Рассмотрены некоторые проблемы, связанные с геологической деятельностью морского льда и айсбергов, а также с влиянием континентальных и шельфовых оледенений на осадконакопление в Северном Ледовитом океане в современное и четвертичное время. Отмечены хорошо выраженные сезонность и циркумконтинентальная зональность седиментации. Сделана попытка оценки роли ледового материала в современных и более древних осадках. Применены методы математической статистики для объективного стратиграфического расчленения четвертичных отложений и выявления основных факторов, определяющих их химический состав. В качестве оптимального параметра для литохемостратиграфического расчленения четвертичных осадков предложена их кремнистость.

Ключевые слова: Северный Ледовитый океан, современная седиментация, морской лед, айсберги, криозоли, четвертичные осадки, литохемостратиграфия.

ВВЕДЕНИЕ

В 1956 г. Н.М. Страхов - основоположник учения о типах литогенеза - написал: «Под названием “ледовый тип осадочного процесса” я понимаю осадкообразование на площадях континентов, покрытых мощной шапкой льдов» [1, с. 5]. Приведенные в упомянутой и многих других публикациях Н.М. Страхова черты ледового типа литогенеза затем были существенно развиты и детализированы в работах Ю.А. Лаврушина и его соавторов [2-4]. В частности, ими очень подробно описаны процессы подготовки, переноса и аккумуляции осадочного материала континентальными ледниками и, в отличие от представлений Н.М. Страхова, приведены примеры существования специфического вида диагенеза - гляциодиагенеза.

В 1974 г. А.П. Лисицын распространил установленные Н.М. Страховым для континентальных блоков названия типов литогенеза на Мировой океан [5]. Это коснулось и ледового типа литогенеза, которому в дальнейшем были посвящены две монографии [6, 7], обобщившие огромный опыт отечественных и зарубежных исследователей по изучению геологической роли морского льда.

В 1970-х гг. состоялась известная литологическая дискуссия между Н.М. Страховым и А.П. Лисицыным относительно правомочности выделения климатических типов литогенеза в Мировом океане [8–11], в которой Н.М. Страхов оспаривал справедливость такого выделения и указал на существование особого океанического типа литогенеза с рядом фациальных зон. В частности, он отметил зоны развития современных марино-гляциальных осадков в Мировом океане.

В 1980 г. Г.Г. Матишов обратил внимание на переходную зону дна Мирового океана, примыкающую к современным и ранее существовавшим континентальным (и шельфовым) ледовым щитам, и обладающую явной спецификой геоморфологического строения и состава осадков [12]. При этом он ввел в научный оборот термины «морской перигляциал» и «гляциотурбидиты».

В последней по времени публикации А.П. Лисицына по ледовому типу литогенеза в океане выделен «Новый тип седиментогенеза в Арктике - ледовый морской» [13, с. 18]. В этой работе справедливо обращается внимание литологов на существование различных типов льдов в Северном Ледовитом океане и на различные механизмы включения осадочногоматериала в лед (формирования криозолей). Кроме того, приведены первые оценки количества осадочного вещества, поставляемого в современные донные осадки этого бассейна при таянии льдов и, на этой основе, оценивается вклад такого вещества в осадки по сравнению с другими генетическими компонентами. В частности, А.П. Лисицын полагает, что «…вклад ледового материала в донные осадки Арктики - более 50%, по другим определениям - более 70%» [13, с. 55].

Хорошо известно, что высокоширотные области Мирового океана изучены гораздо хуже других его районов, что объясняется тяжелыми природно-климатическими условиями и, в частности, ледовым режимом. Поэтому вполне естественно, что наши знания по особенностям современной и древней седиментации в таких областях носят отрывочный, ограниченный и во многом дискуссионный характер. В данной статье, опираясь на собственные и литературные материалы, представляется наше видение отмеченных выше проблем для Северного Ледовитого океана, включая их историко-геологический аспект в четвертичное время.

ОСОБЕННОСТИ СОВРЕМЕННОЙ СЕДИМЕНТАЦИИ

Среди многочисленных особенностей современной седиментации в Северном Ледовитом океане ниже будут рассмотрены только три проблемы: сезонность, циркумконтинентальная зональность и элементы баланса осадочного материала.

Сезонность седиментации. Северный Ледовитый океан является, вероятно, океаническим бассейном с наиболее сильно выраженной сезонностью осадконакопления. Действительно, какие бы проблемы в этом плане не рассматривались: площадь развития морских льдов, твердый сток рек, абразия берегов, первичная продукция, температуры поверхностной водной массы и приземного слоя атмосферы, - все эти параметры демонстрируют сезонность в течение года.

От зимнего сезона к летнему (от полярной ночи к полярному дню) резко меняется площадь распространения морских льдов, их толщина и сплоченность [14]. Ледовитость максимальна в апреле-мае и минимальна в августе, соответственно, площадь развития морских льдов в Северном полушарии меняется от 15.1 млн. км² зимой до 8.4 млн. км² летом [15], с минимально известными площадями летом во второй половине «нулевых» годов XXI века [13; 16]. Небольшие площади развития круглогодично свободных от ледового покрова поверхностей акваторий (южная часть Баренцева моря, Великая Сибирская полынья, полынья у берегов северо-восточной Гренландии и т.п.) только подчеркивают это общее правило.

Столь же резко выражена сезонность в годовой истории твердого речного стока. В паводок реки сбрасывают порядка 45-65% взвеси от годового выноса, иногда - до 70%. На реках Западной Арктики это происходит в мае, а Восточной - в июне [17]. Совершенно очевидно, что максимальная интенсивность абразии берегов тоже приходится на летний сезон, когда прибрежные воды свободны от однолетних морских, припайных и речных льдов. В это же время упомянутые типы льдов тают, освобождая заключенный в них осадочный материал для поступления в водную толщу и далее - в осадки.

Формирование так называемых холодных рассолов, являющихся важной частью придонной водной массы в Центральной Арктике, происходит в шельфовых морях осенью во время сезонного образования морских льдов [18]. Наконец, если обратиться к данным [19], то упрощенные схемы распределения температур выглядят следующим образом. В январе средняя температура воздуха ниже -32°С преобладает в районе Северного полюса, над Канадской котловиной и Гренландией (до -40°С). Над западно-арктическими морями в это время температура выше -25°С, а над восточно-арктическими - в среднем около -30°С. В июле вокруг Северного полюса и над Гренландией температура воздуха не превышает 0°С, над Восточной Арктикой она колеблется в диапазоне от 0 до +4°С, а над Баренцевым морем - выше +4°С. В январе температура поверхностного слоя морской воды практически повсеместно ниже -1°С (до -1.7°С). В июле ситуация более разнообразная: вокруг полюса сохраняются отрицательные температуры, у берегов Евразии доминируют температуры от +1 до +4°С, причем у берегов Баренцева моря они доходят до +8-10°С [20].

Все эти причины способствуют максимальному привносу осадочного вещества в бассейн Северного Ледовитого океана именно в летний сезон. Интересно, что среди аэрозолей Арктики в зимний сезон преобладает вещество дальнего и сверхдальнего переноса, а летом - локального [21].

Циркумконтинентальная зональность. Среди основных видов зональности осадконакопления, известных в океанических бассейнах (циркумконтинентальной, широтной, вертикальной и тектонической), в Северном Ледовитом океане наиболее четко выражена циркумконтинентальная зональность. О ней, в частности, свидетельствует распределение комплексов глинистых минералов [22]: на материковых окраинах в поверхностном слое осадков найдены многочисленные локально распространенные комплексы, отражающие региональную геологию питающих провинций и гидрологический режим бассейна седиментации, а в пелагиали происходит их гомогенизация за счет смешения, с резким расширением площадей распространения ассоциаций глинистых минералов [23]. Не менее наглядно циркумконтинентальная зональность проявляется и в распространении ассоциаций тяжелых минералов [24].

Столь же очевидно вырисовывается рассматриваемая зональность при анализе распределения зон смешения речной и морской воды: по определению они приурочены к внутреннему шельфу и именно в этих областях происходит локализация огромных количеств терригенной взвеси, выносимой реками, т.к. именно здесь задерживается до 93% речной взвеси [13]. То же самое относится и к массам рыхлого осадочного материала, формирующегося при абразии (в том числе - термоабразии) берегов: подавляющая его часть также остается в пределах внутреннего шельфа, не проникая далее в пелагическом направлении [25; 26].

При сопоставлении карты распределения однолетних морских льдов в Северном Ледовитом океане [13] с картой его донного рельефа [27] становится очевидным, что доминирующая часть криозолей этих льдов накапливается в районах континентальных окраин, не внося существенного вклада в современные осадки глубоководного ложа.

Современная первичная продукция в Арктике очень мала и соответствует олиготрофическим районам, при этом в пелагиали средняя продукция равна 15.7 г С/м² в год [28], а на арктических шельфах - 32 г С/м² в год [29].

В распространении современных скоростей седиментации в океане отмечается огромная их пестрота на континентальных окраинах: от значений порядка 500 см/тыс. лет в депоценграх зон смешения [30] и некоторых фьордах [31] до нулевых и даже отрицательных значений (в зонах донной эрозии), например, на крупных участках дна Баренцева и Карского морей [32], Тем не менее, если двигаться в пелагическом направлении, то можно уловить тенденцию общего резкого падения средней скорости седиментации в голоцене от сотен и десятков сантиметров в тысячу лет на континентальных окраинах до первых сантиметров в тысячу лет (а иногда и менее) в глубоководных котловинах и на подводных хребтах и поднятиях [33].

Литературные данные [34] указывают на четко выраженное уменьшение отношения Fe/Mn в поверхностных осадках Центральной Арктики по сравнению с современными осадками шельфовых морей, что указывает на геохимическую дифференциацию в рамках циркумконтинентальной зональности вследствие большей подвижности марганца. Та же закономерность свойственна и другим океаническим бассейнам [11].

Элементы баланса осадочного материала. Современные донные осадки Северного Ледовитого океана в подавляющем большинстве районов относятся к группе терригснных отложений [24]. Имеющиеся исключения (скопления карбонатной ракуши в Горле Белого моря [32], присутствие поля обогащенных диатомеями глинистых илов на шельфе Чукотского моря [35], области развития Fe-n конкреций на Обь-нисейском мелководье Карского моря [32]) только подтверждают это правило. Проявления вулканогенно-садочного литогенеза пока не обнаружены. Поэтому особенный интерес представляют данные об источниках и размерах поставки именно терригенного вещества. Прежде всего, в контексте проводимого исследования, важны сведения об относительной роли ледового материала.

Можно считать, что площадь развития пакового льда составляет 7 млн. км² [13]. Вычитая эту площадь из всей площади Северного Ледовитого океана -9534 тыс. км² [36] -получаем площадь развития однолетних льдов 2534 тыс. км². Для однолетних льдов примем среднюю толщину льда 2 м [14], а для паковых -1.5 м. В качестве средней концентрации криозоля, основываясь на данных [21], возьмем 1.3 мг/л. В результате несложных расчетов находим, что общее количество криозоля в паковых льдах равно примерно 13.65 млн. т. С учетом возраста паковых льдов получаем около 3.9 млн. т/год. Для однолетних льдов количество осадочного материала, которое ежегодно ими захватывается и затем при таянии попадает в осадки, равно 6.6 млн. т.

Важно отметить, что в основном таяние паковых льдов с высвобождением находящегося в них осадочного материала, судя по наблюдениям за морскими льдами и данным о глинистых минералах [23], происходит в районе пролива Фрама, расположенного между Шпицбергеном и Гренландией, и далее в Норвежско-Гренландском бассейне вдоль Полярного и, особенно, Арктического фронтов, а вовсе не в пелагической зоне Центральной Арктики [13].

Теперь определим количество морской взвеси под паковыми льдами над глубоководным ложем океана. Площадь ложа составляет 2873 тыс. км², а средняя взвешенная глубина - 3.7 км [36]. Исходя из средней концентрации морской взвеси 0.2 мг/л [21], получим, что в пелагиали Северного Ледовитого океана содержится 1762 млн. т взвеси. Ее возраст неизвестен, а состав полигенетичен.

Базируясь на схемах распространения скоростей седиментации для голоцена исследуемого океана [33], возьмем среднюю скорость осадконакопления для пелагиали 1 см/тыс. лет. За среднюю плотность натурального осадка примем 1.4 г/см³ [37], а в качестве средней влажности поверхностного слоя осадков - 50%. Тогда средняя абсолютная масса накопления осадка на площади глубоководного ложа 2873 тыс. км² равна 0.7 г/см² в тыс. лет, а масса ежегодного накопления осадка в этой зоне - 20.3 млн. т. Если предположить, что средняя скорость современного осадконакопления в пелагиали выше в 2 раза, то это приведет к возрастанию средней абсолютной массы и массы ежегодной аккумуляции донных осадков тоже в 2 раза.

Таким образом, в водной толще пелагической зоны Северного Ледовитого океана в современную эпоху содержится почти на два порядка больше взвешенного вещества, чем это необходимо для поддержания современного темпа осадконакопления. Если не учитывать эту взвесь совершенно (что полностью исключено), то даже полное таяние паковых льдов летом именно в этой зоне (что также исключено) даст не более 10-20% содержания ледового материала в осадках глубоководного ложа. О реальном вкладе морских льдов в седиментацию этой зоны пока можно только догадываться, однако, скорее всего этот вклад вряд ли превышает первые проценты.

На континентальных окраинах можно сравнить полученное ежегодное количество ледового осадочного материала (6.6 млн. т) с ежегодным твердым стоком рек (227.3 млн. т, или 22.7 млн. т с учетом эффекта маргинального фильтра) и ежегодным поступлением продуктов абразии берегов (430.8 млн. т) [13; 26]. Представляется, что только на внешнем шельфе или континентальном склоне местами вклад ледового материала в состав современных осадков может быть ощутимым. Вероятно, наиболее возможным местом проявления заметного вклада ледового вещества можно считать центральный или/и внешний шельф моря Лаптевых, поскольку именно это море поставляет 50% от ежегодной продукции морского льда в Арктике [38] и здесь отмечено наибольшее сходство комплекса глинистых минералов в криозолях и поверхностном слое донных осадков [23, 39].

Нельзя не указать на то, что помимо доминирующего морского льда в Северном Ледовитом океане встречаются и айсберги. Основными их продуцентами являются ледовые купола Северной Земли, Северного острова Новой Земли, Земли Франца-Иосифа, Шпицбергена, Канадской Арктики и Гренландии [40]. По объему айсберги в современную эпоху составляют очень небольшую часть от объема морских льдов [15], а в современных осадках их роль пренебрежимо мала [40].

В ряде публикаций содержится мнение, что вклад терригенного эолового вещества в современные донные осадки Северного Ледовитого океана может достигать 10% [41 и др.]. При этом последние оценки среднего вертикального потока природного аэрозольного вещества из атмосферы на поверхность дрейфующих льдов Арктики дают величину 1.71 мг/м² в сутки [41]. Если перевести приведенную размерность в принятую для подсчета абсолютных масс донных осадков размерность г/см² в тыс. лет, то получим значение 0.0624 (округленно 0.06) г/см² в тыс. лет. Сравнение этой величины с величиной средних абсолютных масс современных осадков глубоководного ложа Северного Ледовитого океана действительно дает около 5-10%, но только при условии, что весь паковый лед каждый год полностью тает (что невозможно) и аэрозоли без потерь достигнут дна. Как отмечалось, практически транзитное перемещение (без существенного таяния) пакового льда по траектории Трансполярного дрейфа исключает возможность заметного участия находящегося на нем (выпавшие аэрозоли) и в нем (криозоли) осадочного материала в современном осадконакоплении.

Разумеется, все приведенные расчеты и их результаты являются приблизительными, однако даже на этом уровне, как представляется, можно говорить об определенных особенностях современной седиментации в Северном Ледовитом океане. Прежде всего, очевидны огромные горизонтальные градиенты количества терригенного материала как на шельфах, так (особенно) между континентальными окраинами и глубоководным ложем. Из-за действий маргинальных фильтров [13] и других причин, как справедливо подчеркнуто в ряде публикаций [32; 13; 42], пелагические районы океана по режиму терригенного питания следует отнести к «голодающим».

Здесь современная седиментация происходит преимущественно за счет депонированной многолетней терригенной взвеси, поступившей из различных источников (прежде всего - со стоком рек). При этом взвесь, скорее всего, переносится горизонтальными потоками, обладающими своей спецификой в каждой из основных водных масс [43; 44]. Такая точка зрения поддерживается и экспериментальными данными по потокам вещества в седиментационных ловушках. Например, работы на склоне подводного хребта Ломоносова показали, что даже на глубинах порядка 1500 м латеральный поток терригенного вещества из района моря Лаптевых в три раза превышает вертикальный поток [45]. Следовательно, современные донные осадки выпадают из потоков, чья вертикальная составляющая (даже с участием механизмов биотранспорта [13]) существенно уступает горизонтальной составляющей. Напомним, что ранее такие же выводы были сделаны для Черного моря [46], Карского моря [47], континентальных склонов Баренцева моря и Большой Ньюфаундлендской банки [48]. Вероятно, подобное соотношение между потоками осадочного материала распространено в Мировом океане довольно широко.

Наконец, на основе проделанных расчетов и других данных представляется, что в современную эпоху вклад собственно ледового материала в накопление терригенных осадков Северного Ледовитого океана (особенно его глубоководного ложа) пренебрежимо мал. Следовательно, современные глубоководные осадки этого бассейна правомерно отнести к категории гемипелагических осадков Мирового океана, обладающих определенной фациальной спецификой. При этом относительное влияние морских льдов (и айсбергов) на процессы, изучаемые физической океанографией, морской биологией, химией моря и морской климатологией в Северном Ледовитом океане, весьма велико (см. данные и обзоры в [13; 14; 49 и др.]). Геологическая роль морского льда, вероятно, сводится, главным образом, к мобилизации и транспортировке небольшой части осадочного вещества.

ОСОБЕННОСТИ ЧЕТВЕРТИЧНОГО ОСАДКООБРАЗОВАНИЯ

Изучение разрезов четвертичных осадков Северного Ледовитого океана позволяет получить информацию в виде трех основных групп сигналов: фациально-генетической, диагенетической и тектонической.

Фациально-генетическая группа сигналов. Этот термин в данной статье понимается не только в его узком значении (как в фациально-генетическом анализе), но и как термин широкого применения, подразумевающий изменения климата, ледового режима, палеоокеанологических условий, способов и условий осадкообразования, питающих провинций, величины речного стока и т.д., воплощенные в составе осадков и их структурно-текстурных особенностях.

Общеизвестной особенностью климата четвертичного периода, особенно в областях развития материковых и морских оледенения в высокоширотных регионах Земли, является его контрастность. При этом выделяется множество климатических циклов, состоящих, в свою очередь, из перемежающихся более длительных холодных эпох (включая оледенения) и более коротких теплых (межледниковых) эпох. Например, в последнем климатическом цикле, начавшемся после последнего межледниковья морской изотопной стадии (МИС) 5.5, выделяют холодную эпоху МИС 5.4-МИС 2 (с оледенениями внутри МИС 5, 4 и 2, рядом стадиалов и интерстадиалов внутри МИС 5 и МИС 3) и теплую эпоху (голоценовое межледниковье) МИС 1, в конце которой мы живем. На переходе от эпох мощных оледенений к межледниковьям существовали так называемые терминации (например, терминация II на границе МИС 6 и МИС 5, терминация I на границе МИС 2 и МИС I), в течение которых происходили сильные дегляциации.

Стратиграфия четвертичных отложений Северного Ледовитого океана, в основном, базируется на изотопно-кислородном анализе и магнитостратиграфии, а для осадков возрастом менее 45-50 тыс. лет используется радиоуглеродный анализ, в основном, в модификации ускорительной масс-спектрометрии. Список большей части надежно стратифицированных колонок для Северного Ледовитого океана приведен в [50], а более поздние данные, касающиеся, главным образом, Амеразийского бассейна, можно найти в [51, 52 и др.]. То обстоятельство, что стратиграфические исследования, как правило, сопровождаются детальным комплексным изучением структурно-текстурных особенностей, компонентного, минерального, гранулометрического, химического, микропалеонтологического составов донных осадков и их физических свойств, позволяет использовать корреляции соответствующих параметров для стратиграфического расчленения тех колонок, для которых классические методы стратиграфии еще не применялись.

В четвертичное время в Арктике и соседних регионах существовали огромные континентальные и шельфовые (в данном случае - располагавшиеся на площади современных шельфов) ледовые щиты, достигавшие максимального развития во время оледенений: Гренландский, Иннуитский, Лаврентийский, Северо-Евразийский (с Баренцево-Карским щитом как его северной частью). Границы Баренцево-Карского ледового щита были реконструированы участниками международного проекта QUEEN [53], в частности, установлено, что он достигал максимальных размеров во время от 160 до 140 тыс. лет (МИС 6). Меньшие размеры установлены для периодов примерно с 90 до 80 тыс. лет (МИС 5.2), 60-50 тыс. лет (перехода от МИС 4 к МИС 3) и максимума последнего оледенения примерно 20-15 тыс. лет назад (МИС 2). Между указанными максимумами допускается временами практически полное исчезновение ледового щита, т.е. ситуация была крайне динамичной, что немедленно отражалось в изменениях положения уровня моря: во время оледенений уровень моря понижался (причем во время максимума последнего оледенения - до 100-120 м), в теплые эпохи - повышался. На восток далее крайнего северо-запада моря Лаптевых Баренцево-Карский ледовый щит не простирался, однако, по нашим данным [54], на шельфе этого моря в холодные стадии были распространены изолированные ледовые купола. Относительно толщины ледового щита известно, что наибольшие значения были свойственны областям, расположенным на поднятиях (в том числе архипелагах островов), причем 15 тыс. лет назад эти величины, судя по «максималистскому сценарию», достигали 2700 м над Скандинавией, 1500-1800 м над Баренцевым морем, 1200 м над Карским морем неподалеку от Новой Земли [53]. Как отмечалось, самым большим был ледовый щит во время МИС 6, известный огромным количеством продуцировавшихся айсбергов. Вероятно, часть из них представляла собой гигантские столовые айсберги с килями, достигавшими 1000 м, и воздействовавшими на осадочный чехол на соответствующих глубинах [55]. Толщина покровов паковых льдов во время оледенений пока является предметом дискуссии, однако не возникает сомнения, что она была весьма значительной, достигая десятки, а то и сотни метров [56].

Для четвертичных осадков центральной части океана уже достаточно давно известно, что разрезы отложений МИС 7-МИС 1 представляют собой переслаивание образований ледниковых и межледниковых эпох [56-59]. Стратиграфия осадков МИС 7 и древнее (вплоть до начала четвертичного периода) пока очень плохо установлена; не исключено, что все это время существовал относительно слабо контрастный климат. При этом отложения нечетных (более теплых) изотопных стадий и подстадий в Евразиатском бассейне Северного Ледовитого океана, как правило, обладают чаще всего коричневым (поверхностные осадки), зеленым, оливковым цветом; биотурбационными текстурами; более тонкозернистым составом; большей концентрацией биогенных остатков, большим содержанием полевых шпатов и глинистых минералов. Отложения четных (более холодных) изотопных стадий и подстадий характеризуются серыми, темно-фиолетовыми или черными цветами; для них типичны творожистые («cottage cheese») текстуры и относительно крупнозернистый состав с повышенным содержанием материала ледового разноса и кварца; биогенных остатков гораздо меньше, вплоть до полного их отсутствия [60]. Соответственно, в них гораздо меньше полевых шпатов и глинистых минералов. Вероятно, описанную в предыдущем разделе сезонность современной седиментации в Северном Ледовитом океане в определенной степени можно использовать для моделирования способов осадкообразования в теплые и холодные эпохи четвертичного времени.

Необходимо отметить широкое развитие склоновых процессов на гляциальных континентальных окраинах Северного Ледовитого океана (континентальных склонах Баренцева и Карского морей, до некоторой степени - моря Лаптевых). С высокой степенью вероятности можно предположить, что известные поперечные желоба Западной Арктики (Медвежинский, Орли, Франц-Виктории, Святой Анны, Воронина) во время оледенений служили транспортными путями для ледовых потоков (ice streams). Отлагавшиеся в это время на шельфах морены далее на верхнем континентальном склоне переходили в дебриты, а ниже - в гляциотурбидиты и отложения илистых потоков (mud-flow). Турбидиты зачастую прорывались в соседние глубоководные бассейны: почти половина колонок в этих структурах содержит прослои таких отложений (см. ссылки в [60]). В устьевых частях каньонов, развитых на континентальных склонах и выходящих к континентальным подножьям, местами зафиксированы глубоководные конуса выноса [61]. Мы предполагаем, что на континентальных подножьях могут существовать контуриты, которые пока не обнаружены из-за слабой изученности Северного Ледовитого океана. Наконец, появляется все больше свидетельств существования подводных оползней местами на континентальных склонах и склонах подводных поднятий и хребтов [62].

Палеоокеанологические исследования отложений последних пяти морских изотопных стадий показали, что в принципе термохалинная циркуляция поверхностной водной массы имела ту же структуру, что и современная [57], со слабыми смещениями основных ячеек циркуляции к югу или северу [60]. При этом в ледниковые эпохи циркуляция заметно ослабевала и замедлялась по сравнению с межледниковьями. Другое важное отличие: все седиментологические данные указывают на повышенную палеопродуктивность в периоды межледниковий и резкое ее снижение в ледниковые эпохи [57; 60]. Можно предположить, что и роль биогенного транспорта терригенного вещества, соответственно, повышалась и снижалась в эти периоды времени. Изъятие огромных масс пресной воды в ледовые щиты приводило к заметному возрастанию солености поверхностной водной массы во время оледенений [57].

Принципиально важно, что в четвертичное время циркумконтинентальная зональность была выражена, например, по данным о скоростях седиментации [33], не хуже, чем в современную эпоху. При этом в отличие от континентальных окраин океана (особенно гляциальных), на глубоководном ложе скорости седиментации были выше во время межледниковий, а своего минимума достигали в периоды оледенений. Это можно объяснить как усилением поставки осадочного материала реками и за счет абразии берегов в теплые эпохи, так и (в меньшей степени) уменьшением скорости таяния паковых льдов в пелагической области в холодные эпохи [60]. В соответствии с правилом Бергера [63], именно в периоды развития минимальных скоростей седиментации в четвертичных осадках глубоководного ложа Северного Ледовитого океана отмечены наиболее часто встречающиеся перерывы в седиментации [60]. Соответственно, в эпохи оледенений пелагическая часть океана в наибольшей степени испытывала режим «голодания» в поступлении осадочного материала.

Теоретический интерес представляют различия между описанной историей скоростей седиментации в течение последнего климатического цикла в Центральной Арктике и в Норвежско-Гренландском бассейне [60], где, наоборот, скорости седиментации были выше в холодные эпохи и ниже - в межледниковые. Представляется, что главных причин таких различий было три: 1) существование очень широкого шельфа на евразиатской окраине Северного Ледовитого океана, когда только в максимумы оледенений ледовый щит мог продвинуться к бровке шельфа, и существенно более узких шельфов в Норвежско-Гренландском бассейне (даже у Восточной Гренландии); 2) присутствие в Арктике не только гляциальных, но и негляциальных окраин (например, в Восточно-Сибирском и Чукотском морях); 3) развитие мощных речных систем в водосборе Северного Ледовитого океана в отличие от Норвежско-Гренландского бассейна.

Ниже приведены, в основном, данные по изученным нами колонкам (табл. 1) из глубоководной области Северного Ледовитого океана, полученным в рейсе ARK XXII/2 немецкого исследовательского ледокола «Поларштерн» в 2007 г. [16]. Первичные материалы и наша интерпретация полученных результатов по указанным колонкам опубликованы [54, 64; 65]. Для всех разрезов выполнено литостратиграфическос расчленение, основанное на выделении последовательности литохемостратиграфических горизонтов [54], которые на базе вышеприведенных принципов сопоставлены с морскими изотопными стадиями. Интересно, что в наиболее мелководной колонке (PS70/358), расположенной в гребневой зоне хребта Ломоносова, наблюдается перерыв в седиментации между осадками терминации II и отложениями МИС 7 [54], что полностью соответствует литературным данным по МИС 6 [55].

С точки зрения относительной роли ледового материала в составе донных осадков важное значение имеет содержание фракции более 0.063 мм (т.е. суммы песчаных и гравийных фракций). Обычно в осадках теплых эпох в Центральной Арктике содержание песка не превышает нескольких процентов. Практически везде в исследованных отложениях наблюдается отрицательный коэффициент корреляции между этой величиной и содержанием алевритовой фракции (рис. 1) (за исключением осадков МИС 1-МИС 3 в кол. PS70/294, что будет рассмотрено ниже). Вероятно, это свидетельствует о том, что подавляющая часть крупнозернистых фракций поставляется в осадки (прежде всего - в осадки подводных хребтов и поднятий глубоководного ложа) при таянии морского льда и, особенно, айсбергов, а алевриты (и, разумеется, пелит) доставляются, главным образом, морскими течениями. При этом надо иметь в виду достаточно заметное развитие придонных течений, вымывающих тонкие фракции, что приводит к пассивному дополнительному обогащению осадка песчано-гравийными фракциями. Так, например, в кол. PS70/358, расположенной на гребне хребта Ломоносова, содержание фракции >0.063 мм в осадках четных стадий обычно составляет от 8 до 17%, а в кол. PS70/319, расположенной на склоне этого хребта и подверженной активной деятельности придонных течений, доходит до 49%. Если бы алеврит также поставлялся в основном айсбергами, то следовало бы ожидать положительной корреляции его концентрации с концентрацией песка и симбатного поведения обоих параметров по разрезам осадков, что в исследованных колонках не наблюдается. Тем не менее, вполне очевидно, что часть алеврита и пелита в холодные эпохи поступала при таянии морских льдов и айсбергов, только точно оценить ее количество пока невозможно.

Возрастание доли материала ледового разноса (в основном, айсбергового) в отложениях ледниковых стадий по сравнению с межледниковьями однозначно свидетельствует об увеличении отношения поток айсбергового вещества/поток разбавляющего (в основном, материала морских течений) вещества. Исходя из общего уменьшения при этом скорости седиментации на глубоководном ложе, можно предположить одновременное возрастание потока айсбергового материала и (заметно более сильное) уменьшение потока разбавляющего материала.

Обсуждая роль ледового материала в четвертичных осадках Северного Ледовитого океана, следует указать на то, что на гляциальных шельфах во время оледенений существовал ледовый литогенез в понимании Н.М. Страхова: с развитыми моренами [60] и проявлениями континентального перигляциала. На негляциальных шельфах аккумулировались разнообразные континентальные фации. В остальных зонах гляциальных континентальных окраин, во фьордах и на глубоководном ложе в эти периоды времени накапливались марино-гляциальные осадки, среди которых наибольшее содержание материала, связанного с деятельностью различных ледовых щитов (вплоть до его доминирования) наблюдается в отложениях терминаций и в айсбергитах, причем последние наиболее распространены в отложениях МИС 6 [60, 64], Во время межледниковий и в целом в теплые эпохи геологическая роль льда сводилась к минимуму: на подводных континентальных окраинах формировались типичные наборы морских фаций гумидного типа литогенеза, а на глубоководном ложе накапливались гемипелагические осадки с определенной фациальной спецификой.

Отсутствие в осадках МИС 1 - МИС 3 кол. PS70/294 песка (точнее, его содержание в количестве менее 1%) объясняется, с одной стороны, седиментацией из илистых потоков нефелоидного слоя, а с другой (для осадков МИС 2) - наличием шельфового ледника, выходившего за пределы бровки шельфа и перекрывавшего с поверхности акваторию над континентальным склоном Карского моря.

В качестве хемостратиграфического индикатора в осадках Центральной Арктики в литературе предложено использовать содержание МnO₂ [66]. Повышенное содержание этого компонента, обнаруженное в осадках теплых стадий, связывают с усиленным привносом речного материала и с улучшенной вентиляцией придонной водной массы в такие периоды времени. Однако по периферии глубоководного ложа и на континентальных окраинах марганец перестает служить надежным хемостратиграфическим индикатором из-за его вовлечения в процессы диагенеза (см. следующий параграф).

С нашей точки зрения, выраженной в [54, 64], более приемлемым хемостратиграфическим индикатором является кремнистость осадков (в виде концентрации SiO₂, отношений SiO₂/Al₂O₃, Si/Al или содержаний кварца, рассчитываемого в отсутствие биогенного опала по формуле SiO₂ - 2.55 А1₂O₃ [67]). Так, в осадках кол. PS70/358 содержание кварца в осадках теплых стадий составляет 10-18%, а в холодных - 22-40% [54]. В связи с тем, что ранее было установлено обогащение кварцем алевритовых фракций осадков холодных стадий [68], есть смысл остановиться на этом явлении. Представляется, что оно связано с большим, чем у полевых шпатов, сопротивлением кварца механическому истиранию при движении ледового щита по твердому субстрату суши и современных шельфов. Отрицательная корреляция песка и алеврита в глубоководных донных осадках обусловлена тем, что песчаная фракция поставляется в осадки, главным образом, при таянии айсбергов, а алевритовая - при разносе морскими течениями сдвигаемой при наступании ледового щита с бровки шельфа как бульдозером тонкораздробленной кластики, и этого алевритового материала гораздо больше (вероятно, на порядки), чем поступает при таянии айсбергов. Во время интерстадиалов толщина ледовых щитов была гораздо меньше, чем в периоды оледенений (иногда - вплоть до полного исчезновения), и они оказывали меньшее воздействие на твердый субстрат, что вызывало уменьшение содержаний кварца в осадках соответствующих стадий. В межледниковья ледовые щиты и купола [54] исчезали, уровень океана поднимался, современные шельфы затапливались, возрастали речной сток и абразия берегов. В этих условиях с шельфов в пелагиаль с помощью различных морских течений сносился терригенный материал, не подвергшийся ледниковому воздействию. Соответственно, доля кварца в осадках уменьшалась, а полевых шпатов и глинистых минералов возрастала.

На континентальном склоне моря Лаптевых при изучении глинистых минералов было установлено, что осадки теплых стадий обогащены смектитом, а холодных - иллитом [69]. Возможно, что это явление объясняется благоприятными условиями (с точки зрения повышенных температуры и влажности и в целом большей относительной роли химического выветривания) для развития смектитов в более теплых условиях. Иллитам для их формирования требовались существенно более низкие температуры и влажность среды образования.

На примере изучения тяжелых минералов во фракции 63-125 мкм из осадков трех колонок подводного плато Ермак [60] нами было показано, что индикатором айсбергового материала здесь является суммарное содержание обломков горных пород и оксигидроксидов железа. В других регионах таким индикатором могут служить другие компоненты и минералы.

Естественно, что отмеченные изменения палеогеографических условий, петрографические и минералогические различия арктических осадков, отлагавшихся в четвертичное время, немедленно отражались и в их химическом составе. В данной статье мы использовали некоторые методы математической статистики (корреляционный, кластерный, факторный анализы) для обработки результатов рентгенофлуоресцентного анализа.

Факторный анализ (с варимаксным или квартимаксным вращением и стандартизацией по корреляционным матрицам) позволяет не только выделить основные факторы, влияющие на химический состав осадка, но также и геохимические ассоциации, а сопоставление распределения ведущих факторов вдоль колонки позволяет на основе математической статистики (в сочетании с литологическими данными) точнее проводить границы между литохемостратиграфическими горизонтами. Пример применения кластерного анализа для кол. PS70/358 показан на рис. 2, а результаты факторногоанализа для этой же колонки показаны на рис. 3 и в табл. 2, На первый фактор (с переменой знака) с объясняемой дисперсией 44.1% значительные (≥1.0) положительные нагрузки имеют SiO₂, Zr, Ва и Sr. Это можно объяснить их концентрацией в песчаной фракции, соответственно, в кварце, цирконе и в полевых шпатах. Отрицательные нагрузки свойственны большой группе; ТiO₂, А1₂O₃, Fe₂O₃, MnO, MgO, СаО, Na₂O, K₂O, P₂O₅, Cr, S, V, Со, Ni, Cu, Zn, Rb, Y. Эти элементы и оксиды сосредоточены в алевритовой (в основном) и пелитовой фракциях и находятся в смеси тонкой кластики, глинистых минералов, оксигидроксидов железа и марганца, биогенных карбонатов, органического вещества, а также в сорбированном состоянии на компонентах этой смеси. Описанная ситуация объясняется тем, что вариации содержаний оксидов и элементов из этих двух групп контролируются, главным образом, их взаимным разбавлением. В Баренцевом море первый фактор с примерно такими же наборами положительных и отрицательных нагрузок (без перемены знака) характеризуется объясняемой дисперсией свыше 70% [70].

Объясняемая дисперсия второго фактора равна 16.1%. Здесь самые высокие положительные нагрузки свойственны ТiO₂, К₂O, Р₂О₅, Rb, Ni, Zn, Sr, Fe₂O₃, а отрицательные - V и S. Возможно, что здесь имеет место противопоставление пелитовой фракции и органического вещества. В третьем факторе (объясняемая дисперсия - 10.2%) самая большая положительная нагрузка приходится на S, в меньшей мере - на Ni и Cr, а отрицательная - на V и Аl₂O₃. Не исключено, что в данном случае сера связана в пирите. В четвертом факторе (объясняемая дисперсия равна 7.7%) основная положительная нагрузка связана с MnO, а также с Ва, Sr (полевые шпаты), Со и Ni (связь с марганцем?). В пятом факторе (объясняемая дисперсия - 5.8%) главная положительная нагрузка приходится на СаО и в меньшей степени на Sr. Очевидно, что так проявлено влияние биогенных карбонатов.

Уточненные по математико-статистическим методам литохемостратиграфические горизонты изученных колонок скоррелированы друг с другом на уровне МИС (рис. 4).

В табл. 3 в краткой форме подведены итоги приведенных данных о проявлениях контрастности четвертичного климата в условиях седиментации и осадках Северного Ледовитого океана для гляциальных окраин и для глубоководного ложа.

Пример использования одной из модульных диаграмм литохимического подхода к изучению осадков и осадочных горных пород [71] показан на рис. 5, где ГМ означает гидролизатный модуль (Al₂O₃ + TiO₂ + Fe₂O₃ + FeO + MnO)/SiO₂, а ЖМ - железный модуль (Fе₂O₃ + FеО + МnО)/(TiО₂ + Аl₂O₃) для осадков колонки PS70/294, расположенной на континентальном склоне Карского моря. На этой диаграмме, помимо средних составов ЛХСГ, показаны средние составы для современных фаций восточной части Карского моря [60], а также средние составы песчаных и глинистых пород для складчатых областей и платформ докембрия и мезозоя [72].

По соотношению ГМ и ЖМ четко выделяются несколько кластеров, не пересекающихся друг с другом [64]. В первый из них, отличающийся высокими значениями ЖМ, попали существенно глинистые фации современного шельфа, содержащие гораздо меньше глинозема, чем изученные осадки континентального склона. Второй кластер (с высокими значениями ГМ) содержит относительно слабокремнистые литохемостратиграфические горизонты (ЛХСГ) I, III, V, VII, VIII, глинистые породы протерозойских складчатых поясов, а также мезозойских платформ. При этом положения на диаграмме точек ЛХСГ VII и глинистых пород мезозойских платформ, а также точек слабокремнистых осадков ЛХСГ III и глинистых пород протерозойских складчатых поясов практически совпали. Основными питающими провинциями для ЛХСГ I, слабокремнистых осадков ЛХСГ III и ЛХСГ VIII служили, главным образом, области развития глинистых пород протерозоя Северной Земли. Для ЛХСГ V, вероятно, питающей провинцией была зона распространения глинистых пород мела Центрально-Карского поднятия.

Третий кластер, отличающийся средними значениями ГМ и ЖМ, содержит более кремнистые ЛХСГ (II, III, IV, VI, IX). Наконец, последний (четвертый) кластер, характеризующийся наиболее низкими значениями ГМ, включает в свой состав существенно песчанистые фации современного шельфа, песчаные породы протерозойских складчатых поясов, песчаные породы мезозойских платформ. Сюда же относятся сильнокремнистые осадки ЛХСГ III, для которых наиболее вероятными источниками вещества являются меловые песчаники Центрально-Карского поднятия. Осадки третьего кластера, судя по их расположению, одновременно могли получать вещество из глинистых и песчаных пород Северной Земли, песчанистых и (реже) глинистых фаций шельфа и меловых песчаников Центрально-Карского поднятия.

Подведем итог рассмотрению рис. 5, указав наиболее вероятные породы питающих провинций для каждого выделенного ЛХСГ: ЛХСГ IX - вероятно, глинистые и другие сланцы протерозоя Северной Земли; ЛХСГ VIII - та же провинция; ЛХСГ VII - меловые глины Центрально-Карского поднятия; ЛХСГ VI - девонские песчаники Северной Земли, не исключено участие песчанистых фаций шельфа; ЛХСГ V - вероятно, меловые глины Центрально-Карского поднятия; ЛХСГ IV - вероятно, глинистые и другие сланцы протерозоя Северной Земли; ЛХСГ III; менее кремнистые осадки - глинистые и другие сланцы протерозоя Северной Земли; более кремнистые осадки - меловые песчаники Центрально-Карского поднятия; ЛХСГ II - смесь песчанистых и глинистых фаций шельфа с глинистыми и другими сланцами протерозоя Северной Земли; ЛХСГ I - глинистые сланцы протерозоя Северной Земли. В целом большую роль играла эрозия коренных пород окружающих желоб Воронина поднятий, чем сброс осадочного материала шельфовых фаций.

С учетом механизмов образования повышенных концентраций кварца в холодные эпохи, указанных выше, представляется, что именно таким образом шло формирование основных черт геохимического облика отложений этих эпох. Заметная роль песков и песчаников в составе питающих провинций должна быть сохранена только за существенно айсберговыми отложениями (ЛХСГ IX, VIII, VI) и наиболее кремнистыми разновидностями осадков в ЛХСГ III.

Еще одним примером интерпретации химического состава четвертичных осадков Северного Ледовитого океана является отношение Fе₂О₃/ТiO₂ в изученных колонках. Средние его значения в осадках колонок PS70/358, 306, 319 и 294, соответственно, равны 8,49, 8.19, 7.94 и 7.54 [54, 64, 65]. Самая низкая величина свидетельствует о роли выносов р. Енисея, чьи правые притоки дренируют платобазальты плато Путорана. В колонку PS70/319 попадают в некоторой степени выносы р. Хатанги, дренирующей это же плато. Относительно низкое значение рассматриваемого отношения в осадках хребта Гаккеля (PS70/306) может быть объяснено частичным включением в состав осадков вулканокластического материала за счет дробления стенок рифтовой долины хребта, сложенных базальтами. Наконец, самое высокое значение объясняется поставкой осадочного материала р. Леной.

Для изучения истории речных выносов Оби в голоцене мы использовали распределение отношения К₂O/Аl₂O₃ и концентрации кварца (рассчитанного по данным химических анализов), а Енисея - отношение Ni/Al [60].

Диагенетический сигнал. Диагенез четвертичных отложений Северного Ледовитого океана пока изучен очень слабо. В этом плане, например, можно указать на: 1) постепенное уплотнение монофациальных голоценовых отложений, наблюдаемое практически во всех колонках [60]; 2) увеличение мощности слоя аэробного диагенеза в пелагическом направлении; 3) образование диагенетических минералов; 4) изменение химического состава донных осадков, обусловленное диагенезом.

На профиле с юга на север через западную часть Карского моря мы описали возрастание мощности коричневых осадков поверхностного слоя аэробного диагенеза от нескольких миллиметров на траверзе Байдарацкой губы до 14 см на 76° с.ш. В кол. PS70/294 на континентальном склоне Карского моря граница между слоями с аэробным и анаэробным диагенезом проходит на глубине 143 см под дном [64], а в кол. PS70/306 на хребте Гаккеля - на глубине 90 см [65]. В колонках, поднятых с хребта Ломоносова, подошва слоя аэробного диагенеза не вскрыта [54],

Наиболее заметно присутствие диагенетических минералов. Практически повсеместно в осадках континентальных окраин на небольшой глубине (10-15 см) присутствуют пятна, линзы, полосы и примазки гидротроилита. Примерно на этом же уровне и ниже отмечены единичные зерна пирита и их скопления (иногда в виде фрамбоидов). Нередко они выполняют внутренние камеры фораминифер или развиваются по растительным остаткам. В осадках Карского моря неоднократно встречались медово-желтые кристаллы и агрегаты икаита [60], чей механизм формирования подробно описан в работах Л.А. Кодиной [73 и др.]. В осадках верхней части континентального склона моря Лаптевых встречены вивианит [74] и родохрозит [75]. Наконец, два довольно больших поля развития диагенетических железо-марганцевых конкреций расположены на шельфе восточной части Карского моря [32].

По нашим оценкам, при переходе от окислительной к восстановленной среде осадки колонки PS70/306 теряют до 80% Мn, ~60% Сu; ~50% As, Со и Ni; ~25% Zn и Mg, ~20% V, и только ~5% Fe, при этом потерь Сr, Рb, Р и Zr практическине отмечено [65]. В кол. PS70/294 на этой границе наиболее очевидны потери Мn - до 90%; Со, Сu и As - до 50-60%.

Тектоническая группа. Тектонической информации по данным о четвертичных осадках Северного Ледовитого океана, кроме наших материалов, практически нет.

Примерно на границе МИС 2 и МИС 3 на континентальном склоне Карского моря произошло формирование серии малоамплитудных взбросов [64] (скорее надвигов, учитывая соотношение вертикального и горизонтального масштабов на сейсмоакустической записи [16]). На западном склоне плато Ермак в то же время аналогичные усилия сжатия привели к формированию специфического осадочного «кармана» [60]. Возможно, что на уровне 24-25 тыс. лет произошла фаза сжатия в пределах северной части системы срединно-океанических хребтов, приведшая к движениям вдоль зоны трансформного разлома, являющегося западной границей плато Ермак, и усилению пропагейтинга спредингового хребта Гаккеля, воздействовавшего на континентальный склон Карского моря. Эта интересная проблема нуждается в специальном изучении. В более позднее время, в позднем голоцене, аналогичное усиление пропагейтинга хребта Гаккеля привело к формированию перерывов в седиментации на верхней части континентального склона, внешнем и центральном шельфе моря Лаптевых [60].

В кол. PS70/306 на спрединговом хребте Гаккеля обнаружены два маломощных прослоя базальтовой вулканокластики (10-12 и 118-119 см) [65]. Не исключено, что они фиксируют некие тектонические события, охватившие стенки рифтовой долины, соответственно, в голоцене (МИС 1) и в МИС 5.1. Нельзя не отметить, что проявлений подводной гидротермальной деятельности, нередко тесно связанных с тектонической активностью, в данной колонке найти не удалось, несмотря на современные гидрофизические и гидрохимические аномалии в водной толще над местом отбора колонки [65]. Возможно, что это связано с очень молодым возрастом гидротермальных проявлений, поскольку верхние 7-10 см разреза могли быть механически разрушены при отборе осадков ударной трубкой.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Проведенные исследования позволили сделать вывод о сезонности и циркумконтинентальной зональности как наиболее ярких особенностях современной терригенной седиментации в Северном Ледовитом океане. На подводных континентальных окраинах в современную эпоху и в течение межледниковий формировались наборы типичных морских фаций гумидного типа литогенеза, в том числе - гемипелагические осадки с определенной фациальной спецификой. Ведущую роль в аккумуляции донных осадков играла водная взвесь, вероятно, чаще всего переносимая горизонтальными (латеральными) потоками вещества. Значение морских льдов и айсбергов в этом процессе очень мало и, видимо, не превышает нескольких процентов.

В холодные эпохи, особенно во время сильных четвертичных оледенений, роль ледового материала сильно возрастала. На гляциальных осушенных шельфах формировались образования ледового типа литогенеза (в понимании Н.М. Страхова): различные типы морен и отложения континентальных перигляциалов. В морских и океанических бассейнах накапливались марино-гляциальные отложения, в некоторых из которых (например, осадках терминаций и в айсбергитах) ледовый материал различного генезиса играл доминирующую роль. В целом в четвертичное время пелагические районы Центральной Арктики испытывали «голодание» с точки зрения поставки осадочного материала.

Показано, что отложения ледниковых и межледниковых эпох сильно отличаются по всему набору изученных параметров и в том числе - по своему химическому составу. При этом важную роль играет содержание обломочного кварца, которое предлагается считать ведущим лито(хемо)стратиграфическим индикатором для четвертичных осадков Евразиатского бассейна Северного Ледовитого океана. Дано объяснение преобладанию кварца в отложениях холодных эпох, сводящееся к его большей устойчивости к ледовому истиранию по сравнению с полевыми шпатами. Для каждой изученной колонки донных осадков с применением методов математической статистики проведено литохемостратиграфическое расчленение. Среди геохимических индикаторов диагенеза наиболее выразительны концентрациим МnО₂, Со, Сu и As. Отмечена важность изучения четвертичных осадков Арктики для выявления тектонических движений.

Работа выполнена при финансовой поддержке гранта РФФИ№ 08-05-00221.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Страхов Н.М. Типы осадочного процесса и формации осадочных пород // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1956. № 5. С. 3-21.

2. Лаврушин Ю.А., Ренгартен Н.В. Основные черты ледового типа литогенеза // Литол. и полезн. ископ. 1974. № 6. С. 21-32.

3. Лаврушин Ю.А., Гептнер А.Р., Голубев Ю.К. Ледовый тип седименто- и литогенеза. М.: Наука, 1986. 157 с.

4. Лаврушин Ю.А., Эпштейн О.Г. Особенности ледового типа литогенеза // Бюл. МОИП. Отд. геол. 2000. Т. 75. Вып. 6. С. 14-29.

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

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

7. Lisitzin A.P. Sea-ice and iceberg sedimentation in the Ocean: recent and past. Berlin: Springer, 2002. 563 p.

8. Страхов Н.М. К вопросу о типах литогенеза в океанском секторе Земли // Литол. и полезн. ископ. 1976. № 6. С. 3-30.

9. Страхов Н.М. Две схемы современного глобального литогенеза и их методология // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1977. № 8. С. 5-20.

10. Лисицын А.П. Биогенная седиментация в океанах и зональность // Литол. и полезн. ископ. 1977. № 1. С. 3-24.

11. Лисицын А.П. Процессы океанской седиментации. Литология и геохимия. М.: Наука, 1978. 391с.

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

13. Лисицын А.П. Новый тип седиментогенеза в Арктике - ледовый морской, новые подходы к исследованию процессов // Геол. и геофиз. 2010. Т. 15. №1. С. 18-60.

14. Фролов И.Е., Гудкович З.М., Карклин В.П., Ковалев Е.Г., Смоляницкий В.М. Научные исследования в Арктике. Том 2. Климатические изменения ледяного покрова морей Евразийского шельфа. СПб.: Наука, 2007. 135 с.

15. Захаров В.Ф. Льды Арктики и современные природные процессы. Л.: Гидрометеоиздат, 1981. 136 с.

16. Schauer U. The Expedition ARKTIS_XXII/2 of the Research Vessel “Polarstern” in 2007 // Ber. Polarforsch. 2008. № 579. 264 p.

17. Гордеев В.В. Реки Российской Арктики: потоки осадочного материала с континента в океан / В кн.: Новые идеи в океанологии. Т. 2. М.: Наука, 2004. С. 113-168.

18. Midtun L. Formation of dense bottom water in the Barents Sea // Deep-Sea Res. 1985. V. 32. P. 1233-1241.

19. Атлас Арктики. М.: ГУ геодезии и картографии Совмин. СССР, 1985. 204 с.

20. Левитан М.А. Мел-кайнозойский температурный режим Арктики (краткий обзор) / В кн.: Геология и геоэкология континентальных окраин Евразии. Вып. 1. М.: ГЕОС, 2009. С. 38-44.

21. Горюнова Н.В. Поступление и распределение рассеянного осадочного вещества в Арктике на границе «океан-атмосфера». Автореф. дисс. … канд. геол.-мин. наук. М.: ИО РАН, 2010. 28 с.

22. Wahsner M., Muller С, Stein R., Ivanov G., Levitan M., Shelekhova E., Tarasov G. Clay mineral distributions in surface sediments from the Central Arctic and the Eurasian continental margin as indicator for source areas and transport pathways: A synthesis // Boreas. 1999. V. 28. P. 215-233.

23. Левитан M.A., Васнер М., Нюрнберг Д., Шелехова Е.С. Средний состав ассоциаций глинистых минералов в поверхностном слое донных осадков Северного Ледовитого океана // Докл. РАН. 1995. Т. 334. № 3. С. 364-366.

24. Белов Н.А., Лапина Н.Н. Донные осадки Северного Ледовитого океана. Л.: Гидрометеоиздат, 1961. 214 с.

25. Хасанкаев В.Б. Изучение донного каменного материала как источника информации о составе коренных пород дна юго-восточной части Баренцева моря // Литол. и полезн. ископ. 1978. № 3. С. 118-120.

26. Grigoriev M.N., Rachold V., Hubberten H.-W., Schirmeister L. Organic carbon input to the Arctic Seas through coastal erosion / In: The Arctic Ocean Organic Carbon Cycle: Present and Past. Eds. R. Stein and R. Macdonald. Berlin: Springer, 2004. P. 41-45.

27. General bathymetric chart of the oceans (GEBCO). World Ocean Bathymetry. 2006.

28. Subba Rao D.V., Piatt T. Primary Production of Arctic Waters // Pol. Biol. 1984. V. 3. P. 191-201.

29. Sakshaug E. Primary and secondary production in the Arctic Seas / In: The Arctic Ocean Organic Carbon Cycle: Present and Past. Eds. R. Stein and R. Macdonald. Berlin: Springer, 2004. P. 57-82.

30. Степанец О.В., Кремлякова Н.Ю., Лигаев А.Н. Использование нового метода определения ²¹⁰Pb (⁹⁰Sr) в пробах донных отложений для оценки скорости осадконакопления в эстуариях сибирских рек / В кн.: Опыт системных океанологических исследований в Арктике. М.: Научный мир, 2001. С. 443-447.

31. Zeeberg J.J., Forman S.L., Polyak L. Glacier extent in a Novaya Zemlya fjord during the “Little Ice Age” inferred from glaciomarine sediment records // Pol. Res. 2003. V. 22. P. 385-394.

32. Gurevich V.I. Recent sedimentogenesis and environment of the Arctic shelf of Western Eurasia. Oslo: Norsk Polarinstitut, 1995. 92 p.

33. Левитан М.А., Штайн P. История скоростей осадконакопления в Северном Ледовитом океане в течение последних 130 тыс. лет / В сб.: Фундаментальные проблемы квартера: итоги изучения и основные направления дальнейших исследований. М.: ГЕОС, 2007. С. 224-226.

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

35. Павлидис Ю.А. Обстановка осадконакопления в Чукотском море и фациально-седиментационные зоны его шельфа / В кн.: Проблемы геоморфологии, литологии и литодинамики шельфа. М.: Наука /1982. С. 47-76.

36. Jakobsson M., Grantz A., Kristoffersen Y., Масnаb R. Physiography and bathymetry of the Arctic Ocean / In: The Arctic Ocean Organic Carbon Cycle: Present and Past. Eds. R. Stein and R. Macdonald. Berlin: Springer, 2004. P. 1-5.

37. Stein R., Fahl K. Scientific cruise report of the Arctic expedition ARK_XII/2 of RV “Polarstern” in 1977 // Ber. Polarforsch. 1997. № 255. 235 p.

38. Eicken H. The role of Arctic ice in transporting and cycling of terrestrial organic matter / In: The Arctic Ocean Organic Carbon Cycle: Present and Past. Eds. R. Stein and R. Macdonald. Berlin: Springer, 2004. P. 45-52.

39. Левитан М.А., Нюрнберг Д., Штайн Р., Кассенс X., Шелехова E.C, Васнер М. О роли криозолей в накоплении современных донных осадков Северного Ледовитого океана // Докл. РАН. 1995. Т. 344. №4. С. 506-509.

40. Bischof J. Ice drift, ocean and climate change. Berlin: Springer, 2000. 214 p.

41. Шевченко В.П. Влияние аэрозолей на среду и морское осадконакопление в Арктике. М.: Наука, 2006. 226 с.

42. Backman J., Jakobsson M., Lovlie R., Polyak L., Lawrence L.A., Febo A. Is the central Arctic Ocean a sediment starved basin? // Quatern. Sci. Rev. 2004. V. 23. P. 1435-1454.

43. Aagard K., Carmack E.C. The role of sea ice and other fresh water in the Arctic circulation // J. Geophys. Res. 1989. V. 94. (C. 10). P. 14485-14498.

44. Rudels В., Jones E.P., Anderson L.G., Kattner G. On the intermediate depth waters of the Arctic Ocean // In: The Polar Oceans and Their Role in Shaping of the Global Environment. Geophys. Monogr. Ser. V. 85. AGU, Washington D.C., 1994. P. 33-46.

45. Fahl К., Nothig Е.М. Lithogenic and biogenic particle fluxes on the Lomonosov Ridge (central Arctic Ocean) and their relevance for sediment accumulation // Deep-Sea Res. Part I. 2007. V. 54. P. 1256-1272.

46. Айбулатов Н.А., Новикова З.Т., Тримонис Э.С. Транспорт взвешенного материала на шельфе бесприливных морей / В кн.: Лавинная седиментация в морях и океанах. Ростов-на-Дону: изд. Ростовского университета, 1982. С. 136-146.

47. Levitan M.A., Dekov V.M., Gorbunova Z.N., Gurvich E.G., Muyakshin S.I., Nurnberg D., Pavlidis M., Ruskova N.P., Shelekhova E.S., Vasilkov A.P., Wahsner M. The Kara Sea: A reflection of modern environment in grain size, mineralogy and chemical composition of the surface layer of bottom sediments // Ber. Polarforsch. 1996. № 212. P. 58-80.

48. Лукашин В.Н. Седиментация на континентальных склонах под влиянием контурных течений. М.: ГЕОС, 2008. 250 с. .

49. Виноградов М.Е., Шушкина Э.А. Экосистемы арктической пелагиали / В кн.: Опыт системных океанологических исследований в Арктике. М.: Научный мир, 2001. С. 282-288.

50. Левитан М.А., Лаврушин Ю.А., Штайн Р. Очерки истории седиментации в Северном Ледовитом океане и морях Субарктики в течение последних 130 тыс. лет. М.: ГЕОС, 2007. 404 с.

51. Not Ch., Hillaire-Marcel C. Time constraints from ²³⁰Th and ²³¹Pa in late Quaternary, low sedimentation rate sequence from the Arctic Ocean: an example from the northern Mendeleev Ridge // Quatern. Sci. Rev. 2010. V. 29. P. 3665-3675.

52. Polyak L., Alley R.B., Andrews J.T., Brigham-Grette J., Cronin T.M., Darby D.A., Dyke A.S., Fitzpatrick J.J., Funder S., Holland M., Jennings A.E, Miller G.H., О'Regan M., Savelle J., Serreze M., St.John K., White J.W.C., Wolff E. History of sea ice in the Arctic // Quatern. Sci. Rev. 2010. V. 29. P. 1757-1778.

53. Svendsen J.I., Alexanderson H., Astakhov V.I., Demidov I., Dowdeswell J.A., Funder S., Gataullin V., Henriksen M., Hjort Ch., Hoitmark-Nielsen M., Hubberten H.W., Ingolfsson O., Jakobsson M., Kucer K.M., Larsen E., Lokrantz H, Lunkka J.P., Lysa A., Mangerud J., Matiouchkov A., Murray A., Moller P., Niessen F., Nikolskaya O., Polyak L., Saarnisto M., Siegert Ch., Siegert M.J., Spielhagen R.F., Stein R. Late Quaternary ice sheet history of northern Eurasia // Quatern. Sci. Rev. 2004. V. 23. P. 1229-1271.

54. Левитан М.А., Рощина И.А., Русаков В.Ю., Сыромятников К.В., Шпильхаген Р. Четвертичная история седиментации на подводном хребте Ломоносова (Северный Ледовитый океан) / В кн.: Строение и история развития литосферы (отв. ред. Ю.Г. Леонов). М.-СПб: Paulsen Editions, 2010. С. 464-490.

55. Jakobsson M., Nilsson J, О’Regan M., Backman J., Lowemark L., Dowdeswell J.A., Mayer L., Polyak L., Colleoni F, Anderson L.G., Bjork G., Darby D., Eriksson В., Hanslik D., Hell В., Marcussen Ck, Sellen E., Waliin A. An Arctic Ocean and ice shelf during MIS 6 constrained from new geophysical and geological data // Quatern. Sci. Rev. 2010. V. 29. P. 3505-3517.

56. Norgaard-Pedersen N., Spielhagen R.F., Thiede J., Kassens К. Central Arctic surface ocean environment during the past 80.000 years // Paleoceanography. 1998. V. 13. P. 193-204.

57. Spielhagen R.F., Baumann K.-H, Erlenkeuser H., Nowaczyk N.R., Norggard-Pedersen N., Vogt Ch., Weiel D. Arctic Ocean deep-sea record of northern Eurasian ice sheet history // Quatern. Sci. Rev. 2004. V. 23. P. 1455-1484.

58. Jakobsson M., Lovlie R., Arnold E., Backman J., Polyak L., Knutsen J.-O., Musatov E. Pleistocene stratigraphy and paleoenvironmental variation from Lomonosov Ridge sediments, central Arctic Ocean // Global Planet. Change. 2001. V. 31. P. 1-22.

59. О’Regan M., King J, Backman J., Jakobsson M., Palike H., Moran K., Heil C., Sakamoto Т., Cronin T.M., Jordan R.W. Constraints on the Pleistocene chronology of sediments from the Lomonosov Ridge // Paleoceanography. 2008. V. 23. PA1S19, doi:10.1029/2007PA001551.

60. Levitan M.A., Lavrushin Yu.A. Sedimentation history in the Arctic Ocean and Subarctic Seas for the last 130 kyr. Berlin: Springer, 2009. 387 p.

61. Тарасов Г.А., Матшиов Г.Г., Казанин Г.С. Геологическое строение и эволюция баренцевоморского шельфа в позднем кайнозое / В кн.: Геология и геоэкология континентальных окраин Евразии. Вып. 1. М.: ГЕОС, 2009. С. 45-53.

62. Winkelmann D., Geissler W., Schneider J., Stein R. Dynamics and timing of the Hinlopen / Yermak Megaslide north of Spitsbergen, Arctic Ocean // Mar. Geol. 2008. V. 250. P. 34-50.

63. Левитан М.А. Перерывы в осадочном чехле Атлантического океана // Бюлл. МОИП. Отд. геол. 1980. Т. 55. Вып. 3. С. 111-116.

64. Левитан М.А., Рощина И.А., Русаков В.Ю., Сыромятников К.В., Шпильхаген Р. История осадконакопления на подводной континентальной окраине Карского моря за последние 190 тыс. лет / В кн.: Геология и геоэкология континентальных окраин Евразии. Вып. 2. М.: ГЕОС, 2010. С. 62-88.

65. Русаков В.Ю., Левитан М.А., Рощина И.А., Шпильхаген Р., Гебхардт К. Химический состав глубоководных верхнеплейстоцен-голоценовых осадков хребта Гаккеля (Северный Ледовитый океан) // Геохимия. 2010. № 10. С. 1062-1078.

66. Jakobsson M., Lovlie R., Al"Hanbaii H., Arnold E., Backman J., Morth M. Manganese and color cycles in Arctic sediments constrain Pleistocene chronology // Geology. 2000. V. 28. № 1. P. 23-26.

67. Левитан М.А., Буртман М.В., Горбунова З.Н., Гурвич Е.Г. Кварц и полевые шпаты в поверхностном слое донных осадков Карского моря // Литол. и полезн. ископ. 1998. № 2. С. 115-125.

68. Vogt Ch. Zeitliche und ratmliche Veileilung von Mineralvergesellschaftungen in spatquartaren Sedimenten des Arktischen Ozeans und ihre Nutzlichkeit als Klimaindikatoren whrendt der Glazial/Interglazial-wechsel // Ber. Polatforsch. 1997. № 251. 354 s.

69. Muller C. Rekonstruktion der Palao-Umweltbedingungen am Laptev-See-Kontinentalrand wahrend der beiden letzten Glazial/Interglazial-Zyklen anhand sedimentologischer und mineralogischer Untersuchungen // Ber. Polarforsch. 1999. № 328. 146 s.

70. Гурвич Е.Г, Власова Н.Э., Гордеев В.Ю., Демина Л.В., Исаева А.Б. Химический состав донных осадков Баренцева моря и среда седиментации / В кн.: Опыт системных океанологических исследований в Арктике (отв. ред. А.П. Лисицын, М.Е. Виноградов, Е.А. Романкевич). М.: Научный мир, 2001. С. 616-635.

71. Юдович Я.Э., Кетрис М.П. Основы литохимии. СПб: Наука, 2000. 479 с.

72. Ронов А.Б., Ярошевский А.А., Мигдисов А.А. Химическое строение земной коры и геохимический баланс главных элементов. М.: Наука, 1990. 182 с.

73. Kodina L.A., Tokarev V.G., Vlasova L.N., Korobeinik G.S. Contribution of biogenic methane to ikaite formation in the Kara Sea: Evidence from the stable carbon isotope geochemistry / In: Siberian river run-off in the Kara Sea. Characterisation, quantification, variability and environmental significance (eds. R. Stein, K. Fahl, D.K. Futterer, Е.М. Galimov, O.V. Stepanets). Amsterdam: Elsevier, 2003. P. 349-374.

74. Kleiber H.P., Niessen F. Variations of continental discharge pattern in space and time: Implications from the Laptev Sea continental margin, Arctic Siberia // Int. J. Earth Sci. 2000.No. 89(3). P. 605-616.

75. Taldenkova E., Bauch H.A., Gottschalk J., Nikolaev S., Rostovtseva J., Pogodina L, Ovsepyan Y., Kandiano E. History of ice-rafting and water mass evolution at the northern Siberian continental margin (Laptev Sea) during Late Glacial and Holocene times // Quatern. Sci. Rev. 2010. V. 29. P. 3919-3935.