МИНЕРАЛЬНЫЙ СОСТАВ ЛЕГКОЙ ФРАКЦИИ ВЕРХНЕЧЕТВЕРТИЧНЫХ ОСАДКОВ ЖЕЛОБА СВЯТАЯ АННА И ЕГО ПАЛЕООКЕАНОЛОГИЧЕСКАЯ ИНТЕРПРЕТАЦИЯ

М.А. Левитан, Н.А. Кукина*

Скачать *pdf

УДК 551.351.2:549.51:549.651 (268.52)

Институт океанологии им. П.П. Ширшова Российской академии наук 117851 Москва, Нахимовский пр., 36

* Мурманский морской биологический институт РАН 183010 Мурманск, ул. Владимирская. 7

 

   

В статье описано распределение легких минералов, включая зерна кварца различной окатанности, в трех опорных колонках донных осадков в желобе Святой Анны. Показано, что эти данные вместе с материалами по гранулометрии и литературными сведениями по тяжелым и глинистым минералам, фораминиферам, изотопии кислорода, органическому веществу и радиоуглеродным датировкам позволили реконструировать позднечетвертичную историю седиментации, выделив в ней три этапа: ледниковый, ледниково-морской и морской.

 


Специфической чертой Баренцева и Карского морей является наличие поперечных краевых желобов, начинающихся на внешнем шельфе и открывающихся на континентальном склоне «висячими» устьями: Медвежьего, Франца-Виктории, Святой Анны, Воронина (перечислены с запада на восток). В последние годы к ним приковано внимание многих исследователей по трем главным причинам. Во-первых, именно по этим желобам происходит адвекция теплых и соленых атлантических вод в пределы Западно-Арктического шельфа, что оказывает большое влияние на климат Арктики [Rudels et al., 1994]. Во-вторых, считается, что рассматриваемые желоба служат основными путями поставки осадочного материала, в том числе и некоторых поллютантов, из шельфовой области в глубоководные котловины Норвежского моря и Северного Ледовитого океана [Тарасов, 1998]. В-третьих, именно районы развития данных желобов критически важны при определении границ Баренцево-Карского ледникового щита во время максимума последнего оледенения [Svendsen et al., 1999]. Эти структуры заложились в среднем палеозое, испытали тектоническое обновление в поздней перми - раннем триасе, в меловое время, на неотектоническом этапе развития и, наконец, приобрели современный морфологический облик в ходе последнего позднеплейстоценового оледенения и последовавшей дегляциации [Матишов, 1984].

Состоявшиеся в первой половине 90-х годов прошлого века экспедиции на НИС «Дальние Зеленцы» (ММБИ РАН) и «Профессор Логачев» (ПМГРЭ) принесли особенно много информации о современных условиях седиментации, стратиграфии и литологии верхнечетвертичных осадков желоба Святой Анны. В дальнейшем полученные результаты нашли отражение в многочисленных публикациях, например, в статьях [Polyak et al., 1997; Hald et al., 1999]. Три колонки рейса НИС «Профессор Логачев» (1994 г.) - PL 94-08, 94-60 и 96-64 (рис. 1) - были выбраны для комплексного изучения специалистами из Института морских и полярных исследований им. Альфреда Вегенера - AWI (Бремерхафен, Германия), Института океанологии им. П.П. Ширшова РАН (Москва), Мурманского морского биологического института РАН и ВНИИОкеангеология (Санкт-Петербург) в рамках Российско-Германского Карского проекта. Основные результаты работ по данному проекту были опубликованы в монографии [Stein et al., 1999], при этом результаты изучения минералов легкой фракции в перечисленных выше колонках были получены позже и не вошли в итоговую публикацию.

Рисунок 1

Наибольшую дискуссию в настоящее время вызывает генезис диамиктонов - самых древних четвертичных образований, вскрытых в изучаемом желобе и других аналогичных структурах. Ряд исследователей, например [Бондаренко, 2000], предполагают их морское происхождение. Некоторые специалисты [Павлидис и др., 1998; Тарасов, 1998; Мурдмаа, Иванова, 1999] рассматривают эти образования в качестве ледниково-морских отложений, зарубежные коллеги склоняются к их ледниковому генезису [Polyak et al., 1997; Hald et al., 1999; Stein, Knies, 1999].

В настоящей статье на базе детального анализа минералов легкой фракции и с привлечением всей доступной информации мы попытаемся уточнить картину изменения условий и способов седиментации в желобе Святой Анны в конце плейстоцена - голоцене.

 

ФАКТИЧЕСКИЙ МАТЕРИАЛ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Три перечисленных выше колонки, полученные в рейсе НИС «Профессор Логачев» в 1994 г., были вскрыты и описаны в AWI. Там же осуществлялось изучение их гранулометрического состава методом Д. Аттерберга [Andreeva et al., 1999]. Специальное исследование выявило, что методы водно-механического анализа Д. Аттерберга, с одной стороны, и В.П. Петелина [1967], с другой, приводят к очень похожим результатам [Алексеева, Свальнов, 2000]. В качестве границ песчаной и алевритовой, алевритовой и пелитовой фракций принимались, соответственно, 0.063 и 0.002 мм. По результатам гранулометрического анализа методом моментов были рассчитаны коэффициенты Траска. В дальнейшем мы используем только данные по нормированной энтропии (Hr) для оценки сортировки осадка (табл. 1).

Таблица 1

Для минералогического анализа была выбрана фракция 0.25-0.125 мм. В лабораториях AWI осуществлялось ее разделение на легкую и тяжелую подфракции с помощью тяжелой жидкости натрийполивольфрамата (n = 2.87 г/см3). Далее изготавливались постоянные препараты на канадском бальзаме (для изучения легких минералов его показатель преломления равен 1.54). Во фракции 0.5-0.25 мм определялась окатанность зерен кварца по пятибалльной шкале - от совершенно неокатанных зерен с острыми краями (балл 0) до идеально окатанных с равномерно гладкой поверхностью (балл 4) [Хабаков, 1946]. Для определения средней окатанности оценивалась морфология не менее чем 100 зерен, затем количество зерен каждой группы умножалось на их балл, суммировалось, и далее сумма произведений делилась на количество измеренных зерен.

В однородных по составу осадках анализировались пробы через каждые 5-10 см, в слоистых пачках осуществлялся послойный отбор образцов. Н.А. Кукина производила гранулометрические исследования совместно с коллегами из AWI (R. Stein), ВНИИОкеанология (А.А. Крылов, Т.В. Пономаренко) и ИО РАН (М.В. Буртман). Изучение легкой фракции выполнено Н.А. Кукиной.

 

УСЛОВИЯ СОВРЕМЕННОЙ СЕДИМЕНТАЦИИ И ИХ ОТРАЖЕНИЕ В СОСТАВЕ ЛЕГКОЙ ФРАКЦИИ

Современные условия осадконакопления в желобе Святой Анны неоднократно описывались [Hald et al., 1999; Stein et al., 1999], поэтому в данной статье мы остановимся на них лишь вкратце. Рассматриваемый желоб расположен между архипелагами Земли Франца-Иосифа (ЗФИ), Новой Земли и подводным Северо-Карским поднятием. Он вытянут в субмеридиональном направлении с 77 по 82°N. По изобате 200 м его длина составляет 550 км, а ширина - 150-200 км. Максимальные глубины находятся в северной половине желоба и превышают 550 м. Бывали годы (например, 1980, 1982, 1983, 1986), когда акватория желоба покрыта льдом круглогодично. В другие годы 1-2 месяца летом водная поверхность бывает открытой. Стратификация водной толщи выглядит следующим образом: верхний слой полярных вод (0°С, 34.5‰), промежуточные атлантические воды (более теплые и соленые), придонные холодные соленые воды. Атлантические воды распространены на глубине 100(150)-500 м. Они привносятся в желоб Западно-Шпицбергенским течением с севера и хорошо выражены вплоть до центра акватории (см. рис. 1). В то же время в составе промежуточных вод южной части желоба участвуют атлантические воды, пришедшие из Норвежского моря через Медвежий желоб Баренцева моря и трансформированные в баренцевоморские воды [Loeng, 1991; Rudels et al., 1994]. Айсберги поставляются ледниками Земли Франца-Иосифа и Северного острова Новой Земли и распространены в основном в юго-западной части акватории желоба.

Ранее была показана высокая информативность результатов изучения минералов легкой фракции из поверхностного слоя донных осадков для выявления питающих провинций и путей транспортировки осадочного материала в Карском море [Левитан и др., 1998] и желобе Святой Анны [Левитан и др., 1999; Kukina et al., 1999]. В частности, нами были закартированы три ассоциации легких минералов в современных осадках желоба Святой Анны: северная (полевошпатово-кварцево-карбонатная), восточная (кварц-полевошпатовая) и западная (полевошпатово-литокласто-кварцевая). Основными источниками материала песчаных фракций служат окружающие островные поднятия. Обогащение биогенными карбонатами осадков северной и центральной части ложа желоба связано с воздействием промежуточных атлантических вод. Присутствие айсбергов в осадках фиксируется увеличением содержания обломков и зерен горных пород [Левитан и др., 1999]. Окатанность зерен кварца возрастает к центру желоба, что отражает роль длительности переноса в этом процессе [Кукина, 2000]. Кварц-полевошпатовое отношение (Q/Fs) примерно равно единице около ЗФИ и возрастает до 3-6 ближе к Новой Земле и Северо-Карской возвышенности.

 

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Вскрытые грунтовыми трубками верхнечетвертичные отложения желоба Святой Анны состоят из трех литостратиграфических горизонтов: ледникового, ледниково-морского и морского [Polyak et al., 1997]. Выделяемый иногда в качестве отдельного горизонта поверхностный слой окисленных осадков [Крылов, 2000] следует включить в состав морских отложений. Ледниковые образования представлены плотным массивным диамиктоном серого и темно-серого цвета, вмещающим неокатанные обломки горных пород размером до 10 см и редкие линзы песка. Считается, что генетически это базальный тилл [Polyak et al., 1997]. Ледниково-морской горизонт отличается ярко выраженной слоистой текстурой. В его состав входят переслаивающиеся коричневые и красно-коричневые погребенные окисленные слои плотных глин, серые и зеленовато-серые пески (с градационной текстурой в нижней половине горизонта), серые алевритистые глины с полосчатой текстурой и другие литологические разности. Пачка морских осадков сложена в основном биотурбированными оливково-серыми пелитовыми илами с гидротроилитом, приобретающими желтовато-коричневый цвет в верхней части разреза. Предполагается, что ледниковый горизонт накапливался во время максимума последнего (валдайского) оледенения до 13.3 тыс. лет назад (скорректированный радиоуглеродный возраст), ледниково-морской - от 13.3 до 10.0 тыс. лет назад и морской - после 10.0 тыс. лет назад [Polyak et al., 1997; Hald et al., 1999]. Мощность ледниково-морского и морского горизонта в желобе Святой Анны уменьшается с юга на север [Andreeva et al., 1999; Levitan et al., 1999].

В табл. 2 приведены радиоуглеродные датировки для изученных нами колонок донных осадков, полученные методом ускорительной масс-спектрометрии по раковинам двустворчатых моллюсков и бентосных фораминифер.

Таблица 2

Колонка PL 94-08 (рис. 2). Литологический разрез представлен (сверху вниз): алевритово-пелитовыми илами различных оттенков коричневого цвета - морской горизонт (0-55 см); переслаиванием зеленовато-серых и темно-оливковых алевритов, слагающих большую часть пачки, с песками и алевритистыми песками - ледниково-морской горизонт (55-105 см); красновато-коричневым и темно-серым диамиктоном с прослоем мелкозернистого песка в интервале 113-120 см - ледниковый горизонт (105-185 см).

Рисунок 2

Средний гранулометрический состав морского горизонта (в вес. %): гравийная фракция (более 2.0 мм) - 0.94%, песчаная фракция (2.0-0.63 мм) - 5.30%, алевритовая фракция (0.63-0.002 мм) - 41.27%, пелитовая фракция (менее 0.002 мм) - 52.49%. Верхняя часть горизонта (0-30 см) обладает более тонкозернистым составом (содержит больше пелита), чем нижняя. Средний гранулометрический состав ледниково-морского горизонта (в вес. %): гравий - 0.69, песок - 12.50, алеврит - 53.88, пелит - 32.93. Верхняя часть пачки (55-60 см) обогащена песчано-гравийным материалом и обеднена алевритом по сравнению с нижней частью. Содержание пелита по разрезу почти не меняется. Средний гранулометрический состав ледникового горизонта (в вес. %): гравий - 3.77, песок - 18.70, алеврит - 44.07, пелит - 33.46. Вниз по разрезу возрастает содержание гравийного материала. Концентрация песка и алеврита изменяется по колонке незакономерно, содержание пелитовой фракции более или менее постоянно.

В осадках морского горизонта значения нормированной энтропии колеблются от 0.37 до 0.51, т.е. осадки умеренно сортированы. Для ледниково-морских отложений соответствующие значения варьируют от 0.52 до 0.68, следовательно, можно говорить об их плохой сортировке. Наконец, ледниковые образования характеризуются величиной нормированной энтропии от 0.60 до 0.71, т.е. тоже плохо сортированы (несколько хуже, чем ледниково-морские осадки). Таким образом, вверх по разрезу колонки при переходе от ледниковых отложений к ледниково-морским и морским осадки становятся более тонкозернистыми и лучше сортированными. В них уменьшается содержание песчано-гравийного материала и возрастает концентрация пелита. В целом по гранулометрическому составу морские осадки можно назвать алевритово-пелитовыми илами, среди ледниково-морских отложений преобладают глинистые алевриты, а ледниковые образования представлены песчанисто-глинистыми алевритами (миктитами).

Выход тяжелой фракции по разрезу меняется незначительно и в среднем составляет 5-8%. В легкой фракции мы опишем распределение по колонке четырех параметров: Q/Fs отношения, содержания биогенного карбоната, концентрации обломков горных пород и коэффициента окатанности кварца. Сверху вниз Q/Fs отношение в интервале 0-160 см практически не меняется (характерны небольшие колебания около значения 2.0), а ниже по разрезу в ледниковых образованиях достигает 3.0. Содержание биогенных карбонатов в интервале 0-30 см уменьшается от 53 до 0%, и ниже по колонке карбонатов нет вообще. Концентрация обломков горных пород в рассматриваемой фракции морских и ледниково-морских отложений варьирует между 5 и 10%, обогащая (до 13%) только песчаный прослой на уровне 60 см. В ледниковых образованиях количество обломков горных пород возрастает, достигая 18% на уровне 120 см. Средний коэффициент окатанности кварца в морских осадках равен 1.84 (т.е. он слабо окатан); в ледниково-морских отложениях кварц окатан лучше и в нижнем песчаном прослое с градационной текстурой коэффициент окатанности доходит до 2.3; в ледниковых образованиях вниз по разрезу окатанность ухудшается, составляя в забое колонки 1.60.

Колонка PL 94-60 (рис. 3). Литологический разрез представлен (сверху вниз): темно-серыми и серыми алевритово-пелитовыми илами, вмещающими растительные остатки, трубки полихет, примазки гидротроилита (0-308 см); темно-коричневыми алевритово-пелитовыми илами, переслаивающимися с песчанистыми алевритами, преобладающими в интервале 345-382 см и включающими редкие обломки горных пород кремнистого состава размером 1-5 см (308-382 см). В соответствии с табл. 2 все описанные осадки относятся к морскому голоценовому горизонту. Несоответствие глубины забоя в нашем описании и глубины наиболее древнего датированного образца в табл. 2 объясняется тем, что на данной станции были получены и изучены различными исследователями несколько колонок, слегка различающихся по своей длине.

Рисунок 3

Средний гранулометрический состав верхней пачки сероцветных илов (в вес. %): гравий - 0.15, песок - 1.90, алеврит - 43.74, пелит - 54.21. Тонкие илы нижней пачки обладают сходным механическим составом, а более грубозернистые осадки характеризуются следующим содержанием основных фракций (вес. %): гравий - 6.79, песок - 21.04, алеврит - 47.74, пелит - 24.43. Значения нормированной энтропии в интервале 0-340 см колеблются от 0.34 до 0.51, что соответствует умеренно сортированным осадкам, а ниже по разрезу они равны 0.69-0.73, т.е. в этой пачке осадки сортированы плохо. Таким образом, вниз по разрезу осадки становятся более крупнозернистыми и хуже сортированными. В целом тонкозернистые осадки можно назвать алевритово-пелитовыми илами, а крупнозернистые - песчано-глинистыми алевритами с гравием и галькой.

Выход тяжелой фракции уменьшается от 20% в кровле разреза до 3-4% в подошве. Q/Fs отношение по разрезу практически не меняется, составляя около 1.0. Исключением является интервал 120-180 см, в котором это отношение повышено и в одном из образцов достигает 3.0. Содержание биогенных карбонатов в целом невелико. Довольно очевиден тренд их неравномерного уменьшения от 6-8% в верхней части колонки до 0% на уровне 380 см. Содержание обломков горных пород слабо уменьшается вниз по разрезу в интервале 0-315 см - от 25-30 до 15%. Ниже их концентрация заметно возрастает, достигая почти 40% в призабойных осадках. Коэффициент окатанности кварца слабо возрастает вниз по колонке от 1.55 до 1.80. По сумме полученных данных можно предположить, что в строении нижней (миктитовой) части разреза принимали участие продукты размыва ледниковых образований. Уместно напомнить, что диамиктон обнажается в виде небольших гряд (боковых морен?) на склонах желоба, а в колонках PL 94-07 (см. рис. 1) и PL 94-08 продукты его размыва (судя по данным о тяжелых минералах) были обнаружены в ледниково-морских осадках [Levitan et al., 1999; Polyak et al., 1997].

Колонка PL 94-64 (рис. 4). Литологически осадки представлены довольно однородными темно-серыми алевритово-пелитовыми илами с примазками гидротроилита и редкими обломками раковин двустворчатых моллюсков. Спорадически встречены маломощные прослои оливково- и зеленовато-коричневых алевритово-пелитовых илов. На уровне 170-180 см отмечено слабое обогащение песчаным материалом. Судя по единичной радиоуглеродной датировке (см. табл. 2) и по результатам сравнения с литологически сходным и хорошо датированным разрезом рядом расположенной колонки PL 94-67 (см. рис. 1) [Polyak et al., 1997; Hald et al., 1999], описанные осадки относятся к голоцену.

Рисунок 4

Гравийных частиц обычно содержится менее 1 вес. %, наиболее часто встречаются концентрации песчаных фракций от 1 до 35%, алевритовых - 37-52%, пелитовых - 46-60%. Средние содержания, соответственно, равны 0.88, 2.65, 42.87, 53.6%. Значения нормированной энтропии колеблются от 0.30 до 0.49, что соответствует умеренной сортировке донных осадков.

Содержание тяжелой фракции подвержено довольно резким колебаниям, составляя в среднем около 20%. Q/Fs отношение по разрезу почти не меняется, варьируя от 1.0 до 1.3. Лишь в интервале 105-150 см оно возрастает, достигая 2.9 на уровне 150 см. Содержание биогенных карбонатов в целом невысоко, их концентрация последовательно уменьшается от 8-10% на поверхности до нуля на глубине 350 см. Содержание обломков горных пород незначительно уменьшается вниз по колонке от 30% на поверхности до 18% на уровне 315 см, а ниже скачком возрастает до 28%. Значения коэффициента окатанности кварца весьма изменчивы, при этом наблюдается явный тренд возрастания окатанности вниз по колонке - от 1.8 на поверхности до 2.1 в забое.

 

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Как отмечалось в предыдущем разделе, осадки ледниково-морского и ледникового генезиса охарактеризованы данными по легкой фракции лишь в колонке PL 94-08. Однако, объединив эти материалы с имеющимися в литературе описаниями многих колонок, поднятых в желобе Святой Анны, и дополнительными аналитическими данными, можно сделать ряд вполне определенных палеоокеанологических выводов по отношению к периодам формирования как ледниковых образований, так и ледниково-морских отложений.

Диамиктон отличается обилием переотложенных четвертичных фораминифер (14С определения зашкаливают за 55 тыс. лет) [Hald et al., 1999], а также спорово-пыльцевыми спектрами мелового возраста (данные А.Ю. Шараповой, устное сообщение С.А. Корсуна, 2000). Тяжелые минералы в нем представлены в основном пиритом, сидеритом и черными рудными [Levitan et al., 1999]. Подавляющая часть этих минералов переотложена предположительно из меловых пород, подстилающих диамиктон. На острове Визе, венчающем Северо-Карское поднятие, упомянутые тяжелые минералы составляют свыше 50% тяжелой фракции в верхнемеловых песчаниках [Кошелева, Яшин, 1999]. Среди глинистых минералов отмечено повышенное содержание каолинита и пониженное иллита (по сравнению с морскими и ледниково-морскими отложениями) [Крылов, 2000]. По данным углепетрографических исследований, в диамиктоне доминируют частицы угля, витринита и другие остатки органического вещества, имеющие терригенное происхождение [Boucsein, 2000]. Столь же определенно терригенный характер рассеянного органического вещества фиксируется по C/N отношению и величине водородного индекса HI [Stein, Knies, 1999]. Все эти данные свидетельствуют в пользу континентально-ледникового генезиса диамиктона желоба Святой Анны (в виде основной морены). При этом ледниковый покров, видимо, достигал дна желоба, а основным источником материала служили подстилающие коренные меловые породы и более древние четвертичные осадки. Лишь временами в конце существования ледника возникали спорадические водные (подледные?) потоки, приводившие к отложению прослоев и линз песков.

В начале дегляциации 13.3 тыс. лет назад в желоб проникли морские воды и одновременно за счет таяния ледника появилась большая масса пресной воды, что отчетливо зафиксировано в изотопно-кислородном составе раковин бентосных фораминифер [Polyak et al., 1997; Hald et al., 1999]. Установление водообмена с Центральной Арктикой привело к появлению примеси органического вещества морского происхождения [Stein, Knies, 1999; Boucsein, 2000], а также весьма немногочисленных инситных, судя по радиоуглеродным датировкам [Hald et al., 1999], планктонных и бентосных фораминифер, которые время от времени фиксировали в своем составе эпизоды проникновения атлантических вод в желоб Святой Анны. Мощность ледникового покрова в течение периода дегляциации постоянно уменьшалась. В начале этого периода ледниковый покров существовал круглогодично. Седиментация носила подледный характер и осуществлялась в импульсивном режиме: чередовались отложения подледных плотностных потоков, накапливавшихся чрезвычайно быстро, и тонкие осадки из нефелоидного слоя, аккумулировавшиеся очень медленно (погребенные окисленные горизонты и т.п.). Характерная повышенная окатанность зерен кварца в песчаных турбидитах свидетельствует, на наш взгляд, о ведущей роли гидродинамической активности в этом процессе, а не о смене источников кварца или увеличении роли дальности транспортировки. Во второй половине периода дегляциации временами, судя по прослоям айсберговых осадков, содержащих повышенное количество обломков горных пород и плохо окатанный кварц, покров льда исчезал и появлялась возможность перемещения айсбергов по водной поверхности. Уменьшившаяся мощность ледового покрова позволила вовлечь в качестве источника осадочного материала породы обоих бортов желоба. Судя по изменению состава комплексов легких, тяжелых и глинистых минералов, заметную роль играла поставка осадочного вещества со склонов Новой Земли и Северо-Карского поднятия. Действительно, в составе ассоциаций тяжелых минералов начинают доминировать клинопироксены, черные рудные, эпидот и амфиболы. Время от времени в колонках фиксируются прослои с набором тяжелых минералов, типичным для диамиктона [Polyak et al., 1997; Levitan et al., 1999]. Среди глинистых минералов резко возрастает роль иллита и смектита, концентрация каолинита быстро уменьшается [Крылов, 2000].

Гранулометрический состав морских голоценовых осадков трех изученных колонок отличается высокой степенью сходства: это умеренно сортированные алевритово-пелитовые илы, лишь в самых низах колонки PL 94-60 сменяющиеся пачкой более крупнозернистых осадков. Учитывая нахождение данной колонки в глубокой рукавообразной депрессии к северу от Новой Земли (см. рис. 1), можно допустить происхождение отмеченной пачки за счет подводно-осыпных склоновых процессов. Все имеющиеся данные по вещественному составу также подтверждают эту гипотезу. Таким образом, в голоцене по всей акватории на ложе желоба Святой Анны накапливался в целом однообразный осадочный материал, при этом скорость седиментации заметно уменьшалась с юга на север.

Постоянство кварц-полевошпатового отношения по разрезу каждой из колонок в голоценовых осадках свидетельствует о сохранении на протяжении последних 10 тыс. лет относительной роли каждой из основных питающих провинций желоба Святой Анны. Лишь эпизод усиления поставки осадочного материала из ледниковых отложений на склоне желоба около Новой Земли, происшедший 2.5-4.0 тыс. лет назад, сказался на Q/Fs отношении в колонках PL 94-60 и PL 94-64.

Отчетливо проявленные (хотя и слабые) тренды увеличения содержания обломков горных пород и уменьшения окатанности песчаных зерен кварца в голоцене вверх по разрезу осадков южной части желоба, на наш взгляд, свидетельствуют о тенденции уменьшения среднегодовой толщины ледового покрова и возрастании продуктивности айсбергов в связи с общим потеплением в голоцене. Повышение содержания обломков горных пород в осадках нижней части колонки PL 94-64 (древнее 5.2 тыс. лет назад) совпало с увеличением медианного диаметра вмещающих осадков и, как отмечалось выше, могло быть обусловлено локальными склоновыми процессами.

Особый интерес представляет собой распределение биогенных карбонатов в легкой фракции голоценовых осадков. В колонке PL 94-08 карбонаты представлены раковинками планктонных и секреционных бентосных фораминифер, появляющихся в середине голоцена и быстро увеличивающих свою численность вверх по разрезу. Произведенный микропалеонтологами фораминиферовый анализ в рядом расположенной колонке PL 94-07 [Hald et al., 1999] выявил абсолютно такую же, как и в изученной нами колонке PL 94-08, тенденцию распределения по разрезу планктонных фораминифер и бентосной фораминиферы Cassidulina teretis, связанной с распространением атлантических вод. К сожалению, в обеих колонках геохронологический контроль оставляет желать лучшего. Ясно лишь, что выявленное возрастание численности бентосных и планктонных фораминифер в осадках северной половины желоба, обусловленное адвекцией промежуточных атлантических вод, началось где-то в средней части голоцена. Это не противоречит описанному нами в голоценовых осадках плато Ермак [Левитан и др., 2000] увеличению численности раковинок планктонных фораминифер вверх по разрезу, которое началось 7 тыс. лет назад. В то же время подобное явление в осадках желоба Франца-Виктории выражено гораздо слабее [Lubinski et al., 1996], что, видимо, объясняется локальной гидрологической ситуацией. Учитывая важность адвекции атлантических вод для климата Северного Ледовитого океана, данная проблема нуждается в дальнейшем изучении. В южной части желоба Святой Анны (колонки PL 94-60 и PL 94-64) биогенные карбонаты представлены раковинным детритом двустворчатых моллюсков. Не исключено, что отмеченные для обеих колонок тренды возрастания концентрации биогенных карбонатов вверх по разрезу голоцена отражают (естественно, косвенным образом) увеличение адвекции атлантических вод в виде трансформированных баренцевоморских вод на юге рассматриваемого желоба. Это приводило к увеличению первичной продукции, что через пищевые цепи вело к возрастанию биомассы зообентоса.

В течение голоцена мощность ледового покрова уменьшилась до такой степени, что поставка осадочного материала за счет таяния льдов перестала играть ведущую роль. В качестве источника осадочного вещества вовлекаются еще более отдаленные области, вплоть до внутренних районов Карского моря: на юго-востоке региона заметно увеличилось количество клинопироксенов [Крылов, 2000]. Судя по минералогическим данным [Levitan et al., 1999], постепенно возрастает относительное значение ЗФИ как питающей провинции. Вероятно, это явление обусловлено значительно большей площадью и большей средней высотой суши, освободившейся от льда, на ЗФИ по сравнению с Северо-Карским поднятием. Растет продуктивность рассматриваемого бассейна, что находит отражение не только в распределении биогенных карбонатов и гидротроилита, но и в составе органического вещества [Stein, Knies, 1999; Boucsein, 2000], а также в широком развитии биотурбационных текстур. Смена господствующих механизмов седиментации (по сравнению с периодом дегляциации) привела к увеличению роли дальности переноса осадочного материала поверхностными и придонными течениями как в сортировке донных осадков, так и в окатанности зерен кварца. В целом скорости осадконакопления резко уменьшаются, при этом до 8 тыс. лет назад скорости седиментации были выше, чем позднее, возможно, за счет усиленной поставки осадочного вещества сибирскими реками [Polyak et al., 2000, 2002].

 

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Эволюция седиментации в желобе Святой Анны за последние примерно 15 тыс. лет была тесно связана с историей климатических изменений. Выделяются три этапа осадконакопления: ледниковый, ледниково-морской и морской. Во время каждого этапа существовал свой набор параметров седиментации: типа бассейна; мощности ледового (ледникового) покрова; процессов и механизмов подготовки, транспортировки и аккумуляции осадочного материала; питающих провинций; связи с другими осадочными бассейнами; величины первичной продукции.

На этапе ледниковой седиментации в поздневалдайское время ледник достигал мощности нескольких сот метров и находился в непосредственном контакте с дном желоба. В континентальных условиях формировались основная и боковая морены. Главной питающей провинцией являлось дно желоба, сложенное в основном меловыми обломочными породами. Районы подготовки, транспортировки и аккумуляции осадочного материала располагались на очень коротком расстоянии друг от друга.

В течение этапа дегляциации (13.3-10.0 тыс. лет назад) мощность ледникового покрова уменьшалась, в бассейн седиментации стали подо льдом поступать морские воды с юга и севера. Основные эпизоды интенсивной седиментации были связаны с таянием ледника и поступлением в бассейн осадконакопления в импульсном режиме огромных масс пресной воды, смешивавшейся с морской. Питающие провинции охватывали постепенно все большую площадь бортовых зон желоба, в том числе и гряды боковых морен. Постепенно и очень неравномерно росла первичная продукция. К концу этапа временами сплошной покров морских льдов исчезал и их место занимали айсберги.

С окончанием дегляциации и началом морского этапа (10.0 тыс. лет назад) относительная роль морских льдов сильно уменьшилась и их толщина, видимо, не превышала нескольких метров. Среди механизмов седиментации превалирует осадконакопление из нефелоидного слоя. В связи с резко возросшей (особенно во второй половине голоцена) первичной продукцией широкое распространение получили процессы биотранспорта. География питающих провинций заметно расширилась, при этом увеличилась относительная роль Земли Франца-Иосифа. Существенно более тесной стала связь с бассейнами седиментации на юге (с Баренцевым и Карским морями) и на севере (обмен осадочным материалом с Центральной Арктикой). Максимальных значений достигло расстояние между областями подготовки и аккумуляции осадочного материала.

В описанной последовательности геологических событий многое нуждается в более тщательном геохронологическом контроле и увеличении «разрешающей способности» проводимых исследований. Поэтому очевидна необходимость продолжения изучения желоба Святой Анны.

 

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

Алексеева Т.Н., Свальнов В.Н. К методике гранулометрического анализа тонкозернистых осадков // Океанология. 2000. № 2. С. 304-312.

Бондаренко С.А. Литология и палеогеография отложений желоба Святой Анны // Пробл. литологии, геохимии и рудогенеза осадочного процесса. Т. 1. М.: ГЕОС, 2000. С. 121-124.

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

Крылов А.А. Литология современных донных осадков северо-западной части Карского моря / Дисс. ... канд. геол.-мин. наук. СПб.: СПГУ, 2000. 19 с.

Кукина Н.А. Литология и минералогия верхнечетвертичных отложений желоба Святой Анны / Дисс. ... канд. геол.-мин. наук. М.: ИО РАН, 2000. 20 с.

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

Левитан М.А., Тарасов Г.А., Буртман М.В., Кукина Н.А. Минеральный состав поверхностного слоя донных осадков желоба Святая Анна // Океанология. 1999. № 6. С. 273-285.

Левитан М.А., Митяев М.В., Иванов В.В. Фациальная изменчивость голоценовых отложений плато Ермак по данным изучения фракции более 0.063 мм // Литология и полез. ископаемые. 2000. № 3. С. 235-245.

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

Мурдмаа И.О., Иванова Е.В. Послеледниковая история осадконакопления в шельфовых впадинах Баренцева моря // Литология и полез. ископаемые. 1999. № 6. С. 576-595.

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

Петелин В.П. Гранулометрический анализ морских осадков. М.: Наука, 1967. 168 с.

Романовский С.И. Седиментологические основы литологии. Л.: Недра, 1977. 405 с.

Тарасов Г.А. Верхнечетвертичный седиментогенез на шельфе западно-арктических морей / Дис. ... докт. геол.-мин. наук. М.: ИО РАН, 1998. 48 с.

Хабаков А.В. Об индексах окатанности галечников // Сов. геология. 1946. № 10. С. 98-99.

Andreeva I.A., Tarasov G.A., Kukina N.A., Krupskaya V.V. Granulometric composition of Upper Quaternary sediments in the St. Anna Trough // Ber. Polarforsch. 1999. № 342. P. 205-213.

Boucsein B. Organic carbon in Late Quaternary sediments: Responses to paleoenvironmental changes in the Laptev and Kara Seas // Ber. Polarforsch. 2000. № 365. 133 p.

Hald M., Kolstad V., Polyak L. et al. Late-glacial and Holocene paleoceanography and sedimentary environments in the St. Anna Trough, Eurasian Arctic Ocean margin // Palaeogeogr., palaeoclim., palaeoecol. 1999. V. 146. P. 229-249.

Kolstad V. Paleomiljøendringer i St. Anna-renna fra siste istid og til i dag, belyst ved lito- og foraminiferstratigrafi. Cand. Sci. Thesis. Univ. Tromsø. 1996. 131 p.

Kukina N.A., Levitan M.A., Tarasov G.A. Distribution of light minerals in surface sediments of the St. Anna Trough // Ber. Polarforsch. 1999. № 342. P. 134-138.

Levitan M.A., Andreeva I.A., Bourtman M.V., Smirnova L.S. Heavy minerals in Upper Quaternary sediments of the northern and eastern Kara Sea // Ibid. 1999. P. 214-228.

Loeng H. Features of the physical oceanographic conditions of the Barents Sea // Polar Res. 1991. V. 10(1). P. 5-18.

Lubinski D., Korsun S., Polyak L. et al. The last deglaciation of the Franz Victoria Trough, northern Barents Sea // Boreas. 1996. V. 25. P. 89-100.

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

Polyak L., Levitan M., Gataullin V. et al. The impact of glaciation, river-discharge, and sea-level change on Late Quaternary environments in the southwestern Kara Sea // Intern. Journ. Earth Sci. 2000. V. 89. P. 550-562.

Polyak L., Levitan M., Khousid T. et al. Variations in the influence of riverine discharge on the Kara Sea during the last deglaciation and the Holocene // Global Planet. Change. 2002. Vol. 32. P. 291-309.

Rudels В., Jones E.P., Anderson L.G., Kattner G. On the intermediate depth waters of the Arctic Ocean / Eds. Johannessen O.M., Muench R.D., Overland J.E. The polar oceans and their role in shaping the global environment: The Nansen centennial volume. Amer. Geophys. Union, 1994. P. 33-46.

Stein R., Fahl K., Ivanov G.I., Levitan M.A., Tarasov G.A. Modern and Late Quaternary depositional environment of the St. Anna Trough area, northern Kara Sea // Ber. Polarforsch. 1999. № 344. 245 p.

Stein R., Knies J. The Quaternary organic carbon records in the St. Anna Trough (Kara Sea) // Ibid. 1999. P. 229-245.

Svendsen J.I., Astakhov V.I., Bolshiyanov D.Yu. et al. Maximum extent of the Eurasian ice sheets in the Barents and Kara Seas region during the Weichselian // Boreas. 1999. V. 28(1). P. 234-242.

  

 

Ссылка на статью:

Левитан М.А., Кукина Н.А. Минеральный состав легкой фракции верхнечетвертичных осадков желоба Святая Анна и его палеоокеанологическая интерпретация // Литология и полезные ископаемые. 2002. № 3. С. 306-315.

 





eXTReMe Tracker


Flag Counter

Яндекс.Метрика

Hosted by uCoz