В.А. Кошелева

ОСОБЕННОСТИ ВЕЩЕСТВЕННОГО СОСТАВА НЕОПЛЕЙСТОЦЕН-ГОЛОЦЕНОВЫХ ОТЛОЖЕНИЙ АРКТИЧЕСКИХ МОРЕЙ РОССИИ

Скачать *pdf

УДК 552.143:551.35:551.7911.794(268.451.56)

ВНИИОкеангеология, Санкт-Петербург

 

   

Комплексное литолого-геохимическое изучение неоплейстоцен-голоценовых отложений арктических морей России показало, что они формировались в довольно сходных условиях осадконакопления, общих для полярного литогенеза. Это находит отражение в вещественной характеристике осадков и в относительно близком их составе.

 


Проведен комплексный анализ вещественного состава неоплейстоцен-голоценовых отложений арктических морей России (>30 000 различных аналитических определений); при этом исследовались гранулометрический и минеральный составы - породообразующие, акцессорные, глинистые минералы, процентный выход тяжелой фракции; петрографическая и геохимическая характеристики: содержания реакционноспособных железа и марганца, фосфора, карбоната кальция, аморфного кремнезема, органического углерода, микрокомпонентный состав; физико-механические свойства грунтов; палеонтологическая составляющая осадков - микрофауна, малакофауна, спорово-пыльцевые комплексы и диатомовые водоросли (табл. 1). Анализ выполнен по >8 000 донных станций и грунтовых трубок (Баренцево море - 425, Карское - >4000, Лаптевых - 1628, Восточно-Сибирское - 1632, Чукотское - 803), разрезы которых были подразделены по данным сейсмоакустического профилирования [Яшин и др., 1985; Кошелева, Яшин, 1999; Мусатов, 1992] и по особенностям состава осадков [Кошелева, 1988; Кошелева, Яшин, 1999] на три литостратиграфических комплекса (ЛСК): нижний (QI-QIII2), средний (QIII2-3) и верхний (QIII4-QIV) (рис. 1).

Рисунок 1     Таблица 1

Гранулометрический состав отложений нижнего ЛСК морей Арктики близок к составу кор выветривания и покровных суглинков ранне-среднечетвертичного возраста на Восточно-Европейской и Сибирской платформах. Идентичность состава нижнего ЛСК и кор выветривания подводных возвышенностей, наряду с их близким минеральным составом, свидетельствует об образовании осадков нижнего ЛСК, в основном, за счет материала кор выветривания мезозойских, в меньшей степени палеозойских и кайнозойских дочетвертичных пород. Малое содержание минералов тяжелой фракции (<5%) обусловлено слабой активностью придонных течений. В отложениях нижнего ЛСК минеральный состав осадков полимиктовый со значительным количеством неустойчивых минералов, полностью отражающий состав пород ближайших областей сноса, что указывает на довольно быстрое их захоронение при осадконакоплении. Аутигенное минералообразование фиксируется петрографически. Заметные содержания монтмориллонита на подводных возвышенностях и каолинита в отложениях южной и восточной частей Баренцева моря и повсеместно в Карском бассейне подтверждают предположение о формировании нижнего ЛСК за счет терригенного материала коренных пород, слагающих ближайшие области размыва. Малые содержания в отложениях нижнего ЛСК железа (<3.4%), марганца (<0.15%) и карбоната кальция (<2.4%) связаны, возможно, со слабым их поступлением из областей сноса. Низкие содержания карбоната кальция, органического углерода (<1.8%) и аморфного кремнезема (<0.1 %), наряду с небольшим количеством фосфора (<0.1%), редкая арктическая микрофауна, бедный спорово-пыльцевой комплекс с переотложенными, часто меловыми, формами свидетельствуют о накоплении осадков нижнего ЛСК в мелководных, субполярных (холодноводных) бассейнах (табл. 2).

Таблица 2     Таблица 2. Продолжение

Отложения среднего ЛСК в арктических морях России несогласно перекрывают образования нижнего ЛСК или более древние толщи. Мощность их составляет сантиметры - первые метры.

Рассматриваемые отложения более глинистые, чем осадки нижнего ЛСК. Петрографические особенности отложений среднего ЛСК отражены в терригенной составляющей осадков, их основной слюдисто-глинистой массе; структурно-текстурные параметры, включения и аутигенные новообразования однозначно свидетельствуют о формировании отложений среднего ЛСК из того же терригенного материала, что и осадки нижнего ЛСК. В целом минеральный состав осадков среднего ЛСК, хотя и является полимиктовым, сходным с нижним ЛСК, но по сравнению с ним отложения среднего ЛСК содержат большие устойчивых минералов и меньше - неустойчивых (на доли процентов - первые проценты). Аутигенное минералообразование слабое и фиксируется лишь при петрографическом изучении осадков. Характерна пространственная сближенность терригенно-минералогических провинций, выделенных по акцессорным минералам, для нижнего и среднего ЛСК в Карском море. Содержания редкоземельных элементов в породах среднего и нижнего ЛСК Карского моря близки. Незначительные повышенные содержания реакционноспособных форм железа (до 6.4%) и марганца (до 1.4%) в среднем ЛСК, по сравнению с нижним, могут быть обусловлены как большим поступлением их из областей сноса, так и миграцией данных элементов вверх по разрезу из отложений нижнего ЛСК. Незначительные, но несколько более высокие концентрации карбоната кальция (до 16%), аморфного кремнезема (до 6.6%), органического углерода (до 2%) и фосфора (до 0.16%) в отложениях среднего ЛСК арктических морей России по сравнению с нижним, обусловлены, видимо, некоторым потеплением климата. Для среднего ЛСК характерно большее, чем для нижнего, содержание органических остатков преимущественно четвертичного возраста.

Близость литологического и химического составов отложений среднего и нижнего ЛСК и то, что отложения среднего ЛСК часто выполняют неровности кровли нижнего ЛСК, указывает на их образование за счет осадков нижнего ЛСК в довольно мелководных, холодных бассейнах. Кроме того, характеристики отложений среднего и нижнего ЛСК позволяют сделать вывод об аналогичных закономерностях их формирования за счет материала ближайших областей снова. Образованиям среднего ЛСК свойственна усредненность вещественного состава, что вызвано их формированием не только за счет материала ближайших областей сноса, но и благодаря размыву отложений нижнего ЛСК.

Отложения верхнего ЛСК арктических морей России практически сплошным чехлом, с размывом перекрывают различные горизонты неоплейстоцена. Пачка серых уплотненных глинистых осадков, начинающая разрез отложений последней трансгрессии, перекрывается нелитифицированными и полужидкими голоценовыми осадками с частыми фациальными переходами. Большие мощности (метры-десятки метров) отложений верхнего ЛСК приурочены к желобам, впадинам и приматериковому мелководью. Повышенный выход тяжелой фракции (до 36%) и преобладание устойчивых минералов указывают на формирование осадков за счет материала ближайших областей сноса. Преимущественно полевошпат-кварцевый состав породообразующих минералов связан с довольно быстрым поступлением терригенного материала на дно бассейнов и близостью областей сноса. Полимиктовый минеральный состав осадков верхнего ЛСК обусловлен составом пород областей сноса, в них повсеместно наблюдается преобладание устойчивых минералов над неустойчивыми, что особенно характерно для прибрежных осадков. На некоторых возвышенных участках дна бассейнов происходит шлихование осадков, что приводит к концентрации тяжелых минералов [Кошелева, 1988а, 1998]. Аутигенное минералообразование фиксируется при микроскопическом изучении осадков. Редкие железомарганцевые конкреции приурочены к прибрежным частям морей. Глинистый материал хлорит-гидрослюдистого состава поступает в бассейн седиментации за счет абразии ближайших четвертичных рыхлых образований. Повышенные содержания реакционноспособных форм железа (до 6.7%) и марганца (до 2%), особенно в глинистых осадках, объясняются их поступлением в осадок сорбционным путем на коллоидных алюмосиликатных и гидроксидных частицах, а также за счет миграции из подстилающих отложений. В этих осадках концентрация карбоната кальция составляет в основном первые проценты, иногда достигая 22%. Малые содержания аморфного кремнезема (до 12%) при повышении его концентрации в западных частях морей Карского и Лаптевых вызваны поступлением кремнезема из отложений среднего и нижнего ЛСК. Наибольшие концентрации аморфного кремнезема (>12%), приуроченные к отдельным участкам шельфа Чукотского моря, объясняются расцветом диатомовых водорослей. Несколько большие содержания органического углерода (на 0.5-1.5%) в данных осадках, по сравнению со средним ЛСК, вызваны не только возрастающей ролью организмов, но и частичной утратой Сорг в нижележащих отложениях за счет анаэробного разложения на стадии диагенеза. Осадки верхнего ЛСК характеризуются значительным разнообразием и большим содержанием органических остатков микрофауны, представленной преимущественно арктическими формами (в западных бассейнах - атлантическими, а в восточных - и тихоокеанскими видами), а также моллюсками, и спорово-пыльцевыми комплексами, характеризующимися преобладанием пыльцы тундровых древесных растений над пыльцой травянистых и спор.

Таблица 3

Анализ состава голоценовых осадков верхнего ЛСК арктических морей России позволил выявить латеральную зональность (табл. 3). В плане от мелководья (зона I) через переходную (зона II) к внешней, третьей (III) зоне шельфа выявляются следующие закономерности:

1. По гранулометрическому составу осадки от преимущественно крупнозернистых становятся тонкозернистыми и глинистыми.

2. По минеральному составу осадки мелководной зоны обогащены устойчивыми минералами. Их состав пестрый, близок породам ближайших областей сноса, сложенных разновозрастными доголоценовыми образованиями. Осадки переходной зоны шельфа полимиктовые, их состав зависит от состава подстилающих пород и пород, слагающих ближайшие области сноса. Для осадков внешнего шельфа характерна унаследованность минерального состава от подстилающих местных источников материала, сложенных разновозрастными породами. От первой зоны к третьей уменьшается выход тяжелой фракции, содержание монтмориллонита, исчезает каолинит, нарастает количество аутигенных минералов.

3. По химическому составу осадки всех зон бедны ведущими (Cr, Pb, V, Na, Mg, Ti, Zr, Fe, Mn, Y) компонентами. По содержанию реакционноспособных форм Fe и Mn они «безжелезистые» и «безмарганцовистые», изредка «слабожелезистые» и «слабомарганцовистые». Содержание Fe и Mn на процент - доли процента больше в осадках I и III зон за счет речного стока и связи этих элементов с глинистой фракцией. Повышенные содержания карбоната Са в образованиях мелководной и переходной зон шельфа связаны с развитием биогенного кальцита. Повышенные содержания Сорг в осадках I и II зон шельфа обусловлены выносом рек и более заметным фотосинтезом растений, а также его поступлением с теплыми атлантическими и тихоокеанскими водами. Содержания фосфора повсеместно менее 0.1%, кроме отдельных участков, где его количество может достигать 0.6%. Аморфный SiО2 распределен на дне шельфа неравномерно, но большие его содержания характерны для осадков I и III зон. Микроэлементный состав обусловлен составом пород областей сноса.

Анализ состава литостратиграфических комплексов четвертичных отложений арктического шельфа всех изучаемых морей позволил провести палеогеографическую реконструкцию для времени формирования отложений среднего ЛСК (рис. 2-6). В Баренцевом море во время формирования среднего ЛСК наиболее значительными областями сноса были Адмиралтейское поднятие, северо-западная и южная части Центрально-Баренцевского поднятия, мелководья арх. Шпицбергена и арх. Земля Франца-Иосифа. В Карском море глубоководные участки располагались в желобах Св. Анны и Воронина. Формирование Новоземельской впадины, вероятно, относится к более позднему периоду - началу голоцена. Зафиксированы участки палеосуши в районе о-вов Визе и Ушакова, к востоку и юго-востоку от Северного о-ва Новой Земли. Для осадков моря Лаптевых областью размыва служила значительная площадь севернее устья р. Лена (район Центрально-Лаптевского поднятия). Она близка расположению палеосуши, выделяемой здесь З.З. Ронкиной в пермско-нижнемеловое время [Ронкина, Вишневская, 1977]. В Восточно-Сибирском море локальные участки палеосуши находились на мелководье близ устья р. Колыма, а в Чукотском - отдельные участки палеосуши располагались на участках мелководной и переходной зон шельфа.

Рисунок 2     Рисунок 3     Рисунок 4     Рисунок 5     Рисунок 6

Проведенная работа по изучению состава четвертичных отложений арктического шельфа привела к необходимости вернуться к теории литогенеза.

Н.М. Страхов в фундаментальной работе по теории литогенеза [Страхов, 1960] выделяет четыре главных его типа: ледовый, гумидный, аридный и вулканогенно-осадочный. Ледовый тип литогенеза он относит лишь к областям, в которых ледовые покровы существуют геологически длительное время. Все области водного осадконакопления, в том числе, в районах существования потоковых талых вод, отнесены им к гумидному типу литогенеза [Страхов, 1960]. Специфика процессов литогенеза в полярных зонах дала возможность Н.Н. Лапиной, Г.А. Значко-Яворскому, Н.Н. Куликову и др. [Лапина и др., 1968] выделить особый - полярный тип литогенеза, характеризующийся отрицательными среднегодовыми температурами воздуха, поступлением осадков преимущественно в твердой фазе, наличием ледового покрова на суше и море, низкой температурой морской воды и большими площадями бассейнов. Авторы считают, что наиболее характерными особенностями полярного литогенеза являются замедленность химических и биологических процессов на различных стадиях осадконакопления и диагенеза, обусловленная низкой температурой среды, и почти полное отсутствие аутигенного минералообразования.

И.Д. Данилов рассматривает полярный литогенез как процесс, протекающий в зонах устойчивого охлаждения Земли при отрицательных или близких им температурах, при активном участии льда - наземного, подземного, поверхностного и льда водоемов. Морские отложения Арктики формируются при участии поверхностных льдов, изредка - шельфовых ледников и айсбергов [Данилов, 1978]. Неоплейстоцен-голоценовые отложения арктического шельфа формировались в условиях полярного литогенеза [Арктический шельф..., 1987; Павлидис и др., 1990].

Подсчитанные автором объемы накопленного материала в арктическом бассейне за четвертичное время [Кошелева, Яшин, 1999], наряду с проведенным изучением состава осадков, позволили вернуться к теории полярного литогенеза, предложенной Н.Н. Лапиной и др. в 1968 г., развить ее и дополнить на основе новых фактических данных.

Полярный тип литогенеза охватывает области как континентального, так и морского осадконакопления [Лапина и др., 1968]. И.Д. Данилов [1978] показал, что полярный литогенез осуществляется на суше и в водоемах при определяющем влиянии криогенеза, сопровождающего все стадии литогенеза (сингенез, диагенез и эпигенез).

Осадки арктического шельфа находятся, в основном, не в мерзлой среде: хемогенные и биогенные процессы в них протекают достаточно активно, что фиксируется при изучении петрографических шлифов [Кошелева, 1988б; Кошелева, Яшин, 1999]. Криогенные процессы не оказывают значительного влияния на осадконакопление, седиментогенез и диагенез в пределах арктических морей. Поэтому автор предлагает понятие «полярный тип литогенеза», установленный Н.Н. Лапиной и др. [1968], сохранить применительно к осадкам арктического шельфа, как элемент полярного литогенеза по И.Д. Данилову [1978] и называть его морским (или шельфовым) полярным литогенезом. Формирование осадков на шельфе Арктики происходит не только и не столько за счет терригенного материала, поставляемого различными путями с материковой суши, как считалось ранее, но, прежде всего, за счет осадочного вещества местных, часто подводных областей сноса с положительными формами рельефа.

Постседиментационные преобразования в четвертичных осадках (а по керну скважин, изученных автором, и в подстилающих кайнозойских отложениях) [Кошелева, Яшин, 1999] протекают достаточно активно, что выражено в коррозии, регенерации и деформации кварцевых зерен, разрушении полевых шпатов, замещении их альбитом или серицитом, появлении каолинитовой рубашки вокруг зерен полевых шпатов, наличии аутигенных минералов преимущественно крупноалевритовой-псаммитовой размерности - шестоватых кристаллов кварцина, «капелек» опала, ромбоэдров кальцита, микростяжений кремня, мельчайших кубиков пирита, шариков марказита, вытянутых лейст гидрослюд, агрегатов глауконита. Часто встречаемые в осадках детрит раковин моллюсков и трубочек полихет, а также раковинки фораминифер, как правило, заметно выщелочены и замещены глинисто-слюдистым материалом основной массы осадка. Гидроксиды железа в осадках присутствуют постоянно, в виде землистых масс, лимонитовых и гематитовых псевдоморфоз по органическим и, реже, минеральным остаткам или в виде микростяжений. Мельчайшие зернышки пирита обычно образуют скопления вокруг органических форм либо замещают их. Как генетически и структурно промежуточный материал между органогенным кальцитом и аутигенными кристаллами встречается пелитоморфный карбонат. Практически все осадки арктического шельфа содержат хорошо видимые в шлифах пленки и сгустки черного органического вещества. Глинистые минералы иногда претерпевают перекристаллизацию, что фиксируется наличием аутигенных крупных лейст минералов вокруг отдельных центров кристаллизации. Проведенная петрографическая характеристика четвертичных отложений арктического шельфа свидетельствует, что для отложений, сформированных в условиях морского полярного литогенеза, характерны активные постседиментационные изменения. Относительная близость состава голоценовых и подстилающих осадков выделяемых литостратиграфических комплексов обусловлена их формированием в сходных обстановках морского осадконакопления в неоплейстоцене и голоцене.

 

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

Арктический шельф Евразии в позднечетвертичное время / Под ред. Аксенова А.А., Дунаева Н.Н., Ионина А.С. и др. М.: Наука, 1987. 276 с.

Данилов И.Д. Полярный литогенез. М.: Недра, 1978. 238 с.

Кошелева В.А. Строение и вещественный состав плейстоценовых и голоценовых отложений Карского моря / Дис. ... канд. геол.-минер. наук. Л.: ПГО «Севморгеология», 1988а. 22 с.

Кошелева В.А. Тез. докл. VIII Всесоюзной школы морской геологии // Геология океанов и морей. Л.: ПГО «Севморгеология», 1988б. С. 47-49.

Кошелева В.А. Тезисы докладов // Главнейшие итоги в изучении четвертичного периода и основные направления исследований в XXI веке. СПб.: ВСЕГЕИ, 1998. С. 301.

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

Лапина Н.Н., Значко-Яворский Г.А., Куликов Н.Н. и др. Полярный тип литогенеза // Докл. совещания геологов на Международном геол. конгрессе, XXIII сессия. Проблема № 8. М.: Наука, 1968. С. 212-217.

Мусатов Е.Е. Минералогия четвертичных отложений внешней части Баренцевоморского шельфа // Геологическая история Арктики в мезозое и кайнозое. СПб.: ВНИИОкеангеология, 1992. С. 71-84.

Павлидис Ю.А., Дунаев Н.Н., Щербаков Ф.А. Актуальные проблемы четвертичной геологии Баренцева моря // Современные процессы осадконакопления на шельфах Мирового океана. М.: Наука, 1990. С. 76-93.

Ронкина З.З., Вишневская Т.Н. Терригенно-минералогические провинции пермско-мезозойской толщи севера Центральной Сибири // Геология и нефтегазоносность мезозойских прогибов севера Сибирской платформы. Л.: Изд-во НИИГА, 1977. С. 30-39.

Страхов Н.М. Основы теории литогенеза. Т. I. М.: Изд-во АН СССР, 1960. 212 с.

Яшин Д.С., Мельницкий В.Е., Кириллов О.В. Строение и вещественный состав донных отложений Баренцева моря // Геологическое строение Баренцево-Карского шельфа. Л.: ПГО «Севморгеология», 1985. С. 101-115.

 

 

 

Ссылка на статью:

Кошелева В.А. Особенности вещественного состава неоплейстоцен-голоценовых отложений Арктических морей России // Литология и полезные ископаемые. 2002. № 2. С. 160-171.

 





eXTReMe Tracker


Flag Counter

Яндекс.Метрика

Hosted by uCoz