Введение

В представленной работе анализируются материалы, полученные в результате проведения в течение 1986-1991 гг. целевого комплекса геолого-геофизических работ на шельфах Баренцева и Карского морей. Этот комплекс включал: инженерно-геологическое бурение со специализированного судна "Бавенит", геотехнические испытания в скважинах (статическое зондирование); непрерывное сейсмоакустическое профилирование в комплексе с многоканальным скоростным зондированием. Наибольшее практическое и теоретическое значение имеют результаты буровых работ, позволивших изучить строение и состав толщи новейших (плиоцен-четвертичных) отложений на полную их мощность.

В качестве основных объектов изучения выступают нижне- среднеплейстоценовые и верхнеплейстоценовые отложения, которые до настоящего времени опробовались лишь с помощью грунтовых трубок различной конструкции. Глубина их внедрения в неконсолидированные осадки не превышала, как правило, 3- 4 м , а в более плотные грунты 1- 2 м . Это не позволило получить полное представление о составе и строении глубоких горизонтов плиоцен-четвертичной толщи.

Рассматриваются плейстоценовые отложения, развитые в центральной части шельфа Баренцева моря. В пределах этого региона выделяется ряд морфоструктурных элементов [Крапивнер и др., 1988]. В составе этих элементов выделяются глубоководные районы, расположенные в северной и западной частях региона, мелководные (в южной, восточной и юго-восточной частях), а также глубоководные морфоструктуры юго-западной и южной частей шельфа Баренцева моря. В первую группу входят большие части площадей Лудловского, Лунинского и Ферсмановского поднятий; северного борта Южно-Баренцевской впадины и Западно-Кольской седловины (Рис. 1). Глубина моря, в пределах этих морфоструктур в основном превышает 180- 200 м , достигая 350 м .

Ко второй группе относятся присводовые части Мурманской возвышенности; Адмиралтейский вал; Гусиного, Южно- и Северо-Канинского плато: Куренцовская структурная терраса, а также мелководные участки бортов Канинского и Гусиного желобов (Рис.1). Глубина моря изменяются здесь от 30- 90 м в центральной и северной частях до 90- 150 м в южной.

В состав третьей группы входят Кольский желоб, южный борт Южно-Баренцевской впадины, склоны Мурманской возвышенности, Адмиралтейского вала, Южно- и Северо-Канинского плато, а также осевые, глубоководные части Канинского и Гусиного желобов (Рис. 1). Глубина моря составляет 120-200м.

Поверхность дна в пределах этих морфоструктур, в основном, пологонаклоненная выровненная. Углы наклона региональных поверхностей редко превышают 1-2º. В северной и западной частях мезорельеф дна расчлененный бугристый, холмисто-грядовый, а в южной - пологий слаборасчлененный.

1. Стратиграфия верхней части разреза отложений Баренцевоморского шельфа.

Новейшие отложения развиты в пределах шельфа Баренцева моря практически непрерывно. Их мощность составляет в среднем 30-50м. Они перекрывает с четко выраженным угловым и эрозионным несогласием выровненную поверхность кровли доплиоценовых (большей частью верхнемеловых) отложений.

Меловые отложения представлены весьма неоднородными тонкослоистыми алеврито-глинистыми образованиями. Для них характерно неритмичное чередование тонкослоистых глинистых пакетов, разделенных алеврито-песчаными и песчаными интервалами мощностью от нескольких десятков см до 10- 15 м . Глинистая составляющая имеет твердую, реже полутвердую консистенцию. Песчаные разности характеризуются низкой влажностью и плотным - среднеплотным сложением.

Другой тип доплиоценовых отложений представлен черными плотными твердыми глинами, вероятно, палеогенового возраста. Верхняя часть толщи этих глин имеет брекчиевовидно-комковатый облик. Вниз по разрезу они переходят в более монолитные однородные или неоднородные опесчаненные (с гнездами и линзами песка и пыли) разности. Их площадное распространение довольно ограничено. Они встречаются в виде отдельных массивов, выполняющих локальные палеодепрессии или в виде «нашлепок» на ровной кровле верхнемелового комплекса.

Возрастные датировки этих двух комплексов основаны на данных микрофаунистического и споро-пыльцевого анализов. Они имеют довольно противоречивый неоднозначный характер. В связи с чем возрастная принадлежность рассматриваемых отложений к меловому и палеогеновому комплексам носит условный характер.

В пределах Адмиралтейского мегавала (Рис. 1) в качестве доплиоценового субстрата выступают верхнетриасовые терригенные породы. Они представлены пестрыми неритмично переслаивающимися (с интервалом от 10- 50 см до 1- 5 м ) слоями коричневых, коричневато-бурых до шоколадного глин и серых, голубоватых, зеленоватых песчаников, алевролитов и алевропесчаников.

В составе новейших отложений выделяется четыре стратиграфо-генетических (сейсмостратиграфических) комплекса [Крапивнер и др., 1988]: позднеплиоценовый, ранне- среднеплейстоценовый, верхнеплейстоценовый и голоценовый.

Отложения верхнеплиоценового комплекса развиты, в основном, в пределах северной глубоководной части Южно-Баренцевской впадины и на Лунинском поднятии, где они образуют довольно мощные (до 10- 20 м ) и протяженные покровы (Рис. 1). В других районах Баренцевоморского шельфа их развитие носит спорадический характер. В южной части региона, а также на Ферсмановском, Лудловском и Адмиралтейском валу образования этого комплекса выполняют локальные палеодепрессии.

Верхнеплиоценовый комплекс представлен неоднородной по составу и строению толщей, в ней наблюдается неритмичное чередование серых, темно-серых тонкослоистых глинистых пакетов и пропластков несортированного мореноподобного суглинка мощностью от нескольких сантиметров до 1 м , разделенных интервалами светло-серого песка мощностью от нескольких десятков сантиметров до 1- 2 м , содержащего тонкие (около 1 см ) ритмичные слойки глин, растительного детрита и черного шлиха.

Нижне-среднеплейстоценовый комплекс развит на шельфе Баренцева моря повсеместно. Лишь в пределах мелководных локальных поднятий положительных морфоструктурных зон (таких как Адмиралтейский вал, Южно- и Северо-Канинское плато) сплошность его покрова нарушается. В среднем по региону мощность толщи нижне-среднеплейстоценового комплекса составляет 20- 30 м .

В северной глубоководной части, в пределах северного борта Южно-Баренцевской впадины и Лудловского поднятия, а также в Кольском желобе и на южном склоне Мурманской возвышенности она достигает величин 40- 60 м .

В южной, более мелководной (Канинский желоб), она сокращается до 10- 20 м . На Адмиралтейском валу, поднятии Ферсмана и Западно-Кольской седловине она составляет, в основном, 5- 15 м .

Максимальные мощности данного комплекса были установлены в локальных (вероятно, неотектонических) депрессиях, где они намного превышают средние для данной морфоструктурной области, значения. Иногда эти мощности достигают величин 80- 100 м .

Существуют две точки зрения по поводу природы мореноподобных отложений [Данилов, 1978; Данилов и др., 1983; Данилов, 1983; Лисицын, 1988; Кленова, 1960; Крапивнер, 1973; 1986]. Сторонники первой считают, что они являются покровными моренами континентальных ледников, о чем, по мнению этих исследователей, свидетельствуют: смешанный зерновой состав, общая угловатость обломочного материала, наличие эрратических псефитовых включений, высокая степень уплотнения и другие признаки, характерные, как принято считать, для ледниковых отложений. Другие исследователи, указывая на наличие остатков фораминифер, конкреционных тел морского происхождения и седиментационную слоистость, отмечаемую в целом ряде случаев, а также на некоторые другие бесспорные факты, считают их ледово-морскими осадками, аналогичными по происхождению современным голоценовым ледово-морским илам высокоширотных бассейнов.

Ледниковая гипотеза, на взгляд автора, не дает достаточно полного и убедительного объяснения основным особенностям состава и строения мореноподобной толщи. В связи с этим, в данной работе эти отложения рассматриваются как ледово-морские. Ниже по тексту эта точка зрения будет подтверждаться конкретным фактическим материалом.

Верхнеплейстоценовый комплекс наиболее широко развит в южной мелководной части региона. Наибольшая его мощность ( 70 м ) отмечается на Куренцовской структурной террасе (Рис. 1). В Канинском и Гусином желобах, а также на склонах Гусиного, Южно- и Северо-Канинского плато мощность этих отложений составляет 10- 20 м . Мористее (к северу) по мере регионального наращивания нижне-среднеплейстоценового покрова и в западном направлении она сокращается до нескольких метров.

В глубоководных районах северной части Южно-Баренцевской впадины и на Адмиралтейском валу, Ферсмановском и Лудловском поднятиях, а также на Западно-Кольской седловине мощность верхнеплейстоценовых осадков изменяется от нескольких сантиметров до 4- 5 м . Минимальные мощности наблюдаются на положительных элементах мезорельефа кровли подстилающих отложений, максимальные - в отрицательных.

Голоценовые осадки залегают первыми от поверхности дна. Их мощность изменяется от нескольких сантиметров в северной части региона до нескольких десятков метров в южной, в северной части региона голоценовые осадки представлены текучими суглинками и супесями, в южной части региона, а также на локальных мелководных поднятиях в их составе преобладают супеси и пески.

2. Строение толщи, литология и физико-механические свойства плейстоценовых отложений.

2.1. Нижне-среднеплейстоценовый комплекс

Отложения нижне-среднеплейстоценового комплекса представлены преимущественно мореноподобным миктитом, который, по значениям показателя пластичности, имеет, в основном, суглинистый, реже глинистый, состав. Окрашены они в серый или темно-серый цвет, довольно часто отмечаются зеленоватый и коричневатый оттенки различной интенсивности. Реже наблюдаются голубоватый, желтый, палевый и некоторые другие.

В строении этого комплекса принимают участие три пачки. Нижняя, залегающая в основании разреза, занимает от 10 до 50% суммарной мощности комплекса. Ее отложения представлены переслаиванием глин и песков. В верхней части толщи переслаивание имеет, как правило, линзовидный неправильный облик, определяемый наличием линз и тонких (до 1см) прослоев пылевато-песчаного и пылеватого материала, неритмично и неравномерно распределенных в матриксе, представленном суглинистым мореноподобным миктитом. Здесь иногда наблюдаются тонкие прослои диффузионного (рассеянного в глинистом веществе) гидротроилита, которые в направлении от кровли к подошве постепенно исчезают.

Удельное количество песчано-пылеватых прослоев и линз постепенно увеличивается в направлении от кровли к подошве пачки, зерновой состав содержащегося в слойках огрубляется. Параллельно с этим, слоистость становится более выдержанной, и четкой. Одновременно происходит замещение слойков мореноподобного миктита чешуйчатыми отмученными глинами. Слоистость в этой пачке нередко дислоцирована. Отмечены деформации пликативного и дизъюнктивного характера. Пликативные дислокации выражены в виде разнообразных по морфологии складок, (опрокинутых, с пережатым ядром и др.).

Разрывные нарушения представлены отдельными микроразломами и зеркалами скольжения, фиксируются в керновом материале как плоскости, разделяющие отдельные микроблоки. Поверхность этих плоскостей маркирована глиной притирания. Отмечены также отдельные прожилки, выполненные песчано-пылеватым материалом, секущие глинистые слойки в ортогональном направлении к плоскости напластования. Контакт образований, рассматриваемой пачки с подстилающими плиоценовыми отложениями довольно плавный и постепенный. Мощность контактной зоны достигает иногда нескольких метров. Постепенный характер этого контакта определен замещением через переслаивание: отложений одного комплекса образованиями другого. Встречаются также и нечеткие трудноуловимые типы контакта между, породами песчаного и алеврито-песчаного состава. Они фиксируются только по незначительным изменениям состава и структурно-текстурных особенностей. В приконтактной зоне нередко наблюдается дробление и затяжки миктитов и подстилающих их отложений. Интенсивность дислокаций ослабевает в направлении вверх и вниз по разрезу от поверхности контакта.

Вторая, средняя в разрезе, пачка представлена мореноподобными миктитами. Текстура этих отложений, в основном, массивная однородная, реже чешуйчатая или чешуйчато-блоковая. Мореноподобные миктиты этой пачки содержат иногда в довольно больших количествах (до 10-20%) грубообломочный материал, представленный гравием и галькой литифицированных пород терригенного иди карбонатного состава, а также глинистыми агрегатами диаметром до 1 см . Иногда количество этих окатышей столь велико, что отложения приобретают брекчиеподобный облик. Мощность отложений средней пачки составляет 30-40% суммарной мощности комплекса.

Плавный характер контакта с нижележащими слоями определен постепенным увеличением прослоев, содержащих материал подстилающих образований, по направлению от кровли к подошве. В редких случаях отложения верхней и нижней пачек разделены маломощными (до 2 м ) прослоями пылеватого плохо сортированного песка. Это наблюдается в отдельных разрезах Адмиралтейского вала и северо-восточной части Южно-Баренцевской впадины.

В тех районах, где отложения этой пачки перекрывают непосредственно алеврито-песчаные и алевритовые доплиоценовые образования, контакт между ними относится к нечетким. Наблюдается внедрение миктита в отложения субстрата. Морфология этих внедрений, в основном, капле- и грибовидная.

В случаях, когда миктиты средней пачки подстилаются плотными глинистыми доплиоценовыми образованиями, приконтактная зона насыщена окатышами, и довольно крупными, до 3-4-см в диаметре, фрагментами из состава подстилающих отложений. Контуры, отделяющие эти включения от вмещающего матрикса, четкие и резкие. При этом поверхность контакта неровная. В некоторых случаях она наклонена к поперечной оси керна под углом до 40-50º.

Отложения верхней пачки имеют, по сравнению с подстилающими большую текучесть и четко выраженную слоистую текстуру. В западной и юго-западной глубоководных частях рассматриваемого региона они представлены слоистыми глинами. Слоистость определена тонким (через 1 см ) переслаиванием ленточноподобных слойков коричневатых глин и серых мореноподобных миктитов, постепенно замещающихся вверх по разрезу пылеватыми песками. На Кольской седловине и в Южно-Баренцевской, впадины это преслаивание носит ритмичный характер за счет чередования тонких (до 1см) слойков коричневатой глины и слойков миктита такой же мощности. В других изученных районах переслаивание, в основном, неритмичное. В разрезах иного типа, где коричневые глины отсутствуют, образования верхней пачки отличаются от подстилающих мореноподобных миктитов помимо более дисперсного состава, высоким содержанием черного органического вещества и гидротроилита. Глинистые агрегаты и обломки литифицированных пород, наоборот, присутствуют в меньших количествах. Контакт этих отложений с другими пачками рассматриваемого комплекса, в основном, плавный за счет постепенного огрубления состава.

Таким образом, в строении этого комплекса в целом и в отдельных, его пачках прослеживается определенная ритмичность, выраженная в постепенном замещении вниз по разрезу тонкозернистых отложений более грубыми. Кроме того, как в разрезе, так и по латерали, наблюдается достаточно определенная смена мореноподобных массивных образований слоистыми отложениями явно водного генезиса. Это подтверждает гипотезу ледово-морского происхождения рассматриваемых суглинков.

Зерновой состав комплекса среднеплейстоценовых миктитов характеризуется, преимущественно, пылевато-глинистым, иногда песчано-пылевато-глинистым составом. Содержание глинистых частиц составляет в среднем около 40%, пылеватых - 25-30%. Песчаные зерна содержатся в количестве 20-25%. Количество гравийно-галечного материала составляет 2-3%, достигая в отдельных случаях 5-7% (табл. 1).

В целом, имеющиеся определения количества грубообломочных включений являются довольно некорректными по двум причинам. Первая из них связана с малой массой навески, не превышающей обычно 100- 150 грамм , тогда как минимальная масса пробы для определения количества включений диаметром свыше 2 мм составляет, 500 грамм [Методическое пособие…, 1984]. Вторая обусловлена петрографическим составом грубо-обломочного материала представленного алеврито-глинистыми агрегатами, которые существенно дезинтегрируются в процессе расситовки. Наиболее дисперсный состав имеют Мореноподобные образования, перекрывающие тонкие, палеогеновые глины. Содержание глинистых частиц в них значительно выше, а пылеватых и глинистых ниже, чем в образованиях данного комплекса, развитых на более грубом меловом субстрате.

В разрезах нижней пачки нижне- среднеплейстоценового комплекса наблюдается увеличение количества глинистых и мелкопылеватых частиц в направлении от подошвы к кровле, при одновременном снижении содержания песчаных зерен (Рис. 2,а,б). Соотношение между основными гранулометрическими фракциями малоустойчивые и подвержены высокоамплитудным флуктуациям.

В разрезах средней пачки, как правило никакого закономерного изменения зернового состава не прослеживается (Рис. 2а). Соотношения между зернистыми фракциями здесь более устойчивые относительно отложений нижней пачки. В тех случаях, когда отложения этой пачки перекрывают непосредственно доплиоценовые отложения, в них наблюдается увеличение количества грубообломочных включений вниз по разрезу (Рис. 2). Большая часть этих включений представлена довольно рыхлыми агрегатами, из состава подстилающих образований, которые разрушаются при расситовке. В силу этой причины общего существенного огрубления состава не происходит.

Для части разрезов верхней пачки рассматриваемого комплекса характерно постепенное огрубление зернового состава в направлении от подошвы к кровле (Рис. 2в). В разрезах другого типа, как в отложениях средней пачки, вертикальная изменчивость гранулометрического состава не выражена (Рис. 2).

В целом, для отложений всех пачек данного комплекса характерна плохая сортировка и приблизительно равное количество основных зернистых групп (табл. 1). В образованиях верхней и средней пачек это обусловлено чередованием в пробах, отбираемых для гранулометрического анализа, тонких слойков разнокомпонентного состава (глинисто-суглинистого и песчано-пылеватого в отложениях нижней пачки и суглинисто-пылеватого и глинистого в отложениях верхней). В отложениях средней неслоистой пачки комплекса плохая сортировка связана с гетерогенными (ледово-морскими) условиями их седиментогенеза, а также процессами аутигенного минералообразования [Данилов, 1978; Данилов и др., 1983; Крапивнер, 1973; Рокос и Люстерник, 1990]. Сходный зерновой состав имеют голоценовые ледово-морские глинисто-суглинистые осадки всех высокоширотных бассейнов.

Относительно грубый состав отложений нижней пачки, а также наличие в них слоистости, растительных остатков (в основном, зоостеровых) указывает на довольно малую глубину палеобассейна. Можно предположить, что эти отложения формировались в начальную стадию наступления моря и являются по своему характеру трансгрессивными. Более тонкие и массивные отложения средней пачки формировались в период оптимума поздне- среднеплейстоценовой трансгрессии. Отложения верхней пачки отвечают по времени своего образования деградации палеобассейна. Вероятно, в этот период происходило общее обмеление палеобассейна и наступление береговой линии в северном направлении.

Тем не менее, размыва ранее отложившихся отложений не произошло, о чем говорит отсутствие базальных образований на большей части площади шельфа Баренцева моря. О мелководности условий образования отложений верхней пачки говорит наличие в них тонкой слоистости, имеющей вероятно сезонный характер.

Плавная смена условий седиментогенеза отображается постепенным замещением (через переслаивание или плавное изменение состава и физико-механических свойств) образований верхней пачки отложениями средней. Более тонкий (относительно отложений нижней и средней пачек) состав образований верхней пачки обусловлен, по-видимому, тем, что поверхность палеобассейна была скована льдом в течение большей части года.

Этот фактор существенно снизил гидродинамическую активность и воспрепятствовал размыву подстилающих толщ. Лишь в районах локальных поднятий и в Печорском море на границах между верхней и более древними пачками наблюдаются базальные образования. Кроме того, в ряде скважин южного борта Южно-Баренцевской впадины и на глубоководных склонах Мурманской возвышенности и в подошве верхней пачки отмечается увеличение взвешенных в матриксе грубообломочных включений. На большей части площади данного региона размыв литологически не выражен.

Грубообломочный материал представлен взвешенными в глинистом матриксе обломками аллохтонных пород, привнесенных ледовым рассевом и рыхлыми глинистыми агрегатами из отложений доплиоценового субстрата. Количество автохтонных обломков уменьшается в направлении от подошвы к кровле комплекса, при этом количество грубообломочного материала аллохтонного происхождения увеличивается.

При изучении прозрачных шлифов из рассматриваемых отложений было установлено, что их основная масса состоит из разновременно угасающих глинисто-слюдистых минералов, неравномерно насыщенных зернами полевого шпата, кварца и пирита. Отмечаются многочисленные, как правило, мелкие пленки и сгустки черного вещества (Рис. 3). Имеют место многочисленные псевдоморфозы пирита и лимонит-гематита, развитые по минеральным включениям и органическому веществу. Отдельные участки пропитаны карбонатами и землистыми массами гидроокислов железа. Наблюдаются железистые стяжения пылеватой размерности. В миктитах Центрально-Баренцевской возвышенности отмечаются скелетные микроконкреции магнетита диаметром до 2- 3 мм . Большая часть указанных соединений (за исключением магнетитовых конкреций) являются аутигенными. Об этом говорит их постепенный контакт с вмещающим матриксом и наличие терригенного материала, аналогичного по составу и морфологии, содержащемуся во вмещающих отложениях. Кроме того, указанные железистые, железисто-карбонатные и карбонатные образования имеют сложные неправильные очертания. Наблюдаются кляксовидные, потековидные формы. При транспортировке и переотложении они были бы неминуемо разрушены и сглажены.

Песчано-пылеватая фракция представлена кварцем (60-80 %), полевыми шпатами (20-30 %) и акцессорными минералами (5-10 %). Кварц песчаной размерности представлен неправильными окатанными, полуокатанными, реже угловатыми зернами хорошей сохранности. В этих зернах иногда наблюдаются незначительные количества мельчайших изометрических и игольчатых включений. Отдельные частицы имеют волнистое погасание.

Довольно часто в отдельных зернах отмечается система взаимоортогональных трещин. В некоторых частицах наблюдается начальная стадия раздробления по плоскостям, определенным системой трещиноватости. Иногда в скоплениях отдельных мелких зерен отчетливо просматриваются контуры первичных (материнских) более крупных обломков. Частицы полевых шпатов этой размерности имеют таблитчатую форму. В их составе преобладают кислые плагиоклазы, изредка встречается микроклин с решетчатой структурой. Зерна, в основном, свежие, почти не затронутые постседиментационными изменениями. Кроме того, в составе легкой фракции отмечаются довольно многочисленная угольная крошка, углефицированная органика и редкие зерна янтаря, инситные зерна глауконита.

В пылеватой фракции доля полевых шпатов увеличивается, а кварца снижается. Кварцевые зерна неправильной формы, интенсивно корродированные, иногда со следами регенерации. Некоторые из них претерпели, до своего попадания в осадок, деформации и имеют в результате этого волнистое погасание. В этих зернах повсеместно наблюдаются игольчатые и изометричные включения.

Отмечается замещение кварцином или, реже, халцедоном. Кварцин присутствует в виде волокнистых агрегатов с положительным удлинением и прямым погасанием, халцедон - в вице агрегатов и сгустков. В зернах кварца наблюдаются пузырьковые включения газово-жидкостной компоненты. Большей частью пузырьковые включения сосредоточены в узлах системы микротрещин.

Полевые шпаты представлены неправильными таблитчатыми или округленными, зачастую интенсивно выщелоченными зернами, со следами замещения глинистым материалом.

Вокруг них отмечается кайма из продуктов их трансформации (гидрослюды и хлорит). Эти зерна гидрослюцизированы, альбитизированы, реже серицитизированы.

Больше количество угловатых песчано-пылеватых зерен связывается сторонниками гипотезы ледникового происхождения мореноподобных образований с процессами истирания при транспортировке исходного материала ледником. С альтернативной же точки зрения (ледово-морской гипотезы) это говорит о непосредственной близости источников поступления терригенного материала, вследствие чего обломки не успевают обкатываться.

Можно также связать угловатость песчано-пылеватого материала с их дроблением, протекающим в постседиментационную стадию. В качестве решающего фактора здесь выступают пузырьковые включения газово-жидкостной компоненты (Рис. 3). На момент попадания зерен, содержащих такие включения в осадок, внутреннее давление защемленного флюида и внешнее давление окружающей среды стабилизированы.

Однако, штормовые и более длительные колебания уровня моря, а также флуктуации палеотемпературы могут приводить к нарушению равновесия. Это вызовет изменение (в сторону уменьшения или увеличения) объема и давления внутри пузырьков, что, в свою очередь, вызовет рост напряжений и последующее разрушение первичных зерен. В пользу этого предположения говорит приуроченность пузырьковых включений к узлам взаимоортогональной трещиноватости.

Глинистый матрикс рассматриваемых отложений имеет в различных районах гидрослюдисто-монтмориллонитовый, гидрослюдисто-хлорит-каолинитовый и гидрослюдисто-хлоритовый состав.

В среднем, содержание гидрослюдистых минералов составляет 34 %, изменяясь от 21 до 51 %; каолинита 14 % (8-30 %), .хлорита - 7,4 % (до 21 %) и монтмориллонита 41,7 % (от 1-2 до 52 %). Гидрослюдистые образования представлены, в основном, крупночешуйчатым гидромусковитом (размер пластин по длиной оси до 0,1 мм ) и иллитом. Большая их часть деградирована, лишь редкие имеют хорошую сохранность.

Мезотекстуры среднеплейстоценовых миктитов разнообразны. Преобладают беспорядочная, мозаичная и блоковая, реже слоистая текстура. Последняя наиболее часто отмечается в отложениях верхней пачки, где она определена наличием тонких прослойков и линз обогащенных гидроокислами железа или пиритизированного органического вещества. В нижней пачке микрослоистость выражена менее четко и встречается значительно реже. Здесь она связана с наличием послойно-ориентированных зерен песка, пыли или глинистых чешуек.

Мозаичность мезотекстуры определена ориентировкой вдоль плоских граней песчано-пылеватых зерен игольчатых гидрослюдистых агрегатов (Рис. 3). Слюдистые минералы образуют довольно правильную сеть, ячейки которой заполнены зернами песка и пыли, а также тонкодисперсными монтмориллонитом, каолинитом и хлоритом [Кутень и Калгиш, 1988; Осипов и др., 1989]. Встречены как миктиты с хорошо выраженной мозаичной мезоструктурой, так и миктиты в которых она наблюдается фрагментарно, или вдольгранную ориентировку имеют лишь отдельные призматические монокристаллы гидрослюды. Наиболее типична такая мезотекстура для образований средней пачки комплекса. Значительно реже встречается она в более глинистых отложениях верхней пачки, а в слоистых отложениях нижней пачки она практически не наблюдается.

Характерной чертой мезоструктуры рассматриваемых отложений является наличие открытых пор. Они представляют собой пустоты, имеющие в разрезе овальную форму. Диаметр этих пустот составляет десятые доли мм. Внутренность макропор заполнена проросшими лейстами гидрослюд. Иногда размеры таких пор достигают 0,5- 1 см . Очень крупные макропоры были обнаружены в миктитах северного склона Южно-Канинского плато. Там макропоры выполнены глинистым гелем. В более древних образованиях и более молодых осадках макропористость не обнаружена.

Размер новообразованных железистых и карбонатных соединений возрастает вниз по разрезу нижне-среднеплейстоценового комплекса. В отложениях верхней пачки они представлены дисперсными мелкими частицами. В миктитах средней пачки отмечена группировка аутигенных соединений в конкрециевидные тела, а в слоистых образованиях нижней части комплекса последние наблюдаются довольно часто.

Содержание органического углерода (C_орг) в данных отложениях составляет в среднем 0,87 %, изменяясь от 0,52 до 1,82 %. Максимальные его содержания установлены в миктитах северной части Южно-Баренцевской впадины и ее северо-западного обрамления. Отдельные весьма высокие содержания C_орг отмечаются в пределах Приновоземельской и Мурманской возвышенностей, Южно- и Северо-Канинского плато. Количество растворимого карбоната кальция составляет 0,5-1,0 %. В основном карбонаты представлены скелетами фораминифер. Аутигенное карбонатообразование подавлено вследствие низкой температуры и высокого содержания растворенной углекислоты.

В нижне-среднеплейстоценовых мореноподобных отложениях отмечаются весьма многочисленные и разнообразные по своему видовому составу комплексы планктонно-бентосных фораминифер.

В целом по региону, преобладают раковины с карбонатным скелетом Cassidulina reniforme, Cassidulina laevigata, Haynesina anglica, Neogloboquadrina pachyderma, Buccella hannai, Retroelphidium clavatum, Cribroelphidium subarcticum, Planocassidulina norcrossi, Elphidiella ex. gr. groenlandica, Elphidiella groenlandica, Islandiella islandica и некоторые другие. Все эти виды в основном холодолюбивые, относительно глубоководные и предпочитают воду нормальной солености.

Сторонники ледникового происхождения считают их переотложенными ледником из состава ранее существовавших морских осадков. Однако этому противоречит отсутствие по всей территории данного региона, в том числе и в глубоких депрессиях, выполненных неледниковыми отложениями, осадков содержащих эти виды во всем их многообразии. Кроме того, наличие форм с агглютинированным песчаным скелетом (Reophax spp., Trochammina ochracea, Adercotryma glomeratum, Haplophragmoides crassimargo и других подобных) исключает предположение об аллохтонной природе остатков морокой микрофауны.

Интервальные определения абсолютного возраста показали, что скорость осадконакопления мореноподобных ледово-морских миктитов составляет около 10-16 см/тыс. лет. Эти значения довольно близки к скорости накопления современных ледово-морских осадков Баренцева моря.

2.2. Верхнеплейстоценовый комплекс

Наиболее полные и мощные разрезы толщи верхнеплейстоценовых глин удалось вскрыть в пределах Куренцовской террасы и бортов Гусиного желоба. На основании изучения этих разрезов было установлено, что в строении данной толщи принимают участие три пачки.

Нижняя пачка занимающая около 20-25 % от общего объема отложений данного подкомплекса перекрывает, нижне-среднеплейстоценовые мореноподобные миктиты. Реже эти отложения залегают на размытой кровле доплиоценовых отложений. Образования рассматриваемой пачки представлены в основном глинами с прослоями песчано-пылеватого материала или мореноподобного суглинка. В отдельных случаях в ее основании отмечаются прослои песчаного состава или скопления гравия и гальки. Обычно это имеет место на локальных мелководных поднятиях.

В южной части региона, в глубоководных областях, где эти отложения перекрывают верхнюю пачку толщи миктитов отмечается в основном плавное замещение коричневых глин мореноподобными образованиями. Это выражается в постепенном увеличении удельного количества слойков коричневатых глин вверх по разрезу нижне-среднеплейстоценового комплекса и параллельное ему замещение прослойков песка мореноподобным материалом.

В случае залегания описываемых отложений на размытой кровле верхнемезозойско-среднекайнозойских пород в их подошве наблюдается опесчаненый горизонт мощностью до 1- 2 м , содержащий грубообломочные включения, иногда фиксируется отмостка раковинного материала. Этот горизонт можно рассматривать, по-видимому, как базальный. Однако, характерные для базальных образований "классического" облика прослои сортированных песков и галечники не обнаружены.

Аналогичная картина наблюдается и в подошвенной части подкомплекса мореноподобных миктитов.

В отдельных случаях подошва толщи верхнеплейстоценовых глин, перекрывающих доплиоценовые отложения, интенсивно перетерта и дислоцирована. Слоистые меловые породы и массивные палеогеновые глины контактной зоны перемешаны с коричневатыми глинами. Вверх по разрезу нижней пачки коричневатых глин происходит постепенное изменение их состава. Песчано-пылеватый материал светлых прослоев постепенно замещается диффузными гидротроилитом и органическим веществом. Материал глинистых слойков становится более дисперсным и пластичным, в его цвете начинает преобладать коричневатый аспект. Слоистость при этом становится более упорядоченной и тонкой и имеет, вероятно, сезонный характер. Этими изменениями определяется постепенный переход к средней пачке данного подкомплекса.

Объем отложений средней пачки изменяется от 30 до 90 % суммарного объема толщи коричневатых глин и глинистых илов. Эти отложения представлены высокодисперсными и весьма пластичными глинами, с тонкой ритмичной слоистостью. Слоистость определена чередованием через 1- 2 мм слойков коричневатой глины и слойков диффузного гидротроилита с органическим веществом. В глубоком врезе Канинского желоба эти образования обогащены гидротроилитом и органикой настолько, что имеют черный цвет.

При микроскопическом изучении прозрачных шлифов в этих глинах была выявлена еще более тонкая линзовидно-чешуйчатая слойчатость за счет наличия тонких (около 0,05- 0,10 мм ) вытянутых линз пылеватого материала. Эти линзы разделены прослойками коричневатой глины мощностью до 0,5- 1,0 мм .

В направлении от подошвы к кровле слоистость постепенно разубоживается. В окраске начинают постепенно преобладать серые и зеленовато-серые (оливковые) тона. В осадке появляются включения раковинного материала и редких зерен гравия, а также единичных галек. Количество этих включений плавно увеличивается вверх по разрезу.

Доля осадков верхней пачки изменяется от 10-15 % до 90-100 % в общем объеме отложений подкомплекса. Они представлены глинами, суглинками или илами глинисто-суглинистого состава.

В отличие от нижележащих пачек слоистость в этих осадках выражена весьма слабо и при естественной влажности практически незаметна, а грубообломочный материал содержится в гораздо большем количестве. Цвет этих отложений преимущественно зеленовато-серый или серый. Отмечены также многочисленные трубки полихет, гнезда органического вещества и биотурбации, количество которых достигает максимальных значений в прикровельной части пачки. Слоистые коричневатые глины как правило довольно интенсивно дислоцированы. Тонкая слойчатость смята и образует сложные конволютные структуры. Морфология этих структур самая разнообразная. Отмечаются серии петлевидных складок, имеют место отдельные крупные смятия и опрокинутые складки. Любопытен тот факт, что наряду с пликативными деформациями в пластичных неконсолидированных глинах наблюдаются и дизъюнктивные. Встречены также амплитудные микроразломы секущие седиментационную слоистость.

В целом, дислокации отмеченные в толще верхнеплейстоценовых глин сходны по своей морфологии с дислокациями наблюдаемыми в слоистых отложениях нижней части разреза нижне-среднеплейстоценовых миктитов. Это сходство указывает, очевидно, на единство природы таких нарушений.

Состав отложений верхнеплейстоценового подкомплекса в основном глинистый, реже отмечаются суглинки, супеси и пески. Они довольно хорошо сортированы. Выделяемый спектр гранулометрических фракций здесь уже, чем в более древних образованиях. Диаметр наиболее крупных зерен ограничен мелко- или среднепесчаной размерностью. В отложениях комплекса резко преобладает глинистые частицы. Их количество составляет 50-95 %. Пылеватая фракция содержится в несколько меньшем количестве - от 5 во 30 %. Содержание песчаных зерен незначительно и не превышает 10-20 % (табл. 1). Отложения нижней пачки содержат максимальные количества песчаных и пылеватых зерен, глинистые частицы, при этом, содержаться в минимальных количествах. Вверх по разрезу количество последних увеличивается, а песчано-пылеватых уменьшается. Наиболее дисперсный состав имеют образования средней пачки, где количество глинистых частиц достигает своего максимума. Содержание песчаных и пылеватых зерен здесь незначительное. В осадках верхней пачки содержание песчаных зерен увеличивается, а глинистых снижается.

Таким образом, в строении толщи коричневатых глин верхнеплейстоценового комплекса прослеживается четкий трансгрессивно-регрессивный ритм.

Нижняя пачка, где в глинах отмечаются простои песчаного материала, имеет наиболее грубый состав и является по своему характеру, трансгрессивной. Более дисперсные отложения средней пачки соответствуют оптимуму развития позднеплейстоценового палеобассейна, а образования верхней пачки формировались в период его деградации. В пределах Канинского, Гусиного и Кольского желобов, а также на южном склоне Южно-Баренцевской впадины границы между этими пачками носят нерезкий постепенный характер.

На локальных мелководных поднятиях положительных морфоструктурных элементов, таких как Мурманская возвышенность, Гусиное, Южно- и Северо-Канинское плато границы между этими пачками четкие резкие. Здесь они обусловлены проявлениями размыва и маркируются базальными образованиями, которые представлены маломощными (менее 1 м ) пропластками пылеватых плохосортированных песков.

Грубообломочный материал в верхнеплейстоценовых глинах присутствует в виде отдельных редких обломков. Наибольшие его содержания отмечаются в отложениях нижней и верхней пачек верхнеплейстоценового подкомплекса. Минимальные - в образованиях средней пачки. В отличие от мореноподобных миктитов, в коричневатых глинах преобладают обломки плотных осадочных, метаморфических и изверженных пород. Глинистые агрегаты отмечаются, в основном, в отложениях нижней пачки, реже в верхней. Содержание их весьма низкое и получаемые при грохочении продукты дезинтеграции этих агрегатов, не вносят значительных искажений в результаты гранулометрических определений. По мере уменьшения диаметра зерен, количество обломков плотных литифицированных пород уменьшается, и в частицах среднепесчаной размерности они уже отсутствуют.

В составе песчано-пылеватой фракции преобладает кварц (60-75 %) и полевые шпаты (20-30 %). В песчаной фракции количество кварца несколько выше, а полевых шпатов ниже, относительно пылеватых частиц, среди которых наблюдается некоторое увеличение полевошпатовых обломков, при уменьшении содержания кварцевых.

Количество карбонатов составляет около 2-5 %. Отмечены также обломки кварцина и халцедона. Наблюдаются редкие агрегаты глинистого состава, отделенные от вмещающего матрикса четкими резкими контурами. В большом количестве присутствуют довольно крупные (до 0,16 мм ) агрегаты гидрослюд, представленные таблитчатыми обломками гидрохлорита и гидромусковита, а также волнистыми пакетами гидробиотита, частично замещенного вермикулитом. Иногда, эти пакеты формируют ячеистую мезотекстуру, ячейки которой "пусты" (не заполнены зернами песка и пыли). Реже они облекали зерна кварца и полевых шпатов, образуя, тем самым, на некоторых локальных участках фрагменты каркасной мезотекстуры.

Изредка встречаются единичные агрегатные зерна глауконита, некоторых из них шадатизированы. В больших количествах содержится мелкие растительный детрит, реже встречаются обломки и целые скелеты фораминифер, а также остатки диатомей. В отложениях верхней пачки отмечаются обломки и целые створки раковин хорошей сохранности.

Количество железистых аутигенных образований (пирита, лимонита и гематита) здесь значительно меньше, чем в отложениях нижне-среднеплейстоценового комплекса. Основная часть этих образований имеет переотложена из состава подстилающих отложений. Форма их в основном правильная, близкая к сферичной или правильнокристаллическая.

Кварцевые зерна пылеватой размерности имеют неправильную угловатую форму. Их поверхность корродирована, а некоторые носят следы частичной регенерации. Во многих кварцевых обломках отмечены многочисленные игольчатые и пузырьковые включения. Кварцевые зерна песчаной размерности, в основной своей массе, довольно хорошо окатаны.

Иногда среди них встречаются обломки с волнистым погасанием. Большая часть, окатанных зерен группируется в микрослойках мощностью 2- 3 мм . Другие же как бы взвешены в глинистом матриксе. Кварцевые зерна песчаной размерности затронуты изменениями в намного меньшей степени, чем пылеватые.

Полевые шпаты представлены таблитчатыми обломками. Они несут на себе следы интенсивного выщелачивания и замещения глинисто-слюдистым веществом, за счет чего многие из них окаймлены гидрослюдистой пленкой. Некоторые из этих зерен интенсивно альбитизированы и, реже, серицитизированы. Состав плагиоклазов, как правило, основной, изредка встречаются редкие зерна кислого состава (6-12%) и микроклина.

Карбонаты представлены остатками фораминифер и хемогенным кальцитом. Причем, содержание последнего в верхнеплейстоценовых глинах намного выше, чем в мореноподобных отложениях нижне-срецнеплейстоценового комплекса.

Некоторые фрагменты матрикса сцементированы карбонатным материалом. Форма их неправильная, близкая к изометричной, контакт с вмещающим матриксом постепенный, нечеткий. Особенно часто эти фрагменты встречаются в составе отложений верхней пачки. Вниз по разрезу их количество уменьшается. В составе глинистого матрикса преобладают гидрослюды (46 %), в основном представленные иллитом. Содержание монтмориллонита несколько ниже (34 %). Каолинит и хлорит содержатся в количествах, соответственно, 13 и 6 %. Максимальное количество гидрослюд отмечается в осадках верхней пачки. Количество монтмориллонита здесь невелико. Вниз по разрезу содержание гидрослюд уменьшается и достигает в приподошвенной части подкомплекса своих минимальных значений. Содержание монтмориллонита, при этом, возрастает, а каолинит-хлорита либо остается нейтральным, либо уменьшается. Количество органического углерода изменяется от 0,60 до 1,13 %, составляя в среднем 1,04 %. В голоценовых ледово-морских осадках его содержание также близко к 1 %. Его максимальные содержания установлены в верхней части подкомплекса. По разрезу количество C_орг изменяется незакономерно, испытывая сильные высокоамплитудные флуктуации. Растворимая углекислота присутствует в количестве 0,07-1,92 %, в среднем 1,04 %. Содержание карбоната кальция изменяется от 0,16 до 4,36 %, составляя в среднем 2,25 %. Характер его вертикального распределения аналогичен распределению по разрезу C_орг. Наибольшее количество СаСО₃ содержат верхнеплейстоценовые осадки Гусиного желоба. В других районах оно ниже в 1,5-2,0 раза. Повышенное, по сравнению с мореноподобными миктитами, количество хемогенного кальцита компенсировано меньшим количеством биогенного СаСО₃, представленного раковинами фораминифер.

В мощных разрезах верхнеплейстоценовых коричневатых глин и глинисто-суглинистых илов Куренцовской террасы, Гусиного и Канинского желобов количество микрофаунистических остатков невелико, а их видовой состав довольно беден. В маломощных разрезах северной части региона видовой состав значительно богаче, количественное содержание выше. В составе комплекса планктонно-бентосных фораминифер верхнеплейстоценовых отложений доминируют те же виды, что и в отложениях нижне-среднеплейстоценового комплекса. Однако, здесь доля форм с аглютинированной песчанистой раковиной выше, а доля карбонатных створок ниже, чем в мореноподобных отложениях.

Неравномерность распределения фораминифер в прибрежной южной части региона и мористой северной связана, вероятно, не только с опреснением палеобассейна в районах, примыкающих к древней береговой линии, но и с высокой скоростью седиментации в этих районах. При такой скорости количество терригенных частиц значительно превосходило количество захороняемых за тот же промежуток времени микрофаунистических остатков. Это привело к снижению концентрации фораминифер в верхнеплейстоценовых отложениях южной части региона. Тогда как в северной его части, где скорость осадконакопления была значительно ниже, удельное содержание, а следовательно, видовой и количественный состав, значительно выше.

Значения водородного показателя в отложениях описываемого комплекса несколько ниже (в среднем 8,19), чем в нижне-среднеплейстоценовых образованиях. Изменяются они в более узких пределах (7,25-9,20).

Таким образом, верхнеплейстоценовые глины отличаются от нижне-среднеплейстоценовых миктитов (помимо более дисперсного и сортированного зернового состава) меньшим количеством аутигенного пирита, лимонит-гематита и глауконита.

Хемогенный кальцит содержится, наоборот, в больших количествах. С другой стороны, основная масса терригенного материала этих глин идентична по своим типоморфным особенностям обломочной компоненте мореноподобных образований. Это указывает на то, что палеобассейн седиментации в течение раннего и позднего плейстоцена оставался единым по своему характеру. На рубеже позднего и среднего плейстоцена произошло некоторое понижение его уровня, и изменились поверхностные условия (увеличилась плотность ледового покрова).

Это привело к размыву ранее отложившихся образований на наиболее мелководных участках и формированию, в результате этого, базальных горизонтов.

В пределах же глубоководной части региона нижне-среднеплейстоценовые и более древние образования остались не затронутыми эрозионными процессами. Здесь имели место достаточно постепенные изменения условий седиментогенеза, что подчеркивается плавным замещением верхнеплейстоценовых отложений нижне-среднеплейстоценовыми.

3. Физико-механические свойства плейстоценовых отложений

3.1. Методика определения физико-механических свойств. Оценка переуплотненного состояния

Изучение физико-механических свойств (ФМС) выполнялась двумя методами. Основные водно-физические свойства (плотность, влажность, пластичность) изучались с помощью лабораторных методов, рекомендуемых соответствующими государственными стандартами. Причем, плотность и влажность определялись на борту судна, непосредственно после подъема керна. Пластичность и зерновой состав анализировались в береговой лаборатории.

Пробы для этих анализов отбирались тонкостенным вдавливаемым грунтоносом (из текучих тугопластичных грунтов) и двойным колонковым снарядом (из полутвердых - твердых грунтов). Это обеспечило минимальные нарушения естественной структуры грунта.

Прочностные и деформационные характеристики исследовались на приборах трехосного сжатия (стабилометрах).

Часть испытаний проводилась на борту в судовой лаборатории "Вьюкегайм Ферренц" (производство одноименной фирмы, Великобритания), другая часть - в береговой лаборатории "Т-4000" (производство фирмы "Контроле", Италия). Полученные в различных лабораториях данные имеют хорошую сходимость.

С помощью стабилометрических установок определялись: сопротивление недренированно - неконсолидированному сдвигу (С_нн), сопротивление недренированно - консолидированному сдвигу (С_кн), а также модуль деформации (Е).

Статическим зондированием грунты исследовались в естественном залегании. Внедрение зонда осуществлялось посредством набортного геотехнического оборудования производства фирмы "Фугро" (Голландия). Зонд, оснащенный датчиками лобового, бокового и порогового давления, внедряется в грунт трехметровыми шагами. Датчики измеряют не только давление, возникающее в конусе, но и всестороннее гидростатическое давление, что необходимо учитывать при расчетах прочностных и деформационных характеристик. Дискретность измерений составляет 20 см .

На основании данных статического зондирования вычислялись сопротивление не дренированному сдвигу (S_u, аналогичное по своему характеру С_нн) и коэффициент переуплотнения OCR (over consolidation ratio). Методика расчета этих показателей изложена в ряде отечественных и зарубежных работ [Окунцов и Федоров, 1988; Sangrey, 1983].

Однако, в связи с их малым тиражом и труднодоступным характером, представляется целесообразным кратко изложить ее здесь. Показатель S_u вычисляется по формуле:

S_u = (q-P_n)/N_k , где

q - лобовое сопротивление внедрению конуса (МРа);

P_n - полное гидростатическое давление (МРа);

N_k - безразмерная величина, постоянная конуса, изменяющаяся от 12 до 18. В данной она принята равной 15.

Коэффициент переуплотнения OCR представляет собой отношение максимального за всю геологическую историю и современного гидростатического давления в толще. Он рассчитывается через отношение гидростатического давления k.

Отношение гидростатического давления в толще k на момент завершения седиментогенеза (PI) вычисляется по эмпирической зависимости:

PI = 0,11 + 0,0037·I_p

I_p - показатель пластичности в %.

Собственно значения OCR вычисляются по формуле:

0,8 (lgР₂ - lgP₁)/0,6

Р₂ = P₁·OCR = 10

Р₂ - отношение современного эффективного гидростатического давления (МРа) к S_u (МРа);

По абсолютным значениям OCR и характеру его вертикальной изменчивости выделяются следующие типы, разрезов [Sangrey, 1983]:

- нормально уплотненный (normal consolidation profile). Значения OCR близки к 1 и по вертикали не изменяются;

- переуплотненные (overconsolidation profile). Значения OCR значительно выше 1 и резко уменьшаются вниз по разрезу;

- недоуплотненные (underconsolidation profile). Значения OCR ниже или раны I и постепенно увеличиваются вниз по разрезу.

Показатель OCR является наиболее корректной оценкой переуплотненного состояния грунта. Другие показатели, предложенные в качестве коэффициентов переуплотнения рядом исследователей, отображают лишь общее изменение плотности сложения не зависимо от природного давления.

Они не несут никакой дополнительной информации, помимо той которую можно получить при анализе обычных показателей ФМС, таких как текучесть, прочность и сжимаемость.

3.2. Физико-механические свойства мореноподобных нижне- среднеплейстоценовых и глинистых верхнеплейстоценовых отложений

Плейстоценовые отложения шельфа Баренцева моря весьма разнообразны по своим ФМС. Среди них отмечаются как неконсолидированные осадки текучей - текучепластичной консистенции, так и уплотненные твердые - тугопластичные образования, которые можно рассматривать как горные породы.

Верхнеплейстоценовые отложения представлены, в основном, глинами и суглинками, реже супесями, а также илами различного состава. Консистенция их в основном текучая или текучепластичная, изредка отмечаются мягко- тугопластичные образования.

По своим ФМС осадки верхнеплейстоценового комплекса (табл. 1) относятся к образованиям, находящимся на ранних стациях гравитационной консолидации.

Мощные толщи текучих глин и илов верхней и частично средней пачек верхнеплейстоценового подкомплекса развиты в пределах Куренцовской террасы, Канинского и Гусиного желобов. Мощность текучих - текучепластичных образований достигает в желобах 10- 15 м , а на Куренцовской террасе она составляет 35- 40 м . Плотность этих осадков изменяется от 1,30-1,50 г/см³ в верхних частях разрезов до 1,50-1,70 г/см³ в их нижних частях. Влажность, достигает в прикровельной части толщи 70-80 %, уменьшаясь вниз по разрезу до 40-50 %; коэффициент пористости, соответственно - от 2-3 и более до 0,8-0,9.

Величина С_нн в отложениях верхней части разреза не превышает, как правило, 1-5 КРа, в нижней оно возрастает до 10-20 КРа.

В пределах локальных мелководных поднятий, где рассматриваемые отложения частично размыты и перекрыты маломощным базальником, степень их консолидации значительно выше (табл. 1). Их плотность достигает здесь величин 1,7-1,9 г/см³, влажность понижается до 30-40 %, пористость до 30-40%. С_нн составляет 20-60 КРа.

В мощных (свыше 15 м ) разрезах верхнеплейстоценового комплекса четко выраженное увеличение плотности и прочности при параллельном снижении влажности, текучести и пористости выражено слабо. Оно существенно осложняется высокоамплитудными флуктуациями, обусловленными изменениями в зерновом составе (рис. 2 г , д).

В ряде случаев наблюдается резкое снижение прочности и плотности в нижних частях разреза при возрастании влажности и пористости (инверсия). Не в меньшей степени это типично и для разрезов консолидированных верхнеплейстоценовых грунтов.

Изменение характеристик статического зондирования с глубиной в неконсолидированных грунтах достаточно постепенное (рис. 4, 3). Резкие скачки и перегибы на кривых отсутствуют. Значения показателя OCR в разрезах, сложенных неконсолидированными образованиями не превышает 1. B направлении от кровли к подошве OCR постепенно возрастает.

Низкие значения показателя преуплотнения OCR, а также характер его изменения по разрезу говорят о том, что изменения ФМС в разрезах неконсолидированных верхнеплейстоценовых глин не соответствуют приращению природного давления с глубиной. Значения прочности, плотности здесь ниже, а влажности, пористости и текучести выше, чем следовало бы ожидать при данном литостатическом давлении.

Внедрение конуса при статическом зондировании консолидированных мягко- тугопластичных отложений верхнеплейстоценового комплекса носит неравномерный ступенчатый характер. В кровле толщи этих образований, а также в кровельных частях отдельных пачек данного комплекса отмечается резкое возрастание значение, лобового сопротивления и трения по боковой поверхности конуса (рис. 4, 2).

В разрезах консолидированных образований верхнеплейстоценового комплекса в районах мелководных поднятий в кровельной части величина OCR достигает 10-20 единиц и затем резко снижается в направлении от кровли к подошве (рис. 4, 2).

На границах локального размыва между отдельными пачками этого комплекса также наблюдаются скачки значений OCR в сторону увеличения. Его график имеет здесь двух- трехступенчатое (в зависимости от числа пачек) строение.

Высокие значения OCR говорят о том, что при современном литостатическом давлении рассматриваемые грунты не могли уплотниться в столь высокой степени. Значения ФМС этих отложений соответствуют условиям высоких давлений. Следовательно, разрезы консолидированных верхнеплейстоценовых глин являются переуплотненными.

В составе грунтов верхней пачки нижне- среднеплейстоценового комплекса отмечаются неконсолидированные текучие - текучепластичные, слабоконсолидированные мягко- текучепластичные и консолидированные твердые - тугопластичные грунты (табл. 1).

Природная влажность неконсолидированных и слабоконсолидированных грунтов варьирует в диапазоне 30-40 %, плотность 1,85-1,95 г/см³, пористость составляет около 40 %. По своей прочности они значительно превосходят недоуплотненные верхнеплейстоценовые образования. Сопротивление недренированно-неконсолидированному сдвигу составляет 15 КРа, С_кн - около 10 КРа, угол внутреннего трения - 10-20º.

Консолидированные образования верхней пачки имеют значения ФМС, типичные для вполне сформировавшихся пород. Природная влажность этих грунтов составляет в среднем 30-35 %, плотность -1,85-2,00 г/см³, пористость - около 35 %. Значения С_кн изменяются от 15-70 КРа. Величины С_нн соответственно изменяются от 10-15 до 40-50 КРа (табл. 1).

В значительно большей степени обезвожены и уплотнены консолидированные образования в составе средней пачки нижне- среднеплейстоценового комплекса (табл. 1).

Миктиты средней пачки имеют в основном твердую тугопластичную консистенцию. Их плотность составляет 2,00-2,25 г/см³, природная влажность изменяется от 20 до 25 %, пористость составляет в среднем около 35-40 %. С_нн колеблется от 50 до 100 КРа.

В составе отложений нижней пачки преобладают суглинистые образования твердой - полутвердой консистенции. Природная влажность этих отложений составляет 10-20 %, плотность влажного грунта 1,9-2,1 г/см³, пористость 20-30%. Сопротивление недренированному сдвигу изменяется в диапазоне 150-350 КРа. По своим ФМС отложения этой пачки весьма неоднородны, что связано с внутренним неоднородным составом и строением слагающих ее образований.

В мощных (свыше 45 м ) разрезах неконсолидированных и слабо-консолидированных отложений верхней пачки нижне-среднеплейстоценового комплекса наблюдается постепенное замещение текучих - текучепластичных разностей тугопластичными полутвердыми (рис. 2 в). Резкого изменения ФМС на границе между отложениями этой пачки и более молодыми верхнеплейстоцен - голоценовыми осадками не наблюдается, а дальнейшее изменение ФМС с глубиной носит постепенный плавный характер.

Статическое зондирование таких толщ не проводилось. Коэффициент переуплотнения рассчитывался по данным лабораторных стабилометрических испытаний. Его значения в среднем близки к единице по всей глубине разреза. Общее закономерное изменение этого показателя по вертикали не наблюдается. Это говорит о соответствии между увеличением с глубиной плотности сложения грунта и приращением литостатического давления.

В кровле толщи слабоконсолидированных и консолидированных отложений верхней пачки рассматриваемого комплекса наблюдается четко выраженный скачок ФМС (рис. 2), обусловленный резким возрастанием плотности и прочности при параллельном снижении текучести, влажности и пористости. Далее вниз по разрезу плотность и прочность продолжают возрастать, а влажность, пористость и текучесть снижаться.

Для разрезов средней пачки типично отсутствие или слабовыраженный характер изменения ФМС с глубиной (рис. 2 а). В ряде случаев вертикальная изменчивость ФМС носит инверсионный характер (рис. 2 б). Наблюдаются лишь отдельные флуктуации показателей ФМС. Чередованием в разрезе нижней пачки нижне- среднеплейстоценового комплекса слоев разнокомпетентного состава (глинисто-суглинистого, пылевато-глинистого и песчано-пылеватого) определяется высокая изменчивость вертикального распределения ФМС (рис. 2 б) по сравнению с однородными миктитами средней пачки. Увеличение плотности и прочности при одновременном снижении влажности, пористости и текучести выражено довольно слабо. Очевидно, эти изменения скрыты интенсивными высокоамплитудными флуктуациями ФМС, что обусловлено определением свойств по пробам из слойков различного состава.

На границе между верхней и средней или нижней пачками также отмечается резкое скачкообразное изменение ФМС, аналогичное по своему характеру тому, которое наблюдается в кровле консолидированных образований верхней (рис. 2). Однако, здесь амплитуды изменения значений ФМС существенно ниже, в силу чего само скачкообразное увеличение плотности и прочности при соответствующем понижении пористости, текучести и влажности выражено менее четко по сравнению с аналогичным скачкообразным изменением значений ФМС в кровле верхней пачки данного комплекса.

На границе между средней и нижней пачками наблюдается некоторое снижение плотности и прочности. Это связано с увеличением в зерновом составе данных отложений количества песчаного материала.

Графики статического зондирования в разрезах нижне- среднеплейстоценовых миктитов, в строении которой участвуют слабоконсолидированные или консолидированные образования верхней и тугопластичные - твердые отложения средней, (нижней) пачек имеет двухступенчатое строение (рис. 4, 2).

Наиболее резко выраженное увеличение лобового сопротивления и трения по боковой поверхности наблюдается в кровле отложений верхней пачки. Вторая ступень этого графика, соответствующая границе между верхней и средней или верхней и нижней пачками выражена менее четко. Приращение лобового сопротивления и трения по боковой поверхности здесь значительно ниже. Разрезы, включающие все три пачки, статическим зондированием не исследовались.

График изменения коэффициента переуплотнения (OCR) с глубиной также имеет ступенчатый характер (рис. 4, 2). Наибольшие его значения отмечаются в кровле отложений верхней пачки. Здесь они достигают иногда 30 единиц. Далее вниз по разрезу OCR резко снижается. Следующая ступень отмечается на границе между верхней и средней (нижней) пачкой нижне- среднеплейстоценового комплекса.

Она выражена менее четко, по сравнению с первой. Величина OCR увеличивается здесь от 5-10 единиц, а затем, в направлении от кровли к подошве, снова резко снижается.

Это говорит о несоответствии современного литостатического давления свойствам данных отложений.

Столь высокие значения OCR, отмечаемые в кровле нижне- среднеплейстоценового комплекса и на границах отдельных его пачек говорят о том, что современное природное давление не может уплотнить эти образования в столь высокой степени. Следовательно, разрезы этих отложений должны рассматриваться как переуплотненные.

Таким образом, среди отложений нижне- среднеплейстоценового комплекса выделяются переуплотненные, характеризуемые высокими значениями OCR и нормально уплотненные разрезы. Отложения первого типа преобладают в составе образований нижней и средней пачек данного комплекса, а образования второго типа встречаются только в составе верхней.

В переуплотненных разрезах консолидированные мореноподобные образования, имеющие высокую прочность и плотность, залегают под покровом более молодых рыхлых текучих осадков. В нормальноуплотненных разрезах отмечается постепенное замещение текучих - текучепластичных разностей мягко - тугопластичными в интервале мощностью в несколько десятков метров. Это замещение протекает в соответствии с приращением литостатического давления.

В разрезах недоуплотненных неконсолидированных верхнеплейстоценовых осадков гравитационное уплотнение также выражено довольно слабо. В диапазоне глубин 30- 50 м от поверхности дна ФМС отложений изменяются в соответствии с изменениями зернового состава. Плотность и прочность здесь ниже ожидаемых при данном литостатическом давлении, а влажность, пористость и текучесть выше.

Нормально уплотненные мореноподобные отложения нижне- среднеплейстоценового комплекса развиты в основном в пределах южного борта Южно-Баренцевской впадины, в осевых частях Кольского, Канинского и Гусиного желобов, а также на глубоководных склонах Южно- Северо-Канинского, Гусиного плато и Мурманской возвышенности (рис. 1). На присводовых мелководных частях этих положительных морфоструктурных зон отмечаются переуплотненные отложения как нижне- среднеплейстоценового, так и верхнеплейстоценового комплексов. В кровле переуплотненных толщ наблюдаются базальные прослои, отделяющие комплексы и их отдельные пачки.

Переуплотненные образования также широко развиты в северной, глубоководной части региона, на северном борту Южно-Баренцевской впадины, Лудловском, Ферсмановском и Дунайском поднятиях (рис. 1). Здесь они обнажаются в непосредственной близости от поверхности дна под маломощным (менее 5 м ) покровом текучих верхнеплейстоцен - голоценовых осадков. Базальные образования в их кровле отсутствуют.

Недоуплотненные верхнеплейстоценовые глины и глинисто-суглинистые илы развиты в южной части шельфа Баренцева моря, в пределах Куренцовской террасы, в Канинском, Гусином и Кольском желобах (рис. 1). Их мощность достигает в указанных районах 20- 30 м . В нижней части толщи комплекса они замещаются нормально уплотненными одновозрастными отложениями. В глубоководных районах, северной и западной части региона, где мощность этих отложений не превышает 5- 10 м , составляя в среднем 3- 4 м , они недоуплотнены по всему разрезу.

Скорость продольных акустических волн в новейших отложениях шельфа Баренцева моря составляет в среднем 1600 м/c.

В переуплотненных мореноподобных отложениях она достигает величин 1650-1750 м/с (иногда до 2000 м/c). В недоуплотненных верхнеплейстоценовых глинах эта скорость понижается до величин 1400-1420 м/с, что на 2-5 % ниже скорости звука в воде Баренцева моря.

Переуплотненные нижне-среднеплейстоценовые миктиты и верхнеплейстоценовые глины тугопластичной - твердой консистенции имеют (не зависимо от своего вещественного состава) на временных разрезах НСП хаотичную структуру рисунка записи. Недоуплотненные текучие - текучепластичные верхнеплейстоценовые образования характеризуются "акустически прозрачной" тонкослоистой записью. Нормально уплотненные образования могут быть как акустически слоистыми, так и иметь хаотичную акустическую структуру.

4. Особенности формирования ФМС плейстоценовых отложений Баренцевоморского шельфа. Проблема генезиса и ФМС мореноподобных миктитов.

Процессы диагенетических преобразований плейстоценовых отложений Баренцевоморского шельфа протекают в нижне-среднеплейстоценовых и верхнеплейстоценовых грунтах с различной интенсивностью. Это обусловлено, с одной стороны, различным вещественным составом и фациальными обстановками в период седиментогенеза. С другой стороны, большую роль играют постседиментационные поверхностные условия, которые неоднократно изменялись в течение истории развития данного региона.

В первую группу входят, помимо особенностей вещественного состава, скорость осадконакопления, палеотемпературные и физико-химические (окислительно-восстановительные) условия. Во вторую - процессы субаэральной дегидратации (в течение периодов, иногда толща обнажается выше уровня моря), эрозия, процессы промерзания и протаивания, а также литостатическое давление толщ более молодых вышележащих осадков.

Согласно представлениям канадских исследователей [Chamberlain et al., 1978] основными факторами переуплотнения являются поверхностные условия, такие как:

1) эрозионный срез верхней рыхлой части нормальноуплотненного разреза, в результате чего в кровле толщи обнажаются консолидированные отложения нижней его части;

2) давление ледникового массива, вызывающее уплотнение основных морен и подстилающего субстрата;

3) "усыхание" грунта в субаэральных условиях, при выходе толщи выше уровня моря;

4) эпигенетическое промерзание, приводящие к дегидратации в результате миграции влаги из глубины толщи к низкотемпературному фронту, находящемуся вблизи дневной поверхности.

В южной - мелководной части региона большее влияние оказали первый, третий и, вероятно, четвертый факторы. Верхнеплейстоценовые образования, развитые в пределах мелководных морфоструктурных зон в течение плейстоцен - голоценового времени неоднократно обнажались выше уровня моря. Это сопровождалось эрозионным срезом верхней рыхлой частя разреза, субаэральным усыханием осадков и, возможно, эпигенетическим промерзанием. В результате комплексного воздействия указанных факторов отложения интенсивно консолидировались и обезвоживались.

При смене субаэральных условий субаквальными - консолидированные отложения перекрывались морскими водами и покровом молодых неуплотненных осадков, отделенных от подстилающих базальным горизонтом. На границе между этими осадками и консолидированными отложениями значения ФМС скачкообразно изменяются (рис. 2а).

В глубоководных регионах Баренцевоморского шельфа переуплотненное состояние мореноподобных миктитов не может быть объяснено ни одним из указанных факторов, так как все они связаны с необходимостью смены субаквальных условий субаэральными. Это привело бы к образованию в кровельной части переуплотненных толщ горизонтов размыва, а более молодые осадки перекрывали бы их с четким эрозионным несогласием. В глубоководных (глубина моря 180- 350 м ) районах какие-либо признаки перерыва в осадконакоплении отсутствуют или выражены весьма слабо. Следовательно, говорить о том, что развитые здесь толщи были консолидированы в течении времени, когда они обнажались выше уровня моря, не представляется возможным.

Вопрос о природе переуплотненного состояния мореноподобных отложений тесно связан с дискуссией об их генезисе. Сторонники ледниковой концепции объясняют плотное сложение мореноподобных отложений консолидацией терригенного материала, содержащегося в леднике, давлением глетчерного массива.

Однако, особенно в течение последнего десятилетия эта концепция была подвергнута весьма основательной критике, в том числе и со стороны исследователей, рассматривающих такие образования как моренные [Кригер, 1971].

Действительно, остается непонятным, как может ледниковая толща уплотнить взвешенный в ней обломочный материал.

Возрастающее по мере приращения мощности ледниковой толщи гидростатическое давление не может консолидировать содержащиеся в леднике терригенные частицы, так как оно полностью компенсируется взвешивающим эффектом. В общем, характер давления льда на содержащийся в его составе обломочный материал можно сравнить с давлением водного столба на водонасыщенные пески, который не оказывает на них никакого уплотняющего воздействия.

Наличие макропор, заполненных поровым раствором также исключает предположение о наличии в прошлом ледниковых или осадочных толщ, создающих высокое гидростатическое давление на рассматриваемые образования. Это давление неизбежно вызвало бы закрытие таких макропор.

Последующая деградация ледника и образование основных морен по схеме лед – ледогрунт - морена сопровождается выделением значительного количества воды. Благодаря этому грунт водонасыщается и становится текучим. Согласно данным натурных наблюдений морена современных ледников представляет собой неконсолидированную илоподобную грязекаменную массу [Крапивнер, 1986].

Пространственная изменчивость ФМС этих отложений также не согласуется с упомянутой концепцией. Наиболее текучие и наименее плотные миктиты развиты в непосредственной близости от основных эпицентров предполагаемого отделения Кольского п-ва и Новоземельских островов (табл. 1), а наиболее консолидированные отмечаются в районах, находящихся на значительном удалении как от этих, так и от других эпицентров (Шпицберген и Земля Франца-Иосифа).

Породы доплиоценового субстрата южной части региона, в пределах Мурманской возвышенности; Кольского, Канинского и Гусиного желобов; Гусиного, Южно- и Северо-Канинского плато (рис. 1), уплотнены в значительно меньшей степени относительно пород одновозрастных толщ северной части Южно-Баренцевской впадины, Ферсмановского, Лудловского и Лунинского поднятия. Последние отличаются более высокой плотностью и прочностью, при более низкой влажности, текучести и пористости (табл. 1).

Если предположить, что высокая плотность сложения миктитов связана с ледниковым давлением, то в районах близких к эпицентрам гипотетического оледенения мощность и, следовательно, уплотняющая нагрузка от ледникового покрова будут максимальными. Моренные отложения этих районов должны быть наиболее консолидированными. По мере удаления от эпицентров ледниковый покров постепенно выклинивается, а его гидростатическое давление уменьшается. При этом плотность сложения миктитов должна снижаться, чего на самом деле не происходит.

В целом, гипотеза о ледниковом уплотнении миктитов шельфа Баренцева моря противоречит основным физическим законам и опровергается имеющимся фактическим материалом.

В данной работе переуплотненные мореноподобные отложения рассматриваются как уплотненные ледово-морские осадки. Механизм их консолидации, с этой точки зрения, остается не совсем ясным. Отсутствие базальных образований в кровле отложений, развитых в пределах глубоководных (глубина горя более 180 м ) районов не позволяет предположить наличие в прошлом мощных толщ более молодых и рыхлых отложений, под давлением которых были уплотнены рассматриваемые образования.

Если бы таковые существовали, то в результате последующего эрозионного среза верхней части разреза сформировались бы слои гравийно-галечного или песчаного состава. Слабый донный размыв, имевший место на рубеже среднего и позднего плейстоцена, не мог затронуть разрез толщи на большую мощность и срезать его рыхлую часть, под давлением которой уплотнились рассматриваемые образования. Этот размыв привел лишь к дополнительному насыщению приподошвенной части образований верхней пачки грубообломочным и песчаным материалом. Отсутствие признаков перерыва в осадконакоплении исключает также и предположение о дегидратации нижне- среднеплейстоценовых мореноподобных миктитов в субаэральных условиях, когда их толща обнажалась выше уровня моря.

Значения ФМС нижне-среднеплейстоценовых и верхнеплейстоценовых отложений тесно связаны с их зерновым составом. Отмечено, что наибольшую плотность и прочность, при минимальной влажности, пористости и текучести имеют образования, содержащие в приблизительно равных количествах песчаные, пылеватые и глинистые частицы. [Кригер и др., 1983]. Такие отложения Н.И. Кригер предложил называть оптимальной смесью.

Переуплотненные мореноподобные миктиты весьма близки по своему зерновому составу к этой смеси. Их высокая плотность сложения определена компактной упаковкой зерен, характерной для таких образований.

Современные несортированные ледово-морские осадки шельфа Баренцева моря также содержат песчаные, пылеватые и глинистые частицы, что позволяет рассматривать их как оптимальные смеси. Для них характерны высокие значения плотности и прочности, а также низкая влажность, пористость и текучесть по сравнению с более однородными преимущественно глинистыми осадками верхнеплейстоценового комплекса (табл. 1).

По этим признакам современные ледово-морские осадки и мореноподобные миктиты тождественны друг другу и являются соответственно верхним и нижним звеном цепи позднекайнозойского ледово-морского литогенеза.

Улучшение сортированности в сторону огрубления состава, обусловленное возрастанием количества песчаных и крупнопылеватых зерен вызывает снижение плотности, влажности и пористости. Прочность при этом несколько увеличивается. Это связано с тем, что количество зерен в элементарном объеме снижается, в результате чего увеличивается объем пор. Возрастание прочности связано с увеличением трения между крупными частицами. Снижение влажности вызвано тем, что более крупные частицы менее активно сорбируют на своих поверхностях воду или вообще лишены этой способности. Рассчитываемая на основании природной влажности пористость, в результате этого, также снижается.

Возрастание содержания глинистых частиц вызывает относительное увеличение пористости, влажности, плотности и текучести. Прочность при этом снижается. Возрастание плотности вызвано увеличением количества частиц в элементарном объеме породы. Рост значений пористости, текучести и влажности, сопровождаемый падением прочности определен способностью чешуйчатых глинистых минералов образовывать ячеистые микроструктуры [Осипов и др., 1989]. В смешанно-зернистых образованиях ячейки компактно заполнены зернами песка и пыли (рис. 3, 5). В более однородных глинистых разностях эти ячейки заполнены лишь тонкодисперсными глинистыми минералами, органическим веществом и поровым флюидом, что приводит к увеличению общей пористости и снижению их прочности.

На приведенных графиках изменчивости ФМС по разрезам скважин видно, что изменения ФМС хорошо коррелируются с изменениями в соотношениях между зернистыми фракциями (рис. 2). В некоторых случаях это приводит к инверсии изменчивости ФМС. Так, например, на рис. 2 д, вниз по разрезу верхнеплейстоценовых отложений отмечается четкое возрастание пористости, влажности и текучести обусловленное улучшением сортировки грунта за счет увеличения глинистых частиц.

На другом рисунке (рис. 2б) наблюдается снижение плотности и прочности на границе раздела между средней и верхней пачками нижне- среднеплейстоценового комплекса за счет улучшения сортировки благодаря возрастанию количества зерен песка и пыли.

Вероятно, именно с инверсиями такого рода связаны дислокации слоистости и перемешивание с отложением на границах между пачками более плотных, прочных и пластичных отложений с менее прочными, плотными и пластичными. Эти инверсии приводят к нарушению гравитационного равновесия в разрезах, вызывая тем самым конвективное перемешивание различных слоев. Оно, в свою очередь, приводит к образованию дислокаций и будинированию, а также разубоживанию контактных зон [Рокос и Люстерник, 1990]. Вместе с тем, очевидно, что одна лишь плохая сортированность зернового состава не может объяснить высокой плотности сложения нижне- среднеплейстоценовых мореноподобных образований и несоответствия значений их ФМС современному природному давлению. Вероятно, здесь оказали влияние и другие факторы, такие как: низкая палеотемпература, малая скорость осадконакопления и активное преобразование органического вещества в ходе постседиментационного минералообразования [Горькова, 1958; Сухорукова, 1973].

В пределах современного бассейна Баренцева моря температура воды вблизи поверхности дна и температура слоя придонных осадков составляет около -1º, (до -1,8º). Учитывая высокоширотное местоположение региона, значительную глубоководность бассейна и основываясь на данных палинологических и микрофаунистических анализов можно достаточно уверенно предполагать, что температура бассейна седиментации была близка к указанным значениям на протяжении всей плейстоцен - голоценовой истории.

Вниз по разрезу современная температура постепенно повышается и на глубине 3- 4 м переходит в область положительных значений. Современные ледово-морские осадки, развитые в области низких природных температур не замерзают благодаря высокой минерализации поровых вод (33-38 ‰) и являются, по своему температурному состоянию переохлажденными. Вероятно, аналогичные им по своей природе мореноподобные отложения, на ранних стадиях диагенеза также имели отрицательную температуру и были переохлажденными. Как было доказано, Баренцево море обладает достаточно высокой биопродуктивностью, а низкое содержание в его осадках органического вещества связано с интенсивным замещением захороненных органических остатков минеральными и органоминеральными соединениями [Жижичко, 1980]. Это обусловлено низкой температурой, препятствующей разложению органического вещества и образованию гуминовых кислот и других растворимых органических веществ, способствующих пептизации терригенных частиц и затрудняющих их коагуляцию [Куприн и Потапова, 1985]. Приблизительно одинаковое количество органического вещества в нижне-среднеплейстоценовых миктитах и голоценовых ледово-морских осадках (количество органического углерода около 1%) позволяет предположить, что в течение раннего - среднего плейстоцена биопродуктивность также была не ниже современной.

Образование в нижне-среднеплейстоценовых ледово-морских осадках органоминеральных и минеральных соединений, с одной стороны, и подавленность процессов разложения органического вещества на гуминовые кислоты, с другой, вероятно способствует уплотнению грунта еще на ранних стадиях диагенеза. Кроме того, интенсивное замещение органического вещества сначала гидротроилитом - мельниковитом, а затем более прочным и устойчивым пиритом связывает большую часть воды в химических реакциях, дегидратируя тем самым осадок.

Значительная часть грунтовой влаги связывается также водными гидроокислами железа, такими как лимонит и гематит. Они наряду с сульфидными образованиями увеличивают агрегатность отложений и цементируют их на некоторых локальных участках (рис. 3). В результате этого прочность и плотность грунта значительно увеличиваются. Высокая степень консолидации мореноподобных миктитов обусловлена низкой скоростью их седиментации.

Минерализация органического вещества и связанное с ней уплотнение будут протекать в еще более полной степени при медленной скорости осадконакопления. Так как достаточно очевидно, что чем дольше нижне- среднеплейстоценовые ледово-морские осадки оставались в области низких температур у поверхности дна, тем в большей степени минерализуются органические соединения. Продукты этого процесса отмечаются при изучении шлифов. Их описание приведено выше по тексту.

По мере погружения вглубь грунтовой толщи (в результате захоронения под отложившимися осадками), температура будет повышаться и на некоторой глубине достигнет положительных значений, при которых из не минерализованного ранее органического вещества будут выделяться соединения, затрудняющие коагуляцию.

При низких скоростях седиментогенеза поровое давление в толще осадков, перекрывающейся все новыми слоями, успевает рассеиваться. Если же эта скорость достаточно велика, то не успевшие разгрузиться осадки будут перекрыты более молодыми слоями. Избыточное давление в их поровом пространстве будет препятствовать уплотнению [Лисицын, 1988; Sangrey, 1983]. Вероятно, именно этим фактором обусловлено недоуплотненное состояние мощных толщ верхнеплейстоценовых коричневатых глин и глинистых илов Куренцовской террасы, Гусиного, Кольского и Канинского желобов (рис. 1).

Рассматривая мореноподобные миктиты как ледово-морские переохлажденные (на ранних стадиях диагенеза) осадки с низкой скоростью седиментации, можно сделать вывод о том, что в течение их литогенеза вышеописанные процессы минерализации органического вещества и образования аутигенных минералов были для них весьма характерны. Эти процессы, наряду со смешанным несортированным зерновым составом, обусловили высокую плотность и прочность, а также низкую влажность, пористость и текучесть, не соответствующих литостатическому давлению в толще мореноподобных отложений нижне- среднеплейстоценового комплекса.

Скачок ФМС в кровле толщи мореноподобных миктитов северной глубоководной части региона, не затронутой размывом в течение всего позднеплейстоцен - голоценового времени, связан со сменой условий осадконакопления. Прежде всего оно обусловлено увеличением скорости седиментогенеза на рубеже среднего и позднего плейстоцена. Это привело к резкому уменьшению плотности и прочности образований, благодаря интенсивному разложению органических соединений в молодых осадках, перекрывших плотные мореноподобные миктиты.

Таким образом, формирование вещественного состава и ФМС плейстоценовых отложений Баренцевоморского шельфа протекало в зависимости от конкретной палеогеографической обстановки. В глубоководных районах, где отсутствовали сколько нибудь значимые перерывы в осадконакоплении, ФМС отложений обусловлены внутренними факторами, такими как зерновой, минералогический и химический состав, температурный режим, а также скоростью их накопления. В более мелководных районах, затронутых колебаниями уровня моря, формирование свойств протекало под воздействием субаэральной дегидратации, процессов промерзания и протаивания. Кроме того, верхние неуплотненные части развитых здесь осадочных толщ были срезаны эрозией, в результате чего в их кровле обнажились более консолидированные образования нижних частей этих толщ.

ЛИТЕРАТУРА

1. Данилов И.Д. Полярный литогенез. - М.: Недра, 1978, 367 с.

2. Данилов И.Д., Крапивнер Р.Б., Лазуков Г.И., Чочиа Н.Г. Проблемы генезиса мореноподобных отложений // Основные проблемы позднего кайнозоя Арктики. - Л.: Недра, 1983, с. 193-202.

3. Данилов И.Д. Проблема плейстоценовых оледенений // Основные проблемы позднего кайнозоя Арктики. - Л.: Недра, 1983, с. 221-226.

4. Лисицын А.П. Лавинная седиментация и перерывы в осадконакоплении в морях и океанах. - М.: Наука, 1968, 309 с.

5. Кленова М.В. Геология Баренцева моря. - М.: Наука, I960, 367 с.

6. Крапивнер Р.Б. Мореноподобные суглинки Печорской равнины - осадки длительно замерзающих морей // Известия вузов. Геология и разведка. - 1973. - № 12. с. 12-18.

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

8. Крапивнер Р.Б., Гриценко И.И., Костюхин А.И. Позднекайнозойская сейсмостратиграфия и палеогеография Южно-Баренцевоморского региона // Четвертичная палеоэкология и палеогеография Северных морей. - М.:. Наука, 1988. с. 103-133.

9. Кригер Н.И., Долдаренко С.А., Миронюк С.Г. Гляциотектоника и конечные морены западной части Русской равнины (геологический и инженерный аспекты). - М.: Наука, 1983. 111 с.

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

11. Куприн П.Н., Потапова Л.И. Синхронные изменения органического вещества и некоторых свойств донных отложений современных морей в процессе литогенеза // Органическое вещество современных и ископаемых осадков. - М.: Наука, 1985, с. 46-53.

12. Кутень Н.А., Калгиш Б.Д. Вещественный состав и физико-механические свойства ледниковой и ледово-морской формации регионов континентального шельфа // Тезисы докладов международного симпозиума "Инженерная геология шельфа и континентального склона морей и океанов мира". - Тбилиси, Батуми, 1988. - Тбилиси, - 1988. - с. 73-75.

13. Методическое пособие по инженерно-геологическому изучению горных пород. - М.: Недра, 1984., Т. 2. - 438 с.

14. Окунцов В.И., Федоров С.Н. Рекомендации по методике интерпретации результатов статического зондирования на континентальном шельфе. - Рига, 1988. -75 с.

15. Осипов В.И., Соколов В.Н., Румянцева Н.А. Микроструктура глинистых пород. - М.: Недра, 1989. - 211 с.

16. Рокос С.И., Люстерник В.А. Формирование состава и физико-механических свойств плиоцен-четвертичных мореноподобных отложений центральной части шельфа Баренцева моря (Южно-Баренцевская впадина и ее структурное обрамление). - Киев, 1990. - 50 с. (Препринт АН УССР, Ин-т геологических наук; № 90-19).

17. Симонов А.Н. О формировании некоторых специфических черт вещественного состава средне- и верхнеплейстоценовых донных морен севера Печорской низменности // Процессы континентального литогенеза. - М.: Наука, 1980. - с. 156-166.

18. Chamberlain E.J., Sellman S.E., Blouin D.M., Hopkins and Lewellen R.I. Engineering properties in the Prudho Bay region of the Beaufort Sea // Proceeding of the Third International Conference on Permafrost. National Research Council of Canada . Ottawa , Ont. 1978, p. 629-635.

19. Sangrey D.A. Engineering behavior of marine sediments // Ocean science and engineering. 1983. 8(3), p. 329-349.

Ссылка на статью:

Рокос С.И., Люстерник В.А. Формирование состава и физико-механических свойств плейстоценовых отложений южной и центральной частей шельфа Баренцева моря (генетический и палеогеографический аспекты). (Препринт) АН Украины, Институт геологических наук № 92-11, Киев, 1992. - 60 с.