На основе анализа пространственно-временного распространения генетических и литогенетических типов осадков выделены основные этапы эволюции осадконакопления в Баренцевом море в поздне- и послеледниковое время. Это позволило создать одну из моделей изменений условий осадконакопления на этапе перехода от времени оледенения к межледниковью в пределах гляциального шельфа.

Реконструкция условий осадконакопления на шельфах является актуальной задачей геологии. В общем комплексе этих исследований эволюция шельфового осадконакопления четвертичного периода остается пока недостаточно изученной. В последние годы получены новые материалы по обстановкам осадконакопления в поздне- и послеледниковое время в пределах гляциальных шельфов Баренцева, Норвежского и Северного морей. В предлагаемой статье излагаются данные по Баренцеву морю.

Схема строения поздне- и послеледниковых отложений Баренцева моря

В разрезе поздне- и послеледниковых отложений Баренцева моря выделяется несколько толщ. Наиболее древними образованиями являются ледниковые и ледниково-морские отложения последнего оледенения, представленные комплексом сложнопостроенных толщ, которые включают морены, субаквальные «морены», гляциотурбидитовые отложения, нормальные морские осадки и образования солоновато-водного водоема заключительной стадии оледенения. Мощность этих образовании оценивается по данным непрерывного сейсмоакустического профилирования (НСП), единичным буровым скважинам и по данным опробования грунтовыми трубками: мощность гляциотурбидитовых отложений достигает 30-40 м [Старовойтов и др., 1987], толщи осадков опресненного водоема до 15 м, чаще меньше; такой же порядок имеет мощность морены, а мощность нормальных морских осадков редко превышает 3-4 м.

По данным Л.В. Поляка [1984], в верхней части отложений, относимых нами к гляциотурбидитовым образованиям, встречен в основном аллохтонный комплекс фораминифер. Среди них доминируют Elphidium clavatum Cushman, Cassidulina reniforma Norvang, Islandiella norcrossi (Cushman) - типичные арктические формы, переносящие колебания солености.

Возраст заключительного этапа позднеледниковья (фиордовая стадия оледенения), с которым нами связывается существование в пределах Баренцева моря солоновато-водного бассейна, датируется верхним дриасом [Лаврушин, 1968], а возраст верхних частей ледниково-морских осадков оценивается в 13-12 тыс. лет назад [Elverhoi & Solheim, 1983; Rokoengen et al., 1979; Sejrup et al., 1984]. Среди голоценовых отложений выделено две толщи. Нижняя из них - это неравномерно уплотненные зеленовато-серые алевриты, в разной степени обогащенные гидротроилитом, мощность не превышает 3-4 м, возраст - пребореал-суббореал [Elverhoi & Solheim, 1983]. Верхняя толща также представлена зеленовато-серыми опесчаненными алевритами, песками с заметным содержанием донно-каменного материала (ДКМ) ледового разноса. Мощность обычно не превышает 0,5 м, возраст - от субатлантика до настоящего времени [Elverhoi & Solheim, 1983].

Таким образом, в разрезе приповерхностных отложений Баренцева моря выделяется несколько толщ, которые, судя по особенностям их строения, формировались в различных обстановках осадконакопления. Это нашло отражение в генетических типах осадков, анализ которых предлагается ниже.

Генетические и литогенетические типы осадков

Выделенные генетические типы осадков могут быть объединены в несколько классов, которые подчеркивают не только специфику инициального шельфа, но и позволяют при выявлении временной их последовательности реконструировать эволюцию осадконакопления от оледенения к потеплению в условиях высокоарктического бассейна.

К ледниковому классу относятся различные типы основных и конечных морен. Эти образования четко прослеживаются на дне Баренцева моря и связаны со скандинавским, новоземельским, арктическим и шпицбергенскими ледниковыми покровами (рисунок). Затопленный ледниковый рельеф является характерной особенностью гляциального шельфа.

Морена обычно представлена очень плотными алевритами со значительным количеством плохо окатанной гальки и гравия. На поверхности галек часто видна штриховка ледникового типа. В зависимости от принадлежности морены к тому или иному ледниковому покрову выявляются различия в петрографическом составе обломочного материала. В частности, для морены арктического покрова оказалось свойственно значительное содержание обломков базальтов.

Среди ледниково-морских отложений в Баренцевом море выделено две группы образований: субаквальная абляционная «морена» и гляциотурбидитовые отложения. Образование субаквальных абляционных «морен» связано с вытаиванием моренного материала из подошвы ледникового покрова, находящегося на плаву [Лаврушин, 1968]. Толща этого типа представлена уплотненными алевритами, содержащими гравийно-галечный материал слабой окатанности. На поверхности галек встречается штриховка ледникового типа, причем их длинная ось, как правило, расположена вертикально. Та же ориентировка свойственна и большей части гравийного материала. Иногда на поверхности галек обнаруживается примазка темно-серого с сизоватым оттенком глинисто-алевритового материала, которая перекрыта налипшей пленкой коричневато-серого алеврита, составляющим основной матрикс породы. Обнаруженные признаки глинисто-алевритового материала унаследованы от толщи мореносодержащего льда, что типично вообще для ледниковых отложений. Цвет породы в одних случаях тесно связан с обломочным материалом, а в других - слабо зависит от него. В качестве примера можно сослаться на разрезы, полученные вблизи Новой Земли, где среди обломочного материала резко преобладают плохо окатанные галька и гравий коричневато-серых алевритов и мелкозернистых песчаников. Соответственно матрикс имеет также близкий оттенок. С другой стороны, на плато Персея матрикс имеет цвет, отличный от состава галечно-гравийного материала. Это может быть связано с первичным обогащением мореносодержащего льда материалом ледникового ложа, претерпевшим различную дальность транспортировки. Поскольку среди обломочного материала морен обычно преобладают местные породы, не испытавшие дальней транспортировки, то петрографический состав пород рассматриваемого типа в большей степени имеет обычно унаследованные черты от пород ледникового ложа. Отложения рассматриваемого типа были обнаружены в наиболее глубоких депрессиях в северо-западной части Баренцева моря.

Самые общие особенности гляциотурбидитовых отложений были рассмотрены в недавно опубликованной работе [Лаврушин и Чистякова, 1988]. Поэтому ниже характеризуются главным образом типы осадков, которые выделяются среди них.

Гляциотурбидитовые отложения обычно представлены толщей достаточно плотных алевритов, насыщенных в той или иной степени окатышами более уплотненных темно-серых алевритов. Иногда в этой толще содержится гравийно-галечный материал. Анализ пространственного и батиметрического распространения показал их связи с конечными моренами. Формирование гляциотурбидитовых отложений связывается с размывом потоками талых вод мореносодержащего льда. В ходе аккумуляции материала этими потоками на дне бассейна происходило накопление осадков этого класса. Среди них выделено два литогенетических типа.

Первый из них является наиболее распространенным. Для него свойственна четко выраженная ритмичность строения разреза, которая отражена в переслаивании по разрезу прослоев, в разной степени обогащенных окатышами более плотных алевритов. При этом выделяются прослои, буквально переполненные окатышами, и прослои с относительно малым их содержанием, находящимся как бы во взвешенном состоянии в матриксе толщи. Наряду с окатышами алеврита в толще содержится также незначительное количество гравия и встречается единичная галька. Мощности первых прослоев составляют обычно не менее 0,3-0,5 м.

При наличии общего признака - ритмичности гляциотурбидитов - каждый разрез колонок отличается своеобразием, выражающимся прежде всего по количеству и мощности ритмов.

Во всех случаях контакты между прослоями резкие, что явно свидетельствует о достаточно быстром изменении условий осадконакопления. Обычно слои, переполненные окатышами, отличаются существенно меньшей плотностью, иногда имеют даже пластичную консистенцию. Для них же свойственна в целом меньшая величина окатышей, и они более однородны по своим размерам (3-4 мм). В прослоях, содержащих меньшее количество окатышей, обычно фиксируется большая плотность, и размеры окатышей разнородны. В них одновременно встречаются окатыши, имеющие в поперечнике от 3-4 мм до 1-1,5-2 см. Очевидно, что режим осадконакопления во время образования тех и других прослоев отличался. Переслаивание отмеченных прослоев в разрезе позволяет говорить о пульсирующем поступлении материала.

«Плавающий» или взвешенный тип распределения окатышей в более плотных прослоях наряду с подобным же распределением гравийно-галечного материала дает основание думать, что поток, сформировавший эти прослои, отличался значительной плотностью и относительно небольшой скоростью течения. В результате в ходе транспортировки материала не происходило перемещение грубого материала к основанию потока. Наоборот, существенно большие скорости течения и меньшая плотность были свойственны потокам, формировавшим прослои, переполненные окатышами. Резкие контакты между прослоями позволяют говорить о существенных изменениях режима в гляциотурбидитовом потоке во времени. Однако незначительная в целом мощность прослоев позволяет думать, что эти изменения режима были чрезвычайно кратковременными и скорее всего связаны с различиями в условиях абляции на поверхности ледникового покрова, из которого вытекал водный поток.

Таким образом, ритмичность первого типа гляциотурбидитовых отложений отражает резко меняющиеся, пульсирующие во времени изменения содержания несомого материала в водном потоке.

В ряде случаев верхние части колонок, характеризующие первый тип гляциотурбидитовых отложений, как бы оказываются «обезглавленными». Говоря иными словами, разрез в верхней части завершается прослоем, переполненным окатышами алевритов. Это может быть связано с двумя причинами. Прежде всего, с размывом верхней их части в последующее время. Во-вторых, с тем, что в конце формирования толщи на данный участок дна не попадал по тем или иным причинам поток с более высокой плотностью.

Второй тип гляциотурбидитовых отложений характеризуется гомогенным строением и представлен алевритами преимущественно серого цвета с относительно небольшим количеством мелких окатышей уплотненного темно-серого алеврита. Встречается также редкая галька песчаников и кварца. Вниз по разрезу заметно повышение плотности алеврита. С точки зрения условий накопления эти отложения без сомнений могут быть отнесены к образованиям высокоплотностного потока. Таким образом, среди гляциотурбидитовых отложений выделяются два литогенетических типа: ритмично-слоистые и гомогенные образования.

Анализ пространственного распространения гляциотурбидитовых отложений показал, что обычно они локализованы вблизи конечных морен на банках (плато) или их склонах, а также в прилежащих к ним желобах и рытвинах ледникового выпахивания. Наличие отложений гляциотурбидитовых потоков позволяет думать, что вблизи места их распространения на ледниковом покрове существовали мощные флювиогляциальные потоки.

Характерной чертой эволюции бассейна осадконакопления на переходе от оледенения к межледниковью в условиях гляциального шельфа является наличие этапа солоноватоводного бассейна [Лаврушин и др., 1984]. Этот бассейн существовал в так называемую фиордовую стадию оледенения. Среди отложений солоновато-водного бассейна выделяются три литогенетических типа осадков.

Первый из них - это гомогенные коричневато-серые алевропелиты, особенно характерные для части акватории, прилежащей к Кольскому полуострову. В направлении на север в пределах Центральной возвышенности они постепенно выклиниваются. В Центральной впадине, в наиболее глубоких местах акватории - отсутствуют. Отличительной особенностью данного типа отложений являются коричневатый цвет, тонкий гранулометрический состав, гомогенность, отсутствие каких-либо органических остатков. Как установлено предыдущими работами, цвет осадков является результатом диагенетического преобразования биотита в диоктаэдрическую гидрослюду [Лаврушин и др., 1984]. В ходе этого преобразования происходит удаление из решетки минерала ионов железа и калия. Поскольку железо отличается незначительной подвижностью, практически на месте происходит его окисление и осаждение. Отсюда и соответствующий цвет осадка. Как установлено, наиболее благоприятной средой для подобных преобразований являются воды солоновато-водного водоема. Тонкий гранулометрический состав отложений дает основание полагать, что накопление рассматриваемых гомогенных осадков, как отмечалось выше, происходило за счет осаждения ледниковой мути, приносимой в акваторию водными потоками с ледникового покрова, располагавшегося на Кольском полуострове. Именно здесь породы наиболее обогащены биотитом. Наконец, следует отметить, что в донных осадках обычно практически не встречаются органические остатки. Отсутствие пыльцы, достаточной для построения спектров, диатомей, фораминифер и остатков моллюсков довольно определенно свидетельствует об условиях, неблагоприятных для органической жизни. Сочетание этих условий с тонким гранулометрическим составом, отсутствием материала ледового разноса (ДКМ) позволяет предполагать, что в это время существовала чрезвычайно суровая климатическая обстановка, и бассейн был покрыт постоянным покровом морского льда. При этом отсутствие рассматриваемого типа отложений в наиболее глубоких частях бассейна, видимо, свидетельствует о расслоении вод. Опресненная толща воды была свойственна лишь верхней ее части, а ниже в депрессиях рельефа была уже морская вода нормальной солености.

Второй тип представлен тонким переслаиванием прослоев описанных выше гляциотурбидитовых отложений и прослоев коричневато-серых алевропелитов. Этот тип распространен в южной части Мурманской банки и характеризует собой зону, мигрирующей в пространстве периферической части гляциотурбидитового потока, впавшего в солоновато-водный бассейн [Лаврушин и Чистякова, 1988].

Третий литогенетический тип, принадлежащий к этому же этапу, был выделен в северо-восточной части акватории. Представлен он толщей преимущественно темно-серых горизонтально переслаивающихся глин с тонкими слойками алевритов. В толще обнаруживается четко выраженная цикличность строения. Каждый цикл начинается частым переслаиванием прослоев глин и алевритов. Толщина глинистых прослоев в этих частях циклов достигает 2-5 см, в то время как алевритовые слойки имеют толщину 2-3 мм. Вверх по разрезу в каждом цикле увеличивается мощность прослоев глин, которые к кровле цикла могут иметь толщину до 15-17 см. Всего, таким образом, выделяется четыре цикла, каждый из которых имеет мощность от 0,5 до 0,6 м. Наиболее нижний цикл вскрыт неполностью, а во втором снизу отмечается более равномерная мощность глинистых прослоев, и изменения ее составляют всего от 6 до 10 см. Донно-каменного материала в толще нет, видимые визуально органические остатки также отсутствуют.

В охарактеризованном типе отложений обращает на себя внимание ленточноподобный тип слоистости и тонкий гранулометрический состав. Выделенные циклы, очевидно, указывают на пульсирующий во времени привнос материала. Переслаивание прослоев глины и алевритов скорее всего связано с еще более мелкой ритмичностью в осадконакоплении, которая отражает перерывы в поступлении глинистого материала и соответствующем привносе алеврита. Явное преобладание в разрезе глинистого материала свидетельствует о спокойной седиментационной обстановке, чрезвычайно кратковременные нарушения которой связаны с пульсационным поступлением алевритового материала. Если в целом глинистое осадконакопление можно рассматривать как осаждение, в данном случае ледниковой мути, то периодическое появление алевритовых слойков может быть связано с ритмичностью проявления абляции на поверхности ледникового покрова. Не исключено, что накопление ленточноподобных осадков происходило в ходе распространения суспензионных потоков в заливах, берега которых были образованы льдом.

Необходимо отметить, что ленточноподобные отложения достаточно широко распространены в восточной части Баренцева моря. Это неоднократно устанавливалось данными бурения и опробывания грунтовыми трубками. Они имеются также в Онежском заливе Белого моря, известны в фиордах Шпицбергена и Норвегии.

Рассмотрим теперь типы голоценовых отложений Баренцева моря, формирование которых происходило при нормальной солености морской воды. Первый литогенетическнй тип представлен толщей серого цвета достаточно плотных алевритов, в которых в небольшом количестве содержатся точечные выделения гидротроилита. В них также имеются гравий и мелкая галька. Описанные образования по существу характеризуют начальный этап послеледниковой трансгрессии.

Наличие в отложениях донно-каменного материала связывается с разносом его плавучим морским льдом. Одновременно появление точечных выделений гидротроилита в данной толще указывает на увеличение роли органического вещества в процессе осадконакопления, что отражало увеличение роли диагенетических процессов. Данный тип осадков был обнаружен во внешней части шельфа южнее о-ва Медвежьего, а также на Мурманской банке.

Следующий тип - зеленовато-серые, достаточно пластичные алевриты, в которых обильно в виде пятен распространены выделения гидротроилита, придающие породе интенсивно выраженную пятнистую зеленовато-темно-серую окраску; имеется пирит. В существенно меньшем количестве встречается донно-каменный материал.

Третий тип - это практически те же алевриты, но с тонким послойным распределением гидротроилита. В результате эти отложения имеют тонкую горизонтальную слоистость, образованную за счет переслаивания слойков алеврита и слойков, сложенных преимущественно гидротроилитом. В алевритах имеется очень небольшое количество мелкого ДКМ. Встречаются раковины морских моллюсков. Не исключено, что отмеченная тонкая слоистость является годичной. При этом слойки, содержащие большое количество гидротроилита, развивавшегося по органическому веществу, возможно, соответствуют летнему времени.

Четвертый тип характеризуется пачкой слабо уплотненных пластичных зеленовато-серых алевритов, в которых имеется несколько прослоев гидротроилита, мощность которых изменяется от 0,2 до 0,07 м. В алеврите также имеются многочисленные пятнисто-расположенные выделения гидротроилита.

Пятый тип - пластичные интенсивно пористые зеленовато-серые алевриты с многочисленными беспорядочно распределенными пятнами гидротроилита. В них содержится относительно значительное количество раковин морских моллюсков, отмечаются ходы илоедов. Много ДКМ.

В отложениях четвертого типа можно выделить дополнительный подтип, свойственный банкам, который характеризуется наличием в алевритах большего количества трубок полихет. Массовое их содержание в толще осадков может свидетельствовать о существенном уменьшении скорости осадконакопления в конце формирования рассматриваемого типа отложений. В этом отношении представляют также интерес пачки зеленовато-серых алевритов, выявленных в депрессиях дна, в которых установлено переслаивание по вертикали двух прослоев, переполненных трубками полихет, с прослоями алевритов, в которых трубки полихет отсутствуют. Такое строение толщи, очевидно, отражает неравномерность во времени интенсивности осадконакопления. Отсюда можно полагать, что скорость алевритового осадконакопления была различной на разных элементах подводного рельефа.

Обратимся теперь к наиболее общим особенностям накопления рассмотренных типов осадков. Для них характерно, во-первых, значительное содержание гидротроилита, соответственно отражающее бывшее большое содержание органики. Во-вторых, отсутствие в некоторых из описанных типов осадков ДКМ. Это значит, что разнос этого материала плавучим морским льдом практически отсутствовал. Сочетающееся с этим значительное содержание органики позволяет думать, что бассейн был теплее современного Баренцева моря. В связи с тем, что толща описанных алевритов по мере приближения к побережью не обнаруживает существенных фациальных изменений, оправдано рассмотрение их в качестве осадков более высокого уровня моря - послеледниковой трансгрессии. В настоящее время большая часть донных отложений сохранилась в депрессиях подводного рельефа, на банках же они в основном размыты.

Часть описанных типов отложений образует последовательный ряд в вертикальном разрезе. В особенности это касается первого, второго, третьего и пятого типов. Наибольшая концентрация гидротроилита из них приурочена к отложениям третьего типа. Поэтому можно думать, что это был наиболее оптимальный в климатическом отношении этап развития водоема. Отложения четвертого типа также скорее всего соответствуют этому же этапу. Выделенные типы осадков позволяют проследить во времени смену условий осадконакопления - от достаточно холодных обстановок со значительной ролью морского льда к почти безледному периоду и далее - постепенному ухудшению климатических условий.

Как показали наблюдения в фиордах Новой Земли, в которых ледники не доходят до современного уреза воды, существуют благоприятные условия для накопления отложений, близких к выделенному нами пятому типу. Это фиорды, незначительные по своим размерам и не отличающиеся активной гидродинамикой. Поэтому не исключено, что бассейн алевритового осадконакопления также не отличался существенной гидродинамической активностью. Об этом же, в частности, свидетельствует отсутствие в изученных разрезах каких-либо четко выраженных следов размыва, нарушающих выявленную последовательность типов отложений.

Наконец, следует остановиться еще на одном типе осадков. Мы имеем в виду биогенные карбонатные образования, которые развиты вокруг о-ва Медвежьего. Они состоят главным образом из обломков домиков балянусов. Их образование происходило, очевидно, при более благоприятных климатических условиях, чем современная обстановка, в которой формирование подобных осадков не происходит. По данным норвежских исследователей, на периферии поля распространения карбонатных отложений была получена датировка по ¹⁴С - около 2200 лет [Поляк, 1984]. Если эта датировка верна, то накопление биогенных карбонатных отложений в данном районе происходило во второй половине или после максимума послеледниковой трансгрессии.

В последнее десятилетие биогенные карбонатные отложения были обнаружены вблизи юго-восточной части Кольского полуострова. Для них были получены датировки по ¹⁴С, часть из которых соответствует времени климатического оптимума голоцена [Алексеев и Яковлева, 1979; Тарасов, 1988; Тарасов и Алексеев, 1985; Яковлева и Гуревич, 1974].

Наконец, в юго-восточной части Баренцева моря, включая Воронку Белого моря, имеются поля песчаных отложений. В местах интенсивных донных течений они образуют грядовый рельеф и, конечно, должны быть выделены в самостоятельный генетический тип. Вблизи юго-восточной части о-ва Колгуева песчаные отложения достигают мощности 21 м. Значительные песчаные тела имеются в приустьевой части Печоры, где они принадлежат к комплексу дельтовых образований. Что касается первых двух районов, то образование мощных песчаных накоплений связано скорее всего с перемывом донными течениями отложений мощного флювиогляциального потока (Горло и Воронка Белого моря), а вблизи о-ва Колгуева с разрушением и перемывом гляциокупольных сооружений, имеющихся в этом районе и соответствующим формированием аккумулятивных форм типа баров и кос.

Анализируя с целью сравнения современную обстановку осадконакопления, можно отметить, что наиболее интенсивно осадконакопление происходит в зонах затишья, к которым относится часть акватории, прилегающей к юго-восточной оконечности Шпицбергена. На большей части подводных возвышенностей происходит размыв более древних отложений.

Современные осадки отличаются более грубым составом за счет заметной примеси песка и гравийно-галечного материала. Все это показывает, что с завершением накопления описанной выше алевритовой толщи в бассейне произошли заметные изменения, связанные с гидрологической обстановкой и сменой климатических условий. Благодаря похолоданию заметно усилилась роль морского льда в переносе обломочного и песчаного материала, что находит свое отражение в наличии ДКМ почти по всей поверхности дна Баренцева моря.

На некоторых станциях поверхностные отложения представлены существенно алевритами или даже глинистыми мелкозернистыми песками. При этом они иногда залегают на осадках, в которых песчаного материала чрезвычайно мало. В этом случае привнос песчаного материала может быть связан с переносом и отложением его придонными течениями. Помимо этого имеются участки дна, где происходит накопление тонкого глинистого материала, что особенно выразительно происходит юго-восточнее Шпицбергена.

Остается добавить, что современные осадки имеют зеленовато-серый цвет, в них имеются в незначительном количестве выделения гидротроилита и они отличаются полужидкой консистенцией, а их поверхностная часть имеет коричневатый оттенок. На единичных станциях встречены проявления железо-марганцевого оруденения в виде диагенетических конкреций [Кленова, 1960; Лаврушин и др., 1984; Тарасов, 1988; Тарасов и Алексеев, 1985].

Эволюция обстановок осадконакопления

Анализ пространственного и вертикального распределения генетических типов осадков позволяет наметить эволюцию обстановок осадконакопления в поздне- и послеледниковое время (рисунок). Первая из них - собственно позднеледниковое время. Как известно, оно характеризовалось распространением ледниковых покровов на части шельфового бассейна. В результате на поверхности дна частично происходило накопление морен и ледниково-морских осадков.

В тех участках ледникового покрова, где имелись мощные водно-ледниковые потоки, впадающие в морской бассейн, происходило накопление гляциотурбидитовых отложений. С потоками талых ледниковых вод в бассейн помимо огромного количества не только влекомого, но и взвешенного материала попадали пресные воды. Поскольку гляциотурбидитовые отложения распространены как на банках, гак и в депрессиях, поступление громадных количеств пресной воды происходило практически на всех уровнях водной толщи разреза. Поэтому можно допустить, что водоем этого времени отличался значительной мутностью, и мог быть опресненным особенно в восточных своих частях.

Следующая обстановка осадконакопления также связана с позднеледниковьем, с этапом фиордовой стадии оледенения. В это время происходило формирование описанной толщи коричневатых и серых тонов гомогенных и ритмично-слоистых алевропелитов. Бассейн этого времени также отличался значительной мутностью за счет выносимого громадного количества ледниковой мути. Климатическая обстановка характеризовалась значительной суровостью, и можно предположить, что в это время существовал сплошной покров морского льда. Для этого этапа было свойственно, видимо, поступление меньшего количества пресных вод в бассейн и ощутимое повышение уровня моря в связи с послеледниковой трансгрессией. В наиболее глубокие ложбины и депрессии дна в водоем начали проникать тяжелые морские воды. В результате в это время могло возникнуть расслоение водной массы - на солоновато-водную в верхней части и нормальной солености - в нижней. Для рассматриваемого этапа повышенная скорость осадконакопления была вблизи побережий и постепенно она уменьшалась к центральным частям акватории.

Наконец, заключительная фаза осадконакопления связана с послеледниковым этапом развития бассейна. Судя по имеющимся материалам, она характеризуется нормальными морскими условиями. Однако во времени палеомаринологическая обстановка была неоднородной, что прежде всего было обусловлено климатическими изменениями. В начальный период, судя по следам разноса обломочного материала морским льдом, обстановка в климатическом отношении была близка к современной. В средний этап - обстановка настолько изменилась, что позволяет говорить о почти полном отсутствии морского льда в это время. В первую очередь об этом свидетельствует чрезвычайно малое содержание ДКМ, сосредоточение в осадках относительно большого количества органического материала. Обилие в осадках гидротроилита и пирита не исключает наличия в отдельных местах бассейна застойных явлений, с которыми может быть связано сероводородное заражение. В конце данного этапа в водоеме продолжалось алевритовое осадконакопление, палеоэкологическая обстановка способствовала развитию и распространению богатого органического мира донных организмов, на отмелях возникали биогенные карбонатные накопления, роль плавучего морского льда оставалась незначительной. Относительно меньшее количество в осадках аутигенных образований гидротроилита и пирита позволяет допускать более активное перемешивание вод. Однако в целом система придонных течений пока не поддается надежной расшифровке. Наконец, последний этап эволюции осадочного бассейна связан с формированием современного водного бассейна с его сложной системой течений.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Алексеев В.В., Яковлева Т.В. Аутигенные и аллотигенные карбонатные танатоценозы на Восточном Мурмане и в Воронке Белого моря // Вопросы литологии донных отложений Баренцева и Белого морей. Апатиты: Кольск. филиал АН СССР, 1979. С. 11-25.

2. Кленова М.В. Геология Баренцева моря. М.: Изд-во АН СССР, 1960. 367 с.

3. Котенев Б.Н. К палеогеографии Баренцева моря в позднеледниковье и голоцене // Позднечетвертичная история и седиментогенез окраинных и внутренних морей М.: Наука, 1979. С. 20-27.

4. Лаврушин Ю.А. Четвертичные отложения Шпицбергена. М.: Наука, 1968. 178 с.

5. Лаврушин Ю.А., Спиридонов М.А., Сахаров Б.А. Вещественный состав приповерхностных донных отложений юго-западной части Баренцева моря // Литология и полезн. ископаемые. 1984. № 6. С. 24-40.

6. Лаврушин Ю.А., Чистякова И.А. Гляциотурбидитовые отложения гляциального шельфа // Докл. АН СССР. 1988. Т. 303. № 3. Вып. 1. С. 173-177.

7. Матишов Г.Г. Дно океана в ледниковый период. Л.: Наука, 1984. 175 с.

8. Поляк Л.В. Стратиграфия донных отложений Мурманской банки по фораминиферам // Бюл. Комиссии по изучению четвертичного периода АН СССР. 1984. № 53. С. 134-139.

9. Старовойтов А.В., Спиридонов М.А., Рыбалко А.Е., Москаленко П.Е. Формирование молодого осадочного покрова юго-восточной части Баренцева моря // Проблемы четвертичной палеоэкологии и палеогеографии северных морей: Тез. докл. 2-й Всесоюз. конф. Апатиты: Кольский фил. АН СССР, 1987. С. 195-197.

10. Тарасов Г.А. Особенности позднечетвертичной седиментации в Баренцевом море // Четвертичная палеоэкология и палеогеография северных морей. М.: Наука, 1988. С. 82-93.

11. Тарасов Г.А., Алексеев В.В. К осадкообразованию на шельфе южной части Баренцева моря // Геология и геоморфология шельфов и материковых склонов. М.: Наука, 1985. С. 112-117.

12. Яковлева Т.В., Гуревич В.И. Ракушечные отложения Воронки Белого моря // Донные отложения и биогеоценозы Баренцева и Белого морей. Апатиты: Кольск фил. АН СССР, 1974. С. 3-22.

13. Elverhøi A., Solheim A. The Barents Sea ice sheet - sedimentological discussion // Polar Research, 1983. V. 1. № 1. P. 23-41.

14. Rokoengen K., Bugge Т., Lofaldli M. Quaternary geology and deglaciation of the continental shelf off Tromsø, north Norway // Boreas, 1979. V. 8. P. 217-227.

15. Sejrup H.P., Jansen E., Erlenkeuser H., Holtedahl H. New Faunal and isotopic Evidence on the Late Weichselian - Holocene oceanographic changes in the Norwegian Sea // Contribution № 414 of the Sonderforchungsbereich 95 «Interaction Sea-Sea Bottom» from the University of Kiel. 1984. P. 74-84.