В восточной части Баренцева моря развит чехол четвертичных отложений (средняя мощность 20- 30 м ), залегающий на докайнозойских (почти исключительно мезозойских) толщах. Этот покров слабо изучен, и его строение трактуется по-разному. Особенно дискуссионным является вопрос о природе доминирующих в его разрезе плейстоценовых диамиктонов [Старовойтов, 1999;2002; Крапивнер и др.,1988; Эпштейн и др., 1999 и др.].

Авторами проведено площадное геолого-геофизическое изучение четвертичных отложений в двух крупных районах восточной части Баренцева моря: в Центральной впадине и на Мурманской банке (рисунок). Первый исследованный район охватывает значительный участок Центральной впадины и частично склоны окружающих возвышенностей (глубины моря главным образом >250- 300 м ); второй включает Мурманскую банку и прилегающий с юга Кольский желоб (глубины моря в основном 100- 250 м ). В основу данного сообщения положены результаты изучения разрезов и керна 25 инженерно-геологических скважин (АМИГЭ, г. Мурманск), вскрывших весь четвертичный разрез, а также данные анализа сети сейсмоакустических профилей общей протяженностью несколько тысяч пог. км (ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург; МГУ, Москва и АМИГЭ).

Установлено, что в изученных районах четвертичный разрез состоит из четырех сеймостратиграфических комплексов (ССК) - см. рисунок. Согласно принятой нами схеме [Эпштейн и Чистякова, 2005], эти подразделения следующие (сверху вниз): ССК I - голоценовый (морские осадки), ССК II - позднеледниковый (гляциоморские отложения), ССК III и ССК V - поздне- и ранневалдайские (морены - ледниковые диамиктоны). Средневалдайские морские осадки ССК IV здесь отсутствуют - полностью эродированы. Три верхних комплекса имеют повсеместное распространение, а ССК V сохранился участками. ССК V с эрозионным несогласием залегает на триасово-меловых образованиях, будучи отделен от них субгоризонтальной границей. По данным бурения, он подстилается зоной (обычно до 5- 7 м ), в которой рыхлые мезозойские отложения интенсивно дислоцированы - зоной гляциотектонитов (последние акустически почти не выражены, но четко устанавливаются в скважинах [Эпштейн, 2007]). ССК III залегает с отчетливым эрозионным несогласием, субгоризонтальной линией подошвы «срезая» ССК V и мезозойские образования (рис. 1). В участках, где ССК III перекрывает мезозойскую толщу, он подстилается гляциотектонитами, а там, где этот комплекс перекрывает отложения ССК V, гляциодислокации в кровельной части последнего в керне скважин «не читаются», хотя они наблюдались в обнажении четвертичных отложений о-ва Колгуев. ССК III без размыва несогласно с облеканием перекрывается тонкослоистой, в основном маломощной (до 3- 5 м ) акустически единой пачкой (ССК II+I) позднеледниково-голоценовых отложений.

ССК V, имеющий мощность до 30- 40 м , характеризуется хаотическим типом сейсмоакустической записи (беспорядочно ориентированные короткие отражения). ССК III, достигающий мощности 60- 70 м , латерально неоднороден и состоит из двух сейсмофаций (СФ): III-С с хаотическим типом сейсмоакустической записи и III-П с прозрачным типом акустического изображения (почти полное отсутствие отражений). СФ III-С в изученных районах имеет основное площадное распространение. Ей свойственны мощность от < 10 м до 20- 30 м и неровная мелкогрядовая кровля. Сейсмофация III-П в акваториях Центральной впадины и Мурманской банки образует огромные эллипсовидные в плане повышенной мощности осадочные образования с ровной полого выпуклой кровлей - т.н. акустически прозрачные тела (АПТ) [Старовойтов, 1999; 2002; Старовойтов и др., 1983], соответственно Центральное и Мурманское (см. рисунок). В обоих АПТ мощность СФ III-П плавно увеличивается от их краевых зон (10- 20 м ) к центральным осевым областям, где составляет 50- 70 м (см. рисунок). Сейсмофаций III-П и III-С связаны зоной перехода (ширина до первых километров), в которой происходит постепенное изменение характера их сейсмоакустической записи и морфологии кровли.

Гляциотектониты, находящиеся в основании разреза четвертичных отложений, состоят из сложнодислоцированных триасово-меловых песков, алевритов, твердых глин. Интенсивность деформаций закономерно падает вниз по разрезу. В керне скважин верхней границей гляциотектонитов является резкая ровная или неровная подошва ледниковых диамиктонов ССК V или III; нижняя граница этих образований проводится условно на уровне, ниже которого мезозойские отложения лишены заметных нарушений залегания [Эпштейн, 2007]. В разрезах скважин (PC) мощность гляциотектонитов составляет 1- 25 м .

Нижневалдайская морена (ССК V) в PC имеет мощность 5- 43 м . Она состоит из темно-серого песчано-алеврито-глинистого матрикса (с немногочисленными остатками четвертичных и мезозойских фораминифер), рассеянных обломков прочных пород (до валунов), твердых мезозойских глин (размер <0,5- 1 см ) и отдельных отторженцев (мощность от сантиметров до 11,6 м ) дислоцированных рыхлых триасово-меловых осадков. Грубообломочный материал не окатан, и несет следы ледниковой обработки. В морене наблюдаются разнообразные гляциодинамические, по [Лаврушин, 1976], складчатые и разрывные деформационные структуры, подчеркиваемые мелкими отторженцами мезозойских осадков, а также явления сложного проникновения диамиктовой массы (матрикс вместе с грубообломочным материалом) в отторженцы и отчленения от последних отдельных фрагментов. Ледниковый диамиктон находится в полутвердом-твердом состоянии (сопротивление сдвигу 75-150 мПа).

Верхневалдайская морена (ССК III), как и нижневалдайская, состоит из темно-серого песчано-алеврито-глинистого матрикса (включает смешанный комплекс четвертичных и мезозойских фораминифер), рассеянного дресвяно-щебенчатого (до валунов) материала (литифицированные породы и твердые мезозойские глины) со следами ледниковой обработки и дислоцированных отторженцев (до 3,5 м ) рыхлых мезозойских отложений. Причудливые границы отторженцев, сложная удлиненная форма мелких включений, образуемые ими складчатые структуры подчеркивают развитые в морене гляциодинамические деформации. По составу обломки прочных пород, заключенные в этой и нижневалдайской моренах, в районах Центральной впадины и Мурманской банки принадлежат соответственно к Новоземельской и Кольской петрографическим провинциям, отражающим особенности геологического строения территорий в зоне центров плейстоценовых оледенений [Эпштейн и др., 1999]. Морена ССК III имеет четкую нижнюю границу в случае залегания на гляциотектонитах, но, когда она перекрывает ледниковые отложения ССК V, ее подошва лишена отчетливого литологического выражения. С достаточной достоверностью разновозрастные морены разграничиваются лишь по характерной для них разной степени уплотнения (в каждой скважине конкретные значения этого параметра неодинаковы). Переход от верхневалдайской морены к более твердой нижневалдайской происходит в зоне мощностью в первые десятки сантиметров. Отложения сейсмофаций III-С и III-П, составляющих верхневалдайский ледниковый горизонт (ССК III), наряду с общими основными особенностями, охарактеризованными выше, имеют заметные отличия. Морена СФ III-П весьма однородна: отторженцы мезозойских отложений в ней чрезвычайно редки, имеют мощность до 5- 7 см и встречены в краевых частях АПТ, где в отдельных интервалах разреза создают гляциодинамическую полосчатость. При этом ледниковый диамиктон СФ III-П слабо уплотнен - находится в текуче-мягкопластичном состоянии (сопротивление сдвигу в основном 25-60 кПа), тогда как отложения СФ III-С обычно являются полутвердыми-твердыми (сопротивление сдвигу в среднем 60-110 мПа). Определенное своеобразие морены СФ III-П связано, по нашему мнению, с особенностями субгляциальных условий ее образования (этот вопрос здесь не обсуждается, поскольку выходит за рамки сообщения). В разрезах скважин мощность морен сейсмофаций III-С и III-П составляет соответственно 1-26 и 1,5- 49 м .

Венчающие четвертичный разрез отложения слоистой пачки ССК II+I в PC имеют мощность 0,5- 11,3 м . Слагающие пачку позднеледниковые и голоценовые осадки в основном литологически различаются, будучи разделены обычно нечеткой границей. В составе первых, в целом преобладающих в разрезе, наблюдаются переслаивающиеся тонкие глины (гляциосуспензиты), часто коричневой окраски, темно-серые «мореноподобные» отложения субаквальных гляцигенных грязевых оплывин и плохо сортированные айсбергово-морские осадки [Эпштейн и Лаврушин, 2003]. Встречающийся в этих отложениях грубообломочный материал такой же по характеру, как и в валдайских моренах. Голоценовые осадки (до 0,7- 1,1 м ) в разных участках представлены алевритистыми глинами, глинистыми и песчанистыми алевритами обычно темной зеленовато-серой окраски. В отличие от нижележащих плейстоценовых отложений они содержат остатки только четвертичных фораминифер и окатанные гравий и гальку литифицированных пород (продукты ледового разноса). Осадки ССК II+I находятся в основном в текучем состоянии (сопротивление сдвигу <25 кПа). Граница позднеледниковых отложений с верхневалдайскими моренами обеих сейсмофаций отчетливо выражена в виде ровной или неровной линии, которой отвечает и резкий скачок в степени уплотненности осадков.

Представляется, что полученные результаты имеют важное значение для решения вопросов строения, литологии и условий образования четвертичных отложений в восточной части Баренцева моря.

Авторы признательны АМИГЭ, Мурманск и ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург за предоставление геолого-геофизических материалов.

Литература

1. Крапивнер Р.Б., Гриценко И.И., Костюхин А.И. Позднекайнозойская сейсмостратиграфия и палеогеография Южно-Баренцевоморского региона // Четвертичная палеоэкология и палеогеография Северных морей. М: Наука, 1988 С. 103-123.

2. Лаврушин Ю.А. Строение и формирование основных морен материковых оледенений. М: Наука, 1976. 237 с.

3. Старовойтов А.В., Калинин А.В., Спиридонов М.А.. и др. Новые данные о позднекайнозойских отложениях южной части Баренцева моря // Докл. АН СССР. 1983. Т. 270. №5. С. 1179-1181.

4. Старовойтов А.В. О максимальном позднеплейстоценовом оледенении восточной части шельфа Баренцева моря // Докл. РАН. 1999. Т. 364. № 2. С. 227-230.

5. Старовойтов А.В. Сейсмоакустические исследования ледниковых отложений восточной части шельфа Баренцева моря // Разведка и охрана недр. 2002. № 1. С. 27-31.

6. Эпштейн О.Г., Романюк Б.Ф., Гатауллин В.Н. Плейстоценовые Скандинавский и Новоземельский ледниковые покровы в южной части Баренцева моря и на севере Русской равнин // Бюлл. Комис. по изуч. четвертич. периода РАН. 1999. №63. С. 132-155.

7. Эпштейн О.Г., Лаврушин Ю.А. Гляциоморская седиментация как особая стадия шельфового осадконакопления // Докл. РАН. 2003. Т. 393. № 4. С. 521-523.

8. Эпштейн О.Г., Чистякова И.А. Печороморский шельф в позднем валдае - голоцене: основные седиментологические и палеогеографические события // Бюл. Комис. по изуч. четвертичного периода. 2005. № 66. С. 107-123.

9. Эпштейн О.Г. Гляциотектониты - базальная зона четвертичного покрова юго-восточной части Баренцева моря // Фундаментальное проблемы квартера: итоги изучения и основные направления дальнейших исследований. М: ГЕОС, 2007. С. 477-480.