Характерный облик материковой отмели атлантического сектора Арктики, пространственно сопряженной с областями современного и плейстоценового оледенения, давно обратил на себя внимание исследователей [Nansen, 1904; Хольтедаль, 1958; Holtedahl, 1959; Кленова, 1960].

Совокупность общих черт затопленной окраины материка оказалась в этом случае настолько постоянной и ярко выраженной, что послужила основанием для выделения гляциальных шельфов [Шепард, 1951] (рис. 1).

Одной из наиболее общих особенностей рассматриваемых районов материковой отмели является их переуглубление. Значительные по площади участки шельфов имеют отметки более 200 м, причем очень часто дно впадины располагается на глубинах 300, 400 и даже 500 м. Максимальные глубины, как правило, связаны со своеобразной системой ложбин или шельфовых желобов. В качестве примера могут быть приведены Западный (или Медвежинский) желоб, Нордкапский желоб и желоб Франц-Виктория в Баренцевом море. Взаимно перпендикулярная система желобов наблюдается у побережья Норвегии от Вест-фьорда до Порсангера. Аналогичными являются вытянутые впадины Гренландского шельфа к северу от залива Скорсби, желоба вблизи Исландии и многие другие.

Шельфовые желоба сами по себе представляют особый интерес как специфический элемент рельефа затопленной окраины материка в ледниковых областях. Существуют две основные группы шельфовых желобов, из которых первая является непосредственным продолжением заливов, фиордов или троговых долин приморской суши, а другая не имеет какой-либо видимой согласованности с материковым рельефом.

Первый тип желобов в большинстве случаев связан с глубоко расчлененным и высоко приподнятым побережьем, окаймленным сравнительно узким шельфом. Иначе говоря, этот тип имеет региональную приуроченность к норвежско-гренландско-исландской материковой отмели. Обязательным спутником шельфовых желобов первого типа является краевая депрессия, в общих чертах повторяющая изгибы современной береговой линии.

Второй тип желобов особенно характерен для крупнейшего в мире Баренцевоморского шельфа. Нечто подобное наблюдается также на Канадской материковой отмели, т.е. во всех случаях, когда имеют место обширные мелководные районы морского дна, примыкающие к равнинной суше.

Для гляциальных шельфов в целом характерен холмисто-западинный рельеф сложных очертаний, имеющий площадное распространение и формирующий зоны, вытянутые в определенных направлениях. Выровненные абразией участки дна характерны только для прибрежной отмели, где глубины не превышают первых десятков метров.

Установлено, что гляциальные шельфы Арктики лишены выраженных в рельефе затопленных речных долин, столь характерных для других участков материковой отмели; это подтверждается огромным количеством наблюдений, проведенных с помощью самых современных методов.

До последнего времени остается открытым вопрос о повсеместном нахождении затопленных береговых линий, так как последние мало чем отличаются от структурных уступов типа «глинтов».

Перечисленные морфоструктурные особенности гляциальных шельфов теснейшим образом переплетаются с их геологическим строением. Необходимо в то же время отметить, что, говоря о геологическом строении, мы имеем в виду в этом случае только самые верхние части рыхлого покрова материковой отмели, доступные для изучения при морских геологических исследованиях.

Известный в настоящее время разрез гляциальных шельфов не превышает по мощности 10 м. Особенно богатый фактический материал собран по поводу имеющего исключительно малую мощность слоя современных донных осадков. Малая мощность донных отложений сама по себе является одной из характерных особенностей геологического строения рассматриваемой территории.

Процесс современного осадкообразования на гляциальных шельфах зависит не только от особых условий питания моря осадочным материалом, но и, в первую очередь, от тектонического режима дна, который характеризуется преимущественным поднятием с различными скоростями. Новейшие тектонические движения обусловливают перемыв донных отложений, вызывающий местами повышенное содержание материала, размерность которого не соответствует закономерному размещению осадков по морскому дну. Наряду с перемывом очень часто возникают участки отрицательной седиментации, где под действием размыва обнажаются древние подстилающие отложения.

Типичные голубовато-серые, зеленовато-серые и подобные им преимущественно алевритовые осадочные образования, выстилающие поверхность гляциальных шельфов, были в свое время выделены в особую генетическую группу четвертичных отложений, носящую название марино-гляциальных или ледниково-морских отложений. Правомерность такого выделения объясняется тем, что подавляющее большинство гляциальных шельфов Арктики пространственно сопряжено с областями развития современного оледенения. С современным ледовым разносом частично связан грубообломочный валунный материал донных отложений, наличие которого в осадках фиксируется повсеместно.

Особый интерес представляют более древние, чем современные, подстилающие осадки гляциальных шельфов, которые как бы просвечивают под тонким и прерывистым чехлом донных осадочных образований (рис. 2).

Несколько метров разреза от поверхности дна представлены монотонными песчано-алевритовыми осадками сходного литологического состава, где наблюдаются контакты типа поверхностей размыва, отражающих изменение режима бассейна в поздне- и послеледниковье. В некоторых случаях удается относительно датировать отдельные слои этой части разреза на основе микропалеонтологических анализов, что проделано X. Хольтедалем для дна Норвежского моря, а автором работы - для Баренцевоморского шельфа [Holtedahl, 1959; Спиридонов и Малясова, 1966].

Стратифицированная толща демонстрирует в прибрежных районах постепенный переход от типично морских солоноводных отложений к существенно опресненным позднеледниковым отложениям более крупнозернистого состава. Разрезы открытой части гляциальных шельфов в аналогичном интервале мощности не содержат характерных комплексов диатомовой флоры, четко фиксирующих опреснение среды осадконакопления. Перечисленные обстоятельства дают основание для сопоставления указанных слоев внутренних частей материковой отмели с водно-ледниковыми осадками, а их аналоги на внешнем шельфе скорее всего отвечают ледниково-морским отложениям. Подобные разрезы описаны в различных естественных ситуациях [Holtedahl, 1959; Спиридонов и Малясова, 1966; Ignatius, 1961].

Не менее часто на гляциальных шельфах имеет место сокращенный разрез четвертичных отложений, когда сразу под донными осадками или непосредственно на поверхности дна обнаруживаются исключительно плотные отложения алевритово-глинистого состава. По принятой в четвертичной геологии классификации указанные осадки могут быть отнесены к категории валунных суглинков и валунных глин, так как во всех случаях содержат включения грубообломочного материала. Широким распространением на гляциальных шельфах пользуются валунные суглинки низкой степени сортировки, обладающие высокой плотностью и малой пористостью. Субаэральный внешний облик этих отложений подтверждается определенным сочетанием легко растворимых солей, характеризующих пресную среду осадконакопления. В шлифах устанавливается целая серия особенностей микроструктуры, обязанная своим происхождением деформации осадков под большим давлением.

Анализированные образцы валунных суглинков не содержат органических остатков. На указанный тип отложений обратила в свое время внимание М.В. Кленова [Кленова, 1960], изучавшая геологическое строение Баренцевоморского шельфа. Все встретившиеся ей подстилающие осадки контрастного облика были объединены под названием «древних глин». Большое внимание уделил древним глинам дна Баренцева моря В.Д. Дибнер [Дибнер, 1967]. Однако, как выясняется в последнее время, значительная часть плотных подстилающих осадков шельфа имеет характеристику, отличающуюся от приведенной выше для валунных суглинков. В этом случае, несмотря на значительную плотность (по сравнению с современными донными осадками), рассматриваемые осадочные образования существенно уступают по соответствующим показателям ранее выделенным валунным суглинкам, причем здесь встречаются преимущественно тонкозернистые отложения (глинистый алеврит, алевритистая глина и глина).

Несмотря на исключительно малый объем полученных образцов, удается проследить слабо проявляющуюся слоистую текстуру. Одновременно в осадках фиксируются хаотически рассеянные гравийные зерна и мелкая угловатая галька. Судя по деформациям наконечника грунтовой трубки, осадки, возможно, содержат и более крупные валуны, о размерах которых трудно говорить что-либо определенное. Микропалеонтологическое опробование глинистых отложений в большинстве случаев указывает на присутствие в них единичных фораминифер. Комплекс легко растворимых солей свидетельствует о нормальной солености среды осадконакопления. Таким образом, становится совершенно очевидно, что в основании вскрытого разреза гляциальных шельфов Арктики присутствуют сходные на первый взгляд, но различающиеся при детальном изучении отложения, прошедшие начальную стадию литогенеза.

Некоторые закономерности выявляются и при рассмотрении пространственного распространения «валунных суглинков» и «валунных глин». Первые широким полукольцом охватывают южную, восточную и северную периферию Баренцевоморского шельфа, часто встречаясь на внутреннем шельфе района Северной Норвегии, особенно в зоне шельфовых желобов, являющихся непосредственным продолжением фиордов. Имеются указания на подобные образования у берегов Северной Исландии, Полярной Канады и в прибрежных районах Гренландского шельфа.

Валунные глины дна Баренцева моря перекрывают дно крупных ложбин (желобов) открытой части материковой отмели. Подобные образования развиты на внешнем шельфе в районе Норвегии и на других гляциальных шельфах, обращенных в сторону открытой Атлантики.

Таким образом, особенности геологического строения гляциальных шельфов позволяют сделать некоторые выводы, которые могут служить основой для восстановления истории развития этой территории.

1. Гляциальные шельфы в плейстоцене были ареной развития материкового и морского оледенения, реликты которого можно наблюдать и в настоящее время.

2. Районы прибрежной отмели в максимальные фазы развития оледенения оккупировались материковыми льдами. Значительные части материковой отмели находились в то же время в зоне развития сложного комплекса морского оледенения (шельфовые покровы, паковые, припайные и плавающие льды).

3. Особые условия развития оледенения на Баренцевоморском шельфе и в некоторых районах материковой отмели Полярной Канады допускали возможность существования самостоятельных ледниковых щитов, возникавших при трансформации шельфового оледенения.

4. Экзарационная и аккумулятивная деятельность льдов запечатлелась в современном рельефе материковой отмели и в строении верхней части осадочного чехла этой территории.

5. На гляциальных шельфах развиты типично ледниковые (моренные) отложения, определенным образом сочетающиеся с реликтами краевых ледниковых аккумулятивных образований.

6. На внешнем шельфе сохранились следы морского оледенения, фиксированные ледниково-морскими или шельфово-ледниковыми отложениями.

ЛИТЕРАТУРА

Дибнер В.Д. (1967). «Древние глины» и рельеф Баренцево-Карского шельфа - прямые доказательства его покровного оледенения в плейстоцене. В сб. «Проблемы полярной географии». Л.

Кленовa M.B. (1960). Геология Баренцева моря. М.

Спиридонов М.А., Малясова Е.С. (1966). Новые данные по стратиграфии верхнего плейстоцена и голоцена Баренцева моря. В сб. Верхний плейстоцен. М.

Хольтедаль У. (1958). Геология Норвегии, т. 1-2. М.

Шепард Ф. (1951). Геология моря. М.

Holtedahl H. (1959). Geology and paleontology of Norwegian Sea bottom Cores. J. of Sedimentary Petrology, vol. 29, № 1.

Nansen F. (1904). The bathymetrical features of the North Polar Seas. Scient. Res. Norw. Northpol. exped. 1893-1896, vol. IV. Oslo.

Ignatius H. (1961). Marine geological observations from the Barents Sea. In: «Geology of the Arctic», vol. I. Toronto. Univ. Press.

Ссылка на статью: 

Спиридонов М.А. Особенности геологического строения гляциальных шельфов атлантической периферии Арктического бассейна. Северный Ледовитый океан и его побережье в кайнозое. Гидрометеоиздат, Ленинград, 1970, с. 47-52.