К ВОПРОСУ О ГЕНЕЗИСЕ НОВЕЙШИХ ОТЛОЖЕНИЙ БАРЕНЦЕВОМОРСКОГО ШЕЛЬФА

© 2014 г. Р.Б. Крапивнер

Скачать *pdf статьи можно здесь:

 УДК 551

ЗАО Гидрогеологическая и геоэкологическая компания «ГИДЭК»

 

   

Статья является ответом на критику двух предыдущих публикаций автора [Крапивнер, 2009а, б] о генезисе новейших отложений Баренцевоморского шельфа, опубликованную в работе [Эпштейн и др., 2011а, б]. Обосновывается вывод о неправильном понимании оппонентами физической природы отображения новейших отложений на сейсмоакустических записях, весьма важной для литолого-фациального анализа. Приводятся геохронологические и палеомагнитые данные, доказывающие ошибочность распространенных представлений о связи покрова слабоконсолидированных осадков с эпохой последней дегляциации. Демонстрируется некорректность утверждения оппонентов о переотложенном характере плиоцен-четвертичной морской биоты диамиктонов и о ледниковой обработке содержащегося в них грубообломочного материала. Разнообразные черты новейших отложений и формируемого ими рельефа, искусственно объединяемые в комплекс признаков ледникового парагенеза, либо находят простое объяснение в терминах естественного для Баренцева моря ледово-морского седиментогенеза, либо являются постседиментационными и связаны с высокой неотектонической активностью Баренцевоморского шельфа.

 


Поводом для настоящего сообщения послужили публикации в журнале «Литология и полезные ископаемые» [Эпштейн и др., 2011а,б], посвященные обоснованию механизма формирования диамиктонов Баренцевского шельфа, которые принимаются за морены плейстоценовых ледников, распространявшихся по дну моря. Авторы (в дальнейшем для краткости они упоминаются как «мои оппоненты») критикуют статьи [Крапивнер, 2009а,б], трактующие происхождение диамиктонов и покрова слабоконсолидированных осадков этого региона в терминах ледово-морской седиментации. Критика по существу свелась к ссылкам на многочисленную литературу, рассматривающую плиоцен-четвертичную историю арктических шельфов как историю их оледенений. Действительно, в большинстве публикаций строение верхнего (плиоцен-четвертичного) структурно-формационного яруса осадочного чехла шельфа Баренцева моря интерпретируется в рамках гипотезы неоднократного покровного оледенения этой акватории. В ее основе лежит достоверно установленный факт, в соответствии с которым доминирующим литотипом отложений, распространeнных над диахронной границей так называемого верхнего регионального несогласия (URU), являются породы смешанного гранулометрического состава, содержащие примесь эрратического грубообломочного материала (диамиктоны). Широко распространенное мнение о ледниковом происхождении этих пород, тем не менее, не является общепризнанным. На приведенные мной аргументы, опровергающие традиционные представления о природе ряда «парагенетических» признаков ледникового седиментогенеза, мои оппоненты вообще не ответили. К ним относятся: повышенная плотность диамиктона, холмисто-западинный рельеф его кровли и лито-фациальный состав покрова слабоконсолидированных осадков, включающего широко распространенные диамиктоновые илы. Ниже будут проанализированы критические замечания в адрес других обоснованных мной положений, доказывающих ледово-морское происхождение диамиктона Баренцевоморского шельфа. Критика палеогеографических аспектов гипотезы существования Арктического ледникового покрова в пределах Баренцева моря [Svendsen et al., 2004] приведена мной ранее [Крапивнер, 2011].

Принятые сокращения: НСП - непрерывное сейсмоакустическое профилирование, ССК - сейсмостратиграфический комплекс, ОСЛ - оптикостимулированная люминесценция, IL - показатель консистенции, Su - сопротивление сдвигу, W - природная влажность, ρ - плотность при природной влажности.

 

ВЗАИМООТНОШЕНИЯ СЛАБОКОНСОЛИДИРОВАННЫХ ОСАДКОВ С ДИАМИКТОНОМ И ИХ СЕЙСМИЧЕСКИЕ ИЗОБРАЖЕНИЯ

Донные илы Баренцева моря легко распознаются на записях НСП по их светлому тону, обусловленному низким рассеянием отраженных волн, который в литературе часто ассоциируется с акустической прозрачностью. Светлый тон сейсмоизображений может быть однородным или служить фоном внутренних отражений, поскольку он характеризует среду, в которой распространяются сейсмические волны, а отражающие площадки фиксируют коррелированные по латерали градиенты ее изменения в вертикальном разрезе. Мои оппоненты вслед за большинством других авторов называют акустически прозрачной записью только первый из упомянутых ее типов, тогда как при наличии внутренних отражений запись считается акустически слоистой. Правильнее говорить об однородном или слоистом типах акустически прозрачной сейсмозаписи. В принципе это вопрос договоренности, однако нельзя акустическое изображение геологической среды механически связывать с ее седиментационной структурой. Так, мои оппоненты пишут: «Плейстоценовые диамиктоны региона имеют неоднородную в целом массивную текстуру, а перекрывающие их отложения - слоистое строение. Именно поэтому на Баренцевоморском шельфе диамиктоны… имеют хаотический тип сейсмозаписи, а вышележащие бассейновые позднеледниково-голоценовые отложения повсеместно акустически отчетливо слоисты» [Эпштейн и др., 2011б, с. 275]. Последнее противоречит другому утверждению, в соответствии с которым голоценовый комплекс «акустически прозрачен (то есть однороден, Р.К.) или имеет нечеткую горизонтальную слоистость» [Эпштейн, Гатауллин, 1993, с. 113].

Подводные возвышенности Баренцева моря покрыты диамиктоновыми илами, матрица которых отличается от матрицы диамиктона лишь физическим состоянием (значениями W, IL, ρ и Su). Они имеют такие же, как и диамиктон, гранулометрический состав, а также неоднородную в целом массивную текстуру, но в отличие от него отображаются не хаотической, а акустически прозрачной однородной сейсмозаписью. Вместе с тем, гомогенные глинистые илы нередко отображаются акустически слоистой сейсмозаписью [Murdmaa et al., 2006]. Эти факты противоречат утверждению моих оппонентов о том, что приведенные различия в характере сейсмоизображений обусловлены «особенностями сложения осадочной толщи», а не тем, что отображаемые ими осадки находятся на разных стадиях гравитационной консолидации, как было показано в работе [Крапивнер, 2009а]. Ясно, что «особенности сложения осадочной толщи» зависят и от степени ее консолидации, и от ее состава.

Распространенное мнение о поздневалдайском (поздневислинском) возрасте верхнего диамиктона обосновывается лишь тем, что он принимается за морену, отложенную ледником, двигавшимся по дну моря. Отсюда следует, что диамиктон должен составлять «единый последний гляциоседиментационный цикл» [Эпштейн и др., 2011а, с. 136] с перекрывающими его осадками, которые формировались в процессе дегляциации, сменившейся в голоцене нормальными морскими условиями. Против такой точки зрения свидетельствуют многочисленные факты [Крапивнер, 2009а], в том числе фациальный анализ слабоконсолидированных осадков, оставленный моими оппонентами без внимания, а также геохронологические данные.

Поскольку какого-либо надежного подтверждения поздневалдайского возраста верхнего диамиктона, развитого в пределах шельфа получить не удается, для его геохронологического обоснования приводятся ссылки на разрезы неоплейстоцена побережий острова Колгуев, полуострова Канин и низовьев р. Печоры. В соответствии с [Эпштейн и др., 2011а] в их строении участвуют перекрытые диамиктоном «гляциодислоцированные» отложения с средневалдайскими радиоуглеродными датировками, охватывающими интервал от 25-30 до 39-42.5 тыс. лет, откуда следует, что вышележащий диамиктон является верхневалдайским. Между тем, во время совместной норвежско-российской экспедиции по проекту “PECHORA” из «подморенных» отложений этих же разрезов методом ОСЛ были получены более древние датировки, с учетом которых верхнему диамиктону был присвоен нижневалдайский возраст. О.Г. Эпштейн считает упомянутые геохронологические определения невалидными, отдавая предпочтение результатам радиоуглеродного анализа [Лаврушин, Эпштейн, 2001]. Однако этим результатам противоречат и геолого-геоморфологическим данные: в большинстве перечисленных разрезов диамиктон и подстилающие «средневалдайские» образования экспонированы в обрывах высоких ярусов аккумулятивного рельефа, в которые вложен комплекс отложений более низких морских террас, также имеющих средневалдайский (28-42 тыс. лет) радиоуглеродный возраст [Данилов, 1983]. Ошибочность больших массивов средневалдайских и более древних радиоуглеродных дат обосновывалась неоднократно [Зубаков, 1986; Шер, Плахт, 1988; Генералов, 1989; Евзеров, 2011; Арсланов и др., 2007].

В Российском секторе Баренцевоморского шельфа имеются немногочисленные прямые определения возраста верхнего диамиктона. Неожиданными оказались результаты палеомагнитного анализа образцов, отобранных в 11 грунтовых колонках длиной до 7.5 м на профиле полуостров Рыбачий - Земля Франца-Иосифа (рис. 1), который показал наличие в верхнем диамиктоне до 12 интервалов прямой и обратной полярности [Блажчишин, Линькова, 1977]. Авторы отмечают присутствие в разрезе мореноподобных суглинков средней (1.6-1.8 г/см3) и высокой (до 2.0-2.2 г/см3) плотности. Первая характерна для диамиктонового ила, вторая - для диамиктона [Крапивнер, 2009а,б]. Учитывая, что мореноподобные суглинки залегают с поверхности, можно предполагать, что их прямо намагниченная верхняя часть (1-3 м) представлена диамиктоновым илом, а ниже залегает твердый диамиктон с обратной намагниченностью, характеризующей иногда более половины его вскрытой мощности. Отсюда следует древний (более 790 тыс. лет) возраст рассматриваемой породы. Термолюминесцентные датировки верхнего диамиктона [Крапивнер, 2006] на Адмиралтейской возвышенности (скважина 183) изменяются от 95 тыс. лет в подошве до 42 тыс. лет в кровле, а на Печоро-Канинском мелководье (скважина 210), соответственно, от 120 до 67 тыс. лет (см. рис. 1). Можно предполагать, что эти датировки содержат систематическую ошибку и существенно омолаживают верхний диамиктон, однако и они противоречат его поздневалдайскому возрасту.

Рисунок 1

Геохронология слабоконсолидированных осадков зафиксирована на разных площадях Баренцевоморского шельфа молодыми радиоуглеродными датировками, что позволяет признать их достоверными. Л.В. Поляк, выполнявший микропалеонтологические исследования с последующим определением радиоуглеродного возраста фораминифер, отмечает, что самые древние из многочисленных распределенных по вертикальным разрезам датировок постдиамиктоновых осадков, независимо от места и гипсометрического положения разрезов, не древнее 13-14 тыс. лет. Отсюда он делает вывод, что «эти осадки не контролировались падением и последующим подъемом уровня моря (то есть гляциоэвстатикой, Р.К.), но были отложены после последнего оледенения» [Polyak et al., 2008, р.163]. Объективно эти данные не требуют привлечения ледникового фактора и свидетельствуют о геократической природе последней трансгрессии Баренцева моря [Крапивнер, 2006]. Утверждение о том, что выше изобат 100-150 м шельф был затоплен морем только в голоцене, а морские пески слагают самостоятельный ССК I, с эрозионным и угловым несогласием перекрывающий ССК II [Эпштейн и др. 2011а], ошибочно. Оно базируется на традиционных представлениях о том, что амплитуда изменения относительного положения уровня моря регламентируется значениями, которые допускаются гляциоэвстазией, что противоречит упомянутым радиоуглеродным датировкам (рис. 2). Голоценовые морские пески залегают плащеобразно и вне погребенных речных долин по границе размыва перекрывают более древние четвертичные отложения (в том числе диамиктон), распространяясь по поверхности дна до уровня волновой базы, а в зонах отсутствия современной седиментации и глубже. Подобные взаимоотношения иллюстрирует фрагмент сейсмоакустического разреза Печоро-Канинского мелководья (рис. 3), где за эрозионное и угловое несогласие было принято трансгрессивное залегание морских песков на лиманных осадках и на отложениях, в которые они вложены.

Рисунок 2     Рисунок 3

Таким образом, этапы накопления верхнего диамиктона и покрова слабоконсолидированных осадков разделяет промежуток времени продолжительностью от нескольких десятков до многих сотен тысяч лет (последнее более вероятно). Это было время субаэрального развития площади Баренцева моря, ее эрозионного расчленения, в том числе формирования холмисто- или грядово-западинного рельефа кровли диамиктона, ныне облекаемого или полностью маскируемого акустически прозрачными слабоконсолидированными осадками. Однородность хаотической сейсмозаписи, обычно отображающей диамиктон на профилях НСП, не позволяет решить, является ли этот погребенный рельеф скульптурным или аккумулятивным. Обычно он априори объясняется неравномерным накоплением ледниковых отложений и считается важным признаком ледникового происхождения диамиктона, хотя в тех редких случаях, когда на сейсмозаписях диамиктон содержит внутренние отражения, весьма отчетливо проявлена эрозионная природа рассматриваемого рельефа (рис 4). Утверждению о том, что илы облекают эту расчлененную поверхность без размыва [Эпштейн и др. 2011а,б], противоречит присутствие в «позднеледниковых» осадках Центральной впадины хаотически рассеянных мелких (изредка до 1 см) мягких изометричных или эллипсоидальных комочков, по гранулометрическому составу сходных с матриксом диамиктонов, которые концентрируются у подошвы илов [Эпштейн и др., 2011б]. Иногда эти признаки размыва диамиктона сочетаются с базальными скоплениями вымытых из него щебня и гальки (рис. 4). Их спорадичность объясняется незначительным (2-3%, изредка до 6-10% [Эпштейн и др., 2011б]) содержанием грубообломочного материала в диамиктоне и его, обычно, малой мощностью.

Рисунок 4

В зоне аэрации иловые воды, заключенные в ранее отложенных диамиктонах, дренировались в гидрографическую сеть, благодаря чему, а также из-за частичного размыва сохранившиеся в разрезе диамиктоны имеют гораздо более высокую степень консолидации, чем диамиктоновый ил на такой же глубине от кровли слоя. Именно по этой причине граница между «мягкими позднеледниковыми» илами и «твердым» диамиктоном повсеместно подчеркнута скачкообразным изменением значений ρ, Su, W и IL [Эпштейн, Гатауллин, 1993; Крапивнер, 2006, 2009а; Elverhøi, Solheim, 1983]. Распространенное мнение о переуплотненности диамиктона, вызванной давлением ледника, разделяемое и моими оппонентами, опровергается характером функциональной связи между значениями IL и ρ. Она выражается едиными для пар диамиктоновый ил - диамиктон и глинистый ил - глина, но различающимися между собой уравнениями регрессии, в соответствии с которыми первые уплотняются быстрее вторых и поэтому при равных значениях IL плотнее их [Крапивнер, 2009б].

 

ПРОБЛЕМА ПРОИСХОЖДЕНИЯ ТАК НАЗЫВАЕМЫХ «МЯГКИХ МОРЕН»

Основанием для выделения «мягкой морены» послужило обнаружение под выводным ледником «В» Западно-Антарктического ледникового покрова слабоконсолидированных мореноподобных отложений [Engelhardt et al., 1990], ледниковая природа которых весьма сомнительна. Мои оппоненты привлекают этот факт для обоснования моренного генезиса двух акустически прозрачных аккумулятивных тел, выпуклая поверхность которых дисгармонирует с геометрией их подошвы. Одно из них расположено в Центральном желобе, второе занимает юго-западный фланг Мурманской возвышенности и северо-восточный борт Кольского желоба. Они сложены диамиктоновым илом в основном мягко- и тугопластичной консистенции, принятым за «мягкую морену». Ее слабая консолидация объясняется по аналогии с Западной Антарктидой нейтрализацией ледниковой нагрузки напором слоя подледниковой воды (таяние под давлением), вследствие чего донная морена уплотнялась лишь под действием собственного веса.

Рисунок 5     Рисунок 6

Ошибочность концепции «мягкой» морены наиболее очевидна на примере аккумулятивного тела Центрального желоба, наложенного на полого наклонные меловые слои, а на его юго-восточной окраине - на диамиктон. (рис. 5, 6). В плане оно напоминает гигантский знак ряби течения, обращенный выпуклостью на юго-запад. Осевое продольное сечение аккумулятивного тела асимметрично с протяженным (~75 км) северо-восточным и коротким (~15 км) юго-западным склонами (рис. 7а). Склоны, ограничивающие его с северо-запада и юго-востока (рис. 6, 7б), еще более короткие (7-10 км). Максимальная мощность слагающих аккумулятивное тело осадков достигает ~80 м. На глубине 45-46 м от поверхности их однородная акустически прозрачная сейсмозапись вследствие гравитационного уплотнения сменяется хаотической [Крапивнер 2009а] и диамиктоновый ил по физическому состоянию становится диамиктоном (рис. 7а, б). Смена типа записи не фиксирована отражающими площадками (рис. 8), и в керне на этом уровне какие-либо литологические границы отсутствуют (рис. 9), что признается и О.Г. Эпштейном с соавторами [2011б]. Поэтому в рамках принятой схемы они вынуждены выделять связанные постепенными переходами литозоны внутри акустически прозрачной «мягкой» морены и переходную зону между ней и обычной («переуплотненной») мореной с хаотическим типом сейсмозаписи. Между тем, диамиктоновые илы, интерпретируемые как «мягкая морена», имеют не локальное, а сплошное распространение на возвышенностях шельфа [Крапивнер, 2009а], и рассматриваемый его участок является аномальным лишь в том смысле, что здесь эти илы присутствуют в пределах желоба и отличаются аномально большой мощностью.

Рисунок 7     Рисунок 8     Рисунок 9

Осадки гигантского «знака ряби течения» отделены акустической границей от тонкого слоя облекающих их покровных илов преимущественно текучей консистенции, которые на основной площади аккумулятивной возвышенности представлены диамиктоновыми илами, а в нижней части ее склонов хорошо сортированными глинистыми илами. Первые имеют такой же гранулометрический состав, что и диамиктоновые илы, слагающие эту возвышенность, отличаясь от них гораздо более жидкой консистенцией. Разделяющая эти осадки акустическая граница обусловлена скачком значений IL и ρ (рис. 9). На рис. 8 она из-за низкой разрешающей способности сейсмозаписи сливается с отражением от дна, которое из-за этого отображается пятью фазами вместо обычных трех. Хорошо сортированные глинистые илы отличаются акустически прозрачной слоистой сейсмозаписью. Их мощность возрастает вниз по склонам рассматриваемой аккумулятивной постройки, в основании которых достигает обычных для шельфа (вне погребенных речных долин) значений (4-5 м).

Рисунок 10

Непосредственно за границами наложенной возвышенности глинистые илы залегают на субстрате этого аккумулятивного образования, представленного меловыми породами и лишь на юго-восточном фланге - на диамиктоне (рис. 6; 7а,б; 10). В последнем случае граница между диамиктоновыми илами аккумулятивного тела и консолидированным диамиктоном совпадает со скачкообразным изменением значений ρ и IL в скважинах 88, 153, 119 и 370 на глубинах, соответственно, 36, 31, 19 и 20,5 м от дна (рис. 11). Форма этой границы с неравномерно расположенными выступами и впадинами свидетельствует о ее эрозионной природе (рис. 10). Осадки, формирующие аккумулятивную возвышенность, продолжаются лишь северо-восточнее замыкания ее проксимального склона, который постепенно сливается с плоским дном Центрального желоба. Здесь они слагают залегающий под покровными глинистыми илами линзовидный в поперечном сечении пласт диамиктоновых илов мощностью 8-9 м (рис 7в).

Рисунок 11

Таким образом, «мягкая морена», слагающая акустически прозрачное аккумулятивное тело, выклинивается на его границах, а не замещается по латерали обычной («переуплотненной») мореной как того требует умозрительная схема [Эпштейн и др., 2011б], в соответствии с которой обе они формировались одновременно. Ранее, когда для объяснения феномена «мягкой морены» Центральной впадины привлекалась другая схема, это признавал и О.Г. Эпштейн [Gataullin et al., 1993], считая диамиктон, на который наложено аккумулятивное тело, верхневалдайским (ССК-III-B, рис. 10). Согласно новой схеме [Эпштейн и др., 2011б], этот диамиктон стал нижневалдайским (ССК-V), что противоречит его положению в геологическом разрезе: вне аккумулятивного тела он является верхним и перекрыт лишь слабоконсолидированными осадками (рис. 7б). Наконец, предложенному моими оппонентами механизму формирования «мягкой морены» противоречит литологический состав ее мелового субстрата (рис. 8, 11), вскрытого скважинами 321, 370, 371 (пески, песчанистые алевриты, тонкое переслаивание песков с алевритами или глинами). Проницаемость этих отложений предполагаемого ледникового ложа исключает возможность возникновения аномально высокого пластового давления в пленке подледниковой воды.

Условия залегания осадков, формирующих наложенную аккумулятивную возвышенность, свидетельствуют о том, что их резко избыточное накопление происходило геологически мгновенно. Вместе с тем, в море подобная аккумулятивная возвышенность, расположенная на глубинах более 300 м, могла сохраниться лишь в том случае, если она возникла ниже уровня волновой базы. Все это в сочетании с формой аккумулятивного тела в плане свидетельствует о том, что оно сформировано осадками пастообразных подводных потоков, способных переносить крупнообломочный материал. Такие потоки возникают на нестабильных склонах при внезапном нарушении их равновесия под влиянием динамических нагрузок, чаще всего связанных с сейсмическими толчками. Плиоцен-плейстоценовые отложения подобного типа распространены на западном континентальном склоне Баренцева моря [Нjelstuen et al., 2007].

В рассматриваемом случае в движение вовлекались флюидизированные диамиктон и диамиктоновые илы, распространенные на возвышенных поверхностях, окружающих Центральный желоб. Общее движение флюидизированных масс происходило в юго-западном направлении в соответствии с уклоном днища желоба. Оно сопровождалось эрозией подстилающих пород (рис. 10), в том числе срывом с их выступов и переотложением глыб меловых глин, подобных обнаруженным в основании аккумулятивного тела (рис. 9). При замедлении движениия потока часть самых крупных обломков оседает, образуя слой щебня или гальки (рис. 9, 11, скважина 153), а основная масса терригенного материала из-за восстановления структурных связей между глинистыми частицами останавливается [Хворова, 1989]. Торможение гравитационного потока было обусловлено сменой направления уклона ложа на противоположное (рис. 7а). В результате «хвост» потока еще продолжал двигаться, когда его головная часть уже остановилась. Это и послужило причиной возникновения своеобразной формы донного рельефа в Центральном желобе.

Рисунок 12

Образование выделенной моими оппонентами второй области распространения «мягкой морены» также обусловлено избыточным накоплением диамиктоновых илов. Сформированное ими вытянутое в общем северо-западном направлении аккумулятивное тело возникло из-за гравитационного движения потоков флюидизированных грунтовых масс с возвышенных участков дна в Кольский желоб. По мере приближения к последнему они объединялись в единый плоский поток, субнормальный к ориентировке желоба, который тормозился в основании его дистального (юго-западного) борта из-за смены направления наклона дна на противоположное (рис. 12). Флюидизация грунтовых масс была, вероятно, связана с тем же или близким по времени сейсмическим событием, следы которого зафиксированы в Центральном желобе. Доводы в пользу возможной сейсмичности внутреннего шельфа Баренцева моря приведены ранее [Крапивнер, 2007].

 

ПАЛЕОНТОЛОГИЧЕСКИЕ ОСТАТКИ В ДИАМИКТОНАХ

Наиболее распространенными представителями ископаемой биоты, присутствующими практически в любом образце диамиктона, являются фораминиферы. Признание его тиллом влечет за собой отрицание этой микрофауны как показателя генезиса вмещающих отложений, поскольку она «представляет собой один из компонентов плейстоценовых (довалдайских) морских осадков, ассимилированных ледником на шельфе» [Эпштейн и др., 2011б, с. 257]. Формальным поводом для такого утверждения (далеко не общепризнанного среди палеонтологов) является постоянное присутствие в составе микрофаунистических комплексов мезозойских видов и зачастую совместное нахождение относительно тепловодных и холодноводных форм неоген-четвертичного возраста. Известно, что переотложенные экземпляры в составе палеонтологических комплексов встречаются в отложениях разного генезиса, но только в диамиктонах их присутствие используется для доказательства аллохтон ности комплексов в целом, хотя термин «диамиктон» генетически нейтрален [Flint et al., 1960].

Анализ количественной роли мезозойских и экологии плиоцен-четвертичных фораминифер показал, что заведомо переотложенными являются лишь мезозойские раковины, среднее содержание которых составляет 14%. «Очищенные» от них микрофаунистические комплексы образуют не случайный набор форм, а сообщества, закономерные для условий обитания в высокоширотном шельфовом бассейне с нормальной соленостью и меняющимся в пространстве и времени влиянием арктических и атлантических вод. В условиях Баренцева моря это влияние, в частности, определяет возможность нахождения в тафоценозах, каковыми являются эти комплексы, относительно тепловодных и холодноводных видов в одном образце [Крапивнер, 2009б].

Не вникая в содержание выполненного анализа, мои оппоненты [Эпштейн и др., 2011б] приводят против него лишь один довод, подкрепляя его ссылкой на 19 публикаций: ледник, распространяясь по рыхлым морским отложениям, может захватывать и переотлагать содержащуюся в них фауну и микрофауну. В шести из упомянутых в ссылках публикаций в качестве примера содержащих морскую фауну ледниковых тиллов приводятся диамиктоны низменностей европейского Северо-Востока России. Между тем, происхождение последних является предметом многолетней дискуссии, в которой присутствие в диамиктонах морской фауны и микрофауны рассматривается одной из дискутирующих сторон как доказательство их морского генезиса. В бассейне Нижней и Средней Печоры, например, из всех литологических типов новейших отложений именно в диамиктонах чаще всего встречаются фораминиферы, составляющие закономерные микрофаунистические комплексы [Крапивнер, 1973]. Таким образом, в качестве решающего аргумента в дискуссии мои оппоненты принимают как раз то, что требуется доказать. То же самое относится и к ссылкам на плейстоценовые диамиктоны Прибалтики, Дании, Новой Земли и Арктической Канады, то есть на отложения, которые, как и в бассейне Печоры, лишь считаются большинством исследователей моренами, хотя присутствие представителей морской биоты может свидетельствовать и об их морском происхождении, чего нельзя исключить и для диамиктонов областей современного оледенения.

В этом отношении интересна ссылка на данные Дж. Боултона [Boulton, 1970], согласно которым «в базальной части одного из ледников Шпицбергена наблюдались даже целые тонкостенные раковины двустворок» [Эпштейн и др., 2011б, с. 275]. Однако эти раковины были обнаружены не в «базальной части ледника», а в пласте отложений, «подобных многим тонкозернистым переуплотненным плейстоценовым тиллам низменных площадей Европы и Северной Америки» [Boulton, 1970, p. 237], экспонированном в береговых разрезах изголовья Биллефиорда. Он залегает на бедроке и перекрыт флювиальными осадками, на удалении от берега скрываясь под холодным выводным ледником Норденскъольдбрин. Здесь этот пласт при мощности до 2.4 м, за исключением своей нижней (0.3 м) части, проморожен (льдистость 5%) и нарушен многочисленными пологими и крутыми трещинами с зеркалами скольжения, которые в верхних 0.7 м разреза фиксированы прослоями льда толщиной до 6 см. До глубины 1.8 м от кровли в мореноподобных отложениях распространены многочисленные раздробленные фрагменты морских раковин, но в нижних 0.6 м много хорошо сохранившихся раковин, причем некоторые (даже весьма тонкостенные) с сомкнутыми створками. Эти раковины, как считает Дж. Боултон, не могли сохраниться при межзерновом течении льда. Вмещающий их пласт, по его мнению, представлял собой ледниково-морские илы с дропстоунами. Пласт был приморожен к подошве ледника, двигавшегося по дну фиорда, и транспортировался как единое целое. В дальнейшем он отложился за счет стагнации переполненной терригенным материалом базальной части ледника. При этом вода, образовавшаяся при его донном таянии, была выжата давлением перекрывающего более чистого и вследствие этого сохранившего активность льда. В основании последнего присутствуют полосы толщиной до 0.4 м, состоящие из песчаного алеврита с галькой, раздробленными фрагментами раковин и льдистостью ~60%. Таким образом, по мнению Дж. Боулотона, ледник не может переносить раковины моллюсков даже на небольшое расстояние, не разрушая их. Неповрежденные раковины включены не в базальную часть ледника, как пишут мои оппоненты, а в залегающий под ней пласт ледниково-морских пород, по облику не отличающихся от диамиктона. Вместе с тем, приведенные Дж. Боултоном данные допускают и иную интерпретацию: содержащий фауну пласт представляет собой не отложенную под ледником морену, а примерзшие к его подошве тектонизированные морские отложения с включениями и прослоями сегрегационного льда.

В этой связи упоминаемые в работе [Эпштейн и др., 2011б] голоценовые (и плейстоценовые) морены морских террас Шпицбергена, Новой Земли и оазисов Антарктиды, содержащие морскую фауну, в действительности могут быть отложениями регрессировавшего моря, не переработанными деятельностью отступившего ледника, что типично для ледников, примороженных к своему ложу. Так, мореноподобные отложения низких (до 40 м) террас фьорда Хорсунн (остров Западный Шпицберген) содержат «ненарушенный комплекс фораминифер без видимых следов переотложения» [Корсун, Погодина, 1992, с. 23], а также остракоды, фрагменты скелетов морских ежей, известковых водорослей и целые створки раковин морских моллюсков, на которых сохранились колонии мшанок, домики полихет и основания разрушенных домиков балянусов [Тарасов и др., 2002]. Перечисленные микро- и макрофоссили трудно отнести к материалу, ассимилированному и переотложенному ледником. Между тем, именно фораминиферы из этих разрезов (без упоминаний остальной биоты), а также из морен Новой Земли используются для обоснования тезиса о том, что «морена, состоящая из ассимилированных морских осадков ледникового ложа», не может быть отличена от ненарушенных морских осадков методом микрофаунистического анализа [Эпштейн и др., 2009б, с. 275]. Однако в цитируемой моими оппонентами работе речь идет о фораминиферах, обнаруженных в отложениях литорали залива Норденшельд (Новая Земля), которые «по всей вероятности (выделено мной) вымываются из береговых морен, сложенных дислоцированными ледником морскими отложениями» [Корсун, Погодина, 1992, с. 22].

Итак, фораминиферы найдены не in situ, а предположительно (выделено мной, Р.К.) переотложены, и не из ассимилированных, а из дислоцированных ледником морских отложений. Микрофаунистические комплексы в «моренах», представленных таким материалом, действительно адекватны комплексам из таких же, но не нарушенных отложений. Что касается фауны фораминифер из диамиктона фиорда Хорсунн, то отсутствие признаков переотложения в сочетании с обилием и разнообразием другой биоты свидетельствует в пользу ее нахождения in situ.

В Антарктиде диамиктон, на который есть ссылка в [Эпштейн и др., 2011б], был обнаружен на глубине ~1 км под выводным ледником «В», дренирующим Западно-Антарктический ледниковый покров. Он представлен гомогенными плохо сортированными отложениями с грубообломочным материалом и вскрыт вибропоршневой трубкой, углубившейся на 2 м ниже забоя скважины, пройденной в леднике с помощью горячей воды. Отложения содержат спикулы морских губок, а также морские и не морские диатомеи олигоцена, неогена и, возможно, плейстоцена (количественные соотношения не приведены). Фактически они относятся к ложу ледникового потока, но были приняты за отложенную подо льдом морену, чему противоречит отсутствие в подошве ледника мореносодержащего льда. Высокая пористость рассматриваемых образований объясняется их дилатацией, вызванной быстрым движением ледникового потока [Engelhardt et al., 1990], хотя она может отражать и водное происхождение осадков, тем более, что они находятся под ледником, находящимся на глубоко погруженном дне моря. Этому не противоречит ни литологический состав осадков, ни их ископаемая биота, поскольку наличие ее переотложенных компонентов не исключает существования автохтонных форм.

Только две из 19 упомянутых ссылок на статьи, якобы подтверждающие возможность ледникового переотложения фауны и микрофоссилей, действительно относятся к деятельности современных ледников [Лаврушин, 1976; Sugden, Clapperton, 1981]. Однако в первой из них речь идет лишь об обломках раковин, во второй – о единичных раковинах моллюсков, тщательные поиски других представителей морской биоты, в том числе фораминифер, были безрезультатными [Sugden, Clapperton, 1981]. Вместе с тем, если бы даже все перечисленные ссылки на литературу были абсолютно корректными, они говорили бы лишь о возможности ледника ассимилировать и переотлагать хрупкие раковины моллюсков и фораминифер, но возможность еще не есть действительность. Вывод о в целом инситном характере присутствующей в диамиктонах плиоцен-четвертичной микрофауны базируется на количественном анализе ее видового состава и может быть опровергнут только адекватным анализом.

Рисунок 13

Одним из доводов в пользу морского происхождения диамиктона является обнаружение в нем обломка бедренной кости Fotidaea (рис. 13), по определению А.А. Кондакова (Мурманский морской биологический институт РАН), вероятно, принадлежащая морскому зайцу (Eringatus barbatus).

 

МОРФОЛОГИЯ ГРУБООБЛОМОЧНОГО МАТЕРИАЛА

Вслед за А.П. Лисицыным [1961] мои оппоненты считают важным диагностическим признаком заключенного в диамиктоне грубообломочного материала его морфологию, полагая, что в отличие от угловатых иногда исштрихованных каменных обломков, включенных в ледниковый тилл, в ледово-морских осадках он должен быть окатанным, поскольку захватывался припайными льдами с пляжей. О.Г. Эпштейном были выполнены статистически представительные измерения окатанности обломочного материала, содержащегося в диамиктонах и современных морских (включая пляжевые) осадках Баренцева моря, а также в русловом аллювии впадающих в него рек [Эпштейн, 1995]. За эталон заведомо ледниковых образований, как и в случае с палеонтологическими остатками, были приняты диамиктоны примыкающих к шельфу с юга низменных равнин. Оказалось, что окатанность материала галечной размерности в них и диамиктонах Баренцева моря идентична, составляя 0-I балла [Эпштейн, 1995; Эпштейн и др., 2011б]. Это и не удивительно, поскольку полученные данные лишь иллюстрируют известный факт литолого-генетической идентичности диамиктонов шельфа и прилегающей низменной материковой суши. Между тем, ледники абрадируют ложе с помощью включенных в них камней [Boulton, 1979], что должно отразиться на морфологии грубообломочного материала донных морен. Так, по наблюдениям на Шпицбергене окатанность обломков в базальной части ледника зависит от дальности транспортировки и составляет I-II балла [Гляциология Шпицбергена, 1985], что гораздо лучше окатанности грубообломочного материала баренцевоморских диамиктонов.

Плохая окатанность обломков эрратических пород в диамиктонах Баренцева моря объясняется морфологией его берегов, вследствие чего грубообломочный материал выносился в море не с пляжей, а с бенчей. Обоснование этого вывода [Крапивнер, 2009а] не было оспорено моими оппонентами. Окатанность грубообломочного материала современных ледово-морских осадков Баренцева моря и в том числе диамиктоновых илов I-II балла [Эпштейн, 1995], то есть заметно лучше, чем в диамиктоне. Можно предположить, что более хорошо окатанные обломки в составе этих осадков имеют в основном ледниковое или аллювиальное происхождение: средняя окатанность аллювиальной гальки по О.Г. Эпштейну, так же, как и ледниковой на Шпицбергене, I-II балла. Подобное различие в морфологии грубообломочного материала объясняется, по всей вероятности, тем, что на протяжении голоцена и позднеледниковья зимы в Баренцевом море были гораздо менее холодными, чем в периоды накопления диамиктонов, вследствие чего и роль припайных льдов в поставке на дно грубообломочного материала существенно снизилась. Это предположение подтверждается содержащейся в верхнем диамиктоне микрофауной, указывающей на существенное смещение Полярного фронта к югу по сравнению с его нынешнем положением [Крапивнер, 2009б].

Штриховка на поверхности обломков, переносимых морскими льдами, весьма обычна [Лисицын, 1961]. Она является результатом воздействия припайных льдов с заключенным в них грубообломочным материалом на осушки (tidal flats) и бенчи приливноотливной береговой зоны [Dionne, 1988].

 

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Рамки журнальной статьи не позволяют представить многие другие факты, противоречащие выводам моих оппонентов. В частности, не затронута проблема «гляциотектоники». Ранее мной была показана теоретическая несостоятельность гипотез, обосновывающих ледниковую природу упомянутого феномена и предложены альтернативные тектонические модели формирования так называемых гляциодислокаций и ледниковых отторженцев, апробированные в разных регионах России, в том числе, в Баренцевом море (библиография приведена в работе [Крапивнер, 2009б]). Продолжение дискуссии имеет смысл только в том случае, если мои оппоненты, наконец, ответят на замечания, дезавуирующие гляциотектонические гипотезы, и приведут аргументы против предложенной мной альтернативной концепции.

Разнообразные черты новейших отложений и формируемого ими рельефа, искусственно объединяемые в комплекс парагенетических признаков ледникового седиментогенеза, либо находят простое объяснение в терминах естественного для Баренцева моря ледово-морского осадконакопления, либо вообще являются постседиментационными (рельеф кровли диамиктона, «гляциотектониты», крупные «отторженцы»). Особенности Баренцевоморского шельфа (огромные размеры, аномально большие глубины моря, расчлененный донный рельеф и др.) обусловлены высокой неотектонической активностью континентальной окраины Евразийской котловины Арктического бассейна - самой молодой в Мировом океане. В этой связи диахронная граница верхнего регионального несогласия (URU) является не «наиболее яркой особенностью ледниковой природы рассматриваемых (новейших, Р.К.) осадков» [Эпштейн и др., 2011б, с. 276], а фиксирует подошву самостоятельного (неотектонического) структурно-формационного яруса осадочного чехла. Она отражает не только стратиграфическое и дислокационное несогласие, но и резкую смену формационного состава осадков, свидетельствующую о существенном изменении условий седиментации, которые и являются предметом дискуссии.

 

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

Арсланов Х.А., Максимов Ф.Е., Лаухин С.А. и др. Применение усовершенствованных вариантов 14С и 230Th методов для обоснования хронологии позднеплейстоценовых отложений Западной Сибири // Фундаментальные проблемы квартера: итоги изучения и основные направления дальнейших исследований. Мат. V Всероссийского совещания по изучению четвертичного периода М.: ГЕОС, 2007. С. 18-20.

Блажчишин А.И., Линькова Т.Н. О плиоценовом оледенении Баренцева шельфа // Докл. АН СССР. 1977. Т. 236. № 3. С. 696-699.

Генералов П.П. Вопросы использования «абсолютного» датирования четвертичных отложений севера // Критерии прогноза минерального сырья в приповерхностных образованиях Западной Сибири и Урала. Тюмень: ЗапСибНИГНИ, 1989. С. 112-123.

Гляциология Шпицбергена. М.: Наука, 1985. 200 с.

Данилов И.Д. Гипотеза позднеплейстоценового Арктического ледникового щита // Основные проблемы палеогеграфии позднего кайнозоя Арктики. Л.: Недра, 1983. С. 217-229.

Евзеров В.Я. Стратиграфия и хроностратиграфия морских отложений микулинского межледниковья и ранневалдайского межстадиала в Беломорской котловине // Квартер во всем его многообразии. Фундаментальные проблемы, итоги изучения и основные направления дальнейших исследований. Материалы VII Всероссийского совещания по изучению четвертичного периода. Т. 1. Апатиты, Спб., 2011. С. 179-182.

Зубаков В.А. Дискуссионные проблемы геологической истории севера Западной Сибири // Тр. ЗапСибНИГНИ. Тюмень. 1986. С. 38-44.

Корсун С.А., Погодина И.А. Фораминиферы вблизи активных ледников (Баренцево море) // Геология четвертичных отложений и новейшая тектоника ледниковых областей Восточной Европы (тезисы докладов). Апатиты: КНЦ РАН, 1992. С. 22-23.

Крапивнер Р.Б. Мореноподобные суглинки Печорской низменности - осадки длительно замерзающих морей // Известия вузов. Геология и разведка. 1973. № 12. С. 28-37.

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

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

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

Крапивнер Р.Б. Происхождение диамиктонов Баренцевоморского шельфа // Литология и полез. ископаемые. 2009б. № 2. С. 133-148.

Крапивнер Р.Б. Гипотеза Арктического ледникового покрова: постулаты, факты, интерпретации // Материалы VII Всероссийского совещания по изучению четвертичного периода. Т. 1. Апатиты, СПб, 2011. С. 299-302.

Лаврушин Ю.А. Строение и формирование основных морен материковых оледенений // Тр. ГИН АН СССР. Вып. 288. М.: Наука, 1976. 237 с.

Лаврушин Ю.А., Эпштейн О.Г. Геологические события плейстоцена на севере Восточной Европы и в южных частях Баренцева моря (по материалам изучения естественных опорных разрезов) // Бюлл. комиссии по изучению четвертичного периода. 2001. № 64. С. 35-60.

Лисицын А.П. Закономерности ледового разноса грубообломочного материала // Современные осадки морей и океанов. М.: Изд-во АН СССР, 1961. С. 232-284.

Павлидис Ю.А., Ионин А.С., Щербаков Ф.А. и др. Арктический шельф. Позднечетвертичная история как основа прогноза развития. М.: ГЕОС, 1998. 187 с.

Тарасов Г.А., Погодина И.А., Матишов Г.Г. История развития Западного Шпицбергена в позднечетвертичное время // ДАН. 2002. Т. 387. № 6. С. 820–822.

Хворова И.В. Фации подводных гравититов // Генезис осадков и фундаментальные проблемы литологии. М.: Наука, 1989. С. 37-58.

Шер А.В., Плахт И.Р. Радиоуглеродное датирование и проблемы стратиграфии плейстоцена низменностей Северо-Востока СССР // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1988. № 8. С. 17-31.

Эпштейн О.Г. Усовершенствованная пятибалльная шкала для визуальной оценки окатанности обломочного материала и некоторые полученные результаты // Литология и полез. ископаемые. 1995. № 6. С. 654-666.

Эпштейн О.Г., Гатауллин В.Н. Литология и условия образования четвертичных отложений в восточной (Приновоземельской) части Баренцева моря // Литология и полез. ископаемые 1993. № 3. С. 110-123.

Эпштейн О.Г., Чистякова И.А. Печороморский шельф в позднем валдае–голоцене: основные седиментологические и палеогеграфические события // Бюлл. комиссии по изучению четвертичного периода. 2005. № 66. С. 107-123.

Эпштейн О.Г., Старовойтов А.В., Длугач А.Г. «Мягкие» морены в Арктике и Антарктике - новый фациальный тип ледниковых отложений // Бюл. МОИП. Отд. геол. 2010. Т. 85. Вып. 2. С. 23-44.

Эпштейн О.Г., Длугач А.Г., Старовойтов А.В., Романюк Б.Ф. Плейстоценовые отложения восточной части Баренцева моря (Районы Центрадьной впадины и Мурманской банки). Сообщение 1. Условия залегания и основные черты строения // Литология и полез. ископаемые. 2011а. № 2. С. 132-153.

Эпштейн О.Г., Длугач А.Г., Старовойтов А.В., Романюк Б.Ф. Плейстоценовые отложения восточной части Баренцева моря (районы Центральной банки и Мурманской банки). Сообщение 2. Литологический состав и условия образования // Литология и полез. ископаемые. 2011б. № 3. С. 249-281.

Boulton G.S. On the deposition of subglacial and melt-out tills at the margins of certain Svalbard glaciers // Journal of Glaciology, 1970. V. 9. № 56. Р. 231-245.

Boulton G.S. Processes of glacier erosion on different substrata // Journal of Glaciology. 1979. V. 23. № 89. P. 15-38.

Dionne J.C. Characteristic features of modern tidal flats in cold regions // Tide-Influenced Sediment Environ. and Facies: Pap. Symp. Cl. Tidal Deposits, Utrecht, 1985. Dordrecht etc. 1988. P. 301-332.

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

Engelhardt H., Humphrey N., Kamb B., Fahnestock M. Physical Conditions at the base of a fast moving Antarctic Ice Stream // Science. 1990. V. 248. № 14. P. 57-59.

Flint R.A., Sanders J.E., Rogers J. Diamictit a substitute term for simmictit // Geol. Soc. Am. Bul. 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 eastern Barents Sea // Boreas. 1993. V. 22. P. 47-58.

Hjulstuen B.O., Eldholm O., Falede J.I. Recurrent Pleistocene megafailure on the SW Barents Sea margin // Earth and Planet. Sci. Lett. 2007. V. 258. P. 605-618.

Murdmaa I., Ivanova E., Duplessy J.'C. et al. Facies system of the Eastern Barents Sea since the last glaciation to present // Marine Geology. 2006. V. 230. P. 275-303.

Polyak L., Solheim A. Late- and postglacial environments in the northern Barents Sea west of Franz Jozef Land // Polar Research. 1994. V. 13(2). P. 197–207.

Polyak L, Lehman S.J., Gataullin V., Jull A.I.T. Two step deglaciation of the southeastern Barents Sea // Geology. 1995. V. 23. № 6. Р. 567-571.

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 // Marine Geology. 1997. V. 143. P. 169-188.

Polyak L., Gataullin V., Okuneva O., Stelle V. New constrains on the limits of the Barents-Kara ice sheet during the Last Glacial Maximum based on borehole stratigraphy from the Рechorа Sea // Geology. 2000. V. 28. № 3. Р. 611-614.

Polyak L., Niessen F., Gataullin V., Gainanov V. The eastern extent of the Barents-Kara ice sheet during the Last Glacial Maximum based on seismic-reflection data from the eastern Kara Sea // Polar Research. 2008. V. 27. P. 162-174.

Sugden D.E., Clapperton C.M. An ice-shelf moraine, George VI Sound, Antarctica // Annals of Glaciology, 1981. V. 2. P. 135-141.

Svendsen J.L., Alexanderson H., Astakhov V. et al. Late Quaternary ice sheet history of northern Eurasia // Quaternary Science Reviews. 2004. V.23. P. 1229-1271.

 

  

 

Ссылка на статью:

Крапивнер Р.Б. К вопросу о генезисе новейших отложений Баренцевоморского шельфа // Литология и полезные ископаемые. 2014. № 4. С. 306-322.

 




eXTReMe Tracker


Яндекс.Метрика

Hosted by uCoz