Важным диагностическим признаком покровного комплекса слабо консолидированных осадков шельфа служит сейсмоизображение. Оно свидетельствует о том, что эти осадки находятся на первой (фильтрационной) стадии гравитационной консолидации, когда происходит лишь однородное объемное сжатие их порового каркаса. В подобных водонасыщенных средах длительно существовать могут лишь вертикальные плотностные неоднородности, хорошо коррелированные по латерали. Вследствие этого сейсмозапись характеризуется низким рассеянием отраженных волн и светлым тоном (акустическая прозрачность). Таким образом, акустическая прозрачность может служить объективным критерием для отнесения алеврито-глинистых осадков к илам по физическому состоянию. 

На второй стадии гравитационной консолидации большое значение в уплотнении илов приобретает ползучесть гидратированных глинистых частиц, деформация их порового каркаса становится неоднородной и при некотором значении показателя консистенции (IL, обычно, в интервале 0,25 < IL < 0,5 (тугопластичная консистенция) происходит срыв латеральной сейсмической корреляции. Изображение на сейсмолентах становится хаотическим с разнообразно ориентированными короткими осями синфазности, создающими темный фон записи. Хаотическое сейсмоизображение без внутренних отражающих границ характерно для гомогенных консолидированных глинистых пород и не может служить признаком диамиктона или гляциотектонитов, как это иногда предполагается. 

Традиционно разрез новейших отложений Баренцевского шельфа интерпретируется снизу вверх как триада: диамиктон, который считается тиллом, вышележащие слабо консолидированные осадки, увязываемые с разными обстановками дегляциации в морских условиях, и, наконец, послеледниковые морские отложения. Однако, непрерывность седиментации (вплоть до современности) очевидна лишь для покрова акустически прозрачных осадков. Включение в этот единый седиментационный комплекс диамиктона является гипотезой, которая, несмотря на свою популярность, вступает в противоречие с геологическими данными, указывающими на то, что эти осадки наложены на расчлененный субаэральный рельеф, выработанный в диамиктоне и местами в подстилающих его породах на протяжении последнего периода общих поднятий и полного осушения шельфа. Их накопление началось 15-16тысяч лет назад, когда поднятие сменились общим неравномерным по амплитуде и скорости погружением [Крапивнер, 2006]. Более корректно, поэтому, интерпретировать разрез сверху вниз, отталкиваясь от того бесспорного факта, что илы, экспонированные на поверхности дна, отложены в практически современных морских условиях. 

Важнейшим зональным фактором современной седиментации является плавающий морской лед. Он обеспечивает возможность одновременного поступления в водную толщу частиц различной гидравлической крупности в любой точке акватории. Это предопределило широкое распространение на поверхности морского дна (ниже уровня волновой базы) отложений с плохой гидродинамической сортировкой. Они представлены песчано-алеврито-глинистыми илами массивной текстуры серой или темно-серой окраски. Один из максимумов их полимодального зернового состава приходится на тонкий пелит (< 0,005 мм), второй - на мелкий (0,01-0,05 мм) или крупный (0,05-0,1 мм) алеврит, гораздо реже - на мелкий песок (0,1-0,25 мм). Постоянно присутствует незначительное количество (обычно, порядка 2-4%) более грубозернистых песчаных фракций, а также примесь (доли процента и первые проценты) угловатых обломков прочных палеозойских и допалеозойских пород, с которыми иногда связаны структуры dropstone. Встречаются обломки местных мезозойских глин и песчаников. Медианный диаметр частиц ила (Md) колеблется от 0,004-0,005 до 0,07-0,1 мм. Их гидродинамическая сортировка (S0) низка: в большинстве случаев 4< S0< 7. Плохая сортировка служит причиной высокой плотности (р), которая на глубине 0,1 - 0,2 м от поверхности дна, обычно, составляет 1,7-1,8 г/см3. Илы рассматриваемого типа по их текстурным признакам и зерновому составу аналогичны соответствующим показателям диамиктона и поэтому были названы автором диамиктоновыми. Они покрывают поверхность крупных подводных возвышенностей (Центрально-Баренцевской, Адмиралтейской, Мурманской и др.), а также относительных поднятий дна внутри Центральной котловины, слагая покров акустически прозрачных осадков па полную мощность, которая на этих элементах донного рельефа изменяется от 2-3 до 5 м. Незначительные поля распространения диамиктоновых илов известны на Печоро-Канинском мелководье, где они формируются выше уровня волновой базы. Таким образом, эти осадки встречаются на изобатах от 45-50 до 300-350 м, причем зерновой состав их матрицы даже в приповерхностном (0,1-0,5 м) горизонте, отлагавшемся при практически современном распределении изобат, мало зависит от глубины моря [Крапивнер, 2008]. 

Диамиктоновые илы Печоро-Канинского мелководья приурочены к участкам, которые в зимние периоды по каким-либо причинам служили локальными ловушками пелитовых и мелкоалевритовых частиц. После разрушения ледового покрова здесь осаждались фракции ледового рассева и слабого волнового поля, которое не уничтожало осадки, накопленные в зимний период. Из-за низкой скорости седиментации вместо сезонных унимодальных по гранулометрии слоев формировался гомогенный осадок смешанного зернового состава (диамиктоновый ил). На относительно глубоководных площадях шельфа (в том числе, на крупных подводных возвышенностях), где скорости позднеплейстоцен-голоценового погружения измерялись первыми сантиметрами в год [Крапивнер, 2006], волновое воздействие на дно прекращалось уже на начальной стадии морского осадконакопления. Здесь в формировании зернового состава диамиктоновых илов главную роль играет отсев взвешенных в воде частиц в плоском турбулентном потоке (волны, течения) с убывающей скоростью [Лисицын, 1966]. Над подводными возвышенностями его живое сечение уменьшается, гидрологические условия благоприятствуют накоплению частиц алевритовой размерности, которые и образуют один из максимумов на гистограммах зернового состава. Пелитовый материал в значительной степени выносится в область впадин, однако, поскольку в его составе преобладают субколлоидные частицы размером менее микрона [Murdmaa et al, 2006], для которых биологические и молекулярные факторы более значимы, чем гидрологические [Лисицын, 1966], некоторая их часть осаждается и на подводных возвышенностях, чем и обусловлен еще один максимум в зерновом составе диамиктонового ила. Остальная его часть (зерна крупнее 0,1 мм) приходится на продукты ледового рассева и донного размыва. 

Пелит, выносимый из областей подводных возвышенностей, осаждается в сопряженных с ними впадинах и желобах, вследствие чего скорость седиментации здесь существенно возрастает и, соответственно, резко ослабляется роль случайного фактора - ледового рассева крупных фракций. К тому же поставляющий эти фракции ледовый припай разгружается прежде всего над окружающими островное обрамление шельфа обширными возвышенностями и лишь незначительная его часть достигает внутришельфовых впадин. В их пределах накапливаются глинистые илы, которые почти не содержат грубообломочного материала и обладают унимодальным зерновым составом матрицы с максимумом (50 % и более) во фракции < 0,005 мм, тогда как общее содержание пелитовых частиц в 2-3 раза больше, чем в диамиктоновых илах, нередко превышая 70-80 %. По сравнению с диамиктоновыми глинистые илы отличаются гораздо меньшим медианным диаметром частиц и лучшей (преимущественно хорошей) гранулометрической сортировкой: Md = 0,0015-0,0045 мм, (S0 < 3-3,5). Последнее служит причиной низкой плотности глинистых илов, вблизи дна не превышающей 1,4-1,5 г/см3. Текстура осадков массивная или неяснослоистая из-за неравномерного распределения гидротроиллита, их мощность изменяется от 3-4 до 6-8 м и более. 

Диамиктоновые и глинистые илы являются крайними членами единого латерального ряда сублиторальных осадков, в широкой зоне перехода между которыми распространены алеврито-глинистые илы с промежуточными значениями гранулометрических показателей (Md = 0,005-0,01 мм, 3 < S0 < 5). Условия осадконакопления для всех типов сублиторальных илов, включая диамиктоновые, как свидетельствует состав заключенной в них фауны фораминифер, были нормальными морскими, причем Полярный фронт в период их формирования, по-видимому, занимал положение близкое к современному. 

Наиболее полные разрезы слабо консолидированных осадков вскрываются в затопленных речных долинах, сохранившимися в рельефе фрагментами которых являются краевые и поперечные желоба. В глубоких поперечных желобах, прорезающих пояс мелководных банок, вытянутый между Новой Землей и Кольским полуостровом, а также на сопредельных площадях непосредственно к северо-западу и к юго-востоку от него сублиторальные осадки верхнего седиментационного комплекса подстилаются ленточнослоистыми глинистыми илами с толщиной слойков от 1-2 мм до первых сантиметров. Они имеют мощность от 7-9 до 62 м, залегая как на диамиктоне, так и на вложенных в него аллювиальных песках. Илы на 70-90 % сложены пелитовым материалом при почти полном отсутствии зерен крупнее 0,1 мм, обладают коричневыми тонами окраски, а также обычным для современных осадков Баренцева моря содержанием органического углерода (1-2 %). Радиоуглеродный возраст их подошвы изменяется от 12 до 14,5-16, а кровли - от 7,7 до 11,5 тысяч лет. По литологическим признакам эти осадки могут быть отнесены к эстуариевым приливным ритмитам [Middleton, 1984], что согласуется и с геоморфологической позицией района их наибольшего распространения. При подходе к поперечным желобам и, особенно, внутри них фронт приливной волны резко сужался, вследствие чего ее высота увеличивалась и приливы проникали далеко вверх по речным долинам. Ленточнослоистые глинистые илы отлагались в мелководной среде в условиях периодически менявшегося по величине опреснения и высокой мутности вод, вызванных сезонными колебаниями речного стока и обильным выносом реками терригенного материала. Последнее определяет высокую скорость накопления приливных ритмитов, измеряющуюся миллиметрами и даже сантиметрами в год. Условия формирования осадков служили причиной экологического стресса, отразившегося на составе фауны фораминифер, которая представлена всего несколькими видами, а в низах разреза иногда вообще отсутствует. Доминантой, как правило, является Retroelphidium clavatum (= Elphidium excavatum f. clavata), переносящий пониженную соленость, субдоминантой - другой арктический эврибионт - Cassidulina reniforme, выдерживающий высокую мутность придонных вод [Погодина, 2000]. Их суммарное содержание, обычно, составляет 70-90 % общего количества раковин, иногда весьма значительного (до 2-3 тысяч на 100 г. воздушно сухого образца). Встречаются также мелководные формы, переносящие опреснение и повышенную гидродинамическую активность: Cribrononion incertus, Cribroelphidium subarcticum, Haynesina orbicularis, Cibicides lobatulus, Protelphidium orbiculare и др. Изредка они выступают в роли субдоминант. Состав микрофаунистических комплексов (и, в том числе, акцессорные примеси относительно тепловодных форм) указывает на то, что их особенности обусловлены не суровым ледниковым климатом, а гидрологическими условиями. Видовое разнообразие микрофауны нарастает вверх по разрезу, отражая его трансгрессивный характер, а также в северо-западном направлении в сторону более свободной связи с открытым морем. Переход к вышележащим сублиторальным фациям фиксируется резким (в несколько раз) увеличением количества видов, среди которых иногда в заметных количествах встречаются стеногалинные формы. 

К северу от пояса мелководных банок приливные ритмиты также присутствуют в основании разреза затопленных речных долин, но их мощность измеряется несколькими метрами, обычно, не превышая возможную высоту сизигийного прилива. В Печорском море, куда приливы не распространялись, русловые пески погребенных долин перекрыты лиманными осадками. Их характерный разрез, вскрытый скважиной 210 на Приразломной площади (глубина моря 20 м), снизу вверх представляют: заиленные пески (1,6 м), темно-серые глинистые илы с содержанием пелитовых фракций 58-72% (11 м), крупноалевритовые илы с содержанием алевритовых фракций (0,01-0,1 мм) 82-88% (2,2 м). Радиоуглеродный возраст толщи охватывает интервал 14,5-4,5 тысяч лет назад, на протяжении которого микрофаунистические комплексы не обнаруживают признаков приледниковых условий [Крапивнер, 2006, 2008]. Численность и видовое разнообразие этих комплексов изменчивы, но в целом возрастают вверх по разрезу. Доминирует Retroelphidium clavatum. В заметных количествах, иногда как субдоминанты, присутствуют бореальные виды, а также виды, указывающие на мелководность и опреснение бассейна. Лиманные алевритовые илы сменяются мелкозернистыми песками (4,0 м) верхней сублиторали с уменьшающейся вверх по разрезу примесью глинистых и алевритовых частиц, что указывает на последовательное усиление интенсивности формировавшего их волнового поля. 

Таким образом, полные разрезы верхнего седиментационного комплекса отражают трансгрессивную последовательность фациальных обстановок: река - эстуарий (или лиман) - открытое море (сублитораль), тогда как вне пределов затопленных речных долин сублиторальные фации по границе размыва налегают на литифицированные новейшие отложения (обычно, на диамиктон) или на породы их субстрата. 

Важно, что непротиворечивая интерпретация генезиса покрова слабо консолидированных осадков возможна без привлечения гипотезы дегляциации шельфа, которая, следовательно, не является необходимым инструментом фациального анализа. Вместе с тем, выполненный анализ подтверждает базирующуюся на других данных гипотезу, в соответствии с которой формирование акустически прозрачного покрова осадков на Баренцевском шельфе происходило на фоне неравномерных тектонических погружений, начавшихся практически одновременно на всей его нынешней площади. 

Проблема происхождения сейсмогенных гравититов, не подчиняющихся установленным закономерностям, обсуждается в специальном сообщении.

Литература 

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

Крапивнер Р.Б. Происхождение слабо консолидированных осадков Баренцевоморского шельфа // Литология и полезные ископаемые. 2008. № 6. В печати.

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

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

Middleton G.V. Second International Research Symposium on clastic tidal deposits. // Geosci. Can. 1984. Vol. 16, №4. P. 246-247.

Murdmaa I., Ivanova E., Duplesay J.-C. Facies system of Eastern Barents Sea since the last glaciation to present // Marine Geology. 2006. P. 275-303.