Согласно существующим представлениям шельфовые платформы являются областью транзита осадочного вещества в океанические впадины [Зенкевич, 1963; Лисицын, 1974, 1978, 1994; Геология океана, 1979; Айбулатов, 1990]. Тезис - вещество выносится с шельфа по краевым желобам - основан на данных о строении подножия континентального склона, где осадочное вещество сконцентрировано в мощных конусах выноса, расположенных на траверзе краевых желобов. Это позволило охарактеризовать их как второй уровень глобальной седиментации [Лисицын, 1978]. Данные о возрасте отложений, слагающих конусы выноса и расположенных по периферии Баренцевоморского шельфа, свидетельствуют о том, что основная масса вещества накопилась в них в позднем кайнозое в регрессивно-эрозионные циклы развития Баренцевоморской платформы [Геология океана, 1979; Мусатов, 1996].

В конце среднего плиоцена произошла неотектоническая перестройка всей Западно-Арктической континентальной окраины. На фоне общего опускания шельфа сформировался его современный морфоструктурный план [Сенин и др., 1989; Шипилов и др., 2000]. С этого времени начался новый трансгрессивный этап развития шельфа, нарушаемый гляциоэвстатическими регрессиями. Судя по мощности четвертичных отложений в пределах конусов выноса (0,2-1,35 км) и Баренцевоморского шельфа (< 0,1 км) [Мусатов, 1996; Павлидис и др., 1998; Гуревич, 2002], условия транзита вещества с шельфа к подножию континентального склона в плейстоценовое время сохранялись. В послеледниковое время сформировался современный гидрологический режим Баренцева моря, непосредственно влияющий на литодинамику региона [Павлидис и др., 1998]. Мощность голоценовых отложений в желобах Баренцева моря (до 50 м) больше синхронных отложений внутреннего шельфа и у подножия континентального склона [Мусатов, 1996; Гуревич, 2002]. Это позволяет предположить, что в послеледниковое время желоба перестали быть каналами транспортировки осадочного вещества, а стали зонами его аккумуляции.

Для того чтобы желоб перестал быть каналом транспортировки и стал ловушкой осадочного вещества необходимо, чтобы в желобе отсутствовало движение вещества по направлению к континентальному склону. Это может происходить только тогда, когда в днищах желобов есть впадины (относительная глубина которых препятствует гравитационной миграции вещества), а морские течения по периферии шельфа препятствуют выносу вещества во взвешенном состоянии.

Рассмотрим западную периферийную область Баренцева моря. Согласно схемам А.И. Танцюры [1959], Гольфстрим движется вдоль континентального склона и создает подпор для баренцевоморских вод, препятствующий перемещению взвешенного вещества из Баренцева моря в Норвежский бассейн (рис. 1). Несколько ветвей Гольфстрима заходит во внутренние районы Баренцева моря, принося с собой взвешенное вещество из Северной Атлантики. На границе краевых желобов с Медвежинско-Надеждинским поднятием теплые атлантические воды сопрягаются с холодными баренцевоморскими водами, где формируется полярный фронт. В пределах последнего резко возрастает продуктивность планктона, играющего важную роль в составе взвешенного вещества открытых акваторий морей [Зенкевич, 1963]. Следовательно, осадочное вещество в виде взвеси из западной части Баренцева моря не только не выносится за его пределы, но и привносится в него из Норвежского бассейна, а в пределах полярного фронта происходит интенсивное формирование автохтонной части взвешенного вещества. Осадочное вещество гравитационным путем поступает в днище желобов со склонов прилегающих поднятий. Таким образом, в Медвежинский и Зюйкапский желоба осадочное вещество поступает двумя основными путями - гидрогенным и суспензионным [Матишов и др., 2002].

Геоморфологическое и морфоструктурное строения желобов (рис. 2, а, б) свидетельствуют, что в их днищах нет свободных путей для гравитационной миграции осадочного вещества к бровке континентального склона. Медвежинский и Зюйкапский желоба (рис. 2, а) в геоморфологическом отношении представляют собой широкие депрессии с неровным дном [Митяев и др., 2003]. В их днищах выделяются впадины с относительной глубиной 50-150 м (в Медвежинском две, в Зюйкапском одна), в границах которых мощность голоценовых отложений достигает десятков метров [Мусатов, 1996; Гуревич, 2002]. Следовательно, в послеледниковое время краевые желоба не являлись каналами транспортировки осадочного вещества к бровке континентального склона, так как в их днищах есть впадины (физические барьеры), в которых осадочное вещество аккумулируется в современное время.

Рассмотрим юго-восточную часть Баренцева моря, относящуюся к внутренней области шельфа. В рельефе Печороморского шельфа хорошо выражены три желоба: Гусиный, Канинский и Южно-Новоземельский (рис. 3). В геоморфологическом отношении все они представляют собой замкнутые линейные депрессии с корытообразным поперечным профилем. Теплое Мурманское течение (рис. 1), двигаясь с запада на восток, в районе Северо-Канинского поднятия изменяет свое направление с субширотного на северо-восточное [Танцюра, 1959]. Отдельные ветви Мурманского течения по желобам заходят во внутренние районы Печорского моря, а само оно создает некоторое подобие подпора для печороморских вод, препятствующего миграции взвешенного вещества в сторону Южно-Баренцевоморского прогиба. Со стороны Карских Ворот и Горла Белого моря течения направлены во внутреннюю область Печорского моря. Только Западно-Новоземельское течение может выносить взвесь за пределы региона, но в целом вынос осадочного вещества в виде взвеси из Печорского моря затруднен. Общее количество взвешенного вещества, приносимого в Печорское море, больше, чем в западных и северных частях Баренцева моря [Человечество..., 2001; Печорское море, 2003] и обусловлено это близостью областей денудации. Помимо этого на Печороморский шельф вещество поступает с речным стоком, припайными льдами (собственными и из Горла Белого моря) и эоловым путем.

Несомненно, что на Печороморский шельф поступает больше осадочного вещества, чем в другие районы Баренцева моря. Общий уклон дна Печорского моря и большое количество эрозионных каналов [Павлидис и др., 1998; Печорское море, 2003] создают условия для суспензионного движения нефелоидного слоя современных осадков в северном, северо-западном и северо-восточном направлениях вплоть до желобов. На Печороморском шельфе желоба представляют собой замкнутые депрессии с относительной глубиной в сотни метров. В днищах желобов выделяются локальные впадины (рис. 3) с мощностью голоценовых отложений до 5-10 м, а это в 2-10 раз больше, чем в центральной части Печорского моря (больше только в прибрежных районах Печорского моря и Горле Белого моря) [Мусатов, 1996; Гуревич, 2002]. Следовательно, в послеледниковое время в желобах доминируют процессы аккумуляции вещества, а сами они являются крупными ловушками осадочного вещества, а не каналами его транспортировки.

Рассмотрим северные геоморфологические границы Баренцевоморского шельфа. Северо-восточная граница Баренцева моря проходит по условной линии, соединяющей мыс Желания (арх. Новая Земля) и м. Колзат (арх. Земля Франца-Иосифа, ЗФИ), т.е. проходит по западному борту желоба Святой Анны [Петров, 1985]. Геоморфологический анализ этой области показывает, что Северо-Восточная впадина Баренцева моря относится к желобу Святой Анны. Тогда границу Баренцевоморского шельфа следует проводить вдоль южного и юго-западного бортов Северо-Восточной впадины до мыса Баренца (арх. ЗФИ), так как здесь расположен ряд поднятий, создающих порог (аналогичный водоразделу на континентах) с относительной высотой 50-150 м. Северная граница Баренцева моря проходит от м. Мэри Хармсуорт (арх. ЗФИ) через острова Виктория и Белый к мысу Ли-Смит (арх. Шпицберген) [Петров, 1985]. Морфометрический анализ района между архипелагами Шпицберген и ЗФИ показывает, что граница шельфа проходит по кромке континентального склона, а сам шельф включает подводные поднятия архипелагов.

В северной части Баренцевоморского шельфа расположены три крупных краевых желоба: Орла, Франца-Виктории и Святой Анны. Желоб Святой Анны надо исключить из возможных путей транзита вещества с Баренцевоморского шельфа, так как геоморфологически этот желоб не входит в пределы шельфа. Но для объективности следует указать, что внутри желоба существует крупная впадина с относительной глубиной более 200 м и мощностью голоценовых отложений более 5 м [Мусатов, 1996; Андреева и др., 2001; Гуревич, 2002].

В рельефе днищ северных краевых желобов выделяются впадины: в желобе Орла - грабеновидные структуры с относительной глубиной около 60 м, в желобе Франца-Виктории - изометричные впадины с относительной глубиной до 200 м (рис. 4).

Между архипелагами Шпицберген и ЗФИ существует сложная циркуляция водных масс, как вокруг архипелагов, так и отдельных островов, с общей направленностью на запад и юго-запад [Танцюра, 1959; Атлас..., 1980]. В суровых климатических условиях паковые льды сохраняются долго [Атлас..., 1980]. Это позволяет предположить, что основная седиментация здесь протекает в подледных условиях, т.е. более высокими темпами [Мусатов, 1996; Андреева, 2001]. Традиционно краевой желоб Франца-Виктории рассматривается как один из главных путей миграции осадочного вещества с Баренцевоморского шельфа в Евразийский бассейн [Зархидзе и др., 1991]. Геоморфологическое строение, гидродинамика и мощность голоценовых отложений (до 10 м) в районе желоба Франца-Виктории [Мусатов, 1996; Гуревич, 2002] позволяют предположить, что в современное время в его пределах осадочное вещество аккумулируется.

Выводы

1. Границы Баренцева моря и Баренцевоморского шельфа совпадают не везде. Наиболее значимые различия наблюдаются в западном и северном районах.

2. В днищах краевых желобов Баренцевоморского шельфа существуют крупные области современной аккумуляции осадочного вещества, а внутренние желоба сами являются современными седиментологическими ловушками.

3. Большая часть осадочного вещества, поступившего на Баренцевоморский шельф в послеледниковое время, здесь же и аккумулируется. Это позволяет охарактеризовать Баренцевоморский шельф как современную глобальную седиментологическую ловушку, в которой первый уровень современной седиментации, по А.П. Лисицыну [1978], приурочен к Печороморскому шельфу.

Литература

 Айбулатов Н.А. Динамика твердого вещества в шельфовой зоне. Л.: Гидрометеоиздат, 1990. 271 с.

Андреева И.А., Волкова Ю.В., Зинченко А.Г. и др. Фациальные особенности позднеплейсто-цен-голоценовых отложений Баренцевоморского шельфа // Седиментологические процессы и эволюция морских экосистем в условиях морского перигляциала. Кн. 2. Апатиты: Изд. КНЦ РАН, 2001. С. 19-29.

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

Геология океана. Осадкообразование и магматизм океана. М.: Наука, 1979. 415 с.

Гуревич В.И. Современный седиментогенез и геоэкология Западно-Арктического шельфа. М.: Научный мир, 2002. 135 с.

Зархидзе B.C., Мусатов Е.Е., Генералов П.П. Моря Норвежское, Баренцево, Карское. Кайнозой // Атлас палеогеографических карт. Шельфы Евразии в мезозое и кайнозе. М.: ГИН РАН, 1991. Т. 1. С. 13-31.

Зенкевич Л.А. Биология морей СССР. М.: Изд-во АН СССР, 1963. 739 с.

Лисицын А.П. Осадкообразование в океанах. М.: Наука, 1974. 438 с.

Лисицын А.П. Процессы океанской седиментации. М.: Наука, 1978. 392 с.

Лисицын А.П. Ледовая седиментация в Мировом океане. М.: Наука, 1994. 447 с.

Матишов Г.Г., Митяев М.В., Хасанкаев В.Б. и др. Современные области аккумуляции осадочного вещества в Медвежинском желобе Баренцева моря // Докл. РАН. 2002. Т. 384, №6. С. 818-820.

Митяев М.В., Хасанкаев В.Б., Тарасов Г.А. и др. Морфоструктуры западной части Баренцевоморского шельфа // Океанология. 2003. Т. 43, № 4. С. 611-620.

Мусатов Е.Е. Распространение кайнозойского чехла на Баренцевоморском шельфе между архипелагами Шпицберген и Земля Франца-Иосифа // Океанология. 1996. Т. 36, № 3. С. 444-450.

Павлидис Ю.А., Ионин А.С., Щербаков Ф.А. и др. Арктический шельф. Позднечетвертичная история как основа прогноза развития. М.: ГЕОС, 1998. 188 с.

Петров B.C. Физико-географическая характеристика моря // Жизнь и условия ее существования в пелагиали Баренцева моря. Апатиты: Изд. КФ АН СССР, 1985. С. 11-14.

Печорское море. Системные исследования. М.: Море, 2003. 502 с.

Сенин Б.В., Шипилов Э.В., Юнов А.Ю. Тектоника Арктической зоны перехода от континента к океану. Мурманск: Кн. изд-во, 1989. 176 с.

Танцюра А.И. О течениях Баренцева моря // Тр. ПИНРО. 1959. Вып. XI. С. 35-54.

Человечество и береговая зона Мирового океана / Ред. Н.А. Айбулатов. М.: ГЕОС, 2001. 492 с.

Шипилов Э.В., Богданов Н.А., Хаин В.Е. Глубинная структура и тектонические преобразования Арктической окраины Евразии в фанерозое (Баренцево, Карское, Лаптевых моря) // Общие вопросы тектоники. Тектоника России. М.: ГЕОС, 2000. С. 605-608.

M.V. Mityaev, V.B. Khasankaev, V.A. Golubev

BARENTS SEA TRENCHES - MODERN CANALS OF TRANSPORTATION OR TRAPS OF THE SEDIMENTAL MATERIAL?

On the basis of investigations of geomorphological, vertical ruggedness of relief, and analysis of thickness of Quaternary sediments and hydrodynamic peculiarities of the Barents Sea shelf large areas of the sediment material accumulation are revealed. It is shown that evacuation of sediment material from the shelf to the continental slope along the marginal trenches during modern time is insignificant.