Данные, полученные в 7-, 11-, 13- и 14-ом рейсах НИС «Академик Сергей Вавилов» (1990, 1997, 1998 гг.), в значительной степени позволили уточнить реконструкцию палеогеографической обстановки в Баренцевом море для эпохи максимума последнего оледенения. Это стало возможным благодаря проведению широкомасштабного акустического профилирования с помощью «Парасаунда» и нового подхода к изучению разрезов верхней части осадочного чехла. Было установлено, что в эпоху максимума последнего оледенения бассейн Баренцева моря был значительно меньше по площади. Почти со всех сторон он был окружен покровными ледниками, которые спускались на шельф из центров оледенения на суше. С Мировым океаном это бассейн соединялся только узким проливом Медвежинского желоба. Области моря, не занятые ледниками, лежащими на дне, были покрыты плавающими льдами: либо многолетними паковыми, либо пластинами шельфовых ледников, широко здесь распространенных. Под этим ледовым экраном происходило накопление своеобразных ледниково-морских осадков. Разрушение шельфовых ледников во время дегляциации привело к образованию аккумулятивных накоплений с аномально высокой мощностью. Шельф Печорского моря был осушен, и там текли реки. Южно-Новоземельский желоб (ЮНЖ) на протяжении всей позднечетвертичной эпохи, а возможно и более ранней эпохи, был областью непрерывного морского и ледово-морского осадконакопления.

ВВЕДЕНИЕ

По поводу масштабов оледенения арктического шельфа существует острая дискуссия между сторонниками фрагментарного распространения на него материковых льдов из ледниковых центров, расположенных на суше, и сторонниками так называемого «Панарктического ледникового покрова», идея о существовании которого в России пропагандируется М.Г. Гросвальдом [1998]. В предложенной недавно «новой реконструкции Баренцево-Карского ледникового щита» [Polyak et al., 2000] показаны контуры валдайского ледникового покрова с центром в Фенноскандии, которые охватывают все Баренцево море до края его шельфа вместе с архипелагами Новая Земля, Земля Франца-Иосифа (ЗФИ) и Шпицберген.

Г.А. Тарасов с соавторами [1998, 2000] полагают, что в позднем валдае (вюрме, висле) ледниковые покровы Шпицбергена и Земли Франца-Иосифа смыкались в районе желоба Франц-Виктория.

В наших предшествующих публикациях [Павлидис и др., 1990; 1998] схематическая реконструкция поздневалдайских ледников на шельфе Баренцева моря предполагала, что они распространялись на его дно из различных центров (Скандинавского, Шпицбергенского, Франц-Иосифского, Новоземельского), изолированно друг от друга, на значительно более ограниченное пространство, чем это предполагал еще раньше Г.Г. Матишов [1984].

В нескольких экспедициях на НИС «Академик Сергей Вавилов» (АСВ) в период с 1990 по 1998 гг. (7-, 11-, 13-, 14-ый рейсы) были получены новые геолого-геофизические данные по всей акватории Баренцева моря, которые, на наш взгляд, позволяют существенно уточнить особенности палеогеографической обстановки в Баренцевом море в эпоху последнего оледенения и последовавшего за ним периода дегляциации.

МАТЕРИАЛЫ И МЕТОДИКА

В рейсах НИС «Академик Сергей Вавилов» был выполнен большой объем геологических и геоакустических исследований профилографом «Парасаунд» (рис. 1).

В 7-ом рейсе (1990 г.) была изучена южная часть Баренцева моря от бровки шельфа у берегов Северной Норвегии до Новой Земли. Наиболее детальные исследования проводились на полигонах, расположенных на Мурманском валу и в районе буровой скв. БС «Бавенит» №26. В 11-ом рейсе (1997 г.) был выполнен генеральный профиль через всю центральную часть Баренцева моря от Кольского полуострова до желоба Франц-Виктория, затем вдоль южной окраины архипелага Земля Франца-Иосифа, далее к северной оконечности Новой Земли и вдоль ее западной окраины в Печорское море, где был выполнен профиль вдоль тальвега ЮНЖ. В 13-м рейсе (1998 г.) была выполнена сеть профилей в Печорском море, в том числе несколько поперечных, пересекающих весь бассейн. В 14-ом рейсе (1998 г.) были выполнены: генеральный профиль от мыса Большой Городецкий на Кольском полуострове вдоль 41° в.д. до 79° с.ш., сеть профилей на гидрофизическом полигоне, расположенном в пределах Северо-Баренцевоморской впадины (СБВ) в координатах 75º30′-76º15′ с.ш. и 42°00′-42°30' в.д., а затем профиль на юго-восток к берегам Новой Земли.

Геоакустические исследования сопровождались отбором проб донных осадков ударной грунтовой трубкой, коробчатым пробоотборником и дночерпателем «Океан».

Наиболее достоверная интерпретация лент акустической записи возможна только на основании получения прямых геологических данных - бурения и колонкового пробоотбора. Мы в своем исследовании использовали такие данные, хотя и не для всех профилей в том объеме, как бы нам хотелось. Однако мы полагаем, что полученная с помощью «Парасаунда» информация о строении толщи отложений в основном правильно отражает стратификацию осадочной толщи и мощности отдельных слоев, что проверено как скважинами бурения, так и колонками, вскрывающими верхний осадочный слой. Особенно хорошо этот факт демонстрирует сопоставление данных по скважине 26 и профилям «Парасаунда» и профилографа АМИГЭ [Павлидис и др., 1992; 1998].

ПОЛУЧЕННЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ

Данные, полученные с помощью профилографа «Парасаунд», литологические и микропалеонтологические исследования последних лет существенно дополняют и уточняют наши представления о природных условиях в баренцевоморском регионе в конце позднего валдая.

Особое внимание мы уделяем характеру залегания и масштабам распространения в Баренцевом море ледниковых, ледниково-морских и морских отложений. Под ледниково-морскими мы понимаем такие отложения, которые были сформированы под экраном плавающих шельфовых ледников или многолетних паковых льдов.

Выполненные нами в 7-ом рейсе НИС АСВ с помощью «Парасаунда» профили вдоль побережья Северной Норвегии западнее мыса Нордкап показали, что морены приурочены к денудационным поверхностям структурных поднятий, а в депрессиях распространены горизонтально-слоистые толщи ледниково-морских отложений [Павлидис и др., 1998; Pavlidis & Polyakova, 1997]. Исследования в районе Мурманского вала и Нордкапско-Мурманского желоба показали [Павлидис и др., 1998; Pavlidis & Polyakova, 1997], что на поверхности антиклинальной структуры было сформировано аккумулятивное тело, мощностью до 40 м (рис. 2а). Ранее толщу, венчающую Мурманский вал, признавали ледниковой (моренной). Однако Л. Поляк [1984], изучавший стратиграфию донных отложений по фораминиферам, отмечает, что в колонках, полученных на Мурманском валу, резко различаются два слоя. Нижний представлен плотными алевритовыми глинами с включением грубообломочного материала, верхний - рыхлыми алевритово-глинистыми осадками. В этих литологически различных горизонтах выделяется два основных комплекса фораминифер. Комплекс нижнего слоя отличается присутствием переотложенных меловых фораминифер и плейстоценовых относительно мелководных форм, характерных для застойных условий (Cassidulina reniforme, Islandiella norсrossi и др.). Комплекс верхнего слоя не несет признаков переотложения фораминифер, в нем присутствуют формы, обитающие в относительно теплых (атлантических) водах с нормальной соленостью и насыщенных кислородом. Наиболее характерные виды этого комплекса Trafarina fluens, Nonion barleeanum и Cibicides lobatulus. Эти комплексы соответствуют времени дегляциации скандинавского ледникового покрова (около 13 тыс. лет назад). Верхняя пачка отложений была сформирована в голоцене.

На внешнем склоне Мурманского вала, на глубине моря 160 м нами была взята колонка АСВ-582 длиной 5 м (рис. 2б), в которой под двухметровым голоценовым слоем илов был вскрыт слой очень плотной темно-серой вязкой глины с примесью грубообломочного материала (галька, гравий). Верхний слой осадков включает комплекс голоценовых фораминифер (определение Е.И. Поляковой), среди которых доминирует Elphidium dovantum. Нижняя пачка глин характеризуется резким сокращение Elphidium dovantum, значительным возрастанием холодолюбивых форм Cassidulina reniforme и присутствием переотложенных меловых форм. Этот нижний слой вероятно относится к позднему валдаю и его следует рассматривать как ледниково-морские отложения. Эти данные аналогичны тем, которые были получены ранее Л. Поляком.

Надежные данные по палеогеографии позднего плейстоцена и голоцена Баренцева моря были получены в результате комплексного изучения толщи отложений, вскрытой буровой скв. № 26 [Павлидис и др., 1992], расположенной между Северной и Южной Канинскими банками на глубине моря 202 м. В основании толщи четвертичных отложений, как показали наши исследования, залегают меловые отложения, акустическая граница которых выражена в виде неровной поверхности. Выше находятся не расчлененные нижне-среднечетвертичные отложения, а на них залегают верхнеплейстоценовые отложения микулинского возраста, представленные плотными темно-серыми глинами. Они отличаются исключительно высоким содержанием пыльцы древесных растений, которые составляют до 85% всего палинологического спектра. Выше микулинского горизонта залегает пачка осадков (гор. 7.5-15 м) валдайского возраста. Они представлены песчанистыми глинами серого цвета и содержат комплекс холодноводных плейстоценовых фораминифер Cassidulina reniforme и Elphidium excavatum (определение Т.А. Хусид). В палинологическом комплексе этого горизонта явно преобладает пыльца травянистых растений, характерных для перигляциальных степей (определение Т.Д. Боярской). Комплекс диатомовых отличается значительной ролью холодолюбивых криофильных форм (определение Е.И. Поляковой). Венчает разрез позднечетвертичных отложений слой голоценовых морских илов, мощностью 7.5 м, надежно установленный по результатам комплексного анализа микрофауны, микрофлоры, спор и пыльцы растений.

Центральная часть Баренцева моря, основным морфоструктурным элементом которой является Южно-Баренцевоморская впадина (ЮБВ), представляет собой область непрерывной аккумуляции морских и ледово-морских отложений на протяжении всего четвертичного периода. Это подтверждается данными бурения, проведенного НПО «Союзморинжгеология» с борта Б/С «Бавенит». Один из наиболее полно изученных разрезов четвертичных отложений центральной части моря был получен по скв. № 183, пройденной на восточной окраине ЮБВ. Стратиграфическое расчленение четвертичной толщи отложений было выполнено на основании комплексного анализа по фораминиферам, диатомовым, спорах и пыльце [Самойлович и др., 1993; Тарасов и др., 2000]. Скважина № 183 вскрыла (сверху вниз):

Гор. 1.0-1.5 м - морские алевритово-глинистые илы голоцена, в которых были выделены бореальные, атлантические и современные слои.

Гор. 1.5-8.5 м - ледниково-морские глинисто-суглинистые отложения вюрмской (валдайской) ледниковой эпохи позднего плейстоцена.

Гор. 8.5-28.0 м - морские глинистые отложения микулинской межледниковой эпохи позднего плейстоцена.

Гор. 28.0-107.5 м - морские и ледниково-морские преимущественно глинистые отложения среднего плейстоцена.

Гор. 107.5-117.7 м - морские и ледниково-морские пески, суглинки, глины раннего плейстоцена.

Гор. 117.7-126.0 м - пески с морской фауной плиоцена.

Данные, полученные Самойловичем и др. [1993] по стратиграфии четвертичных отложений центральной части Баренцева моря, в общем, соответствуют нашим данным по скв. № 26 и могут служить основой для реконструкции природной обстановки в этой части бассейна в позднечетвертичное время. В этой скважине слой отложений, соответствующий поздневалдайской ледниковой эпохи, включает арктические виды фораминифер (Islandiella helenae, Nonionellina labradorica, Elphidium subclavatum, Cassidulina subacuta) и морские диатомеи с преобладанием представителей ледово-неретической флоры (Melosira arctica, Navicula pelagica, Pleurosigma stucxbergii), что позволяет говорить о существовании здесь ледового покрова на поверхности моря.

На профиле, выполненном в 14-ом рейсе НИС АСВ вдоль 41-го меридиана, было обнаружено, что в ЮБВ «Парасаундом» была зондирована 30-метровая толща отложений, состоящая из двух горизонтов. На фрагменте (см. рис. 1) акустической записи (рис. 3а) верхний горизонт слоистых отложений имеет мощность около 5 м. Его уверенно можно считать голоценовым. Подтверждением этому служат многочисленные колонки, взятые в нескольких экспедициях ИО РАН [Павлидис и др., 1998], а также данные Л. Поляка [Polyak et al., 2000], подтвержденные датировками по ¹⁴С. Они подтверждают, что возраст подошвы верхнего слоя в скв. № 117, расположенной рядом на глубине 342 м, составляет 9.4-9.9 тыс. лет. Под голоценовым слоем залегает пачка отложений с чередованием акустически темных и светлых слоев, мощностью 10-12 м, которые, по всей вероятности, накопились в позднем валдае. Хорошо выраженная параллельная слоистость отложений этой пачки позволяет говорить, что они накапливались в водной среде. В позднем валдае открытые акватории Баренцева моря наверняка были покрыты льдом, скорее всего в течение всего года. Поэтому отложения этой пачки с уверенностью можно считать ледово-морскими.

Севернее по профилю 41-го градуса в центральной части ЮБВ под примерно 2-метровым слоем голоценовых морских осадков (глинистых илов по колонкам) залегает мощная, 25-метровая толща акустически прозрачных отложений (рис. 3б). В нижней ее части прослеживается две отчетливые акустические границы, фиксирующие, очевидно, нижележащие отложения также с акустически прозрачной записью. Судя по форме залегания и по характеру акустической записи, эта толща имеет однородный литологический состав, сложена глинистыми отложениями, не содержит значительных примесей в виде грубообломочного материала и накопилась в водной среде. Пользуясь данными бурения в этом районе моря (скв. № 183), можно предположить, что эти отложения являются ледниково-морскими поздневалдайскими.

Центральная возвышенность, возвышенность Персея и разделяющая их впадина имеют пересеченный рельеф поверхности дна из-за распространенных здесь моренных холмов и гряд. На широтном участке профиля, выполненного в 11-ом рейсе АСВ (фрагмент 4), пересекающем юго-восточную часть Центральной возвышенности, видно (рис. 4а), что зондированная «Парасаундом» толща отложений состоит из двух пачек отложений: нижней, акустически прозрачной, слагающей валообразное аккумулятивное тело мощностью до 8 м, и верхней, акустически полупрозрачной, мощностью 7-11 м. Валообразное аккумулятивное тело, судя по форме его залегания, предположительно мы считаем образованием, идентичным отложениям, покрывающим Мурманский вал с такой же прозрачной акустической записью. Аккумулятивное накопление на юго-восточной окраине Центральной возвышенности в таком случае можно считать возникшим в результате выпадения осадочного материала из проксимальной области ледника, возможно шельфового.

На северо-восточной окраине Центральной возвышенности, пересеченной профилем вдоль 41-го градуса, были обнаружены (фрагмент 5) типичные моренные гряды со всеми характерными морфологическими признаками (рис. 4б). Максимальная мощность, слагающих их отложений, составляет 25 м, а протяженность отдельных гряд по линии профиля - 1 км.

В понижении между возвышенностями Центральная и Персея в 11-ом рейсе АСВ была взята колонка АСВ-858, в которой под 2.07-метровым слоем серовато-зеленого пелитового ила с пятнами гидротроилита, трубочками полихет, спикулами губок, единичными диатомеями и редкими раковинами моллюсков залегает (гор. 2.07-2.56 м) слой пелитового ила, с чередованием коричневых и голубовато-серых слойков, а еще ниже (гор. 2.56-3.53 м) слой очень плотных темно-серых глин с угловатыми и полуокатанными обломками пород. Исследования показали [Иванова и Мурдмаа, 2001; Мурдмаа и др., 1998], что истинно голоценовым здесь является верхний двухметровый слой илов, а ниже залегают ледово-морские осадки периода дегляциации позднего валдая.

Тем не менее здесь по линии профиля вдоль 41-го меридиана у юго-восточного подножья возвышенности Персея были обнаружены типичные моренные гряды, что демонстрирует фрагмент 6 профиля «Парасаунда» (рис. 5а).

На юго-восточной окраине возвышенности Персея по линии профиля вдоль меридиана 60-го градуса с.ш., выполненном в 11-ом рейсе АСВ были обнаружены (фрагмент 7) отложения неравномерной мощности, от 2 до 10 м, с грядовым рельефом поверхности (рис. 5б). Эти отложения покрывают поверхность, выработанную в осадочных породах, наклонные слои которых срезаны. Здесь на глубине 196 м была взята колонка АСВ-861 длиной 294 см. Она вскрыла сверху метровый слой зеленовато-серого глинистого ила с редкими раковинами моллюсков и пятнами гидротроилита. Ниже залегает 20-сантиметровый прослой глинистого ила коричневого цвета. Нижней частью трубка вошла в слой (гор. 120-294 см) плотных темно-серых алевритово-глинистых илов с угловатыми обломками пород. Ранее нами было установлено [Арктический шельф…, 1987; Павлидис и др., 1998], что слой коричневых, иногда розоватых илов относится к бореальной эпохе голоцена. Нижний горизонт, в этой колонке, по-видимому, вскрыл верхний слой моренных отложений конца валдайской ледниковой эпохи. Точно такое же накопление моренных отложений было зафиксировано на восточной окраине банки Персея на участке профиля, расположенном в координатах 77°10' с.ш. и 42°40' в.д. (фрагмент 8) (рис. 5в). Судя по характеру хаотичной акустической записи эти морены, расположенные на банке Персея, содержат большое количество крупного каменного материала.

К востоку от банки Персея в Северо-Баренцевоморской впадине между банкой и Адмиралтейским валом в 14-ом рейсе АСВ на протяжении более 120 км вдоль меридиана 43°45' в.д. была зондирована мощная толща акустически прозрачных отложений, подобных тем, что были обнаружены в ЮБВ. Она имеет мощность от 30 м на севере (рис. 6а) до 10 м на юге (рис. 6б) и залегает на денудационной поверхности, секущей слои осадочных пород (рис. 6в).

В 11-ом рейсе АСВ был получен ряд новых критериев, позволяющих определить различия в условиях осадконакопления в поздне- и послеледниковое время в открытой части акватории Баренцева моря [Богданов и др., 2001]. К их числу относятся измерение концентрации хлорид-иона как индикатора солености придонных вод, окислительно-восстановительного потенциала (Eh), а также определения содержания в осадках подвижных форм аутигенных сульфидов железа.

Оказалось, что нижняя часть вскрытого осадочного разреза, представленная темно-серыми пелитовыми илами повышенной плотности (1.8-2.2 г/см³) и пониженной влажности (14.2-27.1%) имеет пониженную концентрацию хлорид-иона (15.7-18.3 г/л) по сравнению с вышележащими осадками. В средней части вскрытого колонками разреза, представленной слоистыми пелитовыми илами, цвет которых меняется от желтовато-серого до коричнево-серого, концентрация хлорид-иона возрастает до 16-18 г/л, влажность составляет 37-50%, плотность - 1.4-1.99 г/см³. Соленость иловых вод в этом слое варьирует от нормальной для голоцена до пониженной, как в подстилающих осадках. Верхняя часть разреза, сложенная оливково-серыми пелитовыми илами, имеет нормальную для открытого морского бассейна соленость иловых вод, высокую влажность и низкую плотность осадков.

Желоб Франц-Викория является областью интенсивной аккумуляции осадков. В южном отроге желоба была записана толща акустически прозрачных отложений мощностью от 20 до 8 м. Над ней отчетливо прослеживается двухметровый слой голоценовых отложений (рис. 7а). Севернее было обнаружено, что под этим 2-метровым слоем поверхностных (голоценовых) отложений на денудационной поверхности осадочных пород залегают 2 пачки осадков: верхняя в виде акустически прозрачного слоя и нижняя, слагающая отдельные аккумулятивные накопления, в виде холмов до 10 м высотой, имеющих отчетливо выраженную подошву (рис. 7б). На станции АСВ-875 была взята колонка грунта, длиной 456 см, которая не вышла из слоя голоценовых отложений и вскрыла однородную толщу глинистых илов. Поэтому есть основания полагать, что верхняя акустически прозрачная толща относится к голоцену и периоду дегляциации в конце последней ледниковой эпохи. Погребенные аккумулятивные накопления по форме залегания с достаточной степенью уверенности можно идентифицировать как моренные гряды, образование их в средней части желоба произошло, вероятно, в поздневалдайскую ледниковую эпоху.

На широтном участке профиля, проходящем по 80-й параллели и пересекающем глубокий восточный отрог желоба Франц-Виктория, акустическое профилирование (фрагмент 15) позволило обнаружить (рис. 7в), что под 4-метровым слоем акустически прозрачных отложений залегают валообразные аккумулятивные тела, имеющие отчетливую подошву, которая представляет собой денудационную поверхность осадочных пород. Здесь была взята колонка грунта АСВ-880 длиной 5 м, которая вскрыла сверху 3.1-метровый слой глинистого оливково-серого ила с обильными пятнами гидротроилита. Его подстилает слой (гор. 310-404 см) глинистого ила зеленовато-серого однородного без гидротроилита, в котором обнаружен пелитоморфный карбонат. Еще ниже (гор. 404-494 см) залегает слой алевритово-глинистого ила темно-серого цвета с примесью песка, гравия и гальки. В самом низу трубка вскрыла (гор. 494-508 см) плотные, почти сухие (влажность 18%), темно-серые валунные суглинки с обломками черных сланцев. В них концентрация хлорид-иона оказалась очень низкой (всего 7.3 г/л), влажность составляет 19%, плотность 2.2 г/см³ [Богданов и др., 2001]. Данные о пониженной солености иловых вод и результаты микропалеонтологических исследований [Иванова и Мурдмаа, 2001] позволяют с уверенностью считать их моренными отложениями.

Детальные исследования, проведенные в 11-ом рейсе АСВ, между Новой Землей и Землей Франца-Иосифа, позволили нам установить, что в желоб Седова, который соответствует Горбовскому грабену, спускались покровные ледники главным образом со стороны ЗФИ и оставили в наиболее глубокой его части многочисленные моренные гряды [Павлидис и др., 2001], которые выглядят как неправильной формы валы (рис. 8а). На вершине одного из таких валов была взята колонка АСВ-897, которая вскрыла морену под двухметровым слоем морских отложений.

В Западно-Новоземельском желобе (ЗНЖ) севернее 75-й параллели в 11-ом рейсе АСВ по галсу вдоль желоба были обнаружены мощные, не покрытые более молодыми осадками, морены с морфологически «свежим» обликом. Особенно рельефные моренные гряды расположены примерно на траверзе заливов Борзова и Норденшельда, где их высота над современной поверхностью дна достигает 25 м (рис. 8б).

Расположенный к западу от ЗНЖ Адмиралтейский вал имеет на поверхности явные следы ледниковой деятельности. Во-первых, на нем нет сколько-нибудь существенных толщ отложений. Их слой, обнаруженный с помощью многочисленных колонок, взятых грунтовыми трубками в разных экспедициях, не превышает первых десятков см. Во-вторых, вдоль западной окраины Адмиралтейского вала почти по всей его протяженности были обнаружены валы, сложенные, как показали некоторые колонки грунта и дночерпательные пробы, валунными суглинками [Павлидис и др., 1998]. В 14-ом рейсе АСВ при пересечении Адмиралтейского вала была записана на ленте «Парасаунда» (фрагмент 20), типичная моренная гряда (рис. 8в).

Вблизи западного берега п-ва Гусиная Земля в 11-ом рейсе АСВ была зондирована толща отложений с уникальной структурой (рис. 9а). Она имеет 5 четко выраженных слоев. Верхний, мощностью около 1.5 м, сложен осадками с темной, почти черной акустической записью. Второй (сверху), мощностью до 10 м, сложен слоистой пачкой отложений с чередованием слоев с акустически темной и светлой записью, имеющей волнообразное залегание. Третий, мощностью от 3 до 8 м, сложен осадками с акустически прозрачной записью, слагающими валообразные формы рельефа, причем вышележащие слои обволакивают эти валы, а контакт с подстилающей поверхностью кровли нижележащего слоя имеет признаки несогласия. Четвертый слой, мощностью 8-12 м, сложен слоистой пачкой отложений, аналогичной по характеру акустической записи второму слою. Нижний, пятый слой, мощностью 10-14 м, сложен отложениями с прозрачной акустической записью, залегающими на денудационной поверхности коренных пород.

Новые данные, полученные по геоморфологии, стратиграфии отложений и палеогеографии Печорского моря позволяют с большой степенью достоверности утверждать, что большая часть его дна в позднем валдае была сушей с тундровым ландшафтом, не покрытой ледниками. Лишь в пределах ЮНЖ существовал морской бассейн под покровом паковых, а, возможно, и сезонных льдов. Проведенные исследования с помощью «Парасаунда» и узколучевых эхолотов показали, что дно Печорского моря представляет собой пологую равнину с несколькими отчетливо выраженными террасовыми уровнями, протягивающимися по всему морю примерно вдоль изобат [Павлидис и др., 2002]. Среди них следует обратить особое внимание на террасу, выработанную в осадочных породах, слагающих южный край желоба и расположенную на глубине 120 м ниже современного уровня моря. Древний береговой уступ этой террасы имеет высоту около 15 м. Перед ним прослеживается пологая слабовыпуклая поверхность, по-видимому, абразионного происхождения.

В Южно-Новоземельском желобе нами была зондирована слоистая толща отложений, состоящая из трех основных пачек осадков: верхней - горизонтально-слоистой, средней волнисто-слоистой и нижней неслоистой, акустически прозрачной (рис. 9б). Верхняя пачка осадков, мощностью от 8 до 12 м, представляет собой чередование светлых и темных слойков, в общем, параллельных поверхности дна. Она разделена отчетливой отражающей границей на два горизонта: верхний мощностью 4-5 м и нижний мощностью до 7 м. Эта пачка залегает с резким несогласием на поверхности подстилающей толщи отложений. Средняя пачка имеет переменную мощность от 8 до 18 м и состоит из серии не выдержанных по простиранию слоев неправильной волнистой формы, которая напоминает структуру пологих складок. Однако это, по-видимому, не результат складчатой дислокации, а проявление неравномерного пульсационного осадконакопления. Верхняя граница пачки отчетливая, нижняя - менее отчетливая. В целом, эта пачка состоит преимущественно из слоев, имеющих акустически темную запись. Нижняя пачка, максимальная мощность которой 15 м, представлена осадками с акустически прозрачным типом записи. Рельеф поверхности этого аккумулятивного накопления можно охарактеризовать как холмистый, причем размеры отдельных холмов достигают в высоту 10-12 м и в ширину - первые сотни метров.

Колонка грунта АСВ-1157, взятая вблизи осевой части желоба, вскрыла 486-сантиметровую толщу оливково-серых глинистых терригенных илов, которая по свидетельству М.А. Левитана является голоценовой.

Данные бурения [Тарасов, 1998; Тарасов и др., 2000] показали, что суглинистые отложения нижнего валдая в юго-восточной части Печорского моря перекрываются темно-серым алевритовыми осадками, содержащими большое количество фораминифер, моллюсков, остракод - индикаторов открытых морских интерстадиальных условий. В их палинологических спектрах значительный процент составляет пыльца деревьев. Возраст этих отложений по результатам радиоуглеродного анализа - 39-35 тыс. лет. Следовательно, полная дегляциация шельфа Печорского моря наступила в среднем валдае. В это время трансгрессия вторгалась в прибрежные приморские низменности и проникала в приустьевые части рек. Однако размеры бассейна были меньше, чем во время микулинского межледниковья и, возможно, меньше, чем во время микулинского межледниковья и, возможно, меньше нынешнего. Верхневалдайские алевритово-глинистые отложения практически не содержат фаунистических остатков. В их спорово-пыльцевых комплексах доминирует пыльца травянистых растений, главным образом, полынь горькая (Artemisia). В дальнейшем, в ходе голоценовой трансгрессии, шельф подвергся интенсивной переработке - абразии в условиях трансгрессии моря.

В современном рельефе дна Печорского моря были обнаружены многочисленные палеодолины рек. Особенно отчетливо была установлена палеодолина Печоры, которая направлена в сторону пролива Карские Ворота [Артемьев, 2003]. На нее «нанизаны» замкнутые депрессии с плоским дном, напоминающие проточные озера, каких много в тундре. В одной из таких депрессий на глубине моря 70 м была пробурена скв. № 480, которая вскрыла 100-метровую толщу слоистых глинистых отложений без морской фауны и флоры, но наполненную растительным детритом, снесенным с суши. Оказалось, что вся эта толща накопилась в позднем валдае, во время сартанской ледниковой эпохи (таблица).

Характерно, что отложений моложе 22 тыс. лет в этой депрессии нет. Очевидно, они были размыты в ходе последующей трансгрессии моря.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Методами абсолютной геохронологии и микропалеонтологии был установлен возраст основных палеогеографических этапов развития Баренцева моря и отдельных его частей в позднем валдае и голоцене. В конце последнего оледенения, максимум которого приходится на 18-20 тыс. лет назад, начался период таяния покровных ледников, наиболее бурно протекающего между 15 и 13 тыс. лет назад. К 12-13 тыс. лет назад произошло существенное потепление вод юго-западной части Баренцева моря за счет притока атлантических вод, которые достигли Шпицбергена. Очевидно, в этот период произошло таяние и полное распадение всех шельфовых ледников и отступание языков покровных ледников с шельфа в сторону суши за пределы современной береговой линии. Некоторые северные острова и мелководные банки лишились ледяного покрова около 10 тыс. лет назад.

Для реконструкции палеогеографических условий конца последнего оледенения, основанной на профилях «Парасаунда», колонках донных отложений и скважинах бурения, мы воспользуемся морфоструктурной схемой шельфа Баренцева моря (рис. 10). Границы отдельных положительных и отрицательных структур в значительной степени помогают уточнить ареалы распространения в первую очередь ледников на шельфе. Созданные ранее палеогеографические реконструкции, основанные на представлениях о частичном распространении на шельф покровных ледников из различных центров оледенения [Матишов, 1984; Павлидис и др., 1998; Pavlidis & Polyakova, 1997], в общем виде следует признать правильными. Однако они были слишком схематичны из-за недостаточного объема фактического материала.

Что касается западной окраины Баренцева моря, то представления остаются прежними. У берегов Северной Скандинавии и Кольского полуострова в позднем вюрме существовал ледник антарктического типа. Его особенностью было сочетание выдвинутых ледниковых языков, лежащих на выступах фундамента, с шельфовыми ледниками, находящимися на плаву над депрессиями, в которых происходило накопление ледниково-морских отложений [Павлидис и др., 1998; King et al., 1991]. Установлено [Solheim & Elverhoi, 1996], что участок шельфа Баренцева моря, примыкающий к Шпицбергену вплоть до о-ва Медвежий, имеет явные следы покровного оледенения.

Шельфовый ледник существовал, по-видимому, вдоль северо-восточного побережья Кольского полуострова по периферии покровного ледника. Нами [Павлидис и др., 1998] была разработана модель этого шельфового ледника и осадконакопления в его окраинной зоне. Согласно этой модели под шельфовым ледником в его разрушающейся периферийной части была сформирована положительная аккумулятивная форма. Ее процесс формирования нам представляется следующим образом: во время максимума оледенения с Кольского полуострова в Баренцево море сползали языки покровного ледника, которые продолжались в сторону моря шельфовым ледником, переходящим далее в многолетний паковый лед с айсбергами. Мурманский вал, очевидно, был внешней границей выдвижения шельфового ледника, который над мелководьем интенсивно разрушался, так как глубины над вершиной вала в то время не превышали 50 м, и нижняя поверхность шельфового ледника приближалась или даже касалась поверхности дна. Это приводило к увеличению потока обломочного материала из льда, который аккумулировался в максимальной степени на внутреннем склоне Мурманского структурного поднятия.

Южно-Баренцевоморская впадина в поздневалдайскую ледниковую эпоху была областью подледной морской седиментации. Об этом свидетельствуют профили «Парасаунда», фрагменты которых были здесь приведены, данные по скважинам и колонкам грунта, вскрывших под слоем голоценовых отложений осадки позднего валдая. Надежные данные, которые свидетельствуют о хорошей корреляции материалов акустической записи и бурения получены, например, по району у северного подножья Мурманского вала на границе с ЮБВ, где была получена колонка АСВ-852 (см. рис. 2), а также по скв. № 26. В ЮБВ залегание слоев осадков как голоценовых, так и более ранних спокойное, субгоризонтальное, что свидетельствует в пользу морского типа осадкообразования. Новые материалы, полученные в 11-ом рейсе АСВ, существенно дополняют представления об эволюции среды осадконакопления [Богданов и др., 2001]. Солености иловых вод в плотных глинах, подстилающих голоценовые илы, лишь на 10% ниже, чем в голоценовых илах, что позволяет предположить, что во время накопления этих отложений происходило проникновением в Баренцево море атлантических вод с нормальной океанской соленостью.

Ранее не было полной ясности о состоянии природной обстановки на возвышенностях дна Баренцева моря во время низкого стояния уровня моря на отметках около -120 м в позднем валдае. Возвышенности южной групп (Гусиная, Северная и Южная Канинские), глубины на вершинах которых составляют 50-70 м, не имеют признаков оледенения на поверхности и при низком уровне моря должны были представлять собой низменную сушу.

В северной половине Баренцева моря, выше 75-ой параллели, природная обстановка в эпоху максимума последнего оледенения была существенно иной, чем на юге. Здесь на большие площади распространились на шельф покровные ледники из центров на арктических архипелагах: Шпицбергена, Земли Франца-Иосифа, Новой Земли. Шпицбергенский ледниковый покров своим восточным краем накрыл Центральную возвышенность и возвышенность Персея, о чем свидетельствуют хорошо морфологически выраженные моренные гряды. Они были обнаружены даже в относительно глубоком понижении в рельефе дна между этими возвышенностями. Ледник ЗФИ распространялся на юг, покрывая все Северо-восточное плато. Новоземельский ледниковый покров распространялся на запад, вплоть до подножья Адмиралтейского вала.

В окруженной этими ледниками Северо-Баренцевоморской впадине происходило, как мы считаем, подледное осадконакопление, о чем свидетельствует мощная толща однородных, акустически прозрачных отложений, выстилающих дно всей этой впадины. Какого типа был этот ледовый покров на поверхности моря, мы пока можем лишь предполагать. Здесь, вблизи краев ледниковых покровов мог существовать плавающий шельфовый ледник. Однако подледное осадконакопление могло происходить и под экраном многолетнего пакового льда. Район желоба Франц-Виктория был областью соприкосновения ледниковых покровов Шпицбергена и ЗФИ. Об этом свидетельствуют отчетливо выраженные моренные гряды, как захороненные под толщей осадков, так и находящиеся почти на современной поверхности дна. С началом таяние ледников в желобе, видимо, происходила разгрузка большого количества осадочного материала, о чем свидетельствует мощная толща - отложение в его осевой части.

На вопрос о том, соединялись или нет в позднем валдае ледниковые покровы ЗФИ и Новой Земли мы несколько ранее ответили положительно [Павлидис и др., 2001]. Обнаруженные в самой глубокой части желоба Седова аккумулятивные валы идентифицированы нами как моренные гряды. Это соединение произошло, по-видимому, во время максимальной стадии поздневюрмского ледникового периода, когда уровень Мирового океана находился на отметках 120±10 м ниже современного. Соединение Баренцева моря с Карским в это время было прервано.

Подошва ледника, лежавшего на дне желоба Седова, находилась ниже современного уровня моря примерно на 400 м. Ледник в этом месте должен был иметь мощность не менее 450-500 м. Это хорошо согласуется с данными по желобу Святой Анны [Hald et al., 1999]. Желоб Седова мог быть каналом, по которому ледник «стекал» в желоб Святой Анны. Распад единого ледникового щита, покрывавшего архипелаги Земли Франца Иосифа и Новой Земли, начался, по-видимому, в желобе Святой Анны. Процесс распада ледника, по-видимому, быстро достиг желоба Седова, где привел к разъединению ледниковых щитов Новой Земли и Земли Франца Иосифа. При отступлении ледников формировались параллельные желобу моренные гряды. От отступающих ледников откалывались многочисленные айсберги, которые разносили по освободившейся акватории, заключенный во льду, обломочный материал. Соединение Баренцева моря с Карским постепенно возобновилось. Это произошло примерно между 15 и 13 тыс. лет назад. При распаде окраинных лопастей ледников выпадало большое количество осадочного материала, под которым были погребены моренные гряды на плато Литке и в северной части ЗНЖ, также как это происходило в желобе Франц-Виктория.

Судя по разнообразию отложений, заполнивших ЗНЖ, в нем находился не инертный покровный ледник, а сравнительно динамичные выводные ледниковые языки, которые двигались, в основном, вдоль желоба, оставив следы в виде моренных гряд и экзарационных поверхностей. Наиболее мощные потоки льда были устремлены на север от Новой Земли, где они оставили на поверхности дна многочисленные конечно-моренные гряды, хорошо сохранившиеся в рельефе дна. Кроме того здесь, на участке от п-ва Адмиралтейства до м. Желания, на дне под сравнительно маломощным слоем морских голоценовых отложений многими колонками были вскрыты кирпично-красные очень плотные сухие глины, плащ которых простирается вплоть до желоба Седова. Мы полагаем, что эти глины имеют ледниковое происхождение - являются донной мореной [Павлидис и др., 1998].

Вдоль западного берега Новой Земли в желоб в конце позднего валдая, по-видимому, сползали многочисленные языки выводных ледников, о чем мы писали ранее [Павлидис и др., 1998]. Они оставили аккумулятивные гряды ледниковых отложений (морены), которые соответствуют, очевидно, третьему слою осадков на рис. 9а, слагающему валообразные формы рельефа.

На месте Печорского моря в позднем валдае, во время глубокой эвстатической регрессии Мирового океана была низменная суша с тундровым ландшафтом. Узкий морской залив Баренцева моря занимал лишь тектоническую депрессию ЮНЖ, на южном склоне которого на глубине около 120 м прослеживается береговая терраса [Павлидис и др., 2002]. Она, по-видимому, не может быть более древней, поскольку в таком случае, сформированная в слабо консолидированных осадках, она не была бы столь отчетливо выражена вследствие наложения последующих экзодинамических процессов. Морской залив у южного берега Новой Земли в позднем вюрме большую часть года был, очевидно, покрыт льдом и, возможно, лишь на короткий период (1-2 мес.) он мог частично освобождаться от льда. В таких условиях волновые процессы здесь были весьма ограничены. Единственным реальным процессом, который способен был сформировать верхний уступ террасы и субгоризонтальную ее поверхность, могла быть термоабразия.

В рельефе всего остального пространства шельфа Печорского моря были установлены террасы на уровнях 50-55, 40, 32, 25 м, которые фиксируют смещение уровня моря во время поздне-послеледниковой трансгрессии. Никаких следов поздневалдайского оледенения профилированием и бурением обнаружено не было. Здесь были установлены следы многолетней мерзлоты [Мельников и Спесивцев, 1995] и участки не погребенного реликтового тундрового рельефа [Артемьев, 2003].

Прямым подтверждением того, что здесь в позднем валдае была суша, по которой текли реки, является факт существования в бассейне пра-Печоры озер, «нанизанных» на долину реки, как это часто бывает на поверхности тундры. Верхневалдайские отложения одного из таких озер были вскрыты скв. № 480.

Изучение тонкой структуры осадочной толщи в ЮНЖ позволило на основе методики сейсмо-фациального анализа проследить последовательность событий в желобе в конце позднего плейстоцена и голоцене. Общая мощность акустически зондированной толщи отложений в нем составляет 50 м. Из них достоверно известен состав отложений, их возраст и генезис только верхнего 4-6-метрового горизонта, который был определен как голоценовый. Он залегает на слое таких же осадков, без перерыва, несколько более плотных, о чем свидетельствует наличие четкого отражающего слоя. Однако оба эти горизонта представляют собой общую пачку отложений, накопившихся в морском бассейне, который в условиях холодного климата позднего валдая был покрыт паковым льдом, а в голоцене - постоянные льды сменились сезонными. При минимальном уровне моря глубина в этом бассейне, расположенном на месте ЮНЖ, достигала 50-60 м, что вполне достаточно для нормального подледного осадконакопления. Если принять, что скорости осадконакопления в ЮНЖ в голоцене и в предшествующую эпоху позднего валдая были примерно одинаковыми, то можно предположить, что пачка осадков, подстилающая голоценовые отложения и имеющая примерно такую же мощность, накопилась за такой же период времени, т.е. за 9-10 тыс. лет. Таким образом, ее следует относить к осташковской эпохе позднего валдая. Общая мощность этих двух горизонтов морских отложений составляет 10-12 м.

Они накопились примерно за 18-20 тыс. лет. Поэтому средняя за этот период скорость осадконакопления в ЮНЖ составляет примерно 0.5 мм/год.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Наши исследования позволили составить новую палеогеографическую схему Баренцева моря для времени максимума поздневалдайского оледенения (рис. 11). Она в значительной степени уточняет схему, опубликованную нами ранее [Павлидис и др., 1990]. Эта схема обоснована значительно большим количеством фактического материала. Широкое применение высокоразрешающего акустического профилирования с помощью «Парасаунда», позволило «увидеть» строение верхнего этажа осадочной толщи, а изучение колонок грунта понять обстановку осадконакопления.

На новой палеогеографической схеме показано, что в эпоху максимума последнего оледенения бассейн Баренцева моря был значительно меньше по площади. Почти со всех сторон он бы окружен покровными ледниками, которые спускались на шельф из центров оледенения на суше. С Мировым океаном этот бассейн соединялся, по-видимому, только узким проливом Медвежинского желоба. Области моря, не занятые ледниками, лежащими на дне, были покрыты плавающими льдами, либо многолетними паковыми, либо пластинами шельфовых ледников, широко здесь распространенных. Под этим ледовым экраном происходило накопление своеобразных ледниково-морских отложений.

На юге и юго-востоке Баренцева моря при глубокой регрессии Мирового океана существовала низменная суша с тундровым ландшафтом. Мелководная Гусиная банка была островом в замерзшем море. Остров Колгуев, по-видимому, также не был покрыт ледником в позднем валдае. Это предположение сделано на основании того, что профили «Парасаунда», полученные нами вокруг острова, не показали никаких признаков его существования. С.А. Огородов [2001], показывает, что поверхность острова Колгуев, как и поверхность Большеземельской тундры, представляет собой денудационную равнину, покрытую ледниково-морскими отложениями.

Статья написана при финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (проект № 02-05-64001).

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Арктический шельф Евразии в позднечетвертичное время / Под ред. Аксенова А.А. М.: Наука, 1987. 277 с.

2. Артемьев А.В. Геоморфология дна Печорского моря // Автореф. канд. дисс. М.: ИО РАН, 2003. 30 с.

3. Богданов Ю.А., Мурдмаа И.О.. Гурвич Е.Г. и др. Исследования строения верхней части осадочного чехла Баренцева моря для описания истории осадконакопления и палеогеографических построений // Опыт системных океанологических исследований в Арктике. М.: Научный мир, 2001. С. 598-615.

4. Гросвальд М.Г. Проблема ледниковой истории полярного шельфа остается не решенной // Вестник РФФИ. 1998. № 2. С. 42-47.

5. Иванова Е.В., Мурдмаа И.О. Послеледниковая палеоокеанология северной части Баренцева моря // Опыт системных океанологических исследований в Арктике. М.: Научный мир, 2001. С. 542-552.

6. Матишов Г.Г. Дно океана в ледниковый период. Л.: Наука, 1984. 176 с.

7. Мельников В.П., Спесивцев В.И. Инженерно-геологические и геокриологические условия шельфа Баренцева и Карского морей. Новосибирск: Наука, 1995. 197 с.

8. Мурдмаа И.О., Иванова Е.В., Пименов Н.В. Морская перигляциальная седиментация в Баренцевом море в течение послеледниковья // Морской перигляциал и оледенение Баренцево-Карского шельфа в плейстоцене. Апатиты: КНЦ РАН, 1998. С. 78-80.

9. Огородов С.А. Формирование береговых систем Печорского моря в условиях техногенного прессинга // Седиментационные процессы и эволюция морских экосистем в условиях морского перигляциала. Апатиты: КНЦ РАН, 2001. С. 82-90.

10. Павлидис Ю.А., Ионин А.С., Щербаков Ф.А. и др. Арктический шельф. Позднечетвертичная история как основа прогноза развития. М.: ГЕОС, 1998.1987 с.

11. Павлидис Ю.А., Мурдмаа И.О., Иванова Е.В. и др. Соединялись ли 18 тыс. лет назад ледниковые покрова Новой Земли и Земли Франца-Иосифа? // Опыт системных океанологических исследований в Арктике. М.: Научный мир, 2001. С. 456-467.

12. Павлидис Ю.А., Никифоров С.Л., Дунаев Н.Н., Артемьев А.В. Подводные террасы Печорского моря // Океанология. 2002. Т. 42. № 6. С. 894-901.

13. Павлидис Ю.А., Щербаков Ф.А., Боярская Т.Д. и др. Новые данные по стратиграфии четвертичных отложений и палеогеографии южной части Баренцева моря // Океанология. 1992. Т. 32. № 5. С. 917-923.

14. Павлидис Ю.А., Дунаев Н.Н., Щербаков Ф.А. Актуальные проблемы четвертичной геологии Баренцева моря // Современные процессы осадконакопления на шельфах Мирового океана. М.: Наука, 1990. С. 76-93.

15. Поляк Л.B. Стратиграфия донных отложений района Мурманской банки по фораминиферам // Бюлл. Комис. по изучению четверт. периода АН СССР. 1984. № 53. С. 134-139.

16. Самойлович Ю.Г., Каган Л.Я., Иванова Л.В. Четвертичные отложения Баренцева моря. Апатиты: КНЦ РАН, 1993. 73 с.

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

18. Тарасов Г.А. Верхнечетвертичный седиментогенез на шельфе западно-арктических морей. Автореф. докт. дисс. М.: ИО РАН, 1998. 46 с.

19. Баух X., Павлидис Ю.А., Матишов Г.Г. и др. Шельф Печорского моря в позднем плейстоцене и голоцене (результаты исследований по проекту ИНТАС № 1489-99). Тез. Конф. LOIRA. М.: ИО РАН, 2002. С. 14-17.

20. Hald М., Kolstad V., Polyak L. et al. Late glacial and Holocene palaeoceanography and sedimentary environments in the Saint Anna Trough, Eurasian Arctic Ocean margin // Palaeoceanogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol. 1999. V. 146. P. 229-249.

21. King L.H., Rokoengen K., Fader G.B.Y. Till-tongue stratigraphy // Bull. geol. Soc. Am. 1991. V. 103. № 5. P. 637-659.

22. Pavlidis Yu.A., Polyakova El. Late Pleistocene and Holocene depositional environments and paleoceanography of the Barents Sea: evidence from seismic and biostratigraphic data // Marine Geology. 1997. V. 143. P. 189-205.

23. Polyak L., Gataulin V., Okuneva О., Stelle V. New constrains on the limits of the Barents-Kara ice sheet during the Last Glacial Maximum based on borehole stratigraphy from the Pechora Sea // Geolog. 2000. V. 28. № 7. P. 611-614.

24. Solheim A.. Elverhoi A. Surface sediments of the northwestern Barents Sea // Berichte zur Polarforschung. 1996. №212. P. 144-158.

New Data about the Paleoenvironments of the Barents Sea in the End of the Valdai Glaciation

Yu.A. Pavlidis, Yu.A. Bogdanov, О.V. Levchenko, I.O. Murdmaa, G.A. Tarasov

The data were obtained during the 7-th, 11-th, 13-th and 14-th expeditions of R/V "Academic Sergei Vavilov" (1990, 1997 and 1998 years). They help to specify the paleogeographic reconstruction of the Barenz Sea in the time of the last glaciation maximum. The wide scale acoustic profiling with the "Parasound" and the new approach to study of the upper part of the upper part of the sedimentary cover were used in this paper. The Barents Sea basin was considerable less in the time of the last glaciation maximum. It was surrounded by glaciers which came from the land glaciation centers to the shelf. This basin connected with the ocean only by the narrow strait of the Bear trench. Deprived of glaciers the sea areas were covered by flowing or pack ices. Original bottom sediments accumulated under these ices. The bottom deposits with anomally high thickness were formed as result of the shelf glaciers destruction during deglaciation. The Pechora Sea shelf was drained and some rivers flowed on its surface. Continuous sea and ice-sea sedimentation was typical deep parts of the some trenches bottom.