В статье рассмотрены результаты исследования шести колонок, отобранных в различных морфоструктурных зонах в районе хребта Менделеева. Средние содержания минералов групп иллита, хлорита, каолинита и смектита составляют около 60%, 21%, 12% и 5%, соответственно. Была установлена взаимосвязь флуктуаций минералов по разрезу с изменениями условий осадконакопления в позднечетвертичное время. Пики каолинита, как правило, совпадают с повышенными содержаниями песчаной фракции, что, вероятно, связано с его преимущественной доставкой айсбергами. Иллит, напротив, имеет хорошую корреляцию с пелитовой фракцией, что свидетельствует о его транспортировке, главным образом, льдами и течениями. Минералы групп хлорита и смектита в изученных нами колонках являются менее информативными.

Несмотря на то, что Северный Ледовитый океан (СЛО) является наименьшим по площади океаном Земли, он играет важнейшую роль в эволюции климатической системы Северного полушария. Благодаря своим относительно небольшим размерам и замкнутой форме СЛО представляет собой естественную «седиментационную ловушку» для значительного количества осадков. Ежегодно 592–666 × 10⁶ тонн терригенного материала поступает в окраинные шельфовые моря Арктики из различных источников [Stein, 2008]. Значительная доля этого материала попадает в океанический бассейн. Устойчивое накопление осадков происходит как во впадинах, так и на подводных хребтах и поднятиях. Это подтверждается многочисленными сейсмическими данными [Backman et al., 2004; Bruvoll et al., 2010; 2012; Jokat, 2003] и результатами глубоководного бурения в приполюсной части хребта Ломоносова [Moran et al., 2006]. Установлено, что в центральной части хребта Альфа мощность толщи осадков варьирует от 0.5 до 1.2 км [Bruvoll et al., 2010; 2012], а на хребте Менделеева - в пределах ~0.6-0.8 км на поднятиях и до ~1.8 км в грабенах, причем верхние 200 м отложений имеют в основном ненарушенное залегание [Bruvoll et al., 2010]. Сейсмические данные свидетельствуют о том, что хребты Ломоносова, Альфа и Менделеева, разделяющие глубоководные котловины СЛО, не являются значительными поставщиками терригенного материала во впадины в неоген-четвертичное время, а представляют собой, в целом, аккумуляционные структуры. Эрозионные процессы на хребтах, безусловно, также имеют место, однако их масштабы и роль в осадконакоплении не следует преувеличивать. Терригенный материал во впадины и хребты поступает в основном с окружающей океан суши.

Важность изучения глинистых минералов связана с тем, что тонкодисперсный материал является основным компонентом донных отложений СЛО. Холодный климат и физическое выветривание преобладали в пределах СЛО в неоген-четвертичное время, что предопределило терригенную природу основной массы глинистых минералов в осадках. Учитывая, что главными транспортирующими агентами являлись течения и ледовый/айсберговый разнос, глинистые минералы можно использовать в качестве трассеров областей сноса, а также для прослеживания изменчивости этих областей во времени и реконструкции палеоциркуляций. Кроме того, глинистые минералы служат важными индикаторами условий осадконакопления в геологическом прошлом [Крупская и др., 2011 и др.].

МАТЕРИАЛЫ И МЕТОДЫ

Образцы донных осадков были подняты гравитационной трубкой в экспедиции «Арктика-2000» на НЭС «Академик Федоров» в 2000 г. В статье приведены результаты изучения глинистых минералов в 6 колонках, отобранных в различных морфоструктурных зонах: котловине Подводников (АФ00-23, АФ00-28), вершинной части поднятия Менделеева (АФ00-08), в пришельфовой области поднятия Менделеева (АФ00-34 и 37) и во впадине Менделеева (АФ00-02) (рис. 1, табл. 1).

Полуколичественное определение глинистых минералов размером менее 0.002 мм, а также отбор указанной фракции для анализа осуществлялись в Институте полярных и морских исследований Альфреда Вегенера (АВИ, г. Бремерхафен). Измерения проводились на дифрактометре Philips PW 1820 c СоКα излучением; рабочий режим - 40 kV - 40 mA. Анализировались ориентированные препараты в воздушно-сухом и насыщенном этиленгликолем состояниях. Подготовка образцов к съемке и условия последней детально охарактеризованы ранее [Wahsner et al., 1996; 1999]. Диапазон измерений составлял от 2 до 40°2Θ с шагом 0.02°2Θ и временем сканирования в точке 2 сек. Полученные дифрактограммы обрабатывались в программе MacDiff [Petschik et al., 1996]. Полуколичественный подсчет выполнен с использованием метода Биская [Biscaye, 1965], широко применяемого для морских и океанических осадков. Несмотря на очевидные недостатки метода Биская, его главными достоинствами являются простота и возможность корректного сравнения результатов наших измерений с многочисленными данными по распределению глинистых минералов в Арктике, полученными сотрудниками AWI (Бремерхафен, Германия), Бременского Университета, а также в процессе работ по совместным Российско-Германским проектам [Крылов и др. 2008; Левитан и др., 1995; Шелехова и др., 1995; Nürnberg et al., 1995; Stein, 2008; Vogt, Knies, 2008; 2009; Wahsner et al., 1999 и др.].

Доля минералов группы смектита рассчитывалась по площади 17 Å пика, группы иллита - по площади 10 Å пика с коэффициентом 4, а групп каолинита и хлорита по площади 7 Å пика с коэффициентом 2 [Biscaye, 1965]. Пропорции двух последних минеральных групп устанавливались по расщеплению рефлексов 3.57-3.58 Å для каолинита и 3.53-3.54 Å для хлорита.

13-фракционный гранулометрический анализ был выполнен в литолого-минералогической лаборатории ФГУП «ВНИИОкеангеология им.И.С.Грамберга» с использованием водно-ситовой методики В.П. Петелина, усовершенствованной Н.Н. Лапиной [1977]. При этом использовалась классификация, широко применяемая в литологии: 1-10 мм - гравий-дресва, 1-0.05 мм - песок, 0.05-0.005 мм - алеврит, <0.005 мм - пелит [Логвиненко, 1984]. Были проанализированы осадки всех колонок за исключением АФ00-37.

Поскольку пробы для гранулометрического анализа и определения содержаний глинистых минералов брались из одинаковых интервалов, были рассчитаны корреляционные зависимости между ними. Достоверность и значимость полученных коэффициентов корреляции оценивались с помощью критерия Стьюдента и преобразования Фишера (последнее применялось в случаях коротких выборок (длина ряда менее 30) при значениях коэффициентов корреляции более 0.3).

ИСТОЧНИКИ ГЛИНИСТЫХ МИНЕРАЛОВ В СЕВЕРНОМ ЛЕДОВИТОМ ОКЕАНЕ И УСЛОВИЯ ИХ ПЕРЕНОСА

Глинистые минералы традиционно используются для определения областей сноса в СЛО [Darby, 1975; Krylov et al., 2008; Stein et al., 1994; Stein, 2008; Viscosi-Shirley et al., 2003; Vogt, 1997; Wahsner et al., 1999 и др.]. Основными источниками смектита являются Карское море (о чем свидетельствуют отчетливые максимумы этого минерала, зафиксированные в эстуариях Оби и Енисея), а также западная часть моря Лаптевых - устье реки Хатанги. Смектит в эти области поступает за счет размыва пермских и триасовых базальтов плато Путорана [Горбунова, 1997; Шелехова и др., 1995; Schoster et al., 2000; Vogt, Knies, 2008; Wahsner et al., 1999]. Повышенные содержания смектита также обнаружены в районе архипелага Земля Франца-Иосифа [Wahsner et al., 1996; Ivanov et al., 1999]. Относительно высокие его количества (~20%) зафиксированы в Чукотском море [Naidu et al., 1982; Viscosi-Shirley et al., 2003].

Иллит является преобладающим минералом как в СЛО, так и в окружающих его шельфовых морях. Некоторое понижение концентраций иллита в Карском море связано с разбавлением его смектитом. Осадки восточной части моря Лаптевых и Восточно-Сибирского моря характеризуются повышенными содержаниями иллита относительно остальных регионов [Wahsner et al., 1999].

Распределение хлорита в поверхностных осадках СЛО достаточно однообразно. Важно отметить, что этот минерал является преобладающим в отложениях северной Пацифики и потому может рассматриваться в качестве трассера проникновения Тихоокеанских вод через Берингов пролив [Naidu, Mowatt, 1983; Калиненко, 2001; Ortiz et al., 2009].

Потенциальные источники каолинита в СЛО ограничены. Локальные выходы триасовых и юрских пород на банках в Баренцевом море, а также мезозойские отложения Земли Франца-Иосифа являются основными поставщиками каолинита в Евразийский бассейн СЛО [Nürnberg et al., 1995; Stein, 2008]. В Лаптевском бассейне позднеолигоценовая–раннемиоценовая кора выветривания, представленная глинами каолинитового и каолинит-гидрослюдистого состава, известна на о. Большевик, Анабаро-Оленекском междуречье, в дельте р. Лены, в районе Ванькиной губы и на мысе Святой Нос [Ким, Слободин, 1991]. Кроме того, каолинитовые коры выветривания вскрыты бурением в отложениях датского яруса о. Айон в Восточно-Сибирском море [Слободин и др., 1990]. Некоторые мезозойские и кайнозойские слои севера Аляски и Канадской Арктики также обогащены каолинитом [Darby, 1975; Naidu, Mowatt, 1983; Dalrymple, Maass, 1987]. В частности, олигоценовая кора выветривания со следами размыва установлена на острове Бэнкс [Ким, Слободин, 1991]; повышенные содержания каолинита отмечаются в районе острова Эллеф-Рингнес [Darby et al., 2011].

Перенос глинистых минералов от источников сноса осуществляется течениями, льдами и айсбергами. Разнос айсбергами и паковыми льдами характерен в большей степени для периодов дегляциаций, тогда как в периоды межледниковий преобладает перенос льдами (паковыми и сезонными) и течениями. В ледниковые эпохи СЛО покрывался мощным «панцирем» паковых льдов, что, естественно, замедляло процессы осадконакопления, вплоть до перерывов, отмечаемых на хребте Менделеева во 2-ю морскую изотопную стадию (МИС) [Polyak et al., 2004].

Транспортировка терригенного материала льдами в настоящее время осуществляется двумя основными системами: круговоротом Бофорта и трансполярным дрейфом. Дискуссионным является вопрос о том, насколько эти системы были стабильны в прошлом. Результаты микрозондового анализа оксидов железа и анализ распределения этих минералов по площади СЛО позволили предположить значительную изменчивость ледовых систем в четвертичное время [Bischof, Darby, 1997]. Однако исследования терригенных минералов и обломков пород показали их достаточную стабильность по разрезам грунтовых колонок в течение последних 80–160 т.л. [Norgaard-Pedersen et al., 1998; Phillips, Grantz, 2001; Spielhagen et al., 2004]. Близость ассоциаций тяжелых минералов сохраняется вплоть до среднего миоцена в скважинах, пробуренных в приполюсной части хребта Ломоносова [Krylov et al., 2008]. Это является серьезным аргументом в пользу стабильности системы ледовой циркуляции в течение миллионов лет. Для ликвидации существующих противоречий необходимы дальнейшие детальные исследования. Однако уже сейчас можно предположить, что, вероятнее всего, на фоне общей устойчивости систем ледового дрейфа в прошлом периодически происходили их пространственные флуктуации, иногда довольно значительные. Так, современные изменения градиента атмосферного давления – «арктическая осцилляция» - оказывают весомое влияние как на дальность проникновения системы трансполярного ледового дрейфа в Амеразийский бассейн, так и на размер круговорота Бофорта [Darby et al., 2006 и др.].

СТРАТИГРАФИЯ ДОННЫХ ОТЛОЖЕНИЙ

Вопросы стратиграфии донных отложений центральной Арктики являются дискуссионными в течение длительного времени. Причины этого связаны, главным образом, с отсутствием надежной биостратиграфической основы, что детально обсуждалось в ряде работ [Backman et al., 2004; Polyak et al., 2004; 2009; Крылов и др., 2011; Гусев и др., 2012 и др.]. Практически во всех публикациях 60-90-х годов прошлого века реконструкция возраста осадочных разрезов хребтов Альфа и Менделеева опиралась на магнитостратиграфию. Первый выдержанный переход от нормальной к отрицательной полярности сопоставлялся с границей Брюнес-Матуяма [Clark et al., 1980 и др.]. В соответствии с данной концепцией средние скорости осадконакопления на поднятиях центральной части Амеразийского бассейна составляли для эпохи Брюнес около 1 мм/тыс. лет. В альтернативной «молодой» модели возраста первое устойчивое падение остаточной намагниченности было сопоставлено не с переходом Брюнес-Матуяма, а с экскурсом геомагнитного поля Бива II внутри эпохи Брюнес [Jakobsson et al., 2000]. В соответствии с этим значительно увеличились и скорости осадконакопления.

Вариант детального стратиграфического расчленения ряда колонок, отобранных в экспедиции Арктика-2000, с исчерпывающей характеристикой распределения фораминифер и остракод опубликован ранее в рамках «старой» модели возраста [Андреева и др., 2007]. Стратиграфия колонок северной части хребта Менделеева (АФ00-02, АФ00-08, АФ00-23 и АФ00-28), выполненная в соответствии с «молодой» моделью, также опубликована [Крылов и др., 2011], поэтому здесь мы не будем подробно останавливаться на этом вопросе.

В целом, донные осадки СЛО характеризуются чередованием коричневых, обогащенных микрофауной, и серых (оливковых), обедненных микрофауной слоев; первые из них сопоставляются с межледниковьями, а вторые с эпохами оледенений [Белов, Лапина, 1961; Clark et al., 1980]. Как правило, границы между слоями на субмаринных хребтах характеризуются увеличением содержания песчаной фракции, что особенно четко проявляется для временного интервала 1-7 МИС. Это вполне естественно, так как с наступлением периода дегляциации начинается массовое таяние паковых льдов и айсбергов, что приводит к разгрузке влекомого ими терригенного материала [Phillips, Grantz, 2001; Spielhagen et al., 2004; Polyak et al., 2004 и др.]. В то же время, в этот период усиливались течения за счет увеличения водообмена СЛО с Атлантическим и Тихим океанами через проливы Фрама и Берингов, что также могло приводить к вымыванию тонких частиц и обогащению осадков грубыми фракциями [Bjork et al., 2007]. В начале холодных стадий активизация придонных течений могла быть связана с мощным льдообразованием и сбросом «тяжелых» соленых вод вниз по склонам [Лисицын, 2001]. В глубоководных впадинах СЛО отмеченные закономерности распределения слоев и песчаной фракции по разрезу не могут искажаться благодаря действию гравитационных потоков (турбидитов), поэтому соответствующие разрезы, как правило, малопригодны для палеогеографических/палеоклиматических реконструкций.

Стратиграфическое расчленение колонок АФ00-02, АФ00-08 и АФ00-23 приведено на рис. 2. В основу положены результаты палеомагнитных измерений, данные по цвету осадка (оливковые/коричневые слои), распределению песчаной и гравийной фракций, а также микрофауны. Более или менее уверенно удалось датировать осадки, накопленные в интервале 1-7 МИС; в отложениях колонок АФ00-02 и АФ00-08 также условно выделена 11 МИС [Крылов и др., 2011]. Надежное датирование слоев в колонках АФ00-28, АФ00-34 и АФ00-37 затруднено в силу ряда причин, главной из которых можно назвать действие турбидитных потоков. Помимо этого, ни палеомагнитный, ни микрофаунистический анализы не были выполнены для осадков колонок АФ00-34 и АФ00-37. Тем не менее, литологические особенности отложений двух последних станций позволяют утверждать, что скорости осадконакопления в их пределах были значительно выше, чем в остальных колонках, расположенных севернее.

РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ГЛИНИСТЫХ МИНЕРАЛОВ В РАЗРЕЗАХ ДОННЫХ ОСАДКОВ

В табл. 2 приведены средние содержания основных групп глинистых минералов в изученных колонках. Видно, что величины эти удивительно близки во всех станциях. Преобладают минералы группы иллита, далее в порядке уменьшения следуют представители групп хлорита, каолинита и смектита со средними содержаниями, составляющими около 60%, 21%, 12% и 5%, что, в общем, соответствует более ранним публикациям [Левитан и др., 1995]. Следует отметить, однако, незначительное уменьшение концентраций каолинита по направлению к котловине Макарова и к пришельфовой зоне Восточно-Сибирского моря (см. табл. 2, рис. 1). Величины стандартного отклонения показывают, что минимальная вариабельность отмечается в распределении минералов группы хлорита, максимальная – иллита (см. табл. 2).

Распределение песчаной и гравийной фракций, а также глинистых минералов в колонке АФ00-02, расположенной во впадине Менделеева, показано на рис. 3. Видно, что содержания иллита и каолинита имеют отрицательную корреляцию друг с другом (табл. 3). При этом поведение каолинита и песка в разрезе схоже, что наглядно подтверждается высоким коэффициентом корреляции между ними; их содержания закономерно понижаются вниз по разрезу. Следует отметить, что с песчаным пиком на уровне 196 см совпадает четкий максимум смектита - 11%, (здесь же отмечается повышение количества каолинита).

Колонка АФ00-08 расположена в привершинной части хребта Менделеева (см. рис. 3). Для нее характерны те же особенности распределения глинистых минералов, что и для вышеописанной станции. Отмечается значимая корреляция между песком, каолинитом и иллитом; при этом зависимость между песком и каолинитом прямая, а между парами песок-иллит и каолинит-иллит - обратная (см. табл. 3). Кроме того, в отличие от остальных колонок, отмечается значимая корреляция всех глинистых минералов с гравийной фракцией. Содержание каолинита, так же как и песка, несколько понижается к основанию разреза. Хлорит и смектит, как правило, имеют противоположные тренды распределения. В верхней части разреза все глинистые минералы характеризуются наличием многочисленных минимумов и максимумов, что напоминает распределение песчаной фракции; в нижней части распределение минералов, так же как и песка, более равномерно.

Колонки АФ00-23 и АФ00-28 расположены в пределах котловины Макарова. В целом в распределении песка, иллита и каолинита сохраняются прежние зависимости, однако менее четко выраженные статистически (см. рис. 3, табл. 3). Пики с повышенными содержаниями каолинита, как правило, совпадают с пиками песчаной фракции, у иллита тенденции противоположные. Отмечается закономерное уменьшение содержаний каолинита и увеличение количества иллита вниз по разрезу, причем на станции АФ00-23 это проявлено наиболее ярко. Четких закономерностей в распределении хлорита и смектита не выявлено.

Колонки АФ00-34 и АФ00-37 расположены на континентальном склоне в пришельфовой зоне Восточно-Сибирского моря. Скорости осадконакопления здесь выше, поэтому охвачен меньший стратиграфический интервал. В осадках колонки АФ00-34 распределение глинистых минералов по разрезу крайне неравномерно. Поведение иллита и каолинита здесь по-прежнему антагонистично, однако корреляция с песчаной фракцией слабая у того и у другого. Зависимость между каолинитом и хлоритом прямая и достаточно хорошая. Распределение глинистых минералов на станции АФ00-37 более стабильное. Отмечается закономерное уменьшение содержаний каолинита и смектита и, напротив, увеличение иллита в пределах верхних 40 см. Осадки здесь представлены коричневыми алевропелитами, очевидно, голоценового возраста. Ниже залегают алевропелиты голубовато-серого цвета с достаточно монотонным распределением глинистых минералов. Количество хлорита уменьшается ближе к основанию разреза.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Согласно представлениям большинства ученых, терригенный материал (включая глинистые минералы) транспортируется в СЛО, главным образом, течениями, льдами и айсбергами. Существует мнение и о преобладании местных локальных источников для донных отложений хребта Менделеева [Кабаньков и др., 2004, 2008].

В качестве маркера ледового (айсбергового) разноса часто используется грубозернистый материал. Известно, что айсберги могут переносить самые различные по размерам частицы - от пелитов до валунов. В противоположность этому, современный лед Арктики, как правило, содержит тонкозернистый алевро-пелитовый материал [Nürnberg et al., 1994], хотя при «якорном типе» могут захватываться также и более крупные частицы [Лисицын, 1994; Darby et al., 2011 и др.]. Недавние исследования показали, что в случае вмерзания в лед терригенной взвеси ее размер в целом не превышает 30-60 мкм, тогда как о «якорном механизме» часто свидетельствует наличие более грубозернистого материала, если, конечно, последний присутствовал на дне [Darby et al., 2011]. Фракция более 0.25 мм (крупнее мелкозернистого песка) является более или менее надежным маркером айсбергового разноса [Spielhagen et al., 2004; Darby et al., 2011 и др.], однако, частицы этой размерности переносятся и «якорным» льдом. Отсюда следует, что использование одних только данных гранулометрического анализа в ряде случаев может приводить к некорректным выводам. В своей работе мы используем раздельно песок и гравий, полагая, что повышенные содержания песчаной фракции в отложениях гребневой части поднятия Менделеева, свободной от действия гравититов, также указывают на присутствие айсбергов. Об этом, в частности, свидетельствует обратная корреляция песка с распределением фораминифер, что является нетипичным для «якорных» льдов, и значимая положительная корреляция с фракцией крупнее 0.25 мм (r = 0.61 для колонки АФ00-08).

Таким образом, механизм переноса материала может быть с известной степенью надежности установлен путем корреляции содержаний глинистых минералов и песчано-псефитовых фракций. Наибольший интерес представляет колонка АФ00-08, расположенная в пределах гребневой части хребта Менделеева, поскольку здесь отсутствуют турбидитные потоки, искажающие «осадочную запись». Из табл. 3 видно, что на станции АФ00-08 минералы группы каолинита имеют значимую корреляцию как с песчаной и гравийной фракциями (положительную), так и с пелитовой (отрицательную). Минералы группы иллита, напротив, имеют значимую положительную корреляцию с пелитовой фракцией и отрицательную - с песчаной. Эти данные свидетельствуют в пользу близости состава источников сноса гравия/песка и каолинита, а также иллита и пелита. Значимые значения корреляции отмечаются для пар каолинит-песок и иллит-песок в осадках колонки АФ00-02. Указанные тенденции характерны и для отложений в остальных колонках, однако статистически они выражены хуже (табл. 3).

Отмеченная нами прямая зависимость между содержаниями песка и каолинита в осадках Амеразийского бассейна известна достаточно давно. Так, ранее сообщалось о повышенных концентрациях каолинита в «опесчаненных» слоях верхней части разреза хребта Альфа [Dalrymple, Maass, 1987]. Этот факт авторы исследования связывали с поставкой каолинита айсбергами за счет ледниковой эрозии мезозойских пород островов Канадского Арктического архипелага. Мы полностью поддерживаем данную интерпретацию. Высокая корреляция между содержаниями грубых фракций и каолинита, безусловно, свидетельствует в пользу доставки минералов данной группы айсбергами, откалывающимися от Лаврентийского ледникового щита при его деградации. О наличии там каолинит содержащих пород и кор выветривания упоминалось выше. Другие возможные источники представляются нам менее вероятными. Значительное расстояние до Земли Франца-Иосифа не позволяет рассматривать ее в качестве источника каолинита, если не согласиться с существенным изменением ледовой циркуляции в прошлом, что, на наш взгляд, требует достаточно серьезной аргументации. Перечисленные выше коры выветривания Российской восточной Арктики не являются значительными поставщиками каолинита в СЛО, о чем свидетельствует распределение этого минерала в современных отложениях Восточно-Арктического шельфа [Кошелева, Яшин, 1999; Wahsner et al., 1999]. Северное побережье Аляски, являющееся одним из источников минералов группы каолинита [Naidu, Mowatt, 1983], вряд ли служило важной областью сноса в периоды дегляциаций, поскольку не подвергалось оледенениям. Скорее всего, каолинит, поступающий отсюда в Амеразийский бассейн вместе с течениями и льдами, создавал фоновые концентрации. Уменьшение содержаний каолинита в нижней половине разреза полностью согласуется с понижением количества грубых фракций. Указанный феномен в распределении песка по разрезу хорошо известен для осадков хребтов Ломоносова, Альфа и Менделеева [Jakobsson et al., 2000; Spielhagen et al., 2004; Крылов и др., 2011]. Возможно, это связано с более стабильными условиями: например, СЛО мог быть покрыт более плотными паковыми льдами.

В связи с нашими рассуждениями о взаимосвязи содержаний песчаной фракции и каолинита и о способах их транспортировки следует упомянуть об альтернативном мнении, согласно которому роль ледового/айсбергового разноса является подчиненной, а преобладающими были местные источники осадочного материала [Кабаньков и др., 2004, 2008]. Мы полагаем вполне вероятной местную природу грубообломочного материала в пределах конкретной локальной возвышенности «НЭС Академик Федоров» [Кабаньков и др., 2004], однако не поддерживаем положение о распространении этой частной ситуации на всю систему хребтов СЛО, особенно на южную часть хребта Менделеева [Кабаньков и др., 2008]. Против преобладания местных источников осадочного материала убедительно свидетельствуют данные о значительных мощностях осадков и о практически полном отсутствии участков выхода акустического фундамента на поверхность (за редкими исключениями на крутых склонах) на всем протяжении сейсмических разрезов, пересекающих хребты Альфа и Менделеева [Bruvoll et al., 2010, 2012]. Очевидно, что в кайнозое на этих хребтах преобладают аккумуляционные, а не эрозионные процессы.

Следует, однако, упомянуть о результатах органо-геохимических исследований осадков колонки АФ00-08, которые показали катагенетический уровень зрелости органического вещества (ОВ) и полное отсутствие гумусовой органики [Петрова и др., 2010]. При этом значительная часть гумусового ОВ в донных отложениях глубоководной зоны СЛО наблюдается как в котловинах, так и на поднятиях [Schubert, Stein, 1997]. Наиболее близкими донным отложениям колонки АФ00-08 по значениям органо-геохимических параметров можно назвать верхнепалеозойские-нижнемезозойские породы Сибирской платформы, рассеянное ОВ которых достигло уровня мезокатагенеза [Петрова и др., 2010]. Отсутствие гумусовой органики свидетельствует, по меньшей мере, о крайне незначительной поставке четвертичного терригенного материала в район колонки АФ00-08 со стороны Евразии, что может быть использовано в качестве аргумента в пользу местных «коренных» источниках осадочного вещества [Кабаньков и др., 2004]. С другой стороны, эти результаты не отрицают возможность сноса со стороны Канадского Арктического архипелага, сложенного в значительной степени палеозойскими карбонатами. В любом случае этот феномен требует дополнительных исследований.

В ранее опубликованной работе по глинистым минералам осадков хребта Альфа указано, что повышенные содержания смектита часто отмечаются в слоях с увеличенной долей песчаной фракции (так же, как и в случае с каолинитом), что позволило сделать вывод о преобладании айсберговой поставки смектита [Dalrymple, Maass, 1987]. В нашем случае взаимосвязь между песчаной фракцией и содержаниями смектита статистически не подтверждается, хотя значимая корреляция между каолинитом и смектитом отмечается для колонок АФ00-23, АФ00-28, АФ00-34 и АФ00-37 (см. табл. 3). Из рис. 3, тем не менее, видно, что в ряде случаев песчаные пики совпадают с максимумами смектита, что, вероятно, (в случае станции АФ00-08) можно использовать как свидетельство айсбергового привноса этого минерала в периоды формирования конкретных слоев.

Минералы групп иллита и хлорита являются преобладающими в изученных разрезах. Очевидно, что относительно интенсивный их привнос характерен как для ледниковых, так и для межледниковых интервалов. В колонках АФ00-02 и АФ00-08 отмечаются значимая положительная корреляция иллита с пелитовой фракцией и значимая отрицательная - с песчаной (см. табл. 3), что, вероятно, служит свидетельством преимущественной поставки этого минерала течениями и льдами. Очевидно, что в изученных нами колонках иллит и каолинит - полные антагонисты. Хлорит, напротив, чаще концентрируется в «опесчаненных» слоях, что подтверждает значимая положительная корреляция с песком в осадках станций АФ00-02, АФ00-23 и АФ00-28 (см. табл. 3). Поскольку указанные колонки отобраны во впадинах, подверженных воздействию турбидитов (что особенно актуально для станций АФ00-23 и АФ00-28), мы не можем уверенно утверждать о важной роли айсбергов в доставке хлорита.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В результате изучения глинистых минералов в шести колонках, расположенных в различных морфоструктурных зонах района хребта Менделеева, установлено, что преобладающим является иллит, далее в порядке уменьшения следуют хлорит, каолинит и смектит со средними содержаниями, составляющими около 60%, 21%, 12% и 5%.

Для исследования особенностей позднечетвертичного осадконакопления наибольший интерес представляет колонка АФ00-08, расположенная на вершине хребта Менделеева, поскольку она не подвержена воздействиям турбидитных потоков. Наиболее информативным показателем является корреляция между распределением глинистых минералов и псефито-псаммитовых фракций.

В большинстве изученных разрезов отмечается значимая положительная корреляция между каолинитом и песчаной фракцией; наиболее высокое ее значение зафиксировано в колонке АФ00-08 (r = 0.76). Если принять песок за индикатор материала айсбергового разноса, можно сделать вывод о преимущественной поставке каолинита из областей, подверженных оледенению. Скорее всего, источниками сноса были острова Канадского Арктического архипелага. Каолинит, образующий фоновые концентрации, вероятно, поступал со стороны Аляски.

Иллит статистически тяготеет к слоям с повышенным количеством пелитовой фракции, что свидетельствует о преимущественной его доставке льдами и течениями.

Минералы групп смектита и хлорита для изученных нами колонок являются менее информативными. Однако совпадение некоторых их пиков с повышенными содержаниями псаммито-псефитовых фракций в колонке АФ00-08, свидетельствует о поставке этих минералов айсбергами в период формирования конкретных слоев.

Данная работа была выполнена благодаря поддержке Немецким Фондом Академических обменов (DAAD) при пребывании А.А. Крылова в Институте полярных и морских исследований Альфреда Вегенера (Бремерхафен, Германия). Хочется выразить искреннюю признательность немецким коллегам Д. Вайелу (D. Weiel) и К.-Д. Хилленбранду (C.-D. Hillenbrand) за большую помощь в проведении аналитических исследований. Авторы благодарны И.А. Андреевой, В.Н. Иванову, Е.С. Миролюбовой за совместные полевые исследования.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

Андреева И.А., Басов В.А., Куприянова Н.В., Шилов В.В. Возраст и условия формирования донных осадков в районе поднятия Менделеева (СЛО) // Материалы по фанерозою полярных областей и центральной части Срединно-Атлантического хребта. Фауна, флора и биостратиграфия. Труды НИИГА-ВНИИОкеангеология. Т. 211. СПб.: ВНИИОкеангеология, 2007. С. 131-152.

Белов Н.А., Лапина Н.Н. Донные отложения Арктического бассейна. Л.: Морской транспорт, 1961. 152 с.

Горбунова З.Н. Высокодисперсные минералы в осадках Карского моря // Океанология. 1997. Т. 37. № 5. С. 785-788.

Гусев Е.А., Максимов Ф.Е., Новихина Е.С. и др. К вопросу о стратиграфии донных осадков поднятия Менделеева (Северный Ледовитый океан) // Вестник СПбГУ. Сер. 7. Геология. География. 2012. Вып. 4. С. 102-115.

Кабаньков В.Я., Андреева И.А., Иванов В.Н., Петрова В.И. О геотектонической природе системы центрально-арктических морфоструктур и геологическое значение донных осадков в ее определении // Геотектоника. 2004. № 6. С. 33-44.

Кабаньков В.Я., Андреева И.А., Крупская В.В. и др. Новые данные о составе и происхождении донных осадков южной части поднятия Менделеева (Северный Ледовитый океан) // ДАН. 2008. Т. 419. С. 653-655.

Калиненко В.В. Глинистые минералы в осадках Арктических морей // Литология и полез. ископаемые. 2001. № 4. С. 418-429.

Ким Б.И., Слободин В.Я. Основные этапы развития Восточно-Арктических шельфов России и Канадской Арктики в Палеогене и Неогене // Геология складчатого обрамления Амеразийского суббассейна. СПб.: Севморгеология, 1991. С. 104-116.

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

Крупская В.В., Крылов А.А., Соколов В.Н. Глинистые минералы как индикаторы условий осадконакопления на рубежах мел-палеоцен-эоцен на хребте Ломоносова (Северный Ледовитый Океан) // Проблемы Арктики и Антарктики. 2011. № 2. С. 23-35.

Крылов А.А., Вайел Д., Сапега В.Ф. и др. Глинистые минералы, как показатель условий накопления верхнечетвертичных отложений желоба Святой Анны (Карское море) // Океанология. 2008. Т. 48. С. 91-100.

Крылов А.А., Шилов В.В., Андреева И.А., Миролюбова Е.С. Стратиграфия и условия накопления верхнечетвертичных осадков северной части поднятия Менделеева (Амеразийский бассейн Северного Ледовитого океана) // Проблемы Арктики и Антарктики. 2011. № 2. С. 7-22.

Лапина Н.Н. Методика изучения вещественного состава донных отложений (на примере Северного Ледовитого океана). Л.: НИИГА, 1977. 55 с.

Левитан М.А., Васнер М., Нюрнберг Д., Шелехова Е.С. Средний состав ассоциаций глинистых минералов в поверхностном слое донных осадков Северного Ледовитого океана // ДАН. 1995. Т. 344. № 3. С. 364-366.

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

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

Логвиненко Н.В. Петрография осадочных пород. М.: Высшая школа, 1984. 416 с.

Петрова В.И., Батова Г.И., Куршева А.В., Литвиненко И.В. Геохимия органического вещества донных отложений центрально-арктических поднятий Северного Ледовитого океана // Геология и геофизика. 2010. Т. 51. С. 113-125.

Слободин В.Я., Ким Б.И., Степанова Г.В., Коваленко Ф.Я. Расчленение разреза Айонской скважины по новым биостратиграфическим данным // Стратиграфия и палеонтология мезо-кайнозоя Советской Арктики. Л.: Севморгеология, 1990. С. 43-58.

Шелехова Е.С., Нюрнберг Д., Васнер М. и др. Распределение глинистых минералов в поверхностном слое осадков юго-западной части Карского моря // Океанология. 1995. Т. 35. С. 435-439.

Backman J., Jakobsson M., Lovlie R. et al. Is the central Arctic Ocean a sediment starved basin? // Quaternary Science Reviews. 2004. V. 23. P. 1435-1454.

Biscaye P.E. Mineralogy and sedimentation of recent deepsea clays in the Atlantic Ocean and adjacent seas and oceans // Geological Society of America Special Bulletin. 1965. №76. P. 803-832.

Bischof J., Darby D. Mid- to Late Pleistocene ice drift in the western Arctic Ocean: Evidence for a different circulation in the past // Science. V. 277. P. 74-78.

Bjork G., Jakobsson M., Rudels B. et al. Bathymetry and deep-water exchange across the central Lomonosov Ridge at 88–89°N // Deep-Sea Research I. 2007. V. 54. P. 1197-1208.

Bruvoll V., Kristoffersen Y., Coakley B.J., Hopper J. Hemipelagic deposits on the Mendeleev and Alpha submarine ridges in the Arctic Ocean: acoustic stratigraphy, depositional environment and inter-ridge correlation calibrated by the ACEX results // Marine Geophysical Research. 2010. V. 31. P. 149-171.

Bruvoll V., Kristoffersen Y., Coakley B.J. et al. The nature of the acoustic basement on Mendeleev and northwestern Alpha ridges, Arctic Ocean // Tectonophysics. 2012. V. 514-517. P. 123-145.

Clark D.L., Whitman R.R., Morgan K.A., Mackey S.D. Stratigraphy and Glacial-Marine Sedimentation of the Amerasian Basin, Central Arctic Ocean. GSA Spec. Paper 181. 1980. 57 p.

Dalrymple R.W., Maass O.C. Clay mineralogy of late Cenozoic sediments in the CESAR cores, Alpha Ridge, central Arctic Ocean // Can. J. Earth Sci. 1987. V. 24. P. 1562-1569.

Darby D.A. Kaolinite and other clay minerals in Arctic Ocean sediments // Journal of Sedimentary Petrology. 1975. V. 45. P. 272-279.

Darby D.A., Polyak L., Bauch H.A. Past glacial and interglacial conditions in the Arctic Ocean and marginal seas - a review // Progress in Oceanography. 2006. V. 71. P. 129-144.

Darby D.A., Myers W.B., Jakobsson M., Rigor I. Modern dirty ice characteristics and sources: The role of anchor ice // Journal of Geophys. Res. 2011. V. 116. C09008, doi:10.1029/2010JC006675

Grantz A., May S.D., Taylor P.T., Lawver L.A. Canada Basin / Eds. Grantz A., Johnson G.L., Sweeney J.F. The Geology of North America, V. L. The Arctic Ocean Region. Geol Soc Am, Boulder, Colorado. 1990. P. 379–402.

Ivanov G.I., Wahsner M., Ponomarenko T.V. et al. Distribution of clay minerals in surface bottom sediments in the St. Anna Trough // Report on Polar Research. 1999. № 342. P. 172-182.

Jakobsson M., Lovlie R., Al-Hanbali H. et al. Manganese and color cycles in Arctic Ocean sediment constrain Pleistocene chronology // Geology. 2000. V. 28. P. 23-26.

Jokat W. Seismic investigations along the western sector of Alpha Ridge, Central Arctic Ocean // Geophys. J. Int. 2003. V. 152. P. 185-201.

Krylov A.A., Andreeva I.A., Vogt C. et al. A shift in heavy and clay mineral provenance indicates a middle Miocene onset of a perennial sea ice cover in the Arctic Ocean // Paleoceanography. 2008. V. 23. PA1S06, doi:10.1029/2007PA001497.

Moran K., Backman J., Brinkhuis H. et al. The Cenozoic palaeoenvironment of the Arctic Ocean // Nature. 2006. V. 441. P. 601-606.

Naidu A.S., Creager J.S., Mowatt T.C. Clay mineral dispersal patterns in the North Bering and Chukchi Seas // Marine Geology. 1982. V. 47. P. 1-15.

Naidu A.S., Mowatt T.C. Sources and dispersal pattern of clay minerals in surface sediments from the continental shelf areas off Alaska // Geological Society of America Bulletin. 1983. V. 94. P. 841-854.

Norgaard-Pedersen N., Spielhagen R.F., Thiede J., Kassens H. Central Arctic surface ocean environment during the past 80000 years // Paleoceanography. 1998. V. 13. P. 193-204.

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

Nürnberg D., Levitan M.A., Pavlidis J.A., Shelekhova E.S. Distribution of clay minerals in surface sediments from the eastern Barents and south-western Kara seas // Geol. Rundsch. 1995. V. 84. P. 665-682.

Ortiz J.D., Polyak L., Grebmeier J.M. et al. Provenance of Holocene sediment on the Chukchi-Alaskan margin based on combined diffuse spectral reflectance and quantitative X-Ray Diffraction analysis // Global and Planetary Change. 2009. V. 68. P. 73-84.

Petschik R., Kuhn G., Gingele F. Clay mineral distribution in surface sediments of the South Atlantic: Sources, transport, and relation to oceanography // Marine Geology. 1996. V. 130. P. 203-229.

Phillips R.L., Grantz A. Regional variations in provenance and abundance of ice-rafted clasts in Arctic Ocean sediments: Implications for the configuration of late Quaternary oceanic and atmospheric circulation in the Arctic // Marine Geology. 2001. V. 172. P. 91-115.

Polyak L., Curry W.B., Darby D.A. et al. Contrasting glacial/interglacial regimes in the western Arctic Ocean as exemplified by a sedimentary record from the Mendeleev Ridge // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 2004. V. 203. P. 73-93.

Polyak L., Bischof J., Ortiz J.D. et al. Late Quaternary stratigraphy and sedimentation patterns in the western Arctic Ocean // Global and Planetary Change. 2009. V. 68. P. 5-17.

Schoster F., Behrends M., Muller C. et al. Modern river discharge and pathways of supplied material in the Eurasian Arctic Ocean: Evidence from mineral assemblages and major and minor element distribution // Int. J. Earth Sci. 2000. V. 89. P. 486-495.

Schubert C., Stein R. Lipid distribution in surface sediments from the eastern central Arctic Ocean // Mar. Geology. 1997. V. 138. P. 11-25.

Spielhagen R.-F., Baumann K.H., Erlenkeuser H. et al. Arctic Ocean deep-sea record of northern Eurasian ice sheet history // Quat. Sci. Rev. 2004. V. 23. P. 1455-1483.

Stein R. Arctic Ocean sediments. Processes, proxies, and paleoenvironment. Amsterdam: Elsevier. 2008. 592 p.

Stein R., Grobe H., Wahsner M. Organic carbon, carbonate, and clay mineral distributions in eastern central Arctic Ocean surface sediments // Marine Geology. 1994. V. 119. P. 269-285.

Viscosi-Shirley C., Mammone K., Pisias N., Dymond J. Clay mineralogy and multi-element chemistry of surface sediments on the Siberian-Arctic shelf: Implications for sediment provenance and grain size sorting // Cont. Shelf Res. 2003. V. 23. P. 1175-1200.

Vogt C. Regional and temporal variations of mineral assemblages in Arctic Ocean sediments as climatic indicator during glacial/interglacial changes // Report on Polar Research. 1997. № 251. 309 p.

Vogt C., Knies J. Sediment dynamics in the Eurasian Arctic Ocean during the last deglaciation: The clay mineral group smectite perspective // Marine Geology. 2008. V. 250. P. 211-222.

Vogt C., Knies J. Sediment pathways in the western Barents Sea inferred from clay mineral assemblages in surface sediments // Norwegian Journal of Geology. 2009. V. 89. P. 41-55.

Wahsner M., Ivanov G., Tarasov G. Marine geological investigation of surface sediments in the Franz-Josef Land area and the St. Anna Trough // Report on Polar Research. 1996. № 212. P. 172-184.

Wahsner M., Muller C., Stein R. et al. Clay-mineral distribution in surface sediments of the Eurasian Arctic Ocean and continental margin as indicator for source areas and transport pathways - a synthesis // Boreas. 1999. V. 28. № 1. P. 215-233.