По результатам изучения 30 колонок донных осадков, полученных в 11-ми 14-м рейсах НИС «Академик Сергей Вавилов» (1997-1998 гг.) из шельфовых впадин центральной, северной и восточной частей Баренцева моря рассмотрены три основных этапа послеледниковой седиментации, соответствующие голоцену, поздней и ранней стадиям дегляциации. В раннюю стадию дегляциации накапливались относительно грубозернистые (песчано-алевритово-пелитовые с гравием и галькой) ледниково-морские осадки. Поздняя дегляциация характеризуется процессами придонного переноса и перемыва осадков с образованием ламинированных отложений нефелоидных потоков и турбидитов с большим участием сноса тонкого терригенного материала талыми водами отступающих ледников. В голоценовой истории преимущественно нормальной морской седиментации по литологическим и микропалеонтологическим (фораминиферы) данным выделено несколько этапов, отражающих изменения в интенсивности поступления в Баренцево море атлантических вод.

Баренцево море - один из ключевых районов для раскрытия послеледниковой истории климата и циркуляции вод Мирового океана. Здесь в основном завершается проникновение в Арктику теплых вод из Северной Атлантики и происходит их взаимодействие с арктическими водами. Задачей нашего исследования являлось восстановление палеоокеанологических и палеоклиматических условий в Баренцевом море в связи с изменениями глобального климата и циркуляции вод Мирового океана в период, последовавший за максимумом последнего оледенения. Этот период охватывает время распада материковых ледниковых щитов северного полушария (дегляциации) и развития близкой к современной палеоокеанологической ситуации в течение голоцена.

В данной статье изложены первые результаты этой работы, касающиеся истории послеледниковой седиментации, зафиксированной в разрезах донных осадков, вскрытых колонками в ряде шельфовых впадин центральной, северной и восточной частей Баренцева моря. Достаточно большая мощность послеледниковых отложений в отдельных впадинах позволяет детально изучить развитие процессов седиментации, отражающих кратковременные палеоклиматические и палеоокеанологические события.

Современным и позднечетвертичным осадкам Баренцева моря посвящены многочисленные публикации, начиная с классических трудов М.В. Кленовой [1960] до работ последнего десятилетия [Павлидис, 1992; Павлидис и др., 1998; Самойлович и др., 1993; Тарасов, 1998; Gataulin et al., 1993; Gurevich, 1995; Polyak et al., 1995, 1997 и многие другие]. Благодаря применению масс-спектрометрического радиоуглеродного метода датированы несколько осадочных разрезов на западной, северной и восточной периферии бассейна [Gataullin et al., 1993; Elverhøi, Solheim, 1983; Hald et al., 1999; Knies et al., 1999; Lubinski et al., 1996; Polyak et al., 1995; 1997; Polyak, Solheim, 1994]. В перечисленных работах приведены литологические описания осадков, данные о видовом соотношении микрофоссилий, их изотопно-кислородном и изотопно-углеродном составе. В результате применения этих и других новых методов пришлось пересмотреть некоторые прежние представления об истории послеледниковой седиментации, сложившиеся в ходе многолетних отечественных морских геологических исследований.

Тем не менее, новейшая геологическая история Баренцева моря остается предметом острых дискуссий. До сих пор конкурируют две точки зрения о палеогеографической ситуации на шельфе Баренцева моря во время максимума последнего оледенения. Согласно одной, над шельфом возвышался сплошной, мощный, сидящий на грунте ледниковый щит, края которого достигали верхней части континентального склона, по крайней мере, до глубин 500 м [Polyak et al., 1995; Polyak, Mikhailov, 1996]. Другие авторы [Павлидис и др., 1998] предполагают существование нескольких ледниковых щитов над архипелагами и некоторыми отмелями, между которыми на месте шельфовых впадин существовали небольшие морские бассейны, покрытые паковыми льдами или шельфовыми ледниками.

Соответственно, по-разному реконструируются процессы седиментации и палеоокеанологические условия времени дегляциации. Голоценовый этап развития в целом понимается практически всеми авторами как установление близкой к современной палеоокеанологической ситуации, но развитие процессов седиментации в пределах этого этапа требует дальнейшего изучения, особенно в связи с бурным развитием в последние годы высокоразрешающей палеоокеанологии и палеоклиматологии последнего климатического цикла (125 тыс. лет) и голоцена.

В 11 и 14-м рейсах НИС «Академик Сергей Вавилов» в 1997/1998 гг. получено 30 колонок донных осадков со дна шельфовых впадин с повышенными скоростями осадконакопления, в том числе из наименее изученной центральной части Баренцева моря. В настоящей работе рассматриваются предварительные результаты детального литологического и микропалеонтологического исследования этих колонок.

МАТЕРИАЛЫ И МЕТОДИКА

Колонки донных осадков для настоящего исследования отбирались в 11-м (1997 г.) и 14-м (1998 г.) рейсах НИС «Академик Сергей Вавилов» вдоль субмеридиональных профилей по 40° и 41 ° в.д., во впадинах с повышенными мощностями послеледникового осадочного чехла [Gurevich, 1995]: в трогах к югу от Земли Франца Иосифа, в Центральной впадине и в Западно-Новоземельском желобе (рис. 1). В 11-м рейсе использовалась грунтовая трубка наружным диаметром 165 мм, в 14-м рейсе - 127 мм. Всего в двух рейсах было получено 30 колонок длиной от 1.26 до 5.96 м с глубин от 171 до 457 м (таблица). Выбор точек для отбора колонок осуществлялся с учетом непрерывного высокочастотного (3-4 кГц) сейсмопрофилирования, проводившегося под руководством Л.P. Мерклина (11-й рейс) и А.Ф. Бякова (14-й рейс) с помощью сейсмоакустического профилографа «Парасаунд», разрешающая способность которого на этих глубинах около 0.5 мм (по разрезу). Таким образом, осуществлялась привязка точек станций к формам рельефа и структурам послеледникового осадочного чехла. В целях литостратиграфической интерпретации полученные разрезы колонок сопоставлялись с сейсмопрофилями, отснятыми в дрейфе судна на станциях. На борту судна было проведено детальное литологическое описание, просмотр смер-слайдов и экспресс анализ фауны фораминифер в гранулометрической фракции >0.1 мм с интервалом опробования 10-50 см. На основании этих исследований было сделано предварительное стратиграфическое расчленение осадков и выявлены колонки с высокими скоростями осадконакопления, содержащие достаточное для детального изучения количество микрофоссилий. Две колонки: АСВ-880 из восточного отрога желоба Франц Виктория и АСВ-858 из трога Персей к настоящему времени изучены наиболее детально.

В шести колонках пробы (по 1-2 см), отобранные через 5 см, были промыты на ситах дистиллированной водой с целью выделения крупных фракций 0.05-01 мм и >0.1 мм для последующих микропалеонтологических и изотопных анализов, а также для радиоуглеродного датирования. Масса осадка натуральной влажности в каждой пробе составляла до 100 до 500 г. Исходные навески и выделенные фракции взвешивались, по ним рассчитаны весовые проценты крупных фракций.

Фракция >0.1 мм использовалась для фораминиферового анализа. В каждом образце отквартовывалась и изучалась навеска (или вся фракция), содержавшая 200-300 раковин бентосных фораминифер, и подсчитывалось содержание раковин планктонных фораминифер.

Полный гранулометрический состав осадков определялся в выборочных пробах комбинированным методом В.П. Петелина (аналитики В.П. Казакова и А.Н. Рудакова). Определение органического углерода и карбоната кальция выполнялось А. Гордеевым на анализаторе углерода АН-7529. Содержание иона хлора в иловых водах определялось методом титрования на борту судна Г.А. Павловой под руководством Ю.А. Богданова и Н.В. Пименова, которые производили также интерпретацию результатов [Murdmaa et al., 1997].

СОВРЕМЕННЫЕ УСЛОВИЯ СЕДИМЕНТАЦИИ

Баренцевоморский шельф отличается сложно расчлененным рельефом (см. рис. 1). В районе наших работ, к востоку до 40° в.д. и к северу от прибрежных мелководных участков, расположена обширная Центральная впадина с глубинами 200-350 м, представляющая собой отражение в рельефе позднепалеозойского Баренцевоморского рифта. Со дна этой крупнейшей шельфовой депрессии, до наших работ почти не затронутой современными палеоокеанологическими исследованиями, были получены колонки АСВ-841, -1183, -1190 и группа колонок в районе сочленения трога Персей с Центральной впадиной (АСВ- 1200-АСВ-1302). С запада Центральная впадина обрамлена массивными изолированными подводными возвышенностями - Центральной и Персей, разделенными узким трогом Персей с глубиной до 350 м, где взяты колонки АСВ-858, -861, -1200 (см. рис. 1).

На северо-западном продолжении рифтового грабена, между архипелагами Шпицберген и Земля Франца-Иосифа (ЗФИ), в край шельфа врезан сложно построенный желоб (трог) Франц-Виктория с глубиной на широте 80° (где происходил широтный профиль АСВ-11) до 380 м. Трог открывается на север, на континентальный склон Северного Ледовитого океана, в виде каньона, у устья которого сейсмическими работами фиксируется глубоководный конус выноса. К югу трог разветвляется, образуя в районе наших работ два «рукава», разделенные около 76°-80° поднятием Демед. В западном троге взяты колонки АСВ-875- 877 и 1213 в восточном (желоб Демед) - колонка АСВ-880.

С севера Центральная впадина ограничена субширотными поднятиями, в которые со стороны ЗФИ врезаны глубокие троги (с глубинами до 500 м), в одном из которых, на глубине 457 м, взята колонка АСВ-883. На северо-востоке широкий проход между ЗФИ и Новый Землей представляет собой борт крупного, открывающегося на север желоба (трога) Св. Анны, в субширотном отроге которого (желоб Седова) взята колонка АСВ-897 (см. рис. 1, таблицу).

Восточный борт Центральной впадины образован склонами серии валообразных поднятий (Адмиралтейский вал), отделенных от Новой Земли Западно-Новоземельским желобом, где взяты колонки АСВ-902, -1310, -1006, -1060 (см. рис. 1). Колонка АСВ-987 отобрана в бухте (фьорде) Русская Гавань (см. таблицу).

Дно и склоны перечисленных выше депрессий, где были сосредоточены наши работы, почти повсеместно изрезаны многочисленными мелкими долинами глубиной порядка нескольких или нескольких десятков метров, шириной в сотни метров, которые чередуются, судя по эхолотным профилям, с валообразными поднятиями такого же масштаба. Экзогенная (эрозионно-аккумулятивная) природа такого рельефа бесспорна, но механизмы и время его формирования до конца не выяснены. По данным сейсмопрофилирования, долины и валы обычно отражены в рельефе поверхности акустически непрозрачного слоя верхнеплейстоценовых ледниковых отложений и облекаются акустически прозрачными или стратифицированными отложениями времени дегляциации и голоцена (рис. 2). Однако в ряде случаев каналы врезаны в голоценовые слои, что свидетельствует о продолжающейся эрозионной деятельности придонных потоков на дне трогов (рис. 3).

Современная гидрологическая ситуация в Баренцевом море определяется притоком относительно теплых и более соленых атлантических вод и их взаимодействием с холодными, менее солеными арктическими водами, в результате чего формируется полярная баренцевоморская водная масса. Атлантическая вода переносится из Северной Атлантики теплым поверхностным Норвежским течением, которое расщепляется к северу от Норвегии на две ветви. Одна, в виде Нордкапского и затем Мурманского течения, входит через Медвежинский желоб в южную часть Баренцева моря и прослеживается, до западного побережья Новой Земли уже в виде подповерхностного течения, а затем трансформируется в результате перемешивания с арктической водой. Вторая ветвь (Западно-Шпицбергенское течение) идет на север, огибает Шпицберген, а далее, погружаясь под встречные потоки арктических вод, вносит подповерхностные атлантические воды в Баренцево море с севера, через желоба Франц-Виктория и Святой Анны.

Арктические воды попадают в Баренцево море в виде поверхностных течений через проходы между Новой Землей, ЗФИ и Шпицбергеном, а вытекают уже в трансформированном виде через проход к югу от Шпицбергена. В центре моря существует циклонический круговорот поверхностных вод [Атлас океанов..., 1980; Aagaard, Carnack, 1989; Hald et al., 1999].

Через центральную часть моря, с северо-запада на юго-восток, проходит полярный фронт. В 11 и 14-м рейсах он был четко фиксирован гидрофизическим зондированием над трогом Персей, в районе станций АСВ-858 и АСВ-1200. Здесь, около 76° с.ш., прослеживается узкая, доходящая почти до дна, струя относительно теплых (до 3°С) и соленых (до 35‰) атлантических вод, отделенная резкими градиентами температуры и солености от холодных (ниже 0°С) и менее соленых (34.6‰) промежуточных арктических вод. Сходная фронтальная зона вырисовывается в троге Демед (желоб Франц-Виктория), вблизи станции АСВ-880. Узкая, доходящая до дна струя идущих с севера подповерхностных атлантических вод контактирует здесь по вертикали с промежуточными арктическими водами через резкие градиенты температуры и солености. Характерная для фронтальных зон высокая биологическая продуктивность вод отражена в обоих случаях в повышенных концентрациях и скоростях накопления в осадках органического вещества, а также в обилии макро- и микрофауны (подробнее этот вопрос рассмотрен ниже, при описании колонок АСВ-880, -858).

Терригенный материал поставляется в Баренцево море из следующих основных источников: 1) твердый сток рек как непосредственно впадающих в море (Печора), так и внесенный в составе взвеси из Белого (Северная Двина) и Карского (Обь, Енисей) морей; 2) абразия берегов; 3) размыв дна волнами (на малых глубинах) и придонными течениями (на вершинах и склонах подводных возвышенностей); 4) привнос дрейфующими льдами из Центральной Арктики, куда «загрязненные» терригенным материалом льды поступают главным образом из моря Лаптевых [Nürnberg et al., 1994]; 5) дальний перенос эоловой пыли, которая выпадает в море со снегом и дождем [Shevchenko et al., 1999], а кроме того, включается в лед ледников Новой Земли, ЗФИ, Шпицбергена и выносится в море талыми водами ледников в составе «ледникового молока»; 6) вынос продуктов экзарации покровными ледниками с островов в составе талых вод и айсбергов.

Попытки количественной оценки относительного вклада перечисленных источников в баланс поступающего в Баренцево море терригенного материала [Арктический шельф..., 1987; Павлидис и др., 1998] выявили существенную, а возможно, преобладающую роль выноса ледниками тонкодисперсного (50-60% фракции <0.001 мм) «ледникового молока», главным образом с Северного острова Новой Земли. Правда, как показали исследования в бухте Русская Гавань [Айбулатов и др., 1999], основная масса этого материала оседает в «ледниковых» фьордах и лишь небольшая доля выносится в открытое море.

Большое значение имеет вынос тонкого взвешенного материала через горло Белого моря, а также поступление продуктов абразии берегов [Арктический шельф..., 1987; Павлидис и др., 1998].

Взвешенный терригенный материал разносится по акватории моря преимущественно в составе двух слоев воды повышенной мутности: поверхностного (выше пикноклина) и придонного [Айбулатов и др., 1999]. Осаждение взвеси из поверхностного слоя, где ее концентрация составляет в среднем 2-5 мг/л, осуществляется главным образом по гемипелагическому механизму биофильтрационной (пеллетной) седиментации, а значит, зависит от биопродуктивности вод. Латеральный перенос и переотложение тонкого терригенного материала происходит в придонном нефелоидном слое и контролируется придонными течениями. Последние, в свою очередь, зависят от форм рельефа дна: на разрезах распределения мутности видно «стекание» нефелоидного слоя (повышенная плотность которого обусловлена низкой температурой и высокой соленостью воды, а также высокой концентрацией взвеси) вниз по склонам подводных возвышенностей в шельфовые впадины [Айбулатов и др., 1999], где в результате происходит ускоренное накопление тонкозернистых осадков.

Песчаный и грубообломочный материал разносится в открытом море айсбергами и морскими льдами, в том числе паковыми [Nürnberg et al., 1994]. Современный айсберговый разнос грубообломочного материала подтвержден нашими наблюдениями: на ряде станций в северной части Центральной впадины с поверхности тонкозернистых голоценовых осадков были тралом подняты большие количества валунов и гальки. На многих валунах видна ледниковая штриховка. Петрографический состав пород довольно пестрый, что также характерно для материала айсбергового разноса. Возможность современного айсбергового разноса подтверждена наблюдениями над дрейфом айсбергов [Аксенов, Позднышев, 1996; Афанасьев, Воеводин, 1996].

ЛИТОЛОГИЯ И СТРАТИГРАФИЯ

Колонками, полученными в рейсах АСВ-11 и АСВ-14, вскрыт (полностью или частично) типовой для Баренцева моря трехчленный разрез (рис. 4), многократно описанный в литературе разными исследователями [Павлидис и др., 1998; Мурдмаа и др., 1998а; Murdmaa et al., 1997; Polyak, Solheim, 1994]. По комплексу литологических, микропалеонтологических и геохимических признаков в нем выделяется три литостратиграфических горизонта (снизу вверх):

Горизонт III сложен однородными по цвету темно-серыми песчано-алевритово-пелитовыми илами с рассеянным гравием и галькой (щебнем). В публикациях последних лет [Hald et al., 1999; Polyak et al., 1995, 1997; Polyak, Solheim, 1994] этот горизонт обычно описывается как диамиктон. Содержание песка, гравия и более крупных (до 10 см) обломков пород в нем значительно выше, чем в двух вышележащих горизонтах. В то же время пелитовая составляющая такая же тонкая, в ней преобладает глинистая фракция мельче 0.001 мм, на что обращали внимание и другие исследователи [Павлидис и др., 1998]. Гранулометрический спектр бимодальный с вершинами в области песчаных и тонкопелитовых фракций. Текстура массивная, признаков переноса материала гравитационными потоками не наблюдается. Серый цвет осадка указывает на восстановительный характер раннего диагенеза, но гидротроилит отсутствует. По данным Н.В. Пименова [Murdmaa et al., 1997], соленость придонных вод, реконструированная по хлорности иловых вод, обычно пониженная (28-31‰), но не ниже величин, характерных для несколько опресненных морских бассейнов. По определениям А. Гордеева, содержание ограниченного углерода низкое. Характерно довольно высокое содержание пелитоморфного карбоната, скорее всего аутогенного (диагенетического). Присутствует пирит.

В горизонте серых глин встречены единичные раковины плейстоценовых планктонных (Neogloboquadrina pachyderma (Ehrenberg)) и бентосных (Elphidium excavatum forma clavatum Cushman, Cassidulina reniforme (Norvang) и др.) фораминифер, a также довольно хорошо сохранившиеся хрупкие арагонитовые раковины планктонных моллюсков - птеропод вида Limacina helicina (Phipps), обитающего в высоких широтах [Be, Gilmer, 1977]. Отмечены редкие раковины переотложенных мезозойских и кайнозойских фораминифер. Однако во многих пробах микрофоссилии отсутствуют. Тем не менее, присутствие раковин ныне живущих видов фораминифер довольно хорошей сохранности, а также птеропод свидетельствует о морских условиях седиментации.

Осадки горизонта III отличаются от вышележащих большей плотностью и пониженной влажностью. Однако, по нашим наблюдениям, резкий скачок увеличения плотности на контакте горизонтов II и III - явление далеко не повсеместное. В нескольких колонках переход довольно плавный с постепенным увеличением плотности книзу. В колонке АСВ-1221, где горизонт II отсутствует, на поверхности горизонта III развит железистый хардграунд (корка цементации), маркирующий перерыв в осадконакоплении или даже эрозию.

Видимая мощность горизонта III, вскрытая колонками, не превышает 2.5 м. Только в колонке АСВ-880 горизонт мощностью 0.9 м пройден полностью и под ним вскрыты очень плотные темно- серые галечные суглинки, по-видимому, моренного происхождения (горизонт IV).

На сейсмических профилях кровля горизонта III выражена четким рефлектором и, как правило, имеет резко расчлененный рельеф поверхности (см. рис. 2, 3).

Возраст горизонта III не установлен и вряд ли может быть установлен применявшимися до сих пор методами. Судя по радиоуглеродным датировкам основания горизонта II в желобе Франц-Виктория [Polyak, Solheim, 1994] и в желобе Св. Анны [Polyak et al., 1997; Hald et al., 1999], возраст серых глин древнее 13 тыс. лет (т.е. 15.2 тыс. календарных лет). Для Медвежинского желоба имеется датировка более 12 тыс. лет [Elverhøi, Solheim, 1983].

На основании приведенных данных мы считаем, что горизонт III отлагался в условиях слегка опресненного (за счет притока талых вод ледников) морского бассейна. По нашим представлениям это проксимальные гляциально-морские отложения, накопившиеся в раннюю стадию дегляциации под влиянием айсбергового разноса обломочного материала и осаждения тонкозернистого «ледникового молока», вынесенного талыми водами отступающих ледников.

Горизонт II выделяется как промежуточный слой между литологически четко выраженными горизонтами III и I. Литологические его характеристики, а также мощности в разных районах существенно различны. Общим критерием выделения служит обычно появление коричневатых, желтоватых и розоватых оттенков осадков, свидетельствующих об окислительной среде, а также слоистые и ламинированные текстуры, отсутствие биотурбации и признаков сульфатредукции (гидротроилита).

В ряде колонок из трогов центральной и северной части моря (АСВ-858, -861, -897, -1200, -1212, -1213, -1217, -1282, -1302, -1310) горизонт представлен переслаиванием различных по гранулометрическому составу (от пелитовых до алевритово-пелитовых илов с песчанистыми прослойками, а в колонке АСВ-1310 до песка) и цвету (коричневых, коричневато-серых, ржаво-бурых, серых и темно-серых) осадков. Характерны интервалы с четкой параллельной ламинацией, как грубой (сантиметровой), так и тонкой (миллиметровой), которая выражена чередованием коричневатых (окисленных) и серых (восстановленных) слойков. Ламинация совершенно не нарушена биотурбацией. Аналогичные ламинированные осадки описаны из желобов Франц-Виктория [Lubinski et al., 1996; Polyak, Solheim, 1994] и Св. Анны [Hald et al., 1999; Polyak et al., 1997], а также из юго-восточной части моря [Polyak, Mikhailov, 1996].

В других колонках из северной части моря (АСВ-875, -877, -880, -883, -902) горизонт II представлен однородными, не слоистыми, желтовато-серыми, розовато-серыми или зеленовато-серыми алевритово-пелитовыми илами, которые отличаются от ниже- и вышележащих повышенной влажностью и своеобразной «маслянистой» консистенцией. Однородные коричневатые интервалы встречаются в пределах данного горизонта наряду с ламинированными также в некоторых из упомянутых выше колонок (АСВ-861, -1310 и др.).

В нескольких колонках кровля второго горизонта отмечена ржаво-бурым уплотненным прослоем - коркой цементации (хардграундом). Верхняя поверхность корки обычно неровная, иногда косо ориентирована по отношению к напластованию, напоминает поверхность перерыва (эрозии). В колонке АСВ-1221 горизонт II редуцирован до ржаво-бурой окисленной корки толщиной 2-3 см на поверхности горизонта III. Нижний контакт горизонта II, как правило, резкий, отмечен изменением цвета, увеличением плотности и погрубением осадка. В некоторых случаях, однако, наблюдается переслаивание осадков с литологическими характеристиками обоих слоев.

В южной части Центральной впадины колонкой АСВ-1183 под типичным голоценовым слоем вскрыты однородные пелитовые илы коричневато-серого цвета видимой мощностью 154 см. На основании стратиграфического положения и коричневатого цвета осадка этот слой отнесен условно к горизонту II.

Колонка АСВ-1060, взятая в восточной части Центральной впадины, на продолжении Западно-Новоземельского желоба вскрыла под полутораметровым голоценовым горизонтом градационный интервал (34 см), напоминающий турбидитный циклит. В основании его лежит массивный песчано-алевритовый слой (2 см), вверх переходящий в ламинированный горизонт с чередованием пелитовых и алевритовых слойков (12 см). Выше лежит слой (6 см) серого алевритово-пелитового ила с многочисленными темно-серыми линзами (интра-кластами?) уплотненного комковатого песчано-алевритового осадка, содержащего зеленые глауконитоподобные агрегаты. Циклит завершается гомогенным темно-серым пелитовым илом (14 см). Верхний контакт четкий, слегка волнистый.

Турбидитный циклит залегает на темно-серых пелитовых илах, содержащих в верхней части диффузные желтоватые прослои, а в нижней части вертикально стоящие крупные обломки пород, вероятно, свидетельствующие о переходе к ледниковому диамиктону (тиллу) либо к отложениям гравитационного потока. Турбидит, а также подстилающие его глины с желтоватыми прослоями мы относим к горизонту II, тогда как стратиграфическое положение нижележащих осадков не вполне ясно. Литологически сходные турбидиты были ранее описаны в основании голоцена в колонках из восточной части Центральной впадины [Калиненко, 1985; Cataulin et al., 1993; Polyak, Mikhailov, 1996].

Фауна характеризуется небольшим видовым разнообразием и крайне низкими концентрациями (за исключением отдельных проб) бентосных, преимущественно секреционных фораминифер, единичной встречаемостью одного-двух планктонных видов. Степень сохранности раковин варьирует. Наиболее часто встречаются Е. excavatum forma clavatum и Cassidulina reniforme. В большинстве разрезов фораминиферы практически отсутствуют, что не позволяет пока более детально стратифицировать эту толщу. Однако отмечены единичные раковины видов, которые связываются [Корсун и др., 1994] с атлантическими водами: Cassidulina teretis Loeblich & Tappan, Pullenia bulloides (d'Orbigny), Cibicides wuellerstorfi (Schwager). В небольших количествах встречены переотложенные раковины секреционных кайнозойских и агглютинирующих мезозойских фораминифер. Преимущественно хорошая сохранность раковин ныне живущих видов, а также данные по палеосолености иловых вод [Murdmaa et al., 1997, Мурдмаа и др., 1998б] указывают на накопление этого горизонта в морских условиях заключительной фазы дегляциации. Пониженная, по сравнению с современной, палеосоленость иловых вод (30-32‰) свидетельствует об опреснении придонного слоя. Однако в некоторых колонках (например, АСВ-858, подробно описанной ниже) внутри данного горизонта встречаются интервалы с повышенной соленостью.

На сейсмических профилях горизонт выражен записью «слоистости», облекающей неровности подстилающего горизонта (см. рис. 2).

Абсолютный возраст горизонта II еще предстоит установить. Эта задача сильно затрудняется редкой встречаемостью карбонатных раковин моллюсков, гастропод, остракод и фораминифер. Единичные радиоуглеродные датировки подошвы аналогичного слоя в желобе Франц-Виктория и в юго-восточной части Баренцева моря, опубликованные в работах других авторов [Polyak, Solheim, 1994; Lubinski et al., 1996; Polyak, Mikhailov, 1996], показывают возраст около 13 тыс. лет. По данным тех же авторов, возраст подошвы вышележащего голоценового горизонта оценивается в 10-9.5 тыс. лет.

Вариации мощностей второго горизонта в изученных депрессиях приведены в таблице и иллюстрируются меридиональным профилем по 42° в.д. (рис. 5).

Горизонт I сложен пелитовыми и алевритово-пелитовыми илами оливково-серого до темного оливково-серого цвета с черными пятнами обогащения гидротроилитом, подчеркивающими текстуру биотурбации. В разрезе, как правило, чередуются нечеткие, расплывчатые, нарушенные биотурбацией слои с разным содержанием гидротроилита, мощностью от нескольких до десятков сантиметров. В некоторых колонках разрез первого горизонта делится на верхнюю и нижнюю части по характеру биотурбации и форме выделений гидротроилита: в верхней части пятна гидротроилита крупные, метят ходы роющих организмов; в нижней - мелкие точечные или в виде штрихов, субпараллельных напластованию.

В верхних 10-30 см, а иногда и глубже, осадки обычно пронизаны трубками полихет. Судя по дночерпательным пробам, во всех случаях в кровле первого горизонта присутствует коричневый окисленный слой полужидкого ила толщиной 1-3 см (редко до 6 см), возможно, представляющий собой эфемерный наилок, эпизодически взмучиваемый придонными течениями. При взятии колонок этот слой часто нарушен или размыт.

В отложениях голоцена отмечается большая латеральная и временная изменчивость фаунистических комплексов различной сохранности. В ряде колонок палеонтологически немые прослои либо прослои с очень редкой фауной чередуются с интервалами, содержащими разнообразную (более 20 видов в пробе), но малочисленную фауну, и с интервалами, в которых фауна бентосных фораминифер (преимущественно секреционных) разнообразна (15-22 вида в пробе) и довольно обильна. Планктонные фораминиферы встречаются единично. В других колонках разнообразная (до 24 видов в пробе) и обильная фауна бентосных фораминифер встречена по всему разрезу голоцена. Доминируют Е. clavatum, Cassidulina reniforme, устойчиво присутствуют Islandiella helenae Feyling-Hanssen & Buzas и Islandiella norcrossi (Cushman), Buccella spp., E. subarcticum Cushman, Cibicides lobatulus (Walker & Jacob) и планктонная N. pachyderma sinistral. В отдельных интервалах отмечены Melonis barleeanus (Williamson), характерная для атлантических вод Cassidulina teretis, а также обильный в районе Полярного фронта Nonion labradoricum (Dawson) [Hald, Korsun, 1997; Polyak, Solheim 1994]. Единично встречены раковины птеропод вида L. helicina довольно хорошей сохранности. Численность фораминифер в некоторых случаях сильно варьирует даже в соседних колонках, расположенных иногда на расстоянии всего две мили друг от друга.

Обильная современная фауна, присутствие гидротроилита, очень низкое содержание грубообломочного материала ледового разноса, нормальная соленость иловых вод отражают близкие к современным условия морской седиментации и позволяют уверенно отнести горизонт I к голоцену. По радиоуглеродным датировкам других авторов [Held et al., 1999; Lubinski et al., 1996, Polyak, Mikhailov, 1996; Polyak, Solheim, 1994], возраст подошвы первого горизонта 10-9.5 тыс. лет (т.е. 11- 12 тыс. календарных лет).

Голоценовый горизонт по разным колонкам и различным группам микрофоссилий подразделяется на несколько интервалов, сопоставляемых с климатическими фазами голоцена [Самойлович и др., 1993; Polyak, Mikhailov, 1996; Plolyak, Solheim, 1994].

В случае малых мощностей (до 2-3 м) голоценовый горизонт выражен на сейсмопрофилях в виде акустически прозрачного слоя (см. рис. 3), а при больших мощностях проявляется интерференционная «слоистость» (например, в литологически однородной колонке АСВ-987 из Русской Гавани).

Мощность голоценового горизонта в изученных колонках варьирует от 12 до 389 см (см. таблицу). В нескольких колонках из Западно-Новоземельского желоба и бухты Русская Гавань видимая мощность горизонта превышает 500 см. Согласно карте изопахит, составленной В. Гуревичем [Gurevich, 1995 (Fig. 3.2, p. 20)], во впадинах открытой части Баренцева моря мощности голоценового горизонта находятся в пределах 0.1-1 и 1-5 м, что хорошо согласуется с нашими данными. Вариации мощностей голоцена иллюстрируются меридиональным профилем по 42° в.д. (см. рис. 5).

РАЗРЕЗЫ ЖЕЛОБА ФРАНЦ-ВИКТОРИЯ И ТРОГА ПЕРСЕЙ

Желоб Франц-Виктория между архипелагами Земли Франца-Иосифа и Шпицберген, где взята детально изученная колонка АСВ-880 (рис. 6), имеет ключевое значение для палеоокеанологических реконструкций, как один из путей проникновения в Баренцево море атлантических вод [Polyak, Solheim, 1994], с которым связана фронтальная зона повышенной биопродуктивности. Над трогом Персей, вблизи точки взятия колонки АСВ-858, как было указано выше, проходит в настоящее время зона полярного фронта. Разрез этой колонки позволяет поэтому проследить историю взаимодействия атлантических арктических вод в центре моря.

Колонка АСВ-880 было отобрана на глубине 388 м, на дне узкого трога Демед между цоколем Земли Франца-Иосифа и подводной возвышенностью Демед (см. рис. 1). Судя по данным гидрофизического зондирования, здесь проходит струя идущих с севера подповерхностных атлантических вод, достигающая дна трога. Она граничит на востоке через резкие градиенты температуры и солености с холодными, несколько опресненными арктическими водами, создавая эффект фронтальной зоны. Возможно, что к ней приурочена зона повышенной биопродуктивности.

На сейсмическом профиле виден раздув мощности верхнего прозрачного слоя (соответствующего голоцену) в осевой части впадины и его выклинивание на бортах.

В разрезе колонки четко выделяются три описанных выше стратиграфических горизонта, границы между которыми находятся на глубинах 310, 405 и 494 см. В забое (494-508 см) вскрыты подстилающие галечные суглинки (настоящий диамиктон), вероятно, представляющие собой морену (см. рис. 6, горизонт IV). Это очень плотный, почти сухой, темно-серый, несортированный осадок, состоящий из беспорядочной смеси глины и обломочного материала от алеврита до гальки размером до 10-12 см. Моренную природу базальных отложений подтверждают отсутствие фоссилий (встречены только единичные экземпляры N. pachyderma sin.) и низкая соленость иловых вод (13‰) [Murdmaa et al., 1997].

Гранулометрический состав осадков в колонке АСВ-880 характеризуется уменьшением крупности вверх по разрезу - от базального слоя морены (горизонт IV) к голоцену (рис. 7). В морене преобладает песчано-гравийный материал (>0.1 мм, более 50%), но при этом четко выделяется второй максимум в области тонкого пелита (<0.005 мм). Во всех вышележащих горизонтах преобладает тонкопелитовая фракция, содержание которой увеличивается вверх по разрезу, от 55% в горизонте III до 65% в горизонте II и до 75% в горизонте I.

Взаимоотношение фракций внутри тонкозернистой части спектра сохраняется неизменным, что служит косвенным доказательством их одинакового происхождения. В то же время в горизонтах III и II проявлен второй максимум гранулометрического спектра в области песка и гравия, свидетельствующий об ином (вероятно, айсберговом) его генезисе. В горизонте II наблюдаются резкие пики крупных фракций с явным преобладанием песка над крупным алевритом, указывающие на наличие песчанистых прослоев, по-видимому, связанных с деятельностью придонных гравитационных потоков (см. рис. 6).

В отличие от других колонок горизонт II представлен здесь однородным зеленовато-серым пелитовым илом, не содержащим гидротроилита, с пониженной концентрацией органического углерода (1-1.5%). Осадки первой половины голоцена отличаются повышенным содержанием песчано-гравийной фракции (см. рис. 6), которое мы интерпретируем как более активный, чем в настоящее время, айсберговый разнос. В нижней части голоцена содержание С_орг ниже (около 1.5%), чем в верхней (около 2%). В то же время отложения нижнего голоцена более обогащены гидротроилитом.

Микрофоссилии довольно редки в горизонтах III и II, где они представлены ныне живущими и переотложенными, преимущественно бентосными, мезо-кайнозойскими фораминиферами различной степени сохранности, от «свежих» до перекристаллизованных. Современные виды представлены Elphidium spp., Cassidulina reniforme, I. norcrossi, H. orbiculare, Cibicides lobatulus и др. Единично встречаются раковины планктонных фораминифер (N. pachyderma sin.) и моллюсков. В горизонте II кроме вышеперечисленных отмечены редкие экземпляры секреционных и планктонных видов, характерных для Северной Атлантики и, в частности для Норвежского моря: P. bulloides, Cib. wuellerstorfi, Cas. teretis, M. batleeanus, N. pachyderma dex., Turborotalia quinqueloba (Natland), преимущественно хорошей сохранности.

Наиболее обильны и разнообразны фораминиферы в голоценовом горизонте, в котором присутствуют также единичные раковины птеропод вида L. helecina, двустворчатых моллюсков, гастропод и остракод. Прослеживается смена доминирования самых массовых видов секреционных фораминифер: Cassidulina reniforme и Е. clavatum (см. рис. 6), причем в средней части горизонта содержание Е. clavatum близко к концентрации других массовых видов: Cassidulina reniforme и Buccella spp., и лишь в верхней части он резко преобладает. Степень сохранности раковин планктонных и бентосных фораминифер сильно варьирует даже в одних и тех же образцах; в отдельных пробах фораминиферы отсутствуют вследствие растворения.

Концентрация раковин планктонных фораминифер, представленных одним-двумя видами, в пределах горизонта меняется незначительно (от 0 до 16 экз/г сухого осадка), в то время как концентрация бентосных фораминифер колеблется от менее 1 до 66 экз/г. Среди планктонных форм по всему разрезу доминирует характерная для полярных вод левозавитая N. pachyderma, бореальные формы - правозавитая N. pachyderma и Т. quinqueloba встречаются единично. Секреционные бентосные фораминиферы по всему горизонту резко преобладают над планктонными, а также над агглютинирующими бентосными, раковины которых быстро распадаются в процессе диагенеза осадков [Hald et al., 1999; Hald, Korsun, 1997; Polyak, Solheim, 1994].

Число видов бентосных фораминифер колеблется от 6-7 до 23 в зависимости от изменения условий среды обитания и захоронения. Смена доминирования Cas. reniforme на Е. clavatum совпадает со значительным увеличением содержания N. labradoricum, который рядом авторов связывается с повышенной биопродуктивностью. В то же время увеличивается содержание вида Cas. teretis, характерного для атлантических вод, а также М. barleeanus, связанного с зоной смешения атлантических и арктических вод [Hald et al., 1991, 1994; Lubinski et al., 1996; Plyak, Solheim, 1994].

Таким образом, в голоценовом горизонте отчетливо выделяются три интервала с различными комплексами фораминифер. Корреляция отдельных пиков увеличения содержания перечисленных выше секреционных видов с аналогичными датированными пиками в колонках P1-91-AR-JPC5 [Lubinski et al., 1996] и 32 [Polyak, Solheim, 1994] из того же района позволяет оценить возраст каждого из трех интервалов в пределах горизонта и сопоставить их с ранним, средним и поздним голоценом (см. рис. 6). В целом по соотношению трех наиболее показательных видов и по литологическому составу осадков горизонт соответствует верхнему горизонту колонки P1-91-AR-JPC510, представленному оливково-серой алевритистой глиной. Возраст нижней границы горизонта составляет около 10 тыс. лет по радиоуглеродной шкале.

Колонка АСВ-858 получена в троге Персей с глубины 312 м. Разрез колонки представлен тремя вышеописанными горизонтами, границы между которыми находятся на глубинах 200 и 256 см от поверхности дна (рис. 8). В гранулометрическом составе наблюдается в целом та же, что и в колонке АСВ-880, тенденция уменьшения крупности вверх по разрезу, но характер спектра существенно иной (см. рис. 7). Обращает на себя внимание преобладание крупного алеврита над песчано-гравийным материалом и значительно более высокое содержание мелкоалевритовой фракции (0.05-0.1 мм). Содержание фракции <0.005 мм существенно ниже. В результате двухвершинность спектров не выражена ни в одном из горизонтов. Для горизонта III прослеживается отличие гранулометрического спектра данной колонки от спектра того же стратиграфического горизонта колонки АСВ-880, проявившееся прежде всего в преобладании крупного алеврита над песчано-гравийной фракцией (см. рис. 6, 8). Верхняя часть горизонта III обогащена крупными обломками пород размера гальки. Контакт горизонтов III и II отмечен крупноалевритовым прослоем. Горизонт II представлен ламинированным алевритово-пелитовым илом. Ламинация выражена чередованием миллиметровых коричневатых и голубоватых слойков. Биотурбация отсутствует.

В отличие от большинства колонок, для средней части этого горизонта определена не пониженная, а повышенная (до 34‰) соленость иловых вод, а также сравнительно высокое содержание органического углерода (около 2%). Возможно, что эта аномалия отражает появление фронтальной зоны с участием более соленых атлантических вод.

Нижняя часть голоценового горизонта отличается от верхней повышенным содержанием крупного алеврита. Более высокое содержание мелкого алеврита и крупного пелита (0.05-0.005 мм) скорее всего свидетельствует о придонном перемыве осадков нефелоидными потоками. Гидротроилита в целом меньше, чем в колонке АСВ-880; в нижней части голоценового горизонта гидротроилит практически отсутствует.

Фауна горизонтов III и II представлена редкими ныне живущими планктонными и бентосными фораминиферами различной степени сохранности, относящимися к тем же видам, что и в колонке АСВ-880, а также переотложенными мезозойскими формами. В горизонте III отмечены единичные экземпляры L. helicina.

Голоценовые комплексы фораминифер представлены 14-27 бентосными и одним-двумя планктонными видами в пробе. Численность раковин бентосных фораминифер в осадке обычно не превышает 20 экз/г, а планктонных - 3 экз/г. Исключение составляют резкий пик обилия на уровне 95-100 см и небольшой пик в нижней части горизонта (см. рис. 8). Секреционные бентосные формы по всему горизонту преобладают над агглютинирующими и над планктонными. Однако в отдельных пробах фораминиферы встречаются лишь единично вследствие растворения. Наличие интервалов растворения в голоценовых разрезах характерно для моря в целом, и в частности для Центральной котловины [Polyak, Mikhailov, 1996].

В нижней половине горизонта доминируют Cas. reniforme и Е. clavatum, в верхней отмечены близкие содержания Е. clavatum, Islandiella norcrossi, I. helenae, Cas. reniforme, E. subarcticum и Buccella spp.

Немногочисленные, но экологически важные виды: Cas. teretis, N. labradoricum, М. barleeanus также демонстрируют колебания процентного содержания, позволяющие коррелировать их с датированными радиоуглеродным методом пиками процентного содержания этих видов в разрезах юго-восточной части моря, особенно в нижней части горизонта [Polyak, Mikhailov, 1996].

В средней части можно лишь предположительно оценить возраст интервала 70-90 см в 7-5 тыс. лет, учитывая датированные в указанной работе пики обилия Buccella spp. и Islandiella spp., а также М. barleeanus. Такая корреляция, а также сопоставление смены доминирующих видов в колонках АСВ-858 и АСВ-880 и отсутствие характерного максимума агглютинирующих фораминифер в верхней части горизонта [Hald et al., 1999] дают основание предполагать сокращение мощности верхнего интервала, соответствующего позднему голоцену.

ПАЛЕООКЕАНОЛОГИЧЕСКИЕ ОБСТАНОВКИ

Наличие в разрезе верхнечетвертичного осадочного чехла шельфовых впадин Баренцева моря трех четко ограниченных стратиграфических горизонтов отражает три этапа послеледниковой истории бассейна, отделенные друг от друга кратковременными событиями кардинальной перестройки системы осадконакопления.

Начало дегляциации последнего оледенения фиксируется сменой моренных галечных суглинков (диамиктона), отнесенных к горизонту IV, ледниково-морскими отложениями горизонта III в колонке АСВ-880. Генезис и условия формирования горизонта III, имеющего в Баренцевом море повсеместное распространение, остаются спорными. Многие исследователи описывают эти отложения как диамиктон ледникового происхождения типа донной морены или тилла, образовавшегося во время максимума последнего оледенения в результате экзарационно-аккумулятивной деятельности сплошного, лежавшего на грунте Баренцевоморского ледникового щита [Дибнер, 1978; Gataullin et al., 1993; Hald et al., 1999; Polyak et al., 1995, 1997; Polyak, Solheim, 1994].

Мы считаем отложения горизонта III проксимальными ледниково-морскими (в основном айсберговыми), в отличие от подстилающих ледниковых отложений (тилла). Основанием для такой интерпретации является: высокое содержание глинистой фракции, не характерное для ледниковых отложений (донной морены); темно-серый цвет осадка, указывающий на восстановительные условия раннего диагенеза; хорошая сохранность раковин ныне живущих видов планктонных и бентосных фораминифер, а также птеропод, что мало вероятно при вспахивании ледником более древних морских осадков; хотя и пониженная, но все же типично морская соленость иловых вод. Присутствие в осадках переотложенных мезо-кайнозойских микрофоссилий, по-видимому, связано с размывом морен или осадочных пород подледниковыми потоками талых вод. Однако свежий облик раковин ныне живущих видов противоречит гипотезе [Polyak, Solheim, 1994] об их переотложении из более древних морских осадков.

Мы относим вскрытую часть горизонта III к ранней стадии дегляциации, сопровождавшейся массовым откалыванием айсбергов от краевых частей отступающих ледниковых щитов. Следовательно, к этому времени (более 13-15 тыс. лет назад) впадины Баренцева моря были уже свободны от ледникового щита и представляли собой несколько опресненные за счет поступления талых вод отступающих ледников морские бассейны, соединенные через глубокие троги (Медвежинский, Франц-Виктория, Святой Анны) с океаном, откуда поступали относительно теплые соленые атлантические воды. По данным некоторых исследователей [Hebbeln et al., 1994; Jones, Keigwin, 1988; Knies et al., 1999; Sarnthein et al., 1995; Vørren et al., 1988], атлантические воды проникали в Северный Ледовитый океан к северу от Шпицбергена даже во время максимума последнего оледенения. Внедрение их в Баренцево море через глубокие троги в раннюю стадию дегляциации, 15.2 тыс. лет назад (13 тыс. лет назад по радиоуглеродной шкале) [Lubinski et al., 1996], вместе с гляциоэвстатическим подъемом уровня океана, привело к быстрому распаду ледникового покрова над шельфом Баренцева моря (или над его подводными возвышенностями, если сплошного ледника не было).

Если такое предположение верно, то осадконакопление контролировалось главным образом айсберговым разносом в сочетании с поступлением тонкодисперсной взвеси с талыми водами («ледникового молока»), что нашло отражение в гранулометрическом составе отложений третьего горизонта.

Переход от горизонта III к горизонту II характеризуется снижением содержания песчаной и крупноалевритовой фракций, появлением ламинации, а на восточном борту Центральной впадины - текстур турбидитов. Серый, иногда с голубоватым оттенком, цвет осадков третьего горизонта сменяется в отдельных прослоях или во всей толще коричневатыми тонами, что свидетельствует об окисленности осадков, т.е. о поступлении кислорода в придонные воды.

Доминирующая роль, очевидно, перешла от ледниково-морской седиментации к разного рода гравитационным потокам, деятельность которых была лишь опосредованно связана с отступающими ледниками, хотя последние по-прежнему служили главным источником осадочного материала. Пульсационный характер осадконакопления, приведший к формированию слоистых текстур от турбидитных циклитов до тонкой ламинации (местами напоминающей ленточную), большинство исследователей связывает с сезонной или многолетней изменчивостью интенсивности поступления материала и режима придонных гидродинамических процессов. Ведущая роль отводится потокам повышенной плотности за счет высокого содержания в них взвешенного осадочного материала, поступавшего с талыми водами ледников [Korsun et al„ 1995; Polyak et al., 1995; Polyak, Mikhailov, 1996]. По мнению Л. Поляка с соавторами, ледник полностью отступил с глубоководной части шельфа 12.7 тыс. лет назад.

Соглашаясь в целом с такой интерпретацией, мы должны однако подчеркнуть следующее. Во-первых, вариации солености иловых вод (29-34‰) свидетельствуют о формировании потоков из морских вод, в ряде случаев без всякого участия талых вод, основная масса которых, очевидно, растекалась по поверхности моря. Во-вторых, формирование опресненного поверхностного слоя препятствовало вертикальному перемешиванию, что приводило, с одной стороны, к периодической стагнации придонных слоев и способствовало растворению карбонатных микрофоссилий на дне [Gataullin et al., 1993; Polyak, Mikhailov, 1996], а с другой стороны, тормозила биологическую продуктивность поверхностных вод.

В желобе Франц-Виктория дегляциация, по мнению Л. Поляка и А. Солхейма [Polyak, Solheim, 1994], происходила в более короткий срок за счет проникновения атлантических вод и быстрого распада ледникового щита. Однако во всех частях моря она, по-видимому, была постепенной [Vørren et al., 1988; Lehman, Forman, 1992; Polyak et al., 1995].

Распреснение и низкая температура поверхностных вод не способствовали развитию сообществ планктонных фораминифер, несмотря на возможные кратковременные вспышки продуктивности у кромки плавучих льдов. Низкое содержание бентосных фораминифер в осадках дегляциации связывается некоторыми авторами [Hald et al., 1991] с усилением растворения и с распреснением поверхностных вод. Однако более вероятным механизмом, препятствовавшим развитию сообществ бентосных фораминифер, представляется слишком быстрое терригенное осадконакопление, о чем пишут и другие авторы [Korsun et al., 1995]. Формирование отложений в морской среде подтверждается присутствием в них не только фораминифер и птеропод, но и обитающих в фотическом слое диатомей [Самойлович и др., 1993].

В северо-западной части моря дегляциация закончилась около 10 тыс. лет назад [Polyak, Solheim, 1994; Lubinski et al., 1996] за счет проникновения сюда теплых промежуточных атлантических вод по желобу Франц-Виктория. Подтверждением этого положения в наших колонках является наличие связанных с этими водами видов бентосных и планктонных фораминифер: Cas. teretis, P. bulloides, Cib. wuellerstorfi, T. quinqueloba, N. pachyderma.

Конец дегляциации и начало голоценового этапа развития палеоокеанологической обстановки в Баренцевом море фиксируется в колонках резкими изменениями литологических, микропалеонтологических и геохимических характеристик осадков. Эти изменения отражают кардинальную смену режима седиментации, связанную с установлением близких к современным палеоокеанологических и палеоклиматических условий на рубеже ледникового позднего плейстоцена и межледникового голоцена.

Голоценовый этап характеризуется повсеместным прекращением деятельности гравитационных потоков и доминированием гемипелагической и нефелоидной седиментации. В течение голоцена на всей площади открытого моря происходило биофильтрационное осаждение тонкой взвеси из обогащенного ею поверхностного слоя. Под действием придонных течений этот материал перераспределялся в составе придонного нефелоидного слоя: смывается с подводных возвышенностей и накапливается во впадинах, в результате чего мощности голоцена возрастают в десять и более раз. Взаимоотношения разных источников терригенной взвеси были приблизительно такие же, как в настоящее время, хотя роль ледникового источника могла быть несколько выше в начале голоцена.

Голоценовый этап в целом отличается от предшествующих высокой биопродуктивностью. Присутствие гидротроилита, повышенное содержание С_орг (до 2.5%) и обилие бентосных фораминифер, а также макрофауны свидетельствуют об активном поступлении в осадки планктоногенного органического вещества и развитии процесса сульфатредукции. Однако за счет интенсивного окисления в поверхностном слое осадка и накопления углекислоты в придонных водах в течение всего голоцена, как и в настоящее время, шло растворение карбонатных раковин микрофоссилий. В результате растворения в разрезах появились палеонтологически немые прослои, а в ряде колонок микрофоссилии вообще отсутствуют. Растворение карбоната кальция на дне Баренцева моря многие авторы связывают с механизмом дополнительной поставки СO₂ и кислорода в придонные воды с опускающимися холодными рассолами, образующимися при замерзании поверхности моря [Корсун и др., 1994; Polyak, Mikhailov, 1996; Polyak, Solheim, 1994; Steinsund, Hald, 1994].

По нашим данным, в среднем скорости осадконакопления в голоцене не превышали 10 см/тыс. лет, о чем свидетельствуют малые мощности голоцена на равнинных участках Центральной впадины. Это соответствует данным В. Гатауллина с соавторами [Gataullin et al., 1993] по восточной части Центральной котловины. На таком фоне выделяются узкие троги между возвышенностями, где за счет придонного переноса материала в нефелоидном слое мощности увеличиваются до 2-3 м.

Ранний голоцен отличается от позднего обогащением гранулометрического спектра крупными фракциями за счет материала айсбергового разноса вблизи современных ледников Земли Франца Иосифа и Северного острова Новой Земли, а в центральной части за счет более интенсивной деятельности нефелоидных потоков, смывающих в основном алеврит с подводных возвышенностей во впадины.

Присутствие в голоценовых осадках бореальных планктонных видов G. quinqueloba и N. pachyderma dextral указывает на периодическое усиление притока атлантических вод в Баренцево море в подповерхностном слое. По мнению ряда авторов [Хусид, Поляк, 1989; Hald et al., 1999; Polyak, Solheim, 1994; Polyak, Mikhailov, 1996] с атлантическими водами связана в Баренцевом море и полярная N. pachyderma sin., которая практически отсутствует в современных осадках региона, а также в покрытой льдами Арктике [Knies et al., 1999; Nørgaard-Pedersen et al., 1998]. Об улучшении связей с Северной Атлантикой свидетельствует и увеличение содержания атлантического бентосного вида Cas. teretis в отдельных прослоях [Polyak, Solheim, 1994; Polyak, Mikhailov, 1996]. Смена зоны доминирования связанной с дистально-ледниковыми биотопами и тонкими грунтами Cas. reniforme в раннем голоцене на зону высокого содержания нескольких массовых видов, в частности Виссеllа spp. и низкоарктических I. helenae, I. norcrossi в среднем голоцене указывает на уменьшение ледовитости бассейна и увеличение сезонной продуктивности [Polyak, Mikhailov, 1996]. Увеличивается также содержание М. barleeanus. В позднем голоцене доминирует мелководный, характерный для приледниковых биотопов и выживающий в стрессовых условиях, при наличии паковых льдов, низкой температуре, солености и продуктивности, активной придонной гидродинамике Е. clavatum [Hald, Korsun, 1997; Polyak, Solheim, 1994], что отражает нарастание суровости климата и ледовитости северной части моря.

Распределение видов подтверждает данные предыдущих исследований [Polyak, Mikhailov, 1996; Polyak, Solheim, 1994] о том, что наиболее благоприятными для развития комплексов фораминифер были условия среднего голоцена (около 7-5 тыс. лет назад по радиоуглеродной шкале), когда ледовитость уменьшалась, а сезонная продуктивность и интенсивность притока атлантических вод увеличивались. Редкая встречаемость в среднеголоценовых осадках желоба Персей вида N. labradoricum, вероятно, указывает на более северное [Hald, Korsun, 1997; Polyak, Mikhailov, 1996] положение Полярного фронта в отличие от раннего голоцена, где отмечено повышенное содержание вида (см. рис. 8). Более благоприятные для увеличения видового разнообразия палеоокеанологические обстановки в троге Персей по сравнению с желобом Франц-Виктория, по-видимому, связаны с удаленностью от районов распространения постоянных морских льдов. Об этом свидетельствует не только увеличение числа видов в кол. АСВ-858 по сравнению с кол. АСВ-880, но и повышенное содержание некоторых из них, в частности Е. subarcticum [Korsun, Hald, 1998].

Таким образом, послеледниковая история седиментации в Баренцевом море характеризуется в целом уменьшением вклада ледниково-морской седиментации и возрастанием роли таких процессов морского седиментогенеза, как латеральный транспорт взвеси поверхностными и придонными течениями, контролируемая биологической продуктивностью биофильтрационная осадка взвеси, накопление планктоногенного органического вещества. Одновременно возрастало обилие и видовое разнообразие как планктонных, так и донных фораминифер. Отчетливо проявляется поэтапный, ступенчатый характер этих трендов, обусловленный резкими изменениями климатических и океанологических условий.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

1. По литологическим и микропалеонтологическим данным выделяются три этапа развития палеоокеанологических обстановок в послеледниковое время: ранняя дегляциация, поздняя дегляциация и голоцен.

2. Ранняя дегляциация (более 13 тыс. лет назад по радиоуглеродной шкале) характеризовалась накоплением ледниково-морских отложений. Главными факторами осадконакопления являлись поступление тонкого взвешенного материала с талыми водами ледниковых щитов, айсберговый и ледовый разнос, гравитационные потоки. Тонкозернистость пелита и присутствие современной микрофауны хорошей сохранности свидетельствуют о морской среде осадконакопления; серый цвет осадка и бедность фауны указывают на низкую биологическую продуктивность и ограниченный доступ кислорода в придонные воды вследствие наличия ледового покрова в течение большей части года.

3. На границе ранней и поздней (10-13 тыс. лет) дегляциации произошло резкое изменение режима осадконакопления, выразившееся в появлении тонкослойчатых (ламинированных) текстур с чередованием коричневых (окисленных) и серых (восстановленных) прослоев, а также турбидитов. Осаждение происходило из многократно возникавших придонных нефелоидных потоков. Коричневые прослои отражают эпизоды замедления осадконакопления или кратковременных перерывов. Большая, чем в настоящее время, ледовитость бассейна и опреснение поверхностного слоя за счет поступления талых вод обусловили пониженную биопродуктивность, о чем свидетельствует редкая встречаемость раковин планктонных и бентосных фораминифер.

4. Начало голоценового этапа, около 10 тыс. лет назад, сопровождалось установлением нормальной морской бассейновой седиментации гемипелагического типа, увеличением биопродуктивности, заселением шельфовых впадин макробентосом, усилением раннедиагенетической сульфатредукции, периодически интенсивным притоком атлантических вод. Доказательствами этого являются высокое содержание полихет, планктонных и особенно бентосных фораминифер, в том числе видов, связанных с атлантическими водами, усиливающаяся снизу вверх по разрезу биотурбация, обогащение осадков гидротроилитом.

5. В развитии палеоокеанологических условий в течение голоцена выделяются по крайней мере три этапа, приблизительно соответствующие раннему, среднему и позднему голоцену, о чем свидетельствует смена доминирования массовых видов бентосных фораминифер. В раннем голоцене отмечается эпизодическое поступление песчано-алевритового материала айсбергового разноса. Средний голоцен оптимум характеризовался интенсивным поступлением атлантических вод, а переход к позднему голоцену - повышенной биопродуктивностью. В позднем голоцене возросла ледовитость северной части моря, несмотря на периодическое проникновение атлантических вод в желоб Франц-Виктория.

Послеледниковая история седиментации в целом характеризуется поэтапным уменьшением роли ледникового фактора от начала дегляциации до голоцена, хотя даже в настоящее время этот фактор играет существенную роль, особенно в северной части моря. Быстрая смена режимов осадконакопления отражает кратковременные палеоокеанологические события, механизм влияния которых еще предстоит выяснить.

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ-НЦНИ (Франция), проект 98-05-22029.

Авторы глубоко признательны Л.B. Поляку, Т.А. Хусид, С. Ван дер Сполу за консультации при определении микрофауны, Н.А. Айбулатову, Ю.А. Богданову, А.Ф. Бякову, Л.P. Мерклину, В.Ю. Гордееву, Г.А. Павловой и Н.В. Пименову и другим участникам обеих экспедиций за помощь в получении материалов и интерпретации результатов.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

Айбулатов Н.А., Матюшенко В.А., Шевченко В.П., Политова Н.В., Потехина Е.М. Новые данные о поперечной структуре латеральных потоков взвешенного вещества по периферии Баренцева моря // Геоэкология. 1999. № 4.

Аксенов Е.О., Позднышев С.П. Моделирование ветрового дрейфа айсбергов // Айсберги Мирового океана. СПб.: Гидрометеоиздат, 1996. С. 147-157.

Арктический шельф Евразии в позднечетвертичное время // Под ред. Аксенова А.А. М.: Наука, 1987. 277 с.

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

Афанасьев В.П., Воеводин В.А. Вероятность появления айсбергов в юго-западной части Карского моря и вероятность их влияния на гидротехнические сооружения // Айсберги Мирового океана. СПб.: Гидрометеоиздат, 1996. С. 88-103.

Дибнер В.Д. Морфоструктуры шельфа Баренцева моря. Л.: Недра, 1978. 221 с.

Калиненко В.В. Особенности седиментации в срединной части Баренцева моря // Геология и геоморфология шельфов и материковых склонов. М.: Наука, 1985. С. 101-112.

Кленова М.В. Геология Баренцева моря. М.: Изд-во АН СССР, 1960. 366 с.

Корсун С.А., Погодина И.А., Тарасов Г.А., Матишов Г.Г. Фораминиферы Баренцева моря (гидробиология и четвертичная палеоэкология). Апатиты: Изд-во КНЦ РАН, 1994. 136 с.

Мурдмаа И.О., Иванова Е.В., Пименов Н.В. Морская перигляциальная седиментация в Баренцевом море в течение послеледниковья // Морской перигляциал и оледенение Баренцево-Карского шельфа в течение послеледниковья. Апатиты: Изд-во КНЦ РАН, 1998а. С. 78-80.

Мурдмаа И.О., Иванова Е.В., Пименов Н.В. Послеледниковая палеоокеанология Баренцева и Карского морей // Главнейшие итоги в изучении четвертичного периода и основные направления исследований в XXI веке. СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 1998б. С. 43.

Павлидис Ю.А. Шельф Мирового океана в позднечетвертичное время. М.: Наука, 1992. 271с.

Павлидис Ю.А., Ионин А.С., Щербаков Ф.А., Дунаев Н.Н., Никифоров С.М. Арктический шельф: позднечетвертичная история как основа прогноза развития. М.: ГЕОС, 1998. 187 с.

Самойлович Ю.Г. Каган Л.Я., Иванова Л.B. Четвертичные отложения Баренцева моря. Апатиты: Изд-во КНЦ РАН, 1993. 184 с.

Тарасов Г.А. Верхнечетвертичный седиментогенез на шельфе западно-арктических морей / Дисс. ... доктора геол.-мин. наук. М.: ИО РАН, 1998. 46 с.

Хусид Т.А., Поляк Л.B. Биогеография бентосных фораминифер Арктики // Неоген-четвертичная палеоокеанология по микропалеонтологическим данным. М.: Наука, 1989. С. 42-50.

Aagard К., Carnack Е.С. The role of sea ice and other fresh water in the Arctic circulation // J. Geolphys. Res. 1989. V. 94. P. 14485-14498.

Be A.W.H., Gilmer R.W. A zoogeographic and taxonomic review of euthecosomatous - pteropoda // Oceanic micropaleontology. V. 1. London : Acad. Press, 1977. P. 733-808.

Elverhøi A., Solheim A. The Barents Sea ice sheet - a sedimentological discussion // Polar Res. 1983. № 1. P. 23-42.

Gataullin V.N., Polyak L.V., Epstein O.G., Romanyuk B.F. Glacigenic deposits of the Central Deep: a key to the Late Quaternary evolution of the eastern Barents Sea // Boreas. 1993. V. 22. P. 47-58.

Gurevich V.I. Recent sedimentogenesis and environment on the Arctic shelf of Western Eurasia . Oslo : Norsk Polar Inst., Meddelelser № 131, 1995. 92 p.

Hald M., Kolstad V., Polyak L., Forman S.L., Herlihy F.A., Ivanov G., Nescheretov A. Late glacial and Holocene paleooceanography and sedimentary environments in the Saint Anna Trough, Eurasian Arctic Ocean margin // Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol. 1999. V. 146. P. 229-249.

Hald M., Korsun S. Distribution of modern benthic foraminifera from fjords of Svalbard , European Arctic // J. Foram. Res. 1997. V. 27. Pt. 2. P. 101-122.

Hald M., Vørren Т.О., Danielsen Т.К., Nesse E., Lorentzen S., Poole D., Steinsund P.I. Quaternary benthic foraminiferal distributions in the western Barents Sea // Striae. 1991. V. 34. P. 153-157.

Hebheln D., Dokken T.M., Andersen E.S., Hald M., Elverhøi A. Moisture supply for northern ice-sheet growth during the last glacial maximum // Nature. 1994. V. 370. P. 357-359.

Jones G.A., Keigwin L.D. Evidence from Fram Strait (78°N) for early deglaciation // Nature. 1988. V. 336. P. 56-59.

Knies J., Vogt C., Stein R. Late Quaternary growth and decay of the Svalbard/Barents Sea ice sheet and paleoceanographic evolution in the adjacent Arctic Ocean // Geo-Marine Letters. 1999. V. 18. P. 195-202.

Korsun S., Hald M. Modern benthic foraminifera off Novaya Zemlya tidewater glaciers, Russian Arctic // Arctic Alpine Res. 1998. V. 30. P. 61-77.

Korsun S., Pogodina I.A., Forman S.L., Lubinski D.J. Recent Foraminifera in glaciomarine sediments from three arctic fjords of Novaya Zemlya and Svalbard // Polar Res. 1995. V. 14. Pt. l. P. 15-31.

Lehman S.J., Forman S.L. Late Weicheselian glacier retreat in Kongsfyorden, west Spitsbergen, Svalbard // Quaternary Res. 1992. V. 37. P. 139-154.

Lubinski D., Korsun S., Polyak L., Forman S.L., Lehman S.J., Herlihy F.A., Miller G.H. The last deglaciation of the Franz Victoria Trough, northern Barents Sea // Boreas. 1996. V. 25. P. 89-100.

Murdmaa I.O., Bogdanov Yu.A., Ivanova E.V., Pavlova G.A., Pimenov N.V. Late Quaternary paleoceanography of the Barents Sea // Abstr. 6th Zonenshain Conf. Plate Tectonics. M., Kiel : IORAS, GEOMAR, 1997. P. 73.

Murdmaa I.O., Ivanova E.V., Pimenov N.V. Paleoceanographic changes in the Barents Sea : Interrelations with global thermohaline circulation // Abstr. 6th Intern. Conf. Paleoceanogr. Lisbon , 1998. P. 171.

Nørgaard-Pedersen N., Spielhagen R.F., Thiede J., Kassens H. Central Arctic surface ocean environment during the past 80000 years // Paleoceanography. 1998. V. 13(2). P. 193-204.

Nürnberg D., Wollenburg I. , Dethleff D., Eicken H., Kassens H., Letzig Т., Reimnitz E., Thiede J. Sediments in Arctic sea ice: Implications for entrainment, transport and release // Mar. Geol. 1994. V. 119. P. 185-214.

Polyak L., Lehman S.J., Gataullin V., Jull A.J.T. Two-step deglaciation of the southeastern Barents Sea // Geology. 1995. V. 23. P. 567-571.

Polyak L., Forman S.L., Herlihy F.A., Ivanov G., Krinitsky P. Late Weichselian deglacial history of the Svyataya (Saint) Ann Trough, northern Kara Sea, Arctic Russia // Mar. Geol. 1997. V. 143. P. 169-188.

Polyak L., Mikhailov V. Post-glacial environments of the southeastern Barents Sea: foraminiferal evidence / Eds. Andrews J.T. et al. Late Quaternary paleoceanography of the North Atlantic margins // Geol. Soc. Spec. Publ. 1996. № 111. P. 323-337.

Polyak L., Solheim A. Late- and postglacial environments in the northern Barents Sea west of Franz Josef Land // Polar Res. 1994. V. 13. P. 197-207.

Sarnthein M., Jansen E., Weinelt M., Arnold M., Duplessy J.-C., Erlenkeyser H., Flatoy A., Johannessen G., Johannessen Т., Jung S., Кос N., Labeyrie L., Maslin M., Pflaumann U., Schulz H. Variations in Atlantic surface ocean paleoceanography, 50°-80° N: A time-slice record of the last 30000 years // Paleoceanography. 1995. V. 10. P. 1063-1094.

Shevchenko V.P., Lisitzin A.P., Stein R., Serova V.V., Isaeva А.В., Politova N.V. The composition of the coarse fraction of aerozols in the marine boundary layer over the Laptev, Kara, and Barents Seas // Land-ocean systems in the Siberian Arctic: Dynamics and history. Berlin : Springer-Verlag, 1999. P. 53-59.

Steinsund P.I., Hald M. Recent calcium carbonate dissolution in the Barents Sea : Paleoceanographic applications // Mar. Geol. 1994. V. 117. P. 303-316.

Vørren Т.О., Hald M., Lebesbye E. Late Cenozoic environment in the Barents Sea // Paleoceanography. 1988. V. 3. P. 601-612.