Приводится краткая литологическая и микрофаунистическая характеристика следующих стратиграфо-генетических подразделений, выделенных в толще донных отложений Баренцева моря: центрально-баренцевский тилл, мурманский субаквальный тилл, самойловский гляциомариний, нордкапский гляциомариний и северо-баренцевский мариний. Возраст изученных отложений предполагается не древнее позднего плейстоцена.

Рыхлые отложения Баренцево-Карского шельфа несогласно залегают на древних, преимущественно мезозойских, породах и характеризуются незначительной мощностью, возрастающей от 0- 50 м в северных и западных районах до 50- 250 м на Печорском мелководье [Эпштейн и др., 1983; Яшин и др.. 1985; Elverhøi, 1984]. По данным сейсмоакустического профилирования и донного опробования произведено стратиграфическое расчленение этой толщи [Поляк, 1985; Яшин и др.. 1985; Elverhøi, 1984]. Однако не все границы выделенных подразделений, определенных в отечественных работах как литолого-стратиграфические комплексы (ЛСК), совпадают. Для устранения разночтений представляется целесообразным использовать правила стратиграфической номенклатуры с применением географических названий. В данной работе сделана попытка представить стратиграфическую схему донных отложений Баренцева моря, состоящую из стратиграфо-генетических подразделений - стратогенов [Каплянская и Тарноградский, 1973], указать стратотипические разрезы и охарактеризовать условия осадконакопления.

Схема основана на обширном аналитическом материале по строению, вещественному составу и физическим свойствам донных отложений, дополненном анализом комплексов фораминифер (крупнее 0,1 мм ) в 370 пробах, распределенных по опорным (16) и вспомогательным разрезам (рис. 1) [Матишов и др., 1984; Поляк, 1984; Блажчишин и др., 1979; Яшин и др.. 1985]. Несколько колонок изучено по литературным данным и определениям, любезно предоставленным С.В. Тамановой и Л.А. Дигас [Поляк, 1984; Слободин и Таманова, 1972; Блажчишин и др., 1979]. Актуалистической основой палеоэкологических реконструкций служат современные биофации фораминифер, выделенные путем типизации их комплексов в поверхностных осадках по собственным и литературным данным [Дигас, 1969; Поляк, 1985].

Центральнобаренцевский тилл (рис. 2, табл. 1), распространенный почти повсеместно в обследованных районах, несогласно залегает непосредственно на коренных породах и перекрывается мурманским субаквальным тиллом, нордкапским или самойловским гляциомаринием, реке северобаренцевским маринием, в зонах размыва выходит на поверхность дна. Название дано по стратотипическому району - Центральному плато и прилегающим участкам Центральной возвышенности и желоба Самойлова (Центральная впадина), где на глубинах 210- 330 м в ст.2058 (287- 458 см ), 2057 (239- 371 см ), 2041 (21- 245 см ), 2075 (2- 597 см ) и 2073 (113- 272 см ) [Блажчишин и др., 1979] вскрываются сильно уплотненные буровато-темно-серые глины и суглинки смешанного алеврито-пелитового состава с грубообломочным материалом и глинистыми комками. В некоторых колонках наблюдаются гляциодинамические текстуры (по данным А.И. Блажчишина). Микрофауна малочисленна (обычно меньше 50 экземпляров на 50 г ), средней и плохой сохранности, представлена разнородными элементами - нижнемеловыми, позднекайнозойскими арктическими бентосными и бореальными планктонными формами. Присутствуют также нижнемеловые споры и пыльца и призмы иноцерамов. Обломочный материал представлен серыми тонкослоистыми алевролитами, мелкозернистыми песчаниками, глинистыми сидеритами, каменным углем и конкрециями пирита [Харин и Красильщиков, 1981].

Рассматриваемая толща в целом обладает сходными характеристиками (табл. 1). По составу тяжелых минералов [Яшин и др., 1985] выделяются две крупные провинции - северо-западная гранатово-чернорудная (охватывает стратотипический район) и юго-восточная эпидотовая, первая характеризуется также максимальными значениями пластической прочности отложений. Обилен пирит, вероятно, преимущественно терригенный, что подтверждается его положительной корреляцией с содержанием песчаной фракции. Среди позднекайнозойских фораминифер преобладают виды, типичные для современных отложений арктических шельфов (Retroelphidium clavatum (Cushm.), Cassiduliaa reniforme Norvang и др.). Обнаружены единичные плохо сохранившиеся экземпляры видов, характерных для плиоцен - эоплейстоцена морей Северного Ледовитого океана и Северной Атлантики (Cibicides grossa Ten Dam et Reinhold, Elphidiella hannai (Cushman et Grant)) и один обломок раковины Protelphldium ustulatum (Todd), вымершего в начале позднего плейстоцена. Таким образом, палеонтологические данные позволяют предполагать возраст вскрытых отложений не древнее позднего плейстоцена.

С учетом перечисленных в табл. 1 признаков, резко отличающих эту толщу от вышележащих образований, автор вслед за многими исследователями [Гросвальд, 1983; Блажчишин и др., 1979; Эпштейн и др., 1983; Elverhøi, 1984; Vorren et al., 1984] предполагает для нее ледниковый генезис. Преимущественно алевропелитовый состав миктитов неудивителен, поскольку экзарировались в основном аргиллиты, алевролиты и тонкозернистые песчаники. Положительная корреляция плотности осадка с содержанием песчаной фракции также не противоречит ледниковому генезису, но свидетельствует об общей причине переуплотнения осадка и присутствия песка, которой и могло быть воздействие ледника.

Выделенные по минеральному составу литологические разности, вероятно, являются тиллами различных ледниковых щитов. Один из них двигался из района Шпицбергена, где широко развиты нижнемеловые и юрские алевролиты с высоким содержанием граната, черных рудных и пирита. Второй выдвигался в Баренцево море со стороны Новой Земли, где разрушались богатые эпидотом нижнетриасовые песчаники. Граница проходит в восточной части желоба Самойлова и между желобом и банкой Самойлова, совпадая с границей преимущественного распространения обломков песчаников (с северо-востока) и алевролитов (с юго-запада) [Харин и Красильщиков, 1981]. Зона предполагаемого смыкания ледников совпадает с областью повышенной мощности ледниковых отложений в желобе Самойлова (более 100 м ). В районе Земли Франца-Иосифа тилл обогащен пироксенами, что свидетельствует о существовании здесь самостоятельного центра оледенения. Скандинавский ледник не продвигался дальше юго-западного склона Мурманской банки, его граница фиксируется по распространению высоких содержаний роговой обманки и обломков палеозойских пород. Возрастная привязка этих образований проблематична, но с учетом малой мощности вышележащих отложений, однонаправленности изменений ихтиологических и палеонтологических характеристик и отсутствия в них перерыва, соответствовавшего бы гримальдийской регрессии, логично отнести вскрытый тилл ко времени последнего (поздневалдайского) оледенения. Не исключено, что в рассматриваемую толщу включены останцы более древних морен, имеющих сходный диалогический облик, а также межледниковых морских отложений. Наличие последних предполагается в желобах Самойлова (ст. 2052) и Альбанова (ст. 2050) [Блажчишин и др.. 1979].

Мурманский субаквальный тилл (рис. 2, табл. 1) залегает в понижениях поверхности центрально-баренцевского тилла и перекрывается обычно нордкапским гляцио-маринием или северобаренцевским маринием. Название дано по стратотипическому району - северному склону Мурманской банки, где на глубинах 200- 250 м расположены наиболее детально изученные разрезы: ст. 2014 (66- 314 см ), 2080 (2- 597 см ), 2028 (5-547см) и 811201 (150- 250 см ) [Поляк, 1984; Блажчишин и др., 1979]. Эти отложения представлены темно-серыми глинами средней плотности с грубообломочным материалом. Толща в целом весьма сходна с центральнобаренцевским тиллом. Принципиальное отличие заключается в значительно меньших величинах пластической прочности (табл. 1). Минеральный состав более выровнен, пирит приобретает положительную корреляцию с содержанием пелитовой фракций, что может свидетельствовать о его преимущественно аутигенной природе.

Таким образом, рассматриваемые отложения сочетают черты ледникового и морского генезиса. Вероятно, большая их часть является абляционным тиллом, сформировавшимся в субаквальных условиях при распаде ледникового покрова. Возможно, важную роль играло воздействие айсбергов, которые способны разрыхлить слой компетентных осадков в 25 м на глубинах до 300 м [Elverhøi, 1984]. По данным ВСЕГЕИ с помощью сонара бокового обзора на Мурманской банке обнаружены борозды шириной до 15 м , похожие на следы айсбергового выпахивания. Те же айсберги, а также подвижки отступающего ледника могли способствовать обратному процессу - уплотнению субаквального тилла, что маскирует различие между ним и центральнобаренцевским тиллом. Комковатые разности, встречающиеся в обеих этих толщах, вероятно, тоже связаны с айсбергообразованием [Котенев и др., 1979].

В субаквальном, а иногда и в центральнобаренцевском тилле (особенно часто в комковатых разностях) встречаются пики экзотической (бореальной и субтропической) планктонной микрофауны (ст. 2014, 2080, 2073, 2068; до 1-2 тыс. на 50 г .). Их четвертичный возраст доказывается обнаружением Globorotalia truncatulinoides (d'Orb.), а наличие розовых Globigerinoides ruber (d'Orb.) соответствует именно позднему плейстоцену [Крашенинников, 1982]. В некоторых случаях обнаружен атлантический глубоководный бентос, не встречающийся даже в Норвежско-Гренландском бассейне; доминирует Nuttalides umboniferus (Cushman), характерный для придонных вод антарктического происхождения. Экзотические комплексы контрастируют с «фоновой» шельфовой арктической микрофауной и с вмещающей литофацией. Предполагается занесение экзотов аномальными производными Палеогольфстрима во время перестройки гидрологического режима в Северной Атлантике и Норвежско-Гренландском бассейне при распаде ледниковых покровов. Особенно интенсивный приток атлантических вод на промежуточных глубинах, сопровождаемый кратковременным появлением атлантических фораминифер, отмечается в Норвежском море около 12 тыс. лет назад [Jansen & Erlenkeuser, 1985]. Можно предположить, что условия для подобной аномальной деятельности течений существовали в плейстоцене неоднократно.

Самойловский гляциомариний (рис. 2, табл. 1) залегает в центральных и северных районах в понижениях поверхности центральнобаренцевского тилла на нем или на субаквальном тилле и перекрывается нордкапским гляциомаринием или северобаренцевским маринием. Название дано по детально изученной ст. 2052 (65- 305 см ) и соседним станциям 2073 (75- 113 см ) и 2072 (1- 450 см ), расположенным в желобе Самойлова на глубинах 320- 330 м [Блажчишин и др., 1979]. Здесь вскрываются темно-серые пластичные глины, уплотняющиеся вниз по разрезу, которые обладают комковатой текстурой и неровными контактами. Они содержат 10-15 % комков плотных глин и рыхлых алевролитов средним размером 1- 2 см и редкий грубообломочный материал, представленный преимущественно черными аргиллитами. По своим прочим свойствам данная толща напоминает субаквальный тилл, на меньших глубинах она может отличаться существенно алевритовым составом. В некоторых колонках наблюдается внедрение комковатых глин в толщу нордкапского гляциомариния, что свидетельствует об их фациальном замещении.

Комковатые глины обладают чертами айсберговых осадков [Котенев и др., 1979] но в них также обнаружены признаки градационной слоистости, позволяющие считать их турбидитами [Калиненко, 1985]. Возможно совмещение этих генетических типов, поскольку оба они характерны для морских приледниковых обстановок в периоды дегляциации [Elverhøi, 1984]. Субстратом для турбидитов служит субаквальный тилл и частично нордкапский гляциомариний, а также сухие рыхлые алевролиты дискуссионного возраста и генезиса, которые вскрываются в основании ст. 2052 и 2068 и содержат своеобразный комплекс позднекайнозойских фораминифер.

Нордкапский гляциомариний (рис. 2, табл. 1), как и две предыдущие толщи, залегает в понижениях поверхности центральнобаренцевского тилла и перекрывается северобаренцевским маринием. Название дано по детально изученной ст. 2018 (69- 560 см ), расположенной в Нордкапском желобе на глубине 190 м [Иванова, 1984; Поляк, 1984; Блажчишин и др., 1979]. Здесь вскрываются полосчатые серые и коричневые слабоуплотненные глины с грубообломочным материалом, переслаивающиеся с гомогенными и ленточноподобными глинами; характерны гнезда гидротроилита. В целом толща характеризуется фациальным разнообразием: варьируют мощность, цвет, гранулометрический состав при преобладании пелитов, количество обломочного материала (обычно низкое), песчаных линз и раковинного детрита. Все признаки толщи указывают на ее сходство с приледниковыми морскими отложениями, образующимися преимущественно за счет осаждения взвеси («ледникового молока»), основная часть которой оседает в непосредственной близости от тающего ледника [Elverhøi, 1984]. Ленточноподобные глины залегают почти всегда в основании толщи. Изучение сотрудниками ВНИИМоргео таких глин на Южно-Карской равнине показало, что они являются настоящими ленточными глинами, заполняющими палеоозера, которые располагались на поверхности ледниковой равнины. Корреляция нордкапского гляциомариния с отложениями Норвежского шельфа, датированными по ¹⁴С свидетельствует о том, что его формирование началось около 13 тыс. лет назад [Vorren et al., 1984].

Фораминиферы в осадках нордкапского гляциомариния и вышележащего мариния в целом многочисленны, их комплексы закономерно сменяют друг друга по площади и по разрезу, образуя миграционно-фациальные ряды. В подошве толщи во многих колонках отмечается пик содержания фораминифер, характеризующийся высоким обилием (до 3 тыс. на 50 г ) и однообразием комплекса. Почти всегда доминирует С. reniforme (до 92 %, ст. 20, 45, 1103, 1107, 1109, 2057, 2053, 2078), реже ее предваряет или замещает R. clavatum (ст. 32-К, 45, 73), а в Карском море - Cribrononion incertus (Will.) s.l. (ст. 32-K, 119, 131). Эти виды характерны для приледниковых обстановок и способны переносить сильное опреснение [Поляк, 1985]. Предполагается, что эти комплексы отражают пионерную стадию заселения освободившихся ото льда участков дна. Из других организмов наиболее типичны полихеты, их пиритизированные ходы и трубки обильны в средней части разреза ледниково-морских глин на северонорвежском шельфе [Vorren et al., 1984].

За первопоселенческим пиком во многих разрезах следуют комплексы максимума глубины. Как правило, их появление сочетается с увеличением дисперсности осадка. В наиболее отдаленных от атлантических вод колонках (ст. 32-Б, 131, 1107) этот максимум представлен зоной расцвета Nonionellina labradorica (Dawson). В желобах Франц-Виктория и Воронина (ст. 20, 45, 37, 135) доминирует индикатор промежуточного слоя вод в Арктическом бассейне Cassidulina teretis Tappan, встречается эндемик глубинных вод бассейна Stetsonia horvathi Green. На склонах и в восточной части желоба Самойлова (ст. 1103, 1109, 811201) преобладает Melonis barleeanus (Will.), свойственный охлажденным атлантическим водам в зоне накопления тонких терригенных илов. И, наконец, в западной части желоба Самойлова (ст. 2057, 2073, 810432) обнаружен глубоководный комплекс Норвежско-Гренландского бассейна, где доминирует Oridorsalis tener (Brady) в сочетании с пиком планктона (до 2300 экз. на 50 г ). Таким образом, комплексы максимума глубины в фациальном отношении закономерно сочетаются по площади. Из их распределения следует, что в конце позднего плейстоцена - начале голоцена желоб Самойлова представлял собой весьма глубоководную бухту Норвежско-Гренландского бассейна, а северные желоба - аналогичные бухты Арктического бассейна. Исходя из современной батиметрии и зоогеографии фораминифер, следует предположить прогибание центральной части Баренцевоморского шельфа в конце позднего плейстоцена на несколько сотен метров относительно современных глубин. С учетом общей тектонической стабильности региона такие интенсивные вертикальные движения могут быть объяснены только гляциоизостатическим фактором, что согласуется с многочисленными данными по поднятым береговым линиям островов Баренцева моря [Гросвальд, 1983].

В ст. 2018 по комплексам фораминифер и спорово-пыльцевым спектрам хорошо выделяется аллередское потепление (около 12 тыс. лет назад) [Иванова, 1984; Поляк, 1984]. В других разрезах оно не выражено, вероятно из-за более поздней дегляциации.

Северобаренцевский мариний (рис. 2, табл. 1) маломощным покровом перекрывает описанные выше толщи. Обычно его мощность не превышает 1,5 м , но на Печорском мелководье под влиянием речного стока и размыва берегов она повышается на порядок, достигая к востоку от о. Колгуев ураганных значений (около 40 м ). Название дано по детально изученному разрезу ст. 32-Б (0- 248 см ) из пролива Кембридж архипелага Земля Франца-Иосифа и близрасположенным в желобе Франц-Виктория станциям 20 (0- 61 см ) и 45 (0- 33 см ), глубины 320- 365 м . Вскрыты зеленовато-серые мягкие алевропелитовые илы с редким гравием, раковинами моллюсков и многочисленными трубками полихет, согласно залегающие на нордкапском гляциомаринии. В целом толща характеризуется изменчивым гранулометрическим составом, контролируемым гидрологией - от пелитов в желобах до алевропесков на банках, только в области развития паковых льдов встречаются алевропелитовые миктиты. Минеральный состав, напротив, выровнен по площади. По данным факторного анализа в отличие от ледниковых отложений эпидот группируется с гранатом и черными рудными, а их антиподом служат роговая обманка и пироксен, роль которых существенно возрастает. Это указывает на то, что основным источником терригенного материала наряду с подстилающими отложениями становятся берега бассейна. Скорость осадконакопления значительно снижается по сравнению с нордкапским гляциомаринием [Elverhøi, 1984; Vorren et al., 1984]. В юго-западной части моря в основании толщ на банках фиксируется размыв, вероятно, связанный с усилением Нордкапского течения [Vorren et al., 1984]. Датировки по ¹⁴С свидетельствуют о том, что на Норвежском шельфе толща начала формироваться около 10 тыс. лет назад, а в западной части Баренцева моря - не позднее 9 тыс. лет назад [Elverhøi, 1984; Vorren et al., 1984].

Встречаются скопления органогенных скелетных остатков раковин моллюсков и фораминифер, спикул губок, отолитов рыб и др. Изменения комплексов микрофауны вверх по разрезу указывают на постепенное обмеление бассейна, характерно увеличение в верхних слоях содержания R. clavatum и рода Buccella (ст. 20, 32-В, 45, 131, 1103, 1107, 1109). В южной части Центральной впадины (ст. 810432) показательно усиление растворения кальцитовых раковин, отражающее установление все более застойного режима [Поляк, 1984]. В то же время в центральной части разреза проявляется тенденция к «атлантизации», отчетливо выраженная в северных желобах (ст. 20, 32-Б, 45, 153, 175) по увеличению роли М. barleeanus и Pullenia bulloides (d'Orb.) и содержания планктона. Максимум атлантического влияния отражает самое северное положение полярного фронта. На мелководьях в северной части Карского моря этому событию соответствуют скопления скелетных остатков; обилие фораминифер, представленных зоной расцвета Astrononion gallowayi (Loebl. et Tap.), достигает 40 тыс. на 50 г (ст. 119, 131). Вероятно, этот эпизод совпадал с климатическим оптимумом голоцена, датируемым в Сибири около 8,5 тыс. лет назад, а на Северной Земле древнее 9 тыс. лет назад [Макеев и др.. 1979]. Раннее потепление климата в высокой Арктике в голоцене может быть объяснено именно усиленным притоком атлантических вод.

Список литературы

1. Блажчишин А.И., Линькова Т.И., Кириллов О.В., Шкатов Е.П. Строение плиоцен-четвертичной толщи дна Баренцева моря на разрезе: полуостров Рыбачий - острова Земля Франца-Иосифа. - В кн.: Позднечетвертичная история и седиментогенез окраинных и внутренних морей. М., «Наука», 1979, с. 13-19.

2. Гросвальд М.Г. Покровные ледники континентальных шельфов, М., «Наука», 1983, 216 с.

3. Дигас Л.А. Распределение фораминифер в современных осадках Баренцева моря и пограничных с ним участков Гренландско-Норвежского бассейна. Автореферат. Саратов, 1969, 27 с.

4. Иванова Л.В. Фораминиферы в донных осадках Баренцева моря. - «Природа и хозяйство Севера», вып. 12, 1984, с. 36-42.

5. Калиненко В.В. Особенности седиментогенеза в срединной части Баренцева моря. - В кн.:. Геология и геоморфология шельфов и материковых склонов. М., «Наука», 1985, с. 101-112.

6. Каплянская Ф.А., Тарноградский В.Д. О местных стратиграфических подразделениях четвертичных отложений. - В кн.: Хронология плейстоцена и климатическая стратиграфия. Л., «Наука», 1973.

7. Котенев Б.Н., Виноградова П.С., Горшкова Т.И. Стратиграфия позднечетвертичных отложений Норвежско-Гренландского бассейна. - В кн.: Рельеф и донные отложения Норвежско-Гренландского бассейна, Мурманск, ПИНРО, 1979, вып. 42, с. 129-163.

8. Крашенинников В.А. Планктонные фораминиферы. - В кн.: Стратиграфия СССР. Четвертичная система. М., «Недра», 1982, с. 173-183.

9. Макеев В.М., Арсланов Х.А., Гарутт В.В. Возраст мамонтов Северной Земли и некоторые вопросы палеогеографии позднего плейстоцена. - Докл. АН СССР, 1979, т. 245, № 2, с. 421-424.

10. Матишов Г.Г., Павлова Л.Г., Тарасов Г.А., Алексеев В.В. Комплексная палеоокеанологическая экспедиция в Баренцево море и Норвежско-Гренландский бассейн - «Океанология», 1984, т. 24, вып. 1, с. 188-189.

11. Поляк Л.В. Стратиграфия донных отложений Мурманской банки по фораминиферам. - Бюллетень Комис. по изучению четвертичного периода, 1984, № 53, с.132-139.

12. Поляк Л.В. Фораминиферы донных отложений Баренцева и Карского морей и их стратиграфическое значение. Автореферат., 1985, 22 с.

13. Слободин В.Я., Таманова С.В. Комплексы фораминифер из донных отложений Карского моря и их значение для режима новейших движений. - В кн.: Новейшая тектоника и палеогеография Советской Арктики в связи с оценкой минеральных ресурсов. Л., изд. НИИГА, 1972, с. 23-35.

14. Харин Г.С. Красильщиков А.А. Состав и некоторые закономерности распределения донного каменного материала в Баренцевом море по профилю полуостров Рыбачий - Земля Франца-Иосифа. В кн.: Литология и палеогеография Баренцева и Карского морей. Л., изд. ПГО «Севморгеология», 1981, с. 33-40.

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

16. Яшин Д.С., Мельницкий В.Е., Кириллов О.В. Строение и вещественный состав донных отложений Баренцева моря. - В кн.: Геологическое строение Баренцево-Карского шельфа. Л., изд. ПГО «Севморгеология», 1985, с.101-115.

17. Elverhøi A. Glacigenic and associated marine sediments in the Weddell Sea, fjords of Spitsbergen and the Barents Seas a review. - Marine geol., 1984, v. 57, N .1-4, p. 53-88.

18. Jansen E., Erlenkeuser H. Ocean circulation in the Norwegian Sea during the last deglaciations isotopic evidence. Palaeogeogr., Pelaeoclimatol., Palaeoecol., 1985. vol. 49, N. 3-4, p. 189-206.

19. Vorren Т., Hald M., Thomsen E. Quaternary sediments and environments on the continental shelf off Northern Norway. Marine geol., 1984, vol. 57, N. 1-4, p. 229-257.