В
восточной части Баренцева моря развит
чехол четвертичных отложений (средняя
мощность 20-
30 м
), залегающий на докайнозойских (почти
исключительно мезозойских) толщах. Этот
покров слабо изучен, и его строение
трактуется по-разному. Особенно
дискуссионным является вопрос о природе
доминирующих в его разрезе
плейстоценовых диамиктонов [Старовойтов,
1999;2002; Крапивнер и др.,1988; Эпштейн и др., 1999
и др.].
Авторами
проведено площадное геолого-геофизическое
изучение четвертичных отложений в двух
крупных районах восточной части
Баренцева моря: в Центральной впадине и
на Мурманской банке (рисунок). Первый
исследованный район охватывает
значительный участок Центральной
впадины и частично склоны окружающих
возвышенностей (глубины моря главным
образом >250-
300 м
); второй включает Мурманскую банку и
прилегающий с юга Кольский желоб (глубины
моря в основном 100-
250 м
). В основу данного сообщения положены
результаты изучения разрезов и керна 25
инженерно-геологических скважин (АМИГЭ,
г. Мурманск), вскрывших весь
четвертичный разрез, а также данные
анализа сети сейсмоакустических
профилей общей протяженностью
несколько тысяч пог. км (ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург;
МГУ, Москва и АМИГЭ).

Установлено,
что в изученных районах четвертичный
разрез состоит из четырех
сеймостратиграфических комплексов (ССК)
- см. рисунок. Согласно принятой нами
схеме [Эпштейн
и Чистякова, 2005], эти
подразделения следующие (сверху вниз):
ССК I -
голоценовый (морские осадки), ССК II - позднеледниковый (гляциоморские
отложения), ССК III и ССК V
- поздне- и ранневалдайские (морены -
ледниковые диамиктоны).
Средневалдайские морские осадки ССК IV здесь отсутствуют -
полностью эродированы. Три верхних
комплекса имеют повсеместное
распространение, а ССК V
сохранился участками. ССК V
с эрозионным несогласием залегает на
триасово-меловых образованиях, будучи
отделен от них субгоризонтальной
границей. По данным бурения, он
подстилается зоной (обычно до 5-
7 м
), в которой рыхлые мезозойские
отложения интенсивно дислоцированы -
зоной гляциотектонитов (последние
акустически почти не выражены, но четко
устанавливаются в скважинах [Эпштейн,
2007]). ССК III
залегает с отчетливым эрозионным
несогласием, субгоризонтальной линией
подошвы «срезая» ССК V
и мезозойские образования (рис. 1). В
участках, где ССК III
перекрывает мезозойскую толщу, он
подстилается гляциотектонитами, а там,
где этот комплекс перекрывает отложения
ССК V,
гляциодислокации в кровельной части
последнего в керне скважин «не читаются»,
хотя они наблюдались в обнажении
четвертичных отложений о-ва Колгуев. ССК
III без размыва
несогласно с облеканием перекрывается
тонкослоистой, в основном маломощной (до
3-
5 м
) акустически единой пачкой (ССК II+I) позднеледниково-голоценовых
отложений.
ССК
V,
имеющий мощность до 30-
40 м
, характеризуется хаотическим типом
сейсмоакустической записи (беспорядочно
ориентированные короткие отражения).
ССК III, достигающий
мощности 60-
70 м
, латерально неоднороден и состоит из
двух сейсмофаций (СФ): III-С с
хаотическим типом сейсмоакустической
записи и III-П с
прозрачным типом акустического
изображения (почти полное отсутствие
отражений). СФ III-С
в изученных районах имеет основное
площадное распространение. Ей
свойственны мощность от <
10 м
до 20-
30 м
и неровная мелкогрядовая кровля.
Сейсмофация III-П в акваториях
Центральной впадины и Мурманской банки
образует огромные эллипсовидные в плане
повышенной мощности осадочные
образования с ровной полого выпуклой
кровлей - т.н. акустически прозрачные
тела (АПТ) [Старовойтов,
1999; 2002; Старовойтов и др., 1983],
соответственно Центральное и
Мурманское (см. рисунок). В обоих АПТ
мощность СФ III-П плавно
увеличивается от их краевых зон (10-
20 м
) к центральным осевым областям, где
составляет 50-
70 м
(см. рисунок). Сейсмофаций III-П
и III-С связаны зоной
перехода (ширина до первых километров), в
которой происходит постепенное
изменение характера их
сейсмоакустической записи и морфологии
кровли.
Гляциотектониты,
находящиеся в основании разреза
четвертичных отложений, состоят из
сложнодислоцированных триасово-меловых
песков, алевритов, твердых глин.
Интенсивность деформаций закономерно
падает вниз по разрезу. В керне скважин
верхней границей гляциотектонитов
является резкая ровная или неровная
подошва ледниковых диамиктонов ССК V или III;
нижняя граница этих образований
проводится условно на уровне, ниже
которого мезозойские отложения лишены
заметных нарушений залегания [Эпштейн,
2007]. В разрезах
скважин (PC)
мощность гляциотектонитов составляет 1-
25 м
.
Нижневалдайская
морена (ССК V)
в PC имеет мощность 5-
43 м
. Она состоит из темно-серого песчано-алеврито-глинистого
матрикса (с немногочисленными остатками
четвертичных и мезозойских фораминифер),
рассеянных обломков прочных пород (до
валунов), твердых мезозойских глин (размер
<0,5-
1 см
) и отдельных отторженцев (мощность от
сантиметров до
11,6 м
) дислоцированных рыхлых триасово-меловых
осадков. Грубообломочный материал не
окатан, и несет следы ледниковой
обработки. В морене наблюдаются
разнообразные гляциодинамические, по [Лаврушин,
1976], складчатые и
разрывные деформационные структуры,
подчеркиваемые мелкими отторженцами
мезозойских осадков, а также явления
сложного проникновения диамиктовой
массы (матрикс вместе с грубообломочным
материалом) в отторженцы и отчленения от
последних отдельных фрагментов.
Ледниковый диамиктон находится в
полутвердом-твердом состоянии (сопротивление
сдвигу 75-150 мПа).
Верхневалдайская
морена (ССК III),
как и нижневалдайская, состоит из темно-серого
песчано-алеврито-глинистого матрикса (включает
смешанный комплекс четвертичных и
мезозойских фораминифер), рассеянного
дресвяно-щебенчатого (до валунов)
материала (литифицированные породы и
твердые мезозойские глины) со следами
ледниковой обработки и дислоцированных
отторженцев (до
3,5 м
) рыхлых мезозойских отложений.
Причудливые границы отторженцев,
сложная удлиненная форма мелких
включений, образуемые ими складчатые
структуры подчеркивают развитые в
морене гляциодинамические деформации.
По составу обломки прочных пород,
заключенные в этой и нижневалдайской
моренах, в районах Центральной впадины и
Мурманской банки принадлежат
соответственно к Новоземельской и
Кольской петрографическим провинциям,
отражающим особенности геологического
строения территорий в зоне центров
плейстоценовых оледенений [Эпштейн
и др., 1999]. Морена ССК III
имеет четкую нижнюю границу в случае
залегания на гляциотектонитах, но, когда
она перекрывает ледниковые отложения
ССК V,
ее подошва лишена отчетливого
литологического выражения. С
достаточной достоверностью
разновозрастные морены
разграничиваются лишь по характерной
для них разной степени уплотнения (в
каждой скважине конкретные значения
этого параметра неодинаковы). Переход от
верхневалдайской морены к более твердой
нижневалдайской происходит в зоне
мощностью в первые десятки сантиметров.
Отложения сейсмофаций III-С и III-П,
составляющих верхневалдайский
ледниковый горизонт (ССК III),
наряду с общими основными особенностями,
охарактеризованными выше, имеют
заметные отличия. Морена СФ III-П
весьма однородна: отторженцы
мезозойских отложений в ней чрезвычайно
редки, имеют мощность до 5-
7 см
и встречены в краевых частях АПТ, где в
отдельных интервалах разреза создают
гляциодинамическую полосчатость. При
этом ледниковый диамиктон СФ III-П слабо уплотнен -
находится в текуче-мягкопластичном
состоянии (сопротивление сдвигу в
основном 25-60 кПа), тогда как отложения СФ III-С обычно являются
полутвердыми-твердыми (сопротивление
сдвигу в среднем 60-110 мПа). Определенное
своеобразие морены СФ III-П связано, по нашему
мнению, с особенностями субгляциальных
условий ее образования (этот вопрос
здесь не обсуждается, поскольку выходит
за рамки сообщения). В разрезах скважин
мощность морен сейсмофаций III-С и III-П
составляет соответственно 1-26 и 1,5-
49 м
.
Венчающие
четвертичный разрез отложения слоистой
пачки ССК II+I
в PC имеют мощность 0,5-
11,3 м
. Слагающие пачку позднеледниковые и
голоценовые осадки в основном
литологически различаются, будучи
разделены обычно нечеткой границей. В
составе первых, в целом преобладающих в
разрезе, наблюдаются переслаивающиеся
тонкие глины (гляциосуспензиты), часто
коричневой окраски, темно-серые «мореноподобные»
отложения субаквальных гляцигенных
грязевых оплывин и плохо сортированные
айсбергово-морские осадки [Эпштейн
и Лаврушин, 2003].
Встречающийся в этих отложениях
грубообломочный материал такой же по
характеру, как и в валдайских моренах.
Голоценовые осадки (до 0,7-
1,1 м
) в разных участках представлены
алевритистыми глинами, глинистыми и
песчанистыми алевритами обычно темной
зеленовато-серой окраски. В отличие от
нижележащих плейстоценовых отложений
они содержат остатки только
четвертичных фораминифер и окатанные
гравий и гальку литифицированных пород (продукты
ледового разноса). Осадки ССК II+I находятся в основном
в текучем состоянии (сопротивление
сдвигу <25 кПа). Граница
позднеледниковых отложений с
верхневалдайскими моренами обеих
сейсмофаций отчетливо выражена в виде
ровной или неровной линии, которой
отвечает и резкий скачок в степени
уплотненности осадков.
Представляется,
что полученные результаты имеют важное
значение для решения вопросов строения,
литологии и условий образования
четвертичных отложений в восточной
части Баренцева моря.
Авторы
признательны АМИГЭ, Мурманск и ВСЕГЕИ,
Санкт-Петербург за предоставление
геолого-геофизических материалов.
Литература
1.
Крапивнер Р.Б., Гриценко И.И., Костюхин А.И.
Позднекайнозойская
сейсмостратиграфия и палеогеография
Южно-Баренцевоморского региона //
Четвертичная палеоэкология и
палеогеография Северных морей. М: Наука,
1988 С. 103-123.
2.
Лаврушин Ю.А. Строение и
формирование основных морен
материковых оледенений. М: Наука, 1976. 237 с.
3.
Старовойтов А.В., Калинин А.В.,
Спиридонов М.А.. и др. Новые данные о
позднекайнозойских отложениях южной
части Баренцева моря // Докл. АН СССР. 1983.
Т. 270. №5. С. 1179-1181.
4.
Старовойтов А.В. О максимальном
позднеплейстоценовом оледенении
восточной части шельфа Баренцева моря //
Докл. РАН. 1999. Т. 364. № 2. С. 227-230.
5.
Старовойтов А.В. Сейсмоакустические
исследования ледниковых отложений
восточной части шельфа Баренцева моря //
Разведка и охрана недр. 2002. № 1. С. 27-31.
6.
Эпштейн О.Г., Романюк Б.Ф., Гатауллин В.Н.
Плейстоценовые Скандинавский и
Новоземельский ледниковые покровы в
южной части Баренцева моря и на севере
Русской равнин // Бюлл. Комис. по изуч.
четвертич. периода РАН. 1999. №63. С. 132-155.
7.
Эпштейн О.Г., Лаврушин Ю.А. Гляциоморская
седиментация как особая стадия
шельфового осадконакопления // Докл. РАН.
2003. Т. 393. № 4. С. 521-523.
8.
Эпштейн О.Г., Чистякова И.А. Печороморский
шельф в позднем валдае - голоцене:
основные седиментологические и
палеогеографические события // Бюл.
Комис. по изуч. четвертичного периода.
2005. № 66. С. 107-123.
9.
Эпштейн О.Г. Гляциотектониты -
базальная зона четвертичного покрова
юго-восточной части Баренцева моря //
Фундаментальное проблемы квартера:
итоги изучения и основные направления
дальнейших исследований. М: ГЕОС, 2007. С.
477-480.
|