ПРОИСХОЖДЕНИЕ СЛАБОКОНСОЛИДИРОВАННЫХ ОСАДКОВ БАРЕНЦЕВОМОРСКОГО ШЕЛЬФА

©2009 г. Р.Б. Крапивнер

Скачать *pdf статьи можно здесь:

 УДК 551

ЗАО Гидрогеологическая и геоэкологическая компания «ГИДЭК»

 

   

Рассматривается проблема происхождения покровного комплекса слабоконсолидированных осадков. Обосновывается вывод о том, что характерная для него акустическая прозрачность сейсмоза-писи отражает низкую степень диагенетических преобразований осадков и свидетельствует о непрерывности процесса седиментации. Согласно традиционным представлениям, в этот единый се-диментационный комплекс включается и диамиктон, и разрез интерпретируется снизу вверх как триада: диамиктон, который считается тиллом, вышележащие слабоконсолидированные осадки, связанные с разными обстановками дегляциации в ледниково-морских условиях, и, наконец, послеледниковые морские отложения. Показано, что подобные представления вступают в противоречие с геолого-геоморфологическими признаками (в том числе с датировками отложений физическими методами) длительного седиментационного перерыва, разделяющего эпохи формирования диамик-тона и покрова слабоконсолидированных осадков. Выполненный анализ показал, что состав, вертикальная последовательность и распределение по площади различных литологических типов слабоконсолидированных осадков объясняются не ролью ледникового фактора, а закономерной сменой во времени и в пространстве различных фациальных обстановок трансгрессировавшего арктического моря. Такой вывод подтверждается и составом фауны фораминифер.

 


Незначительный по мощности верхний структурно-формационный ярус многокилометрового осадочного чехла на Баренцевоморском шельфе отделен от подстилающих слоев границей регионального несогласия и представлен своеобразными фациями, не встречающимися в более глубоких горизонтах геологического разреза. Изучение формирующих этот ярус отложений, активизировавшееся с 70-80-х годов прошлого века, долгое время базировалось на результатах непрерывного сейсмоакустического профилирования (НСП) и опробования донных отложений, отобранных грунтовыми трубками. Норвежскими геологами использовались также данные морского бурения с выборочным отбором керна, выход которого, как правило, не превышал 5-6% [Hald et al., 1990, Saettem et al., 1992]. В результате проведенных исследований было установлено, что преобладающим литотипом в составе отложений верхнего структурно-формационного яруса являются мореноподобные образования - плохо сортированные в целом неслоистые песчано-алеврито-глинистые породы с примесью эрратического и местного грубообломочного материала, повсеместно перекрытые плащем акустически прозрачных слабоконсолидированных осадков. Ниже эти мореноподобные образования будут в соответствии с [Flint et al., 1960] называться генетически нейтральным термином диамиктон, а отложения верхнего структурно-формационного яруса - новейшими, что подчеркивает их хронологическую связь с неотектонической эпохой.

Обычно считается, что диамиктон и перекрывающие его слабоконсолидированные осадки формировались в течение единого седиментационного цикла, в котором отложение базального тилла (диамиктона) последовательно сменялось накоплением ледниково-морских, а после исчезновения ледника - нормальных морских фаций [Лаврушин, 1989; Elverhøi et al., 1989; Polyak et al., 1995 и др.]. Ниже будут приведены данные, свидетельствующие о том, что строение разреза слабоконсолидированных осадков отражает трансгрессивное развитие субарктического морского бассейна, не связанное с процессами дегляциации.

Статья базируется на результатах исследований российского сектора Баренцевоморского шельфа (до широты 76°), проводимых Арктической морской инженерно-геологической экспедицией с 1980 г. с использованием упомянутых выше методов, а также данных морского бурения. При глубинах моря более 50-60 м работы велись с судна, обеспеченного средствами динамической стабилизации в точке бурения. Проходка скважин осуществлялась с помощью вдавливаемого грунтоноса или двойной колонковой трубы, что позволяло получать высокий (в среднем 70-80%) выход керна при его хорошей сохранности. На более мелководных площадях использовалось буровое судно с якорной системой стабилизации. Всего было пробурено около 250 скважин, половина которых пересекла новейшие отложения и углубилась в их субстрат, часто на 10-20 м и более.

В процессе инженерно-геологических работ выполнен огромный объем лабораторных исследований физико-механических свойств новейших и мезозойских отложений, во многих скважинах изучались заключенные в этих отложениях палеонтологические остатки, главным образом, фораминиферы. Приводимые в статье данные фораминиферового анализа получены во ВНИИМоргео (Рига) О.Г. Окуневой (скважина 210) и В.Г. Михайловым (скважины 199, 72), а также во ВНИИОкеангеология (Санкт-Петербург) Л.В. Поляком (скважина 140). Цифры количественного содержания фораминифер отнесены к воздушно-сухому образцу весом 100 г. Довольно широко применялось радиоуглеродное датирование содержащихся в слабоконсолидированных осадках фораминифер методом АМС, результаты которого опубликованы ранее [Polyak et al., 1995]. Во всех случаях ошибка определений не выходила за рамки ±60-135 лет. В скважине 210 материалом для датирования служило, в основном, дисперсное органическое вещество, образцы анализировались в Институте геохимии и физики минералов АН Украины, г. Киев. В этом же институте выполнялись радиоуглеродный и термолюминесцентный (скважины 183, 199, 210) анализы образцов консолидированных новейших отложений.

 

ИЗОБРАЖЕНИЕ НА СЕЙМОЗАПИСЯХ И УСЛОВИЯ ЗАЛЕГАНИЯ ОСАДКОВ

Архитектура донного рельефа отображена на рис. 1. В Центральной котловине глубины моря составляют 250-350 м (до 390 м), в устьях открывающихся на ее поверхность желобов - 250-300 м, тогда как вершины мелководных банок характеризуются изобатами 50-100 м, Мурманской и Центрально-Баренцевской возвышенностей - 130-200 м, Адмиралтейской - 120-150, изредка - 50-100 м. На обширном Печоро-Канинском мелководье преобладают глубины 50-80 м, у подножья мелководных банок возрастающие до 100-150 м. Внешний край прибрежных цокольных террас расположен на изобатах 150-200 м.

Рисунок 1

Недавно автором [Крапивнер, 2006] был обоснован вывод о том, что эпохи формирования диамиктона и перекрывающих его слабоконсолидированных осадков разделены длительным периодом седиментационного перерыва, в течение которого полностью осушенный шельф дренировался реками. На это указывают следующие факты. Слабоконсолидированные осадки залегают на разных по глубине эрозионного среза и (или) палеомагнитной полярности горизонтах диамиктона, а местами непосредственно на мезозойских или домезозойских породах. Интерполяция радиоуглеродных и термолюминесцентных датировок, распределенных в вертикальных разрезах новейших отложений, до подошвы слабоконсолидированных осадков показывает, что их накопление началось 15-16 тысяч лет назад, а продолжительность предшествовавшего седиментационного перерыва измерялась десятками тысяч лет. В современном донном рельефе выделяются две разветвленные системы линейных понижений, ограниченные склонами разной морфометрической выразительности, с шириной днища от первых километров до 20-45 км. Плановый рисунок каждой из них напоминает самостоятельную гидрографическую сеть, одна из которых практически непрерывно прослеживается до северной, а вторая - до западной бровок шельфа. Наиболее отчетливыми фрагментами этих предполагаемых речных долин, ныне погребенных под морскими осадками, являются краевые и поперечные желоба (см. рис. 1). Они прорезают диамиктон, врезаясь в подстилающий мезозойский субстрат на глубину до 200 м, а их склоны и днища облекаются слабоконсолидированными осадками. Подобные взаимоотношения объясняются тем, что краевые желоба окаймляют, а поперечные пересекают крупные орографические сооружения, которые в период общего осушения шельфа, предшествовавший накоплению верхнего седиментационного комплекса, испытывали поднятия наибольшей амплитуды. По этой причине нынешние желоба закладывались как наиболее глубоко врезанные антецедентные участки речных долин. На глубоководных площадях погребенные под слабоконсолидированными осадками линзовидные в поперечном разрезе тела русловых песков фиксируются сейсмозаписями на абсолютных отметках, далеко выходящих за рамки, допустимые гляцио-эвстатической концепцией (см. рис. 2, 3). На Печоро-Канинском мелководье и, возможно, в Центральном желобе они вскрыты бурением (скважины 3, 104, 210, 371, см. рис. 1).

Рисунок 2    Рисунок 3

Таким образом, современный донный рельеф отражает недавний субаэральный этап развития шельфа и начавшиеся в конце позднего плейстоцена общие неравномерные погружения, амплитуда и скорость которых возрастали от современных окраинных и внутренних мелководий к площадям, ныне характеризующимся наибольшими глубинами моря. Верхний седиментационный комплекс лишь на Печоро-Канинском мелководье отличается широким распространением песков, на остальной площади в его составе абсолютно преобладают алевриго-глинистые осадки, которые благодаря особенностям их диагенетического уплотнения легко распознаются на записях НСП. Степень уплотнения этих осадков вниз по разрезу при их относительно однородном гранулометрическом составе удобно оценивать величиной принятого в инженерной геологии показателя консистенции (текучести): Il = W - Wp/Wl -Wp, где W -природная влажность, Wl и Wp - влажность на условных пределах соответственно текучести и пластичности. Различают консистенцию: текучую (1 < Il), текучепластичную (0.75 < Il < 1), мягкопластичную (0.5 < Il < 0.75), тугопластичную (0.25 < Il <0.5) полутвердую (0 < Il < 0.25) и твердую (Il <0).

Диагенез глинистых осадков начинается с физико-химических преобразований, приводящих к самопроизвольному уплотнению ила [Осипов, 1979]. В дальнейшем развивается его гравитационное уплотнение, которое в соответствии с теорией фильтрационной консолидации распадается на две стадии [Зарецкий, 1967]. На первой уплотнение осадков происходит путем отжатия поровой воды, не изменяющего структуру порового каркаса (происходит лишь его однородная объемная деформация). В подобных водонасьпценных средах, как и в неподвижной невязкой жидкости, длительно существовать могут лишь вертикальные плотностные неоднородности, хорошо коррелированные по латерали. Вследствие этого сейсмозапись характеризуется низким рассеянием отраженных волн (акустической прозрачностью) и чаще всего светлым тоном. Если приращение плотности пренебрежимо мало на вертикальном расстоянии, соизмеримом с длиной сейсмической волны, при частотах 1-2 кгц равной ~0.5 м, сейсмоизображение однородное акустически прозрачное. Если же это изменение значимо в таком вертикальном интервале, на общем светлом фоне проявляются отражающие границы. Таким образом, акустическая прозрачность поверхностного покрова алеврито-глинистых осадков обусловлена тем, что они еще не достигли второй стадии гравитационной консолидации, вследствие чего к этим осадкам применимо понятие «ил», которое и будет использоваться ниже. В условиях Баренцевского шельфа акустической прозрачностью помимо слабо консолидированных связных грунтов (илов) обладают пески, также сохраняющие структуру порового каркаса в процессе диагенеза (см. рис. 3).

На второй стадии гравитационной консолидации большое значение в уплотнении глинистых осадков приобретает ползучесть гидратированных глинистых частиц, деформация их каркаса становится неоднородной, и при некотором значении Il (обычно в интервале 0.25 < Il < 0.5) происходит срыв латеральной сейсмической корреляции. Изображение на сейсмолентах становится хаотическим с многочисленными разнообразно ориентированными короткими осями синфазности, создающими темный фон записи (см. рис. 2, 3). Она также может содержать внутренние отражающие границы, свидетельствующие о существовании резких вертикальных неоднородностей среды. Хаотическое сейсмоизображение без таких границ характерно для гомогенных консолидированных глин и не может служить отличительным признаком диамиктона или гляциотектонитов, как это иногда считается [Vorren et al., 1989, Saettem et al., 1992].

Рисунок 4   Рисунок 5

На возвышенностях донного рельефа мощность покрова слабоконсолидированных осадков обычно изменяется от 2-3 до 5-6 м, возрастая в днищах затопленных речных долин в 2-3 раза и в большей или меньшей степени маскируя эрозионный рельеф. В северо-западной части Печоро-Канинского мелководья линейные понижения дна на месте ископаемых долин еще сохранились (см. рис. 1), хотя мощность морских (в том числе, лиманных, эстуариевых) илов здесь достигает 70-80 м. При этом даже на такой глубине последние остаются акустически прозрачными, имея тугопластичную консистенцию (рис. 4). За пределами погребенных речных долин морские илы из-за их незначительной мощности даже в основании разреза обычно находятся еще на ранней стадии консолидации, обладая текуче- или мягкопластичной консистенцией. В этих случаях длительный седиментационный перерыв, разделяющий эпохи накопления диамиктона и перекрывающих его слабоконсолидированных осадков, фиксируется отчетливой границей, по которой происходит резкая смена консистенции, плотности и других физико-механических свойств отложений (рис. 5), что зафиксировано на разных, в том числе глубоководных, площадях шельфа [Elverhøi, Solheim, 1983; Vorren et al., 1989]. Иногда линия контакта неровная и сопровождается отчетливыми признаками размыва диамиктона: илы в подошве содержат его мелкие окатыши, повышенное количество песка, а также обломков эрратических и местных мезозойских пород.

 

ЛИТОЛОГО-ФАЦИАЛЬНЫЙ СОСТАВ

Характерный разрез верхнего седиментационного комплекса, обеспеченный серией радиоуглеродных датировок (табл. 1), изучен в скважине 210 (глубина моря - 20 м). Здесь на черных глинах, радиоуглеродный возраст которых в кровле -47 300± 2500лет, залегают русловые пески (27.0-18.6 м) палеодолины Печоры - притока Палео-Оби (см. рис. 1). Примерно 14.5 тыс. лет назад на месте палеодолины возник морской лиман, в котором накапливались сначала заиленные пески (18.6-17.0 м), затем темно-серые глинистые илы (17.0-6.0 м) и в конце его существования - крупноалевритовые илы, на формирование которых уже оказывало некоторое влияние слабое волновое поле (рис. 6). Около 4.5 тыс. лет назад это влияние стало определяющим: началось накопление песков с господством наиболее подвижной в волновом поле фракции 0.1-0.25 мм.

Рисунок 6     Таблица 1

Трансгрессивная вертикальная последовательность фациальных обстановок (река - лиман - открытое море) подтверждается и фауной фораминифер. В русловых песках она отсутствует. В лиманных осадках численность и видовое разнообразие раковин изменчивы, но в целом возрастают вверх по разрезу: в интервалах 18.6-17.0 и 9.0-4.0 м среднее количество экземпляров на 100 г воздушно-сухого осадка составляет, соответственно, 428 и 1016 при среднем числе видов 9 и 21. Доминирует Retroelphidium clavatum, в заметных количествах присутствуют виды, указывающие на мелководность и опреснение бассейна: Haynesina orbicularis (в заиленных песках преимущественно Н.albiumbilicata) и Cribrononion incertus, в низах разреза выступающие как субдоминанты, а также Cribrononion asklundi и Cribroelphidium goesi (см. рис. 6). Постоянно присутствуют относительно тепловодные гуттулины, псевдополиморфиды, глобулины, дискорбисы и др., суммарное содержание которых иногда составляет 7-9%. На глубине 10.4 м оно достигает 35%, причем господствуют два вида: Pyrgo williamsoni Silv. и Miliollinella subrotunda (Mont). Это событие приурочено к интервалу 1.2-10.6 тыс. лет назад (не калиброванные радиоуглеродные даты). С глубины 9 м R. elavatum теряет роль доминанта, появляется Cassidulina reniforme, содержание которой в кровле лиманных илов достигает 24%. В образцах с глубин 6.3 и 5.3 м отмечается еще один максимум (31 и 38%) тепловодных форм, среди которых преобладают дискорбисы и Buliminella elegantissima (d'Orb.). Он приходится на интервал ~7.6-5.7 тыс. лет, сдвинутый на 600-700 лет назад относительно времени климатического оптимума по схеме Блитта-Сернандера. В морских песках (4.0-0 м) тепловодные виды практически исчезают, доминируют Н. orbicularis вблизи кровли вместе с Cribrononion incertus. В заметных количествах присутствуют С. asklundi, Cribroelphidium goesi, С. subarcticum, холодноводные эльфидиеллы и Buccella frigida. Агглютинанты встречены по всему разрезу и господствуют с глубины 0.1 м до поверхности.

Рисунок 7

В поперечных желобах, пересекающих пояс мелководных банок, а также непосредственно к северу и к югу от них на сопредельных площадях Печоро-Канинского мелководья и Центральной котловины значительная часть разреза верхнего седиментационного комплекса сложена ленточно-слоистыми глинистыми илами (см. рис. 1), генезис которых дискуссионен. Они имеют мощность от 7-9 до 61 м и, по данным НСП, залегают как на диамиктоне, так и на вложенных в него аллювиальных отложениях (см. рис. 3). Ленточно-слоистые илы сложены преимущественно пелитовым (в основном, менее 0.005 мм) материалом с небольшой примесью частиц алевритовой, (главным образом, мелкоалевритовой) размерности при почти полном отсутствии зерен крупнее 0.1 мм (табл. 2). Радиоуглеродный возраст подошвы этих осадков изменяется от 12.2 до 14.6-16, а кровли - от 7.7 до 11.4 тыс. лет (рис. 7, 8). Они обладают светло-коричневой или коричневато-серой окраской и выдержанной ленточной слоистостью. Последняя обусловлена ритмичным чередованием пелитовых и алевритовых слойков или наличием границ раздела внутри однородной по составу алевропелитовой толщи. Толщина слойков изменяется от 1-2 мм до первых сантиметров. Внутри отдельных маломощных (обычно, менее 1 м) горизонтов слоистость иногда становится конволютной.

Рисунок 8     Таблица 2

Скважинами вскрыты лишь ленточнослоистые илы, залегающие на диамиктоне, что в совокупности с их литологическим обликом и палеонтологической характеристикой послужило основанием для отнесения этих осадков к проксимальным ледниково-морским фациям [Polyak, Mikhailov, 1996]. Этому, помимо длительного стратиграфического перерыва, отделяющего илы от диамиктона, противоречит содержание органического углерода (1-2%), обычное для современных отложений Баренцева моря [Elverhøi et al., 1989], а также гранулометрический состав ленточнослоистых илов с господством пелитовой фракции, количество которой максимально в основании разреза (см. рис. 4).

Орографические условия района распространения ленточнослоистых глинистых илов весьма благоприятны для локализации приливных осушек [Зенкович, 1962]: из-за резкого сужения фронта приливной волны при подходе к поперечным желобам и в самих желобах ее высота сильно возрастала и приливы распространялись далеко вверх по речным долинам, подмывая и разрушая их выработанные в рыхлых отложениях борта. Возникшие в результате этого эстуарии представляли собой вытянутые вдоль долин низменные равнины шириной до нескольких десятков километров, покрытые осадками приливной литорали. Особенности седиментации в подобных условиях рассмотрены в обширной литературе. Эстуариевые осадки обычно представлены так называемыми приливными ритмитами [Middleton, 1984] - глинистыми илами с тонкой слоистостью ленточного типа, нередко нарушенной внутриформационными пластическими деформациями. Они формировались в мелководной среде в условиях периодически менявшегося по величине опреснения и высокой мутности вод, вызванных сезонными колебаниями речного стока и обильным приносом реками взвешенного терригенного материала. В связи с этим скорость накопления приливных ритмитов весьма велика и измеряется миллиметрами или даже сантиметрами в год [Зенкович, 1962; Крапивнер, 1965]. Смешение холодных пресных и морских вод благоприятствовало осаждению оксидов железа [Boyle et al., 1977], с чем связана преобладающая коричневая окраска илов: на долю Fe3+ приходится до 30-50% железа при общем его содержании 1.7-2.5% [Эпштейн, Лаврушин, 2003].

Огромное количество минеральной взвеси и переменная (в целом пониженная) соленость были источниками экологического стресса, отразившегося на составе микрофауны, которая представлена всего несколькими видами, а в низах разреза иногда вообще отсутствует (см. рис. 7, 8). Доминантой комплекса, как правило, является Retroelphidium clavatum (Cushm.), в отдельных случаях образующий большие скопления, что часто объясняется проксимальными ледниково-морскими условиями, поскольку этот вид распространен в фиордах Арктики вблизи ледников. Однако, по наблюдениям И.А. Погодиной [2000], яркая черта фораминифер в заливах, находящихся под влиянием активных ледников, - мелкий размер раковин, чего в фауне рассматриваемых осадков не наблюдается. R. clavatum обычен и в современном Северном море, и в морях Северной Америки, но в биотопах с пониженной соленостью, поэтому он служит скорее индикатором пониженной солености, а не низких температур. В качестве субдоминанты выступает другой арктический эврибионт - Cassidulina reniforme Norv. - выдерживающий высокую мутность придонных вод [Погодина, 2000]. На долю двух указанных видов приходится до 80-90% и более общего количества раковин (см. табл. 2). Встречаются также мелководные формы, переносящие опреснение и повышенную гидродинамическую активность: Cribrononion incertus (Will.), Cribroelphidium subarcticum (Cushm.), Haynesina orbicularis (Brady), Cibicides lobatulus Walk. et Jacob, Protelphidium orbiculare (Brady) и др. В отдельных интервалах разреза они могут играть роль субдоминант. Акцессорная примесь относительно тепловодных форм, таких как Melonis barleeanus Norv., Pyrgo williamsoni, а также видов, относящиеся к родам Lagena, Bulimina, Triloculina, Fissurina и др., согласуется с присутствием в составе малочисленной диатомовой флоры (скважины 55, 202) южно-бореальных форм: Hyalodiscus scoticus, Actinocyclus Ehrenbergii, Thalassiosira Oestrupii и др. [Самойлович и др., 1993]. В целом, видовое разнообразие микрофаунистических комплексов нарастает от районов, расположенных к юго-востоку от пояса мелководных банок (скважина 33) или внутри пересекающих ее желобов (скважины 55, 26,199), к районам, имеющим более свободную связь с открытым морем (скважины 85, 142, 140, 202, см. табл. 2). Этот факт, наряду с присутствием относительно тепловодных элементов в составе микрофаунистических и диатомовых комплексов, подтверждает вытекающий из фациального анализа вывод о том, что их особенности обусловлены не суровым ледниковым климатом, а, в основном, гидрологическими условиями. Видовое разнообразие фауны фораминифер нарастает также вверх по разрезу, отражая его трансгрессивный характер. Переход к перекрывающим нормально морским фациям фиксируется резким (в несколько раз) увеличением количества видов (см. рис. 7, 8), среди которых, иногда в заметных количествах присутствуют стеногалинные формы: Cassidulina teretis (Tappan), Nonionellina labradorica и др.

Мощность приливных ритмитов на стабильных побережьях лимитируется высотой сизигийного прилива, которая в современных заливах Кольского полуострова не превышает 5 м и лишь в Мезенской губе достигает 9 м. Между тем, в погребенных долинах Баренцевского шельфа мощность ленточнослоистых глинистых илов существенно больше и достигает максимума на Печоро-Канннском мелководье (см. табл. 2, рис.1, 4). Отсюда следует, что эти илы накапливались в процессе тектонического погружения, скорость которого была соизмерима со скоростью их седиментации. Последующее возрастание скорости погружения привело к смене эстуариевых осадков фациями, сформировавшимися в условиях открытого моря. Вне пределов речных долин они слагают весь относительно маломощный разрез верхнего седиментационного комплекса.

Важнейшим зональным фактором современной седиментации является морской лед - местный и выносимый через пролив между Новой Землей и Землей Франца-Иосифа. Основная масса вмороженного в него терригенного материала состоит из бывшей морской взвеси, глинистая фракция которой представлена гидрослюдами и смектитами с примесью хлорита и каолинита. Песок, гравий, галька и щебень, играющие в строении современных морских илов подчиненную роль, переносятся оторвавшимся от берега припаем и в гораздо меньшей степени айсбергами [Elverhøi, Bomstad, 1980; Elverhøi et al., 1989]. Плавающий лед обеспечивает возможность одновременного поступления в водную толщу частиц различной гидравлической крупности в любой точке акватории. Это предопределило широкое распространение на поверхности морского дна отложений смешанного гранулометрического состава. Они представлены песчано-алеврито-глинистыми илами массивной текстуры серой или темно-серой окраски, и характеризуются широким бимодальным спектром гранулометрических фракций: один из максимумов приходится на тонкопелитовую составляющую (<0.005 мм), второй - на мелкий (0.01-0.05 мм) или крупный (0.05-0.1 мм) алеврит, гораздо реже - на мелкий песок (0.1-0.25 мм). Постоянно присутствует незначительное количество (обычно порядка 2-4%) более грубозернистых песчаных фракций, а также примесь (доли процента и первые проценты) грубообломочного материала, представленного угловатыми обломками (0-2 балла окатанности по пятибалльной шкале) прочных палеозойских и допалеозойских пород. Встречаются также обломки местных мезозойских глин и песчаников. Размер грубообломочных включений редко превышает 2-3 см, в единичных случаях достигая 10-20 см и более, с ними иногда связаны структуры drop-stone (рис. 9). Медианный диаметр частиц ила (Md) колеблется от 0.006 до 0.05 мм, изредка снижаясь до 0.004 и возрастая до 0.07-0.1 мм. Их гидродинамическая сортировка весьма низка: в большинстве случаев 4 < S0 < 7, где S0 - коэффициент сортировки по Траску. Плохая сортировка служит причиной высокой плотности (ρ), которая уже на глубине 0.1-0.2 м от поверхности дна, обычно, составляет 1.7-1.8 г/см3.

Рисунок 9

Поскольку текстурные признаки и зерновой состав матрицы песчано-алеврито-глинистых илов в целом аналогичны соответствующим показателям диамиктона, ниже эти илы будут называться диамиктоновыми. Они покрывают поверхность крупных подводных возвышенностей (Центрально-Баренцевской, Адмиралтейской, Мурманской), а также отдельных участков Печоро-Канинского мелководья и относительных поднятий дна, расположенных внутри Центральной котловины, встречаясь на изобатах от 45-50 до 300-350 м. Структура матрицы диамиктонового ила (без учета обломков крупнее 1 см) в его приповерхностном (0.1-0.5 м) горизонте, отлагавшемся при распределении изобат, близком к современному, мало зависит от глубины моря (см. рис. 10, I-V).

Рисунок 10

На Печоро-Канинском мелководье в условиях слабого волнового воздействия на дно накапливаются, в основном, крупноалевритовые илы (см. рис. 10, IX). Встречающиеся среди них пятна диамиктоновых илов (см. рис. 10, V) приурочены, по-видимому, к локальным впадинам погребенного рельефа. Формирование этих илов происходило, вероятно, по следующей схеме. В зимний период подобные участки играли роль ловушек пелитовых и мелкоалевритовых частиц, а после разрушения ледяного покрова здесь осаждались фракции ледового рассева и слабого волнового поля. Последнее не уничтожало осадки зимнего периода, но из-за низкой скорости седиментации вместо сезонных слоев унимодального состава формировался гомогенный диамиктоновый ил.

Относительно глубоководные площади шельфа характеризуются очень высокими (сантиметры в год) скоростями позднеплейстоцен-голоценового тектонического погружения [Крапивнер, 2006], вследствие чего волновой фактор терял самостоятельное значение уже на начальной стадии морского осадконакопления. Здесь (см. рис. 10, I-IV) в формировании зернового состава диамиктоновых илов главную роль играет другой механизм: отсев взвешенных в воде частиц в плоском турбулентном потоке (волны, течения) с убывающей скоростью [Лисицын, 1966]. Над подводными возвышенностями, где сечение этого потока уменьшается, гидрологические условия благоприятствуют накоплению мелкого или крупного алеврита, которые и образуют один из максимумов на гистограммах зернового состава формирующихся илов. Пелитовый материал в значительной степени выносится в область впадин. Однако, из-за резкого преобладания в составе морской взвеси субколлоидных частиц, для которых биологические и молекулярные факторы более значимы, чем гидрологические [Лисицын, 1966], некоторая их часть все же осаждается и на возвышенностях, чем и обусловлен еще один максимум в гранулометрическом составе диамиктонового ила, представленный мелкопелитовой фракцией. Остальная часть его гранулометрического спектра приходится на крупные (более 0.1 мм) фракции продуктов ледового рассева, а местами и размыва возвышенностей дна.

Пелитовые частицы, выносимые из областей подводных возвышенностей, осаждаются в сопряженных с ними впадинах вследствие чего скорость седиментации здесь существенно возрастает и, соответственно, резко ослабляется роль случайного фактора - ледового рассева крупных (песчаных и грубообломочных) фракций. К тому же оторвавшийся от берега ледовый припай, поставляющий эти фракции, разгружается прежде всего над крупными возвышенностями, окружающими береговое и островное обрамление шельфа (Шпицбергенская банка, Северо-Восточная и Адмиралтейская возвышенности), и лишь не успевшая растаять часть бывшего припая достигает внутришельфовых впадин. Формирующиеся в их пределах глинистые илы почти не содержат грубообломочного материала и обладают унимодальным гранулометрическим составом матрицы с максимумом (50% и более) в самой тонкодисперсной (<0.005 мм) фракции, тогда как общее содержание пелитовых частиц нередко превышает 70-80%, то есть в 2-3 раза больше, чем в диамиктоновых илах (см. рис. 10, VII, VIII). Медианный диаметр частиц значительно меньше, чем в последних (Md = 0.0015-0.0045 мм), чаще всего S0 < 3-3.5, что для осадков подобной размерности соответствует хорошей (S0 = 1-3) или средней (S0 = 3-5) сортировке [Лисицын, 1966]. Это служит причиной низкой плотности глинистых илов, вблизи дна не превышающей 1.4-1.5 г/см3. Текстура осадков массивная или неяснослоистая из-за неравномерного распределения гидротроилита.

Прослеживание разрезов верхнего седиментационного комплекса от подводных возвышенностей к впадинам по данным бурения показывает, что диамиктоновые и глинистые илы являются крайними членами единого латерального ряда осадков, в широкой зоне перехода между которыми распространены алеврито-глинистые илы (см. рис. 10, VI) с промежуточными значениями гранулометрических показателей (Md = 0.005-0.01 мм, 3 < S0 < 5).

Малакофауна в сублиторальных илах встречается редко, вероятно из-за малого диаметра керна (75-89 мм), тогда как фораминиферы распространены повсеместно. Их количество обычно измеряется первыми сотнями на 100 г воздушно-сухого осадка, иногда уменьшаясь до нескольких десятков или возрастая до 500-1000 и более экземпляров. Видовое разнообразие микрофаунистических комплексов невелико (чаще всего от 15-25 до 35-45 видов). В целом их состав указывает на нормальные морские условия седиментации для всех типов илов, включая диамиктоновые. (см. рис. 7, 8, 11). Так, по всему разрезу диамиктоновых илов (5 м), пройденных в зоне современного Полярного фронта [Гидрометеорология..., 1990] скважиной 72 (см. рис. 1, 11), отмечается характерное для этой зоны [Погодина, 2000] повышенное содержание Nonionellina labradorica. Отсюда следует, что на протяжении всего периода накопления диамиктоновых илов положение Полярного фронта в данном пункте было близко к современному. Вместе с тем, по всему разрезу присутствуют акцессорные примеси относительно тепловодных видов, относящихся к родам Trifarina, Fissurina, Dentalina, Pyrgo, Bulimina, Quinqueloculina и др., характерным для районов, расположенных в зоне влияния атлантических вод. Они часто сопровождаются заметной примесью планктона (см. рис. 11), в составе которого господствует N. pachyderma sin.

Рисунок 11

В зонах высокой контрастности донного рельефа встречаются наложенные аккумулятивные возвышенности, образование которых связано с избыточным накоплением илов верхнего седиментационного комплекса. Наиболее отчетливо выраженная возвышенность расположена в Центральном желобе (см. рис.1). В ее пределах максимальная мощность поверхностного акустически прозрачного комплекса осадков достигает, по данным НСП, 70-80 м, что в 10-15 раз больше, чем на окружающей площади. Гипотезе ледниково-морского происхождения этого феномена [Gataullin et al., 1993] противоречит наличие длительного седиментационного перерыва, разделяющего эпохи формирования диамиктона и покрова илов. К тому же она не объясняет форму возвышенности в плане и продольном разрезе, которая вполне определенно указывает на придонное перемещение слагающего ее песчано-алеврито-глинистого материала в юго-западном направлении. Автором было обосновано предположение о перемещении этого материала в составе флюидизированного потока вещества, образовавшегося на склонах Центрального желоба в результате внезапного нарушения их равновесия под влиянием динамических нагрузок. Вероятнее всего эти нагрузки возникали в результате сейсмических колебаний дна, что согласуется с многочисленными геолого-структурными признаками новейшей (в том числе практически современной) тектонической активности Баренцевоморского шельфа [Крапивнер, 2007]. В этой связи, прослои «гляциотурбидитов» в низах разреза глинистых илов, облекающих юго-восточный фланг рассматриваемой возвышенности [Gataullin et al., 1993], вполне возможно, являются настоящими турбидитами.

Проблема происхождения предположительно сейсмогенных образований на шельфе требует специального изучения, учитывая ее большое практическое значение для освоения Штокмановского газоконденсатного месторождения.

 

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Алеврито-глинистые осадки верхнего седиментационного комплекса представляют собой илы, так как еще сохраняют первичную седиментационную структуру порового каркаса, о чем свидетельствуют их физические свойства и отображение на сейсмозаписях. Распространение, мощность и состав этих осадков на шельфе хорошо изучены и не вызывают дискуссий. Спорными являются фациальная принадлежность разных литологических типов слабоконсолидированных осадков и их взаимоотношения с залегающим ниже диамиктоном, то есть стратиграфический объем верхнего седиментационного комплекса.

Согласно традиционным представлениям, он интерпретируется снизу вверх как триада: диамиктон, который считается тиллом, вышележащие слабоконсолидированные осадки, увязываемые с разными обстановками дегляциации в морских (ледниково-морских) условиях и, наконец, послеледниковые (голоценовые) морские отложения. Вместе с тем, непрерывность седиментации (вплоть до современности) очевидна лишь для покрова слабоконсолидированных осадков. Включение в этот единый седиментационный комплекс диамиктона базируется лишь на предположении, что он является тиллом последнего покровного оледенения и, как было показано выше, вступает в противоречие с геологическими данными. Более корректно поэтому интерпретировать разрез слабоконсолидированных осадков сверху вниз, отталкиваясь от того бесспорного факта, что на поверхности дна экспонированы практически современные морские осадки.

Фациальный анализ, базировавшийся на этом принципе, показал, что состав, текстуры, палеонтологическая характеристика и условия залегания отложений верхнего седиментационного комплекса никак не связаны с деятельностью ледников. Стратиграфически наиболее полный разрез комплекса распространен в затопленных речных долинах и отражает его трансгрессивный характер. Он сложен закономерной вертикальной последовательностью фаций, представленной (снизу вверх) аллювиальными (присутствуют только в тальвеговых зонах палеодолин), лиманными (или эстуариевыми) и сублиторальными морскими отложениями. Это согласуется с обоснованным ранее выводом о длительном седиментационном перерыве, разделявшим эпохи формирования диамиктона и перекрывающих слабоконсолидированных осадков.

 

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

Гидрометеорология и гидрохимия морей СССР. Т. 1. Баренцево море. Вып. 1. Гидрометеорологические условия. Л.: Гидрометеоиздат, 1990. 270 с.

Зарецкий Ю.К. Теория консолидации грунтов. М.: Наука, 1967. 270 с.

Зенкович В.П. Основы учения о развитии морских берегов. М.: Изд-во АН СССР,1962. 710 с.

Крапивнер Р.Б. Ваттовые отложения бассейнов Оби и Печоры и их значение для понимания палеогеографии четвертичного периода // Сборник статей по геологии и гидрогеологии. Вып. 4. М.: Недра, 1965. С. 130-155.

Крапивнер Р.Б. Быстрое погружение Баренцевского шельфа за последние 15-16 тысяч лет // Геотектоника. 2006. №3. С. 39-51.

Крапивнер Р.Б. Признаки неотектонической активности Баренцевоморского шельфа // Геотектоника. 2007. № 2. С. 73-89.

Лаврушин Ю.А. Гляциальный шельф: строение, осадконакопление, палеогеография // Генезис осадков и фундаментальные проблемы литологии. М.: Наука, 1989. С. 91-109.

Лисицын А.П. Процессы современного осадкообразования в Беринговом море. М.: Наука, 1966. 574 с.

Осипов В.И. Природа прочностных и деформационных свойств глинистых пород М.: Изд-во МГУ, 1979. 232 с.

Погодина И.А. Стратиграфия верхнечетвертичных отложений Баренцева моря по фораминиферам / Ав-тореф. дисс... канд-та геол.-мин. наук. М.: МГУ, 2000. 22 с.

Самойлович Ю.Г., Каган Л.Я., Иванова Л.В. Четвертичные отложения Баренцева моря. Апатиты: Кольский научный центр РАН, 1993. 72 с.

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

Boyle Е.А., Edmond J.M., Sholkovitz E.R. The mechanism of iron removal in estuaries // Geochim. et Cosmochim. Acta. 1977. V. 41. P. 1313-1324.

Elverhøi A., Bomstad K. Late Weichelian glacial and glaciomarine sedimentation in the western, central Barents Sea. Oslo: Norsk Polarinstitutt, 1980. 29 p.

Elverhøi A., Solheim A. The Barents Sea ice sheet - a sedimentological discussion // Polar Research. 1983. 1 n.s. P. 23-42.

Elverhøi A., Pierman S.L., Solheim A., Larssen В.В. Glaciomarine sedimentation in epicontinental seas exemplified by the northern Barents sea // Marine Geology. 1989. V. 85. P. 225-250.

Flint R.A., Sanders J.E., Rogers J. Diamictit a substitute term for simmictit // Geol. Soc. Am. Bull. 1960. V. 71. P. 507-510.

Gataullin V., Polyak L., Epstein O., Romanyuk B. 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.

Hald M., Sattem J., Nesse E. Middle and Late Weichselian stratigraphy in shallow drillings from southwestern Barents Sea: foraminiferal, amino acid and radiocarbon evidence // Norsk Geologisk Tidsskrift, Oslo. 1990. V. 70. P. 241-257.

Middleton G.V. Second International Research Symposium on clastic Tidal Deposits // Geosci. Can. 1984. V. 16. №4. P. 246-247.

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

Polyak L., Mikhailov V. Post-glacial environments of the southeastern Barents Sea: foraminiferal evidence // Late Quaternary Paleoceanography of the North Atlantic Margins. Geol. Special Publ. 1996. № 111. P. 323-337.

Saettem J., Poole D.A.R., Sejrup H.R., Ellingsen K.R. Glacial geology of outer Bjornoyrenna, Southwestern Barents Sea // Marine Geology. 1992. V. 103. P.15-51.

Vorren Т.О., Lebesbye E., Andreassen K., Larssen K.-B. Glacigenic sediments on a passive continental margin as exemplified by the Barents Sea // Marine Geology. 1989. V. 85. P. 251-272.

  

 

Ссылка на статью:

Крапивнер Р.Б. Происхождение слабоконсолидированных осадков Баренцевоморского шельфа // Литология и полезные ископаемые. 2009. № 1. С. 96-110.

 




eXTReMe Tracker


Яндекс.Метрика

Hosted by uCoz