоне современного Полярного фронта, для которой в Баренцевом море характерны повышенные концентрации Nonionellina labradorica [Погодина, 2000]. Высокое содержание этого вида по всему разрезу диамиктоновых илов (см. рис. 6) указывает на то, что за время их накопления положение Полярного фронта почти не изменялось. В диамиктоне N. labradorica практически отсутствует, зато чрезвычайно высока численность планктона, представленного левозавитой Neogloboquadrina pachyderma. В современной Северной Атлантике она связана с арктическими и субарктическими водными массами и образует максимальные концентрации непосредственно севернее Полярного фронта [Бараш, Блюм, 1974], который, таким образом, в период накопления диамиктона протягивался южнее полосы расположения скважин 72, 45, 66, 20 и, возможно, 11. Вероятно, Полярный фронт сдвигался на юг не более, чем на 1.5-2°, т. к. уже в скважине 64 (см. рис. 1) максимальное содержание N. pachyderma не превышает 23% и в среднем составляет 5%. Высокая численность планктона свидетельствует о том, что верхний диамиктон отлагался в гораздо более глубоководных условиях, чем диамиктоновый ил. С этим согласуется соотношение кассидулинид и эльфидиид в обеих толщах, а также постоянное присутствие в диамиктоновых илах таких мелководных видов как Cribrononion incertus (Will.), Haynesina orbicularis (Brady), Bucella frigida (Cushm.).

Плиоцен-четвертичные фораминиферы нижнего горизонта диамиктона характеризуют не­сколько более мелководные и тепловодные усло­вия (рис. 8). Так, в составе доминант ретроэльфи-диумы обычно преобладают над кассидулинами, лишь иногда отступая на второй план, заметные концентрации образует Haynesina orbicularis, выносящая существенное опреснение, планктонные формы отсутствуют либо встречаются в небольших количествах. В виде акцессориев распространены бореальные представители тех же родов, что и в верхнем горизонте диамиктона, однако их видовое разнообразие выше, и отдельные виды иногда представлены большим количеством экземпляров. Нижний горизонт диамиктона отличается почти постоянной примесью вымерших видов: Cibicides grossus Ten Dam et Reing., Protelphidium ustulatum (Todd) и др., причем количественно преобладает один из них.

ПРИПОВЕРХНОСТНЫЕ ДИСЛОКАЦИИ И РЕЛЬЕФ

В кернах скважин нередко наблюдаются нарушения нормального залегания мезозойских отложений, в том числе, вблизи контакта с диамиктоном. Они выражены крутыми меняющимися с глубиной наклонами слоев, их сложной микроскладчатостью, брекчированностью, микробудинажем и малоамплитудными смещениями по трещинам (рис. 9). Поскольку в состав дислоцированного комплекса входит диамиктон (во всяком случае, его подошва), а сами дислокации обычно затухают с глубиной, многие авторы априори считают их фрагментами гляцио-тектонических структур и рассматривают как доказательство ледниковой природы диамиктона [Gataullin et al., 1993; Эпштейн, 2007]. Этот вывод приобретает еще большую весомость, если диамиктон содержит блоки мезозойских пород или формирует гряды и холмы, которые в таком случае считаются краевыми ледниковыми образованиями [Эпштейн, Гатауллин, 1993]. Подобный подход к проблеме генезиса рассматриваемых отложений некорректен, так как объединяет признаки, совсем не обязательно парагенетические.

Имеются веские доказательства того, что еще в конце позднего плейстоцена Баренцевский шельф представлял собой дренируемую реками низменную сушу, а современное гипсометрическое положение он приобрел за последние 15-16 тысяч лет в результате неравномерных общих погружений, в процессе которых накопился в целом маломощный покров перекрывающих диамиктон осадков. На тех площадях, где скорость погружений существенно (на 1-2 порядка) превышала скорость седиментации, на дне сохранился расчлененный рельеф, сформированный в предыдущий этап субаэрального развития [Крапивнер, 2006]. Таким образом, большинство диамиктоновых гряд и холмов являются не аккумулятивными или напорными ледниковыми образованиями, а скульптурными формами рельефа, которые «вырезаны» в диамиктоне в результате эрозии уже после его отложения и облекаются тонким слоем морских илов (см. рис. 2). Наряду с этим существуют гряды относительной высотой до нескольких десятков метров, представляющие собой выраженные в рельефе дислокации новейших отложений (в том числе, диамиктона) и пород их субстрата. Ясно, что происхождение таких гряд определяется природой образующих их деформационных структур, связь которых с гляцио-тектоникой далеко не очевидна. К тому же, для объяснения дислокаций одного и того же типа разные авторы используют разные гляцио-тектонические модели, ни одна из которых не является физически обоснованной. В силу реологических свойств льда, находящегося в состоянии течения (закон Глена), и характерного для щитовых ледников распределения внутренних напряжений они не могут производить работу, приписываемую им гляциотектоническими гипотезами. Автором выполнен критический анализ этих гипотез и предложена альтернативная концепция [Крапивнер 1986, 1992 а, б, в], апробированная на примере ряда широко известных дислокаций разных кинематических типов, считающихся гляцио-тектоническими [Крапивнер, Юдкевич, 1989; Крапивнер, 1997, 2004; Крапивнер, Смирнов, 2001]. В соответствии с этой концепцией среди платформенных дислокаций, генезис которых связывается с деятельностью плейстоценовых ледников, наиболее распространены вторичные структуры областей динамического влияния неотектонически активных разломов фундамента.

О весьма высокой новейшей, в том числе современной, тектонической активности Баренцевского шельфа свидетельствуют разнообразные структурные и геолого-геоморфологические признаки, к которым прежде всего относятся приповерхностные разрывные нарушения с амплитудой вертикального смещения до нескольких десятков метров. Нарушения разных направлений концентрируются в линейные пояса, представляя собой вторичные структурные парагенезисы сдвиговых зон - областей динамического влияния разломов фундамента со сдвиговым (взбросо- или сбросо-сдвиговым) смещением крыльев. Значительная ширина этих зон вблизи поверхности (от 5-10 до 30- 35 км ) объясняется огромной мощностью осадочного чехла. Именно внутри них расположены дислокации, которые в российском секторе шельфа считаются гляцио-тектоническими [Крапивнер 1986, 2007].

На записях сейсмоакустического профилирования большая часть вторичных разрывных нарушений смещает мезозойские слои, срезаясь подошвой диамиктона, следовательно, структурный результат тектонической активности этих разрывов возник в основном до его отложения. Однако смещения продолжались и позже, что зафиксировано на некоторых сейсмоизображениях (рис. 10) и подтверждается изгибами подошвы диамиктона конформными дислокациям слоев его мезозойского субстрата (см. рис. 9), а также детальными наблюдениями в береговых обрывах острова Колгуев [Крапивнер, 1986]. Амплитуда этих изгибов мала, так как вертикальная компонента смещения крыльев разрывных нарушений сдвигового типа существенно меньше горизонтальной. Таким образом, сдвиговые смещения мезозойских пород в диамиктоне трансформировались в деформацию пластического сдвига в горизонтальной плоскости, не отображаемой из-за своей кинематики на сейсмозаписях. Смена стиля дислокаций в подошве диамиктона вызвана тем, что она является границей резкого изменения деформационных свойств пород: диамиктон, сохраняя свойство гидропластичности, обладает повышенной по сравнению с другими породами прочностью. По этой же причине непосредственно под подошвой диамиктона из-за ее проскальзывания относительно подстилающих слоев в процессе общей деформации горизонтального сдвига возникают мелкие дисгармоничные дислокации, затухающие вниз по разрезу. Они, таким образом, имеют не гляцио-, а тектонодинамическую природу.

В тех случаях, когда в результате вторичных разрывных нарушений диамиктон смещается на полную мощность, особый интерес представляют разрывы со взбросовой компонентой смещения крыльев. Фундаментальным свойством таких разрывов является приповерхностное выполаживание сместителя в сторону опущенного крыла, с чем связано тектоническое сдваивание геологического разреза, возникновение в новейших отложениях аллохтонных пластин пород их субстрата, принимаемых за ледниковые отторженцы, и образование гряд в рельефе [Крапивнер, 1992б]. На шельфе некоторые из залегающих на диамиктоне аллохтонных пластин перекрываются лишь тонким (0.1- 0.2 м ) слоем диамиктонового ила, мощность которого в 15-25 раз меньше обычной [Крапивнер, 2007]. Возраст этого ила в подошве, учитывая современные скорости морской седиментации, не превышает 1-2 тысяч лет, следовательно, таков же возраст экспонирования на поверхность дна мезозойских пород, в нормальном залегании погребенных под диамиктоном. Приведенный факт не совместим с выводом о гляцио-тектонической природе этого феномена, даже если признать теоретическую возможность существования крупных ледниковых отторженцев.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Основные черты литологии диамиктона не являются исключительной принадлежностью тилла, а свойственны и голоценовым диамиктоновым илам, возможные механизмы формирования которых при разных глубинах моря рассмотрены ранее [Крапивнер, 2009]. Идентичность гранулометрического состава диамиктона и диамиктонового ила (см. рис. 3, 4) и общий для них закон консолидации (см. рис. 5), свойственный субаквальным осадкам, находят естественное объяснение, если признать, что каков бы ни был механизм мобилизации и транспортировки частиц, слагающих диамиктон, их отложение происходило в водной среде. Из признания этого факта следует, что диамиктон не является базальным тиллом ледника, двигавшегося по дну моря, и дискуссия о его генезисе должна быть сведена к выбору альтернативы между ледниково-морским и ледово-морским осадком, находящимся на стадии вторичной гравитационной консолидации, тогда как диамиктоновый ил проходит еще ее первичную (фильтрационную) стадию. С таким выводом согласуются нормальная вертикальная последовательность термолюминесцентных дат, характерная для бассейновых отложений (см. рис. 2), длительный седиментационный перерыв, отделяющий диамиктон от верхнего седиментационного комплекса, представленного трансгрессивной серией лиманных, эстуариевых и морских осадков, не связанных с дегляциацией [Крапивнер, 2009].

Важнейшим доводом против признания диамиктона тиллом является его палеонтологическая характеристика: наличие в фораминиферовых комплексах автохтонной составляющей, в большинстве случаев преобладающей в видовом и количественном отношениях. Состав этих комплексов свидетельствует скорее в пользу ледово-, а не ледниково-морского происхождения диамиктона.

Приповерхностные дислокации и расчлененный рельеф, обычно трактуемые как результат деятельности плейстоценовых ледников, находят объяснение в особенностях недавней геологической истории и новейшей (в том числе, современной) тектонической активности шельфа. Сравним, например, рис. 6 и 9. Первый иллюстрирует характерный для Центрально-Баренцевской возвышенности разрез новейших отложений, представленный маломощным диамиктоном и вышележащим диамиктоновым илом. Оба имеют идентичный гранулометрический и вещественный (минералы глинистой фракции) состав и охарактеризованы представительными комплексами фораминифер, не дающими никаких оснований для сомнения в их автохтонности. Диамиктоновый ил отделен от диамиктона отчетливой границей, по которой происходит резкая смена показателей их физического состояния (консистенции, пористости, плотности) и состава микрофауны. На рис. 9 изображен фрагмент керна той же скважины в зоне контакта диамиктона и меловых отложений, нарушенной многочисленными трещинами с малоамплитудными смещениями преимущественно взбросового типа и сопровождающими их мелкими пластическими деформациями меловых слоев. Подвергать сомнению адекватность дислокаций, отображенных на рисунке, природному объекту также нет оснований. Автор рисунка относит их к гляцио-динамическим текстурам, что влечет за собой признание диамиктона тиллом, а заключенных в нем комплексов фораминифер переотложенными. Вместе с тем, скважина, результаты изучения которой приведены на рис. 6, 9, пробурена в пределах области динамического влияния протяженной зоны разломов фундамента, насыщенной многочисленными вторичными разрывами в осадочном чехле (см. рис. 1). Интерпретация нарушений нормального залегания слоев, изображенных на рис. 9, как фрагментов подобных вторичных структур не противоречит их динамической природе и позволяет привести в соответствие данные геологического и палеонтологического изучения керна.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

Бараш М.С., Блюм Н.С. Распространение видов планктонных фораминифер в осадках Атлантического океана в зависимости от температуры воды // Микропалеонтология океанов и морей. М.: Наука, 1974. С. 138-149.

Богацкий В.И., Костюченко С.Л., Сенин Б.В. и др. Тектоническая карта Баренцева моря и северной части Европейской России масштаба 1: 2 500 000. М .: Ин-т литосферы РАН, 1996.

Гидрометеорология и гидрохимия морей СССР. Т. 1. Баренцево море. Вып. 1. Л .: Гидрометеоиздат, 1990. 280 с.

Крапивнер Р.Б., Гриценко И.И., Костюхин А.И. Сейсмостратиграфия новейших отложений Южно-Баренцевского региона // Кайнозой шельфа и островов советской Арктики : ПГО "Севморгеология", 1986. С. 7-14.

Крапивнер Р.Б. Бескорневые неотектонические структуры. М.: Недра, 1986. 204 с.

Крапивнер Р.Б., Юдкевич А.И. Происхождение Каневских дислокаций и их значение для гидротехнического строительства // Инженерная геология. 1989. № 1. С. 80-85.

Крапивнер Р.Б. Существуют ли поверхностные дислокации, связанные с напорной деятельностью ледников? // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1992а. Т. 67. Вып. 6. С. 29-42.

Крапивнер Р.Б. Происхождение приповерхностных деформационных структур областей динамического влияния разломов // Геотектоника. 1992б. № 3. С. 27-36.

Крапивнер Р.Б. Новая концептуальная модель складчатости нагнетания // Геотектоника. 1992в. № 4. С. 27-38.

Крапивнер Р.Б. Опоковый диапиризм в Западной Сибири // Геотектоника. 1997. № 2. С. 81-94.

Крапивнер Р.Б., Смирнов И.И. Происхождение Мало-Атлымских и Хуготских дислокаций в нижнем течении р. Обь (Западная Сибирь) // Геотектоника. 2001. № 2. С. 32-40.

Крапивнер Р.Б. Происхождение Самаровских дислокаций в низовьях Иртыша (Западная Сибирь) // Геотектоника. 2004. № 5. С. 53-67.

Крапивнер Р.Б. Быстрое погружение Баренцевского шельфа за последние 15-16 тысяч лет // Геотектоника. 2006. № 3. С. 39-51.

Крапивнер Р.Б. Признаки неотектонической активности Баренцевоморского шельфа // Геотектоника. 2007. № 2. С. 73-89.

Крапивнер Р.Б. Происхождение слабоконсолидированных осадков Баренцевоморского шельфа // Литология и полез. ископаемые. 2009. № 1. С. 96-110.

Кригер Н.И. О причине высокой плотности моренных отложений // Литология и полез. ископаемые. 1971. № 4. С. 124-130.

Кроми В.Дж. Предварительные результаты исследований арктической дрейфующей станции Чарли // Геология Арктики. М.: Мир, 1964. С. 440-454.

Лисицын А.П. Процессы современного осадкообразования в Беринговом море. М.: Наука, 1966. 574 с.

Погодина И.А. Стратиграфия верхнечетвертичных отложений Баренцева моря по фораминиферам / Автореф. дисс. канд. геол.-мин. наук. М.: МГУ, 2000. 22 с.

Рокос С.И., Люстерник В.А. Формирование состава и физико-механических свойств плиоцен-четвертичных мореноподобных отложений центральной части шельфа Баренцева моря (Южно-Баренцевская впадина и ее структурное обрамление). Киев: ИГН АН УССР, 1990. 50 с.

Рокос С.И., Люстерник В.А. Формирование состава и физико-механических свойств плейстоценовых отложений южной и центральной частей шельфа Баренцева моря (генетический и палеогеографический аспекты). Киев: ИГН АН Украины, 1992. 60 с.

Сакс С.Е., Шеманаев И.П. Гидродинамические исследования при прогнозных и поисковых работах на прибрежно-морские россыпи (на примере Южного Приморья) // Известия вузов. Геология и разведка. 1971. № 1.С. 68-75.

Самойлович Ю.Г., Каган Л.Я., Иванова Л.В. Четвертичные отложения Баренцева моря. Апатиты: Кольский научный центр РАН, 1993. 72 с.

Северный Ледовитый океан и его побережье в кайнозое. Л.: Гидрометеоиздат, 1970. 562 с.

Семенов И.Н. Стратиграфия антропогеновых отложений Большеземельской тундры. М.: Наука, 1973. 160 с.

Шанцер Е.В. Очерк учения о генетических типах континентальных осадочных образований. М.: Наука, 1966. 239 с.

Шварцахер В., Ханкинс Е. Гальки, поднятые при драгировании в центральной части Северного Ледовитого океана // Геология Арктики. М.: Мир, 1964. С. 419-430.

Эпштейн О.Г. Комплексное обоснование расчленения и разработка схем строения покрова новейших отложений в основных нефтегазоперспективных районах Баренцева моря. Рига: ВНИИМоргео, 1990. 168 с.

Эпштейн О.Г., Гатауллин В.Н. Литология и условия образования четвертичных отложений в восточной (Приновоземельской) части Баренцева моря // Литология и полез. ископаемые. 1993. № 1. С. 110-124.

Эпштейн О.Г. Усовершенствованная пятибальная шкала для визуальной оценки окатанности обломочного материала и некоторые полученные результаты // Литология и полез. ископаемые. 1995. № 6. С. 654-666.

Эпштейн О.Г. Гляциотектониты - базальная зона четвертичного покрова в юго-восточной части Баренцева моря // Фундаментальные проблемы квартера: итоги изучения и основные направления дальнейших исследований. Мат-лы V Всерос. совещания по изучению четвертичного периода. М.: ГЕОС, 2007. С. 477-480.

Boulton G.S., Dobble K.E. Consolidation of sediment by glaciers: relations between sediment geotechnics, soft-bed glacier dynamics and subglacial ground-water flow // Journal of Glaciology. 1993. V. 39. № 131. P. 26-44.

Dionne J.C. Characteristic features of modern tidal flats in cold regions // Tide-influenced Sediment. Environ. And Fades: Pap. Symp. Cl. Tidal Deposits, Utrecht , Aug., 1985 // Dordrecht etc. 1988. P. 301-332.

Dionne J.C. An estimate of shore ice action in a Spartina tidal marsh, St. Lawrence Estuary, Quebec, Canada // J. Coast. Res. 1989. № 2. P. 281-293.

Elverhoi A., Bomstad K. Late Weichselian glacial and glaciomarine sedimentation in the western, central Barents Sea. Oslo : Norsk Polarinstitut, 1980. 29 p.

Gataullin V., Polyak L., Epstein O., Romanyuk B. Glacigenic deposits of the Central Deep: a key to the late Quaternary evolution of the eastern Barents sea // Boreas. 1993. V. 22. P. 47-58.

Gataullin V., Mangerud J., Svendsen J.I. The extent of the Late Weichelian ice sheet in the southeastern Barents Sea // Global Planetary Change. 2001. V. 31. P. 453-474.

Hald M., Saettem J., Nesse E. Middle and Late Weichselian stratigraphy in shallow drillings from the southwestern Barents Sea: foraminiferal, amino acid and radiocarbon evidence // Norsk Geologisk Tidsskrift. 1990. V. 70. P. 241-257.

Hald M., Korsun S. Distribution of modern benthic foraminifera from fjords of Svalbard, European Arctic // J. Foraminiferal Res. 1997. V. 27. № 2. P. 101-122.

Murdmaa I., Ivanova E., Duplessy J.C. et al. Facies system of the eastern Barents Sea since the last glaciation to present // Marine Geology. 2006. V. 230. P. 275-303.

Polyak L., Lehman S.J., Gataullin V., Jull A.J.T. Two-step deglaciation of the southeastern Barents Sea // Geology. 1995. V. 23. № 6. P. 567-571.

Polyak L., Mikhailov V. Post-glacial environments of the southeastern Barents Sea : foraminiferal evidence. Late Quetarnary Paleoceanography of the North Atlantic Margins // Geol. Special Publ. 1996. № 111. P. 323-337.

Seattem J., Pool D.A.R., Sejrup H.P., Ellingsen K.L. Glacial geology of outer Bjornorenna, southern Barents Sea // Marine Geology. 1992. V. 103. P. 15-53.

Svendson J.I., Alexanderson H., Astakhov V.I. et al. Late Quaternary ice sheet history of northern Eurasia // Quaternary Science Reviews. 2004. V. 23. P. 1129-1271.

Vorren Т.О., Lebesbye E., Larssen K.B. Geometry and genesis of the glacigenic sediments in the southern Barents Sea . Glaciomarine environments, processes and sediments // Geol. Soc. London. Special. Publ. 1990. V. 53. P. 309-328.

Прочитать рецензию Э.И. Лосевой на данную статью

Ссылка на статью: 

 Крапивнер Р.Б. Происхождение диамиктонов Баренцевоморского шельфа // Литология и полезные ископаемые. 2009. № 2. С. 133-148.