В статье рассматриваются процессы современного осадконакопления в пределах крупнейшего прогиба Арктической континентальной окраины - желоба Святой Анны. На основании детального изучения поверхностного слоя донных отложений (0-3 см) освещена динамика осадконакопления, показаны тонкие особенности трансформации фракционной структуры осадка при его миграции и захоронении. Обосновано выделение четырех динамических зон: абразии, транзита, аккумуляции и транзита, аккумуляции. Определены современные источники осадочного материала. Указанные динамические зоны важны для прогнозирования мест возможного накопления загрязняющих веществ, что особенно актуально в связи с разработкой углеводородных месторождений, открытых в Западно-Арктическом шельфе России.

ВВЕДЕНИЕ

Желоб Святой Анны (ЖСА) расположен в северо-западной части Карского моря и является наиболее крупным прогибом в пределах Арктической континентальной окраины. Его длина и ширина по 200-метровой изобате составляют 550 и 150-200 км соответственно; максимальные глубины, превышающие 600 м, встречены в северной части. Благодаря уникальности географического и морфоструктурного положений, этот район считается ключевым для исследования поставки осадочного вещества из областей сноса в бассейн Северного Ледовитого океана (СЛО). Основная цель данной работы - изучение особенностей современного седиментогенеза в ЖСА, который осуществляется в условиях полярного литогенеза и сложного взаимодействия арктических, атлантических и карских водных масс.

В многочисленных работах по седиментологии было показано, что изменения режимов осадконакопления находят свое отражение в гранулометрическом составе донных осадков [Котельников, 1989; Рожков, 1984; Романовский. 1977; Рухин, 1961 и др.]. В случае исследования современных процессов наиболее информативной является фракционная структура поверхностного слоя отложений (0-3 см). Результаты ее детального изучения положены в основу настоящей статьи.

Важный прикладной аспект данной работы - выявление возможных путей миграции и мест накопления загрязняющих веществ, что особенно актуально в связи с предстоящей разработкой углеводородных месторождений, открытых в пределах Западно-Арктического шельфа России.

МАТЕРИАЛЫ И МЕТОДЫ

Пробы донных осадков были отобраны на 70-ти станциях в рейсе НИС «Профессор Логачев» в 1994 г. [Иванов и др., 1995] и на 15-ти станциях в рейсе НИС «Геолог Ферсман» в 1992 г. (рис. 1). Пробоотбор осуществлялся с помощью гравитационной трубки, коробчатого пробоотборника и дночерпателя «Океан».

Гранулометрический 13-ти фракционный анализ выполнялся по методике В.П. Петелина (1967), усовершенствованной Н.Н. Лапиной [1977]. Далее методом моментов рассчитывался стандартный набор гранулометрических коэффициентов: средний размер (Ма), стандартное отклонение (S), асимметрия и эксцесс. С помощью других известных методик были получены: коэффициент вариации (KB) [Рожков, 1984] и нормированная энтропия (Hr) [Романовский, 1977] - оценка сортировки; гранулометрический интегральный параметр (Ги) [Иванов, 1983; Иванов и др., 2000] - характеристика среднего размера частиц. Для анализа полного гранулометрического спектра осадков применялись эмпирические полигоны распределения (ЭПР) частиц по фракциям [Котельников, 1989]. В связи с тем, что значительная часть отложений имеет би- и трехмодальную фракционную структуру, асимметрия и эксцесс в дальнейшем нами не рассматриваются.

Следует отметить, что использование ЭПР при седиментологических исследованиях дает возможность выделять поля осадков, обладающих действительно однотипной фракционной структурой, что не всегда возможно в случае традиционного картирования гранулометрических типов донных отложений. В итоге, с помощью ЭПР мы можем более корректно определять динамику среды седиментации и, как следствие, выявлять зоны абразии, транзита или аккумуляции осадочного материала. В работе были учтены методологические приемы, использованные С.М. Усенковым для выделения динамических типов дна Ладожского озера [Усенков и Ситников, 1997].

Гранулометрическая типизация осадков выполнена с использованием классификации Л.Б. Рухина [1961], поскольку приведенные в ней граничные размеры песчаной (2-0.05 мм), алевритовой (0.05-0.005 мм) и пелитовой (<0.005 мм) фракций наиболее точно отвечают физической природе седиментации [Рухин, 1961; Шванов и др., 1998] и, кроме того, близки к классификациям, применяемым за рубежом [Blatt et al., 1980].

СОВРЕМЕННЫЕ УСЛОВИЯ ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ

Условия осадконакопления в ЖСА (рельеф, гидрология, ледовый режим и др.) ранее были описаны в ряде публикаций [Иванов и Нещеретов, 1999; Качурина и др., 2001; Лисицын и др., 2000; Мусатов, 1989; Andrew & Kravitz, 1974; Ivanov et al., 1999; 1999a], что позволяет нам не останавливаться на их подробной характеристике. В тоже время, роль криозолей в общем балансе поступаемого на дно материала остается не вполне понятной.

Важность материала ледового разноса (криозолей) для седиментогенеза в Арктическом регионе отмечалась многими исследователями [Лисицын, 1994; Тарасов и Матишов, 1998; Тарасов и др.. 2000; Nürnberg et al., 1994 и др.]. Известно, что ЖСА характеризуется достаточно суровым ледовым режимом. В особо холодные годы Карское море бывает покрыто льдом в течение 12 мес. [Gloersen et al., 1992]. Граница наименьшего распространения льда в наиболее благоприятные по ледовой обстановке периоды располагается с июля по сентябрь на широте архипелагов Земля Франца-Иосифа (ЗФИ) и Северная Земля. В ЖСА встречаются айсберги, поставляемые ледниками ЗФИ.

Количество «грязных льдов» и масштабы их таяния определяют значимость криозольного материала при осадконакоплении. В настоящий момент существуют противоречивые данные о судьбе однолетних льдов Карского моря. Согласно работе Тимохова [Timokhov, 1994], из 1520 км³ ежегодно образующихся льдов, лишь 240 км³ уходит в центральную Арктику, т.е. основная разгрузка криозолей осуществляется в пределах шельфа [Лисицын, 2001]. Другие исследователи в своих балансовых расчетах исходят из предположения о том, что 77% льдов выносится в пролив Фрама и только 23% тает в Карском море [Кошелева и Яшин, 1999].

Появление столь противоположных оценок является следствием слабой изученности криозолей в регионе. Основные работы по их исследованию были проведены в прибрежных льдах юга Карского моря [Тарасов и Матишов, 1998; Dethleff et al., 1998], содержащих, очевидно, большее количество терригенного материала по сравнению со льдами, образованными в центральной части бассейна. К тому же, припай, как правило, не проникает вглубь шельфа, и его таяние осуществляется в зоне, ограниченной полыньей и береговой линией. Отсюда можно предположить, что материал ледового разноса играет подчиненную роль в современной седиментации в ЖСА. На ничтожную роль криозолей по сравнению с морской взвесью в современном арктическом осадконакоплении указывается и в других работах [Левитан и др., 1995].

С ледовым материалом связаны также аэрозольные частицы. По подсчетам А.П. Лисицына [1994], на долю аэрозолей ориентировочно приходится более половины осадочного материала морских льдов, а их роль в осадконакоплении за пределами маргинальных фильтров сопоставима с речным стоком [Шевченко и др., 2000]. Тем не менее, как и в случае криозолей, аэрозольная составляющая в общем балансе осадочного вещества ЖСА в настоящее время является подчиненной и уступает материалу, поступаемому из других источников.

Следует отметить, что роль ледового и айсбергового разноса существенно увеличивалась в периоды дегляциаций, например, на рубеже плейстоцен-голоцен [Левитан и Кукина, 2002; Мурдмаа и Иванова, 1999; Polyak et al., 1997 и др.]

ДИНАМИКА ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ В ЖЕЛОБЕ СВЯТОЙ АННЫ

Особенности литологического состава современных отложений были рассмотрены в предшествующих публикациях [Иванов и др.. 2000; Кошелева и Яшин, 1999; Крылов, 2000; Крылов и др., 2000; Кукина, 2000; Левитан и др., 1999; Павлидис и др., 1998; Павлидис и Щербаков, 2000; Тарасов и др., 2000; Andrew & Kravitz, 1974; Ivanov et al., 1996; 1999; 1999б; 1999с; Kukina et al., 1999; Levitan et al., 1999; Tarasov et al., 1999; Wahsner et al., 1996]. Однако в большинстве указанных работ практически не освещена динамика современного осадконакопления, не показаны тонкие особенности трансформации фракционной структуры осадка при его миграции и захоронении, не рассмотрена взаимосвязь различных факторов современного седиментогенеза. Ниже предпринята попытка восполнить этот пробел.

Вопросы динамики осадконакопления являются чрезвычайно важными при создании седиментологических моделей. В пределах Арктических морей они рассматривались ранее [Гуревич, 2002; Куликов и др., 1970; Лапина, 1984; Сакс, 1952; Яшин, 2000], однако специальных исследований в ЖСА не проводилось.

Под динамической зоной моря мы понимаем участок дна, в пределах которого за счет преобладающего воздействия одного или двух различных по динамике процессов (абразии, транзита, аккумуляции) формируются осадки с близкой фракционной структурой. Как правило, зоны абразии и транзита характеризуются грубозернистым составом отложений, тогда как в зонах аккумуляции отлагаются пелиты и алевропелиты. Однако известны места аккумуляции песков (например, в Печорском море), поэтому, помимо фракционной структуры, в случае исследования современных процессов, следует также учитывать мощности голоценовых осадков.

На основании детального изучения гранулометрического состава современных осадков (0-3 см) в ЖСА мы выделили четыре зоны (рис. 1), отложения каждой из которых четко отличаются фракционной структурой и ее параметрами (рис. 2, таблица), а также имеют свой характерный набор ЭПР (рис. 3). Эти зоны отражают различную динамику осадконакопления и соответствуют следующим динамическим типам: 1) абразии; 2) транзита; 3) аккумуляции и транзита; 4) аккумуляции.

Зона абразии (эрозии), сложенная песками, расположена в непосредственной близости от побережий архипелагов и островов, а также на плато западнее острова Ушакова с глубинами менее 50 м. Для нее характерно отсутствие тонкого осадочного материала и наличие, так называемого, «твердого дна» (см. рис. 1).

Зона транзита занимает относительно небольшую площадь и примыкает к архипелагу ЗФИ и островам Визе и Ушакова. Глубины моря в ее пределах в основном меньше 50 м, хотя в некоторых случаях достигают 100 м и более (рис. 1). Осадки, представленные главным образом алевро-песками, характеризуются многовершинными ЭПР, для которых типичны сравнительно большие моды среди грубозернистых фракций (главным образом, 0.16-0.1 мм, реже - 0.315-0.2 мм и 0.1-0.063 мм, рис. 3). Из таблицы видно, что отложения зоны характеризуются наихудшей сортировкой (несортированные или, реже, плохосортированные - классификация С.И. Романовского [1977]) и вторым по величине средним размером зерен. Для зоны транзита характерно прерывистое осаждение тонких частиц, причем краткосрочные периоды аккумуляции сменяются здесь размывом отложенного материала. В силу суровости ледовых условий волновые процессы слабо влияют на эрозию осадков. Осадочный материал поступает сюда главным образом летом, когда в период оттаивания временными водотоками терригенные частицы выносятся с ЗФИ и Центральной Карской возвышенности. Зимой поступление осадочного материала снижается. Дальнейший перенос осадочных частиц осуществляется нефелоидными и гравитационными потоками. Песчаные зерна крупнее 100 мкм могут перемещаться сальтацией [Котельников, 1989].

Зона аккумуляции и транзита является переходной между зоной транзита и зоной аккумуляции, что подтверждается значениями параметров фракционной структуры осадков (таблица) и формами ЭПР (рис. 3). Глубины моря здесь меняются в широком диапазоне: от 50 до 570 м. На востоке зона практически целиком занимает борт желоба, на западе - в основном его более мелководную часть, причем рядом с ЗФИ ее ширина резко сокращается. Осадки представлены миктитами либо алевритовыми пелитами с значимой песчаной примесью (>10%). Содержание алевритовых частиц в отложениях достаточно высокое (см. таблицу), причем осадки на станциях 157 и 154 сложены ими более чем на 50%. Как правило, повышенные содержания алевритов встречаются вблизи ЗФИ и Новой Земли. Высокое содержание алевритовой фракции говорит о низкой зрелости отложений [Питтеджон и др., 1976] и, как следствие, близости источников сноса. Основная масса отложений является плохо сортированной.

Здесь, по сравнению с предыдущей зоной, меняются условия осадконакопления и значительную роль начинают играть процессы аккумуляции. Главным образом сюда поступает алевропелитовый материал, однако, существенна и доля песка (среднее 22.8%, таблица), присутствие которого свидетельствует в пользу значимости процессов транспортировки. В песчаной области гранулометрического спектра модальной, как правило, является фракция 0.1-0.063 мм. Таким образом, на фоне общей аккумуляции здесь осуществляется перенос осадочного материала в сторону центральных частей желоба. Максимальные скорости придонных течений не превышают 10 см/с [Гуревич, 2002], однако, в пределах восточного борта действует сильное придонное течение [Andrew & Kravitz, 1974; Svertilov & Ivanov, 1999], благодаря которому зона расширяется до глубин более 550 м.

Зона аккумуляции расположена в глубоководной части акватории и протягивается вдоль оси желоба. Ее восточный фланг ограничен глубинами 300-500 м, южный - 250-400 м и западный -100-500 м; наиболее мелководные участки расположены вблизи ЗФИ (см. рис. 1). По характеру ЭПР, значениям параметров фракционной структуры и содержанию пелитовой фракции она подразделяется на две подзоны: преимущественной аккумуляции, развитой локально, главным образом, в южной части; устойчивой аккумуляции, занимающей оставшееся пространство.

Донные осадки представлены алевропелитовыми и пелитовыми разностями; песчаная примесь, за редким исключением, меньше 10% (см. таблицу). В отложениях подзоны устойчивой аккумуляции содержание пелитовой фракции превышает 60%, а большинство ЭПР «открыты» в тонкозернистой области и по внешнему виду напоминают кумулятивные кривые. В осадках подзоны преимущественной аккумуляции количество пелита варьирует от 50 до 60% при повышенной концентрации алевритовых частиц (среднее 36.6%); ЭПР, как правило, имеют основную моду в пелитовой фракции и менее значительные субраспределения среди алевропесчаных зерен.

Осадконакопление в зоне аккумуляции осуществляется в спокойных гидродинамических условиях. Максимальные скорости придонных течений не превышают 10 см/с [Гуревич, 2002], причем, рассчитанные относительные скорости меньше, чем в других зонах [Ivanov et al., 1999]. Осаждаются здесь в основном алевропелитовые частицы при практически полном отсутствии песка.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Детальный анализ фракционной структуры осадков различных динамических зон ЖСА позволил наметить общую схему современного седиментогенеза. Для наглядной ее иллюстрации приведем поперечный профиль, проходящий с запада на восток, и охватывающий девять геологических станций (рис. 4). Хорошо видно, как с приближением к осевой части желоба происходит трансформация фракционной структуры отложений в результате механической дифференциации осадочного материала. При этом наблюдается закономерное упрощение ЭПР за счет постепенного редуцирования мод среди алевропесчаных частиц. В результате в ЭПР отложений глубоководной области остается лишь один главный максимум в пелитовой фракции. Подобная картина убедительно свидетельствует в пользу того, что основная масса терригенного материала поступает в ЖСА за счет разрушения близлежащих островов и архипелагов (ЗФИ, Новая Земля, острова Визе и Ушакова). Указанные источники сноса четко фиксируются и по распределению минералов тяжелой подфракции в поверхностном слое донных осадков: ЗФИ - черных рудных и клинопироксенов; Новая Земля - эпидота-цоизита, черных рудных и роговой обманки; о. Ушакова - черных рудных (магнетита и ильменита); о. Визе - минералов групп эпидота-цоизита и граната. Далее осадок постепенно перемещается по бортам в центральную глубоководную часть желоба, где отлагаются исключительно пелитовые разности. Что касается механизма транспортировки, то, как справедливо указывалось в опубликованных ранее работах [Иванов и др., 2000; Левитан и др., 1999; Павлидис и др., 1998; Шевченко и др., 1998], терригенный материал переносится придонными нефелоидными и гравитационными потоками.

Другие источники осадков имеют резко подчиненное значение. Выше это было показано для криозольных частиц. Влияние Оби и Енисея в настоящее время также не велико, о чем свидетельствует распределение в ЖСА минералов, выносимых этими реками [Атлас…, 1980; Крылов, 2000; Куликов, 1963; Ivanov et al., 1999a; 1999b, Wahsner et al., 1996].

Исследования потоков вещества в августе-сентябре 1994 г. показали, что основу осадочного материала составляют агрегаты «морского снега» (диатомовые водоросли) [Шевченко и др., 1998], тогда как концентрации диатомей в поверхностном слое осадков низки [Djinoridze et al., 1999]. Содержание минеральных частиц во взвеси (за исключением нефелоидного слоя) не велико. Отсюда следует, что роль вертикальных потоков в современной седиментации для ЖСА, вероятно, незначительна.

Важно отметить, что скорости постледникового осадконакопления в желобе отличаются большим разнообразием и значительно увеличиваются в южной его части [Куликов и др., 1974; Hald et al., 1999; Polyak et al., 1997]. Одной из причин резкого увеличения мощностей голоценовых отложений на юге, скорее всего, является разгрузка осадочного материала благодаря столкновению в районе 77°30' с.ш. потока водных масс, движущегося на север из Карского моря, и атлантических вод, поступающих из СЛО. Небольшие мощности постплейстоценовых осадков в остальных областях связаны с незначительным количеством материала, поступающего из источников сноса. Мы, вслед за Куликовым [1961], считаем, что вероятно, лишь малая часть терригенного материала проходит желоб транзитом в нефелоидных и гравитационных потоках в голоценовое время. Наиболее активно этот процесс может происходить вдоль восточного борта в зоне действия сильного придонного течения. Возможный механизм переноса осадочного материала детально описан на примере западно-баренцевских желобов [Лисицын, 2001; Thomsen et al., 2001]. Безусловно, транзиту определенного количества алевропелитовых частиц способствует то, что ЖСА является геоморфологически не замкнутой структурой, «открытой» в сторону СЛО. Благодаря этому в периоды похолоданий и регрессий поток материала в СЛО увеличивался. Еще одним важным транспортирующим агентом являются льды, переносящие через желоб заключенное в них осадочное вещество.

Следует отметить, что описанная схема осадконакопления справедлива для голоценового времени и условий близких к современным. В периоды дегляциаций или похолоданий и регрессий моря механизмы седиментогенеза в ЖСА в значительной степени менялись.

Выделенные динамические зоны важны для прогнозирования мест возможного накопления загрязняющих веществ. Таким участком, очевидно, может являться зона аккумуляции, главным образом, ее южная часть вблизи Новой Земли (рис. 1).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

1. В пределах желоба Святой Анны выделены четыре динамические зоны осадконакопления: абразии, транзита, аккумуляции и транзита, аккумуляции. Каждая из них характеризуется своим типом осадков, ЭПР и величинами параметров фракционной структуры.

2. Терригенный материал в виде нефелоидных и гравитационных потоков перемещается от источников сноса (архипелагов ЗФИ и Новая Земля, островов Визе и Ушакова) к центру желоба, где и отлагается в спокойных гидродинамических условиях в зоне аккумуляции.

3. По-видимому, за пределы желоба Святой Анны в голоценовое время выносится лишь незначительная часть алевропелитового материала, не успевшая выпасть на дно из взвеси. Транзит осуществляется, главным образом, вдоль восточного борта желоба. В периоды регрессий моря вынос терригенного материала в СЛО увеличивался.

4. В случае поступления загрязняющих веществ распределение последних будет подчиняться той же динамической зональности, что и распределение осадочного материала. Устойчивое накопление поллютантов может осуществляться в зоне аккумуляции и, главным образом, в южной части желоба - в седиментационной ловушке рядом с Новой Землей (рис. 1).

Авторы благодарят И.А. Андрееву, В.Я. Кабанькова (ВНИИОкеангеология МПР), С.М. Усенкова (СПбГУ), В.П. Шевченко (ИО РАН) за обсуждение отдельных разделов работы.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Атлас океанов. Северный Ледовитый океан. Л.: ГУНИО, 1980. 184 с.

2. Гуревич В.И. Современный седиментогенез и геоэкология западно-арктического шельфа Евразии. М.: Научный мир, 2002. 135 с.

3. Иванов Г.И. Автоматизированная обработка материалов глубоководного бурения с целью изучения ритмичности осадконакопления // Осадконакопление в шельфовых зонах. Л.: ПГО Севморгеология, 1983. С. 124-133.

4. Иванов Г.И., Шевченко В.П., Нещеретов А.В. Рейс в желоб Святой Анны // Природа. 1995. № 10. С. 56-62.

5. Иванов Г.И., Нещеретов А.В. Океанографические исследования желоба Святой Анны (Карское море) // Океанология. 1999. Т. 39. № 4. С. 504-514.

6. Иванов Г.И., Пономаренко Т.В., Крылов А.А. и др. Фракционная структура донных осадков желоба Святой Анны // Океанология. 2000. Т. 40. № 2. С. 267-273.

7. Качурина Н.В., Шкатов Е.П., Андреева И.А. Сравнительный анализ морфоструктуры «желобов» Святой Анны и Франц-Виктория // Опыт системных океанологических исследований в Арктике / Ред. Лисицын А.П., Виноградов М.Е., Романкевич Е.А. М.: Научный мир, 2001. С. 448-452.

8. Котельников Б.Н. Реконструкция генезиса песков. Л.: ЛГУ, 1989. 132 с.

9. Кошелева В.А., Яшин Д.С. Донные осадки Арктических морей России. СПб.: ВНИИОкеангеология, 1999. 286 с.

10. Крылов А.А. Литология современных донных осадков северо-западной части Карского моря: Автореф. дис. ... канд. геол.-мин. наук. СПб., 2000. 19 с.

11. Крылов А.А., Иванов Г.И., Сергеева Э.И. Литология современных донных осадков желоба Святой Анны, Карское море // Проблемы литологии, геохимии и рудогенеза осадочного процесса. Материалы к 1-му Всероссийскому литологическому совещанию. Т. 1. М.: ГЕОС, 2000. С. 391-394.

12. Кукина Н.А. Литология и минералогия верхнечетвертичных отложений желоба Святой Анны: Автореф. дис. ... канд. геол.-мин. наук. М., 2000. 20 с.

13. Куликов Н.Н. Осадкообразование в Карском море // Современные осадки морей и океанов. М.: АН СССР, 1961. С. 437-447.

14. Куликов Н.Н. Минералогический состав современных донных отложений Карского моря // Дельтовые и мелководно-морские отложения. М.: АН СССР, 1963. С. 27-31.

15. Куликов Н.Н., Кулешова О.Н., Хитрова P.M. Стратификация донных отложений Карского моря // Геология моря. Вып. 3. Л.: НИИГА, 1974. С. 42-51.

16. Куликов Н.Н., Лапина Н.Н., Семенов Ю.П. и др. Стратификация и скорости накопления донных отложений Арктических морей СССР // Северный Ледовитый океан и его побережье в кайнозое. Л.: Гидрометеоиздат, 1970. С. 34-41.

17. Лапина Н.Н. Методика изучения вещественного состава донных отложений (на примере Северного Ледовитого океана). Л.: НИИГА, 1977. 56 с.

18. Лапина Н.Н. Седиментогенез // Геологическое строение СССР и закономерности размещения полезных ископаемых. Т. 9. Моря Советской Арктики / Под ред. Грамберга И.С., Погребицкого Ю.Е. Л.: Недра, 1984. С. 83-92.

19. Левитан М.А., Нюрнберг Д., Штайн Р. и др. О роли криозолей в накоплении современных донных осадков Северного Ледовитого океана // Докл. РАН. 1995. Т. 344. № 4. С. 506-509.

20. Левитан М.А., Тарасов Г.А., Кукина Н.А., Буртман М.В. Минеральный состав поверхностного слоя донных осадков желоба Святой Анны // Океанология. 1999. Т. 39. № 6. С. 903-911.

21. Левитан М.А., Кукина Н.А. Минеральный состав легкой фракции верхнечетвертичных осадков желоба Святой Анны и его палеоокеанологическая интерпретация // Литология и полезные ископаемые. 2002. №3. С. 306-315.

22. Лисицын А.П. Ледовая седиментация в Мировом океане. М.: Наука, 1994. 448 с.

23. Лисицын А.П. Нерешенные проблемы океанологии Арктики // Опыт системных океанологических исследований в Арктике / Под ред. Лисицына А.П. и др. М.: Научный мир, 2001. С. 31-75.

24. Лисицын А.П., Шевченко В.П., Буренков В.И. Гидрооптика и взвесь арктических морей // Оптика атмосферы и океана. 2000. Т. 13. № 1. С. 70-79.

25. Мурдмаа И.О., Иванова Е.В. Послеледниковая история осадконакопления в шельфовых впадинах Баренцева моря // Литология и полезные ископаемые. 1999. № 6. С. 576-595.

26. Мусатов Е.Е. Развитие рельефа Баренцево-Карского шельфа в кайнозое // Геоморфология. 1989. № 3. С. 76-84.

27. Павлидис Ю.А., Ионин А.С., Щербаков Ф.А. и др. Арктический шельф. Позднечетвертичная история как основа прогноза развития. М.: ГЕОС, 1998. 187 с.

28. Павлидис Ю.А., Щербаков Ф.А. Современные осадки Арктических морей Евразии // Океанология. 2000. Т. 40. № 1. С. 137-147.

29. Петтиджон Ф., Поттер П., Сивер Р. Пески и песчаники. М.: Мир, 1976. 534 с.

30. Рожков Г.Ф. Гранулометрический ситовой анализ // Методы палеогеографических реконструкций (при поисках залежей нефти и газа). Л.: Недра, 1984. С. 6-88.

31. Романовский С.И. Седиментологические основы литологии. Л.: Недра, 1977. 408 с.

32. Рухин Л.Б. Основы литологии. Л.: Гостоптехиздат, 1961. 780 с.

33. Сакс В.Н. Условия образования донных осадков в Арктических морях СССР. (Труды НИИГА, т. 35). Л.-М.: Главсевморпуть, 1952. 140 с.

34. Тарасов Г.А., Матишов Г.Г. Особенности ледового седиментогенеза на шельфе Западно-Арктических морей // Докл. РАН. 1998. Т. 360. № 6. С.799-802.

35. Тарасов Г.А., Погодина И.А., Хасанкаев В.Б. и др. Процессы седиментации на гляциальных шельфах. Апатиты: КНЦ РАН, 2000. 473 с.

36. Усенков С.М., Ситников Т.А. Геоэкологические аспекты изучения осадков Ладожского озера // Литология и полезные ископаемые. 1997. № 6. С. 649-660.

37. Шванов В.Н., Фролов В.Т., Сергеева Э.И. и др. Систематика и классификации осадочных пород и их аналогов. СПб.: Недра, 1998. 352 с.

38. Шевченко В.П., Иванов Г.И., Буровкин А.А. и др. Потоки осадочного вещества в желобе Святой Анны и в восточной части Баренцева моря // Докл. РАН. 1998. Т. 359. № 3. С. 401-404.

39. Шевченко В.П., Лисицын А.П., Виноградова А.А. и др. Аэрозоли Арктики - результаты десятилетних исследований // Оптика атмосферы и океана. 2000. Т. 13. № 6-7. С. 551-576.

40. Яшин Д.С. Голоценовый седиментогенез арктических морей России // Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. Вып. 3. СПб.: ВНИИОкеангеология, 2000. С. 57-67.

41. Andrew J.К., Kravitz J.Н. Sediment distribution in deep areas of the Northen Kara Sea // Marine geology and oceanography of the Arctic seas / Ed. Y. Herman. Berlin-Heidelberg-New York: Springer-Verlas, 1974. P. 231-256.

42. Blatt H., Middleton G., Murray R. Origin of sedimentary rocks. Prentice-Hall, Inc., Englewood Cliffs. New Jersey. 1980. 782 p.

43. Dethleff D., Loewe P., Weiel D. et al. Winter expedition to the Southwestern Kara Sea - investigations on formation and transport of turbid sea-ice // Berichte zur Polar-forschung. 1998. № 271. 40 p.

44. Djinoridze R.N, Ivanov G.I., Djinoridze E.N., Spielhagen R.F. Diatom distribution in surface sediment of the St. Anna Trough (Kara Sea, Arctic) // Berichte zur Polarforschung. 1999. № 306. P. 80-94.

45. Gloersen P., Campbell W.J., Cavalieri D.J. et al. Arctic and Antarctic Sea ice, 1978-1987: satellite passive-microwave observations and analysis. Washington, D.C.: NASA, 1992. 290 p.

46. Hald M., Kolstad V., Polyak L. et al. Late glacial and Holocene paleoceanography and sedimentary environments in the Saint Anna Trough Eurasian Arctic Ocean Margin // Palaeogeog., Palaeoclimatol., Palaeoecol. 1999. V. 146. № 1-4. P. 229-249.

47. Ivanov G.I., Ponomarenko T.V., Krylov A.A. et al. Lithological composition of surface sediments in the St. Anna trough // Terra Nostra. V. 9. 3-d workshop on Russian-German Cooperation: Laptev Sea System. Abstr. 1996. P. 101-102.

48. Ivanov G.I., Nechsheretov A.V., Ponomarenko T.V. et al. Sedimentary environments in the St. Anna Trough // Berichte zur Polarforschung. 1999. № 306. P. 95-109.

49. Ivanov G.I., Nechsheretov A.V., Ivanov V.V. Oceanographic investigations in the St. Anna Trough, Kara Sea // Berichte zur Polarforschung. 1999. № 342. P. 27-45.

50. Ivanov G.I., Krylov A A., Ponomarenko T.V. Heavy mineral composition in surface sediments of the St. Anna Trough // Berichte zur Polarforschung. 1999. № 342. P. 139-159.

51. Ivanov G.I., Wahsner M., Ponomarenko T.V. et al. Distribution of clay minerals in surface sediments of the St. Anna Trough // Berichte zur Polarforschung. 1999. №342. P. 172-182.

52. Kukina N.A., Levitan M.A., Tarasov G.A. Distribution of light minerals in surface sediments of the St. Anna Trough // Berichte zur Polarforschung. 1999. № 342. P. 134-138.

53. Levitan M.A., Ivanov G.I., Bourtman M.V. et al. Provenance of Kara Sea surface sediments, based on heavy mineral data // Berichte zur Polarforschung. 1999. №342. P. 160-171.

54. Nürnberg D., Wollenburg I., Dethleff D. et al. Sediments in Arctic sea ice: Implications for entrainment, transport and release // Marine Geology. 1994. 119. P. 185-214.

55. Polyak L., Forman S.L., Herlihy F.A. et al. Late Weichselian deglacial history of the Svyataya (Saint) Anna Trough, northern Kara Sea, Arctic Russia // Marine geology. 1997. 143. P. 169-188.

56. Svertilov A.A., Ivanov G.I. Physical-mechanical properties of surface sediments and classification of sedimentation environments in the St. Anna Trough // Berichte zur Polarforschung. 1999. № 342. P. 183-204.

57. Tarasov G.A., Ivanov G.I., Kukina N.A., Matishov G.G. The granulometrical structure of surface sediments in the St. Anna Trough area // Berichte zur Polarforschung. 1999. №342. P. 124-133.

58. Thomsen C., Blaume F., Fohrmann H. et al. Particle transport processes at slope environments - event driven flux across the Barents Sea continental margin // Marine Geology. 2001. Vol. 175. P. 237-250.

59. Timokhov L.A. Regional characteristics of the Laptev and East-Siberian Seas: climate, topography, ice phases, thermohaline regime, circulation // Berichte zur Polarforschung. 1994. № 151. P. 66-73.

60. Wahsner M., Ivanov G., Tarasov G. Marine geological investigation of surface sediments in the Franz-Josef Land area and the St. Anna Trough // Berichte zur Polarforschung. 1996. № 212. P. 172-184.