Б.Н. КОТЕНЕВ

К ПАЛЕОГЕОГРАФИИ БАРЕНЦЕВА МОРЯ В ПОЗДНЕЛЕДНИКОВЬЕ И ГОЛОЦЕНЕ

Скачать *pdf

УДК 551.435.3

 

 

Гляциальный шельф Баренцева моря обладает двумя аномальными особенностями, которые не характерны для других гляциальных областей. Так, в его центральных районах отсутствуют выровненные пространства и не развит мощный (в сотни метров) покров из ледниковых, ледниково-морских и морских осадков плиоцен-плейстоцена. Обычно в гляциальных областях за пределами прибрежной части шельфа происходило накопление довольно мощных толщ ледниковых, ледниково-морских и морских осадков [Живаго, 1971; Grant, 1972]. Другая аномальная особенность строения шельфа состоит в том, что вдоль Северной Норвегии, Кольского полуострова, Новой Земли, юго-восточной части Шпицбергена не развиты крупные маргинальные желоба. В районах Лабрадора, Гренландии, Норвегии и Антарктиды вдоль краевой эрозионной зоны ледниковых покровов на контакте пород фундамента, устойчивых к ледниковой эрозии, с осадочными отложениями внешней части шельфа выработаны крупные и глубокие (до 700-1000 м) асимметричные маргинальные (краевые, продольные) желоба. Обычно прибрежные склоны желобов сильно расчленены и для них характерно скальное дно. Кроме того, они в 2-4 раза круче, чем противоположные склоны. Последние выровнены и сложены осадочными отложениями [Grant, 1972; Holtedahl, 1970].

Эти особенности можно оценить с позиции гипотезы существования в Баренцевом море самостоятельного ледникового покрова [Гросвальд, 1967, 1977; Дибнер, 1968] в ледниковые эпохи и в частности в последнюю. Однако до сих пор не представлены геохронологические доказательства существования в позднеледниковье в Баренцевом море такого покрова, а также не обсуждались взаимоотношения последнего в море с покровами суши. В статье сделана попытка решения этих вопросов на основании данных диалогического изучения 1,5-3-метровых колонок, полученных автором в 1969-1970 гг. на НИС "Академик Книпович" [Котенев и др., 1976] и "Тунец" [Дибнер и др., 1971] в разрезе Кольский полуостров - Центральная возвышенность и в западной части моря между Шпицбергеном и Северной Норвегией (рис. 1,).

рисунок 1

Разрез Кольский полуостров - Центральная возвышенность. Севернее прибрежной отмели Кольского полуострова в открытой части моря отсутствуют гряды и цепи холмов, которые можно было бы интерпретировать по морфологии как конечноморенные образования. Последние хорошо выражены в рельефе дна у северо-западной оконечности Шпицбергена [Котенев, Матишов, 1972], у Северной Норвегии [Котенев и др., 1976], у Новой Земли [Матишов, 1977]. Экзарационный рельеф ограничен в своем распространении прибрежным склоном неглубокого желоба между прибрежной отмелью и Мурманской банкой. На склоне развиты гранитные гряды, параллельные берегу. Визуальные наблюдения автора из гидростата "Север-1" показали, что рельеф гряд скалистый, резко расчлененный, крутизна отдельных уступов достигает 80° [Дибнер и др., 1971]. Севернее этого склона дно ровное. Только для банок Демидовской и Финмаркенской характерно значительное расчленение [Матишов, 1977].

Визуальные наблюдения из гидростата "Север-1" и анализ каменного материала [Дибнер и др., 1971] показали, что на всем протяжении от берега до Центральной возвышенности коренные породы залегают близко к поверхности дна. На Мурманской банке они представлены кремнистыми сланцами, филлитами, кварцитами, габброидами, характерными для байкалид Тиманской складчатой зоны, на Центральном плато - мезозойскими микрослоистыми песчаниками и эффузивами, на Центральной возвышенности - нижнемеловыми плитчатыми алевролитами [Дибнер и др., 1970]. Площадь распространения каменного материала, поступавшего с Кольского полуострова, ограничена прибрежным желобом. Минералого-петрографические исследования песчано-алевритовых частиц указывают, что последние образовались главным образом в результате разрушения подстилающих коренных пород [Кленова, 1960; Wright, 1974].

По строению двух горизонтов (верхний сложен голоценовыми осадками, нижний - позднеледниковыми) в колонках можно выделить две полосы: прибрежную и центральную, севернее Мурманской банки.

Наиболее полный разрез голоценовых осадков описан в прибрежном желобе (рис. 2,а). В колонке отчетливо прослеживается ряд литологически различных слоев, границы которых, по палинологическим данным, хорошо сопоставляются с основными хронологическими рубежами голоцена Русской равнины (Л.Д. Никифорова, устное сообщение). Время образования верхнего слоя (см. рис. 2,а, слой 1) зеленовато-серых песчанистых илов (0-20 см) соответствует субатлантическому периоду. Низкие темпы осадконакопления указывают, что в это время в прибрежный район поступало мало осадочного материала.

Рисунок 2

Второй слой представлен слабоплотными и мягкими коричневато-серыми илами. При этом в верхней части они слоистые (см. рис. 2,а, слой 2, 20-155 см), а внизу неслоистые, с включениями плотных темно-серых илов (см. рис. 2,а, слой 3, 155-216 см). Последние, видимо, образовались при перемыве подстилающего слоя. Возраст, слоистых осадков бореально-суббореальный, а неслоистых - бореально-пребореальный. Следовательно, возраст осадков подстилающего слоя – нижнего горизонта, не вскрытого колонкой, скорее всего, допребореальный, т.е. позднеледниковый.

О составе нижнего горизонта можно судить по более северным колонкам. На Мурманской банке в них вскрыты оба горизонта. Мощность второго слоя верхнего горизонта около 1 м, он отчетливо подразделяется на два прослоя - слоистых осадков в верхней части и неслоистых в нижней. Это позволяет предполагать, что его возраст в целом пребореально-суббореальный, а значит, возраст осадков нижнего горизонта - позднеледниковый.

В центральных районах моря на банках и на склонах вскрыты колонками также два горизонта: верхний, однослойный, состоящий из илистых песков или песчанистых илов, и нижний, представленный осадками, сходными с отложениями третьего слоя прибрежного района. Это обычно плотные или очень плотные щебнисто-дресвяные илы и песчанистые илы. Характерно полное отсутствие окатанных обломков, принесенных с Кольского полуострова. Дресва и щебень - местного происхождения или же принесены из центральных районов. Пыльца и споры представлены переотложенными мезозойскими видами; четвертичные отсутствуют. Очевидно, что в позднеледниковье осадконакопление происходило не в морских условиях. В это время уровень океана был уже на отметке около минус 50 м [Каррей, 1968] и, следовательно, банки должны были быть покрыты морем. Однако и консистенция осадков, и их состав показывают, что они образовывались, скорее всего, в результате взаимодействия льда с коренными породами дна. Это могло происходить либо под шельфовым ледником, либо под краевой зоной баренцевоморского покрова, но не скандинавского, так как в этом случае состав каменного материала хоть в какой-то мере отражал бы его поступление с юга.

Итак, можно считать, что до начала голоцена центральные районы моря оставались занятыми либо шельфовым ледником, либо ледниковым покровом.

Западная окраина шельфа. В западной части шельфа нами обнаружены довольно многочисленные следы ледниковой деятельности, особенно на банках [Котенев и др., 1976]. По строению колонок здесь выделяются юго-западная (между Медвежинским желобом и Северной Норвегией), северо-восточная (Шпицбергенская банка, порог Медвежинского желоба) и внешнекраевая части шельфа.

В первом районе строение осадков сходно с тем, которое обнаружено в прибрежном районе у Кольского полуострова. Верхний горизонт (1,5-2 м) представлен илами, обогащенными раковинами фораминифер и спикулами губок; последние особенно обильны на плато Копытова. Сверху вниз в верхнем горизонте выделяются: слабокарбонатные фораминиферово-спонголитовые илы и терригенные илы с незначительным количеством фораминифер и губок. Осадки нижнего горизонта отличаются отсутствием органогенных остатков и большой примесью дресвы и щебня. В отличие от прибрежного района его осадки здесь слабоплотные и мягкие, и их отложение, несомненно, связано с морской обстановкой, но с более суровыми условиями для развития фауны, чем современные. Возможно, накопление осадков происходило либо под паковыми льдами, либо под маломощным шельфовым ледником. Соотношение кварц-полевошпатовых зерен песка и алеврита, примеси обломков кварцитов и гранитов (20:70:10), а также состав глинистых минералов [Wright, 1974] показывают, что терригенный материал поступал со Скандинавии.

На эхограммах, при пересечении желобов этого района, зафиксированы поддонные отражения от холмисто-грядового рельефа на глубинах 30-50 м от дна. Это говорит о том, что темпы накопления позднеледниковых осадков были весьма высокими, а колонками вскрыта лишь самая верхняя часть.

Таким образом, эта часть моря, находившаяся под наибольшим влиянием океана и теплых вод, поступавших из Северной Атлантики, уже в позднеледниковье, видимо, не была покрыта ледниковым покровом.

На пороге Медвежинского желоба, на Шпицбергенской банке в колонках также прослеживаются два горизонта [Кленова, 1960]. Верхний представлен илистыми песками или песчанистыми илами (5-10 см) с большим содержанием карбонатных остатков донных и планктонных организмов.

Нижний слой, отделенный от верхнего поверхностью размыва, по облику осадков сходен с нижним слоем центрального района. Минеральный состав песков и алевритов [Wright, 1974], глинистых минерале [Bjorllykke, Elverhoi, 1975], а также состав дресвы и щебня (кварцевые песчаники и алевролиты, нередко углистые, долериты триаса?) показывает, что осадки нижнего слоя образовались в результате разрушения местных пород [Дибнер и др., 1970, 1971], залегающих близко к поверхности.

Морфология краевых частей банки также свидетельствует о том, что северо-западная часть шельфа в последнее оледенение была покрыта ледником. Время дегляциации устанавливается по осадкам внешнекраевой части шельфа.

На внешнем крае шельфа и в верхней части материкового склона колонками вскрыты многослойные осадки. Их строение рассмотрим на примере колонки 3138, взятой с глубины 370 м (рис. 2,б).

 

№ слоя

Интервал глубины, см

Порода

1

0-4

Илистые пески коричневато-белые, фораминиферовые, с гравием

2

4-15

Илы коричневато-серые, бескарбонатные, плотные, с единичными зернами песка и гравия

3

15-26

Илы темно-серые, плотные, с обломками Pecten sp., гравием и мелкой галькой

4

26-36

То же, с меньшим количеством обломков раковин

5

36-52

Илистые пески темно-серые, слабокарбонатные, с многочисленными обломками и целыми раковинами

6

52-112

Илы темно-серые с единичными фораминиферами и редкими обломками раковин моллюсков

 

По видовому и количественному составу фораминифер в колонке можно выделить два стратиграфических горизонта. В верхнем горизонте (слой 1) фораминиферово число достигает 2800. Преобладают планктонные фораминиферы, из них Globigerina pachiderma - 72%, Gl. quinqueloba - 23%, Gl. bradyi и Gl. bulloides - 2%, остальные – неопределенные. В составе бентосных известковых фораминифер преобладают кассидулины. Небольшая мощность слоя, грубозернистость осадков и видовой состав фораминифер говорят о том, что седиментация происходит в условиях резкого дефицита терригенного материала при современном гидрологическом режиме.

В нижнем горизонте (слои 2-6) фораминиферово число изменяется от 0 до 100, при этом преобладают довольно холоднолюбивые виды. Характерно присутствие арктического вида Nonionella labradorica.

Радиоуглеродная датировка раковин Pecten sp. из слоя 5 позволяет в первом приближении сопоставить слои и горизонты колонки с геохронологической шкалой голоцена и позднеледниковья.

Самый нижний слой колонки 3138, видимо, отвечает раннему дриасу. Состав осадков указывает, что край ледника располагался вблизи склона, но не достигал его. В беллинге (слой 5) отмечается некоторое увеличение количества планктонных фораминифер, раковин Pecten sp. и хлорофилла, придающего осадку зеленоватый оттенок, обилие дресвы и щебня показывает, что условия для айсбергового разноса существенно улучшились. Следовательно, температура вод моря несколько повысилась, возможно, в результате большего притока теплых атлантических вод. В среднем дриасе условия осадконакопления были сходны с ранне-дриасовыми, а в аллерёде (слой 3) с беллингскими.

С палеогеографической точки зрения наибольший интерес представляют позднедриасовые осадки второго слоя, резко отличающиеся как от голоценовых, так и от аллередских. Сходные осадки прослеживаются на баренцевоморском материковом склоне и подножии между Шпицбергеном и Северной Норвегией. Они отражают какие-то аномальные условия осадконакопления в бассейне. Фораминиферово число в поздне-дриасовых осадках меняется от 0 до 20; большинство раковин - полурастворены. По-видимому, атлантические воды продолжали поступать, однако условия накопления карбонатного материала резко ухудшились. Основной причиной, вызвавшей резкое изменение гидрологического режима вод, был, видимо, распад баренцевоморского ледникового покрова и шельфового ледника в юго-западной части моря. Распад происходил очень быстро, что вызвало поступление в море огромных масс пресных вод, образование галоклина и, как следствие, - резкое усиление льдообразования на всей акватории, примыкающей к Баренцеву морю. На внешнем крае шельфа происходило перемешивание пресных вод с солеными и их сползание по склону. Воды были необычайно агрессивны к карбонатному материалу, что и обусловило бескарбонатность осадков. Е. Олафссон и У. Джонсон [Olausson, Jonasson, 1969] первые высказали предположение, что образование галоклина в результате опреснения поверхностных вод и формирование льда в Полярном бассейне могли усилить альбедо, которое явилось причиной резкого похолодания в позднем дриасе. Нам представляется, что опреснение вод было связано не с аллередским потеплением, а с распадом баренцевоморского покрова, который начался в позднем дриасе и, судя по данным, полученным на суше [Лавров, 1977], закончился в пребореале.

Таким образом, можно говорить о том, что начало распада баренцевоморского ледникового покрова связано с поздним дриасом и он отражен в составе осадков, как на внешнем крае шельфа Баренцева моря, так и на материковом склоне и подножии.

Возникает закономерный вопрос - если существовал баренцевоморский ледниковый покров, то где же его следы в морфологии шельфа, где маргинальные желоба, отмечающие его краевые зоны? Нам представляется, что активные краевые зоны покрова отражаются в рельефе дна шельфа Баренцева моря асимметричными глубокими и обширными по площади желобами: Медвежинским (Западным) и Центральным. Многие черты их строения могут рассматриваться как гляциальные. Так, северный склон Медвежинского желоба крут и интенсивно расчленен, а южный очень пологий. Асимметрия характерна и для Центрального желоба. Геофизические данные показывают, что Медвежинский желоб образовался на контакте слабоконсолидированных мезозойско-кайнозойских отложений и устойчивых к эрозии палеозойских пород Шпицбергенской банки [Sundvor, 1974]. По-видимому, между желобами, приподнятой внешнекраевой частью шельфа и островами располагалась центральная малоактивная зона ледникового покрова в максимум оледенения.

Характер взаимодействия краевых зон ледникового покрова на юге и на востоке был, вероятно, неодинаковым. На юге покров мог смыкаться с потоками Скандинавского щита, скорее всего, только в максимум оледенения. В остальное время между ними, возможно, существовал шельфовый ледник. Взаимодействие между баренцевоморским и новоземельским ледниковыми покровами происходило либо в пределах Центрального желоба, либо к западу от него. Лед баренцевоморского покрова мог расходоваться на западе и севере через систему желобов (см. рис. 1) и на юго-востоке, в районе, не занятом ни скандинавским, ни новоземельским покровом. Не исключено, что расчленение Демидовской и Финмаркенской банок связано с эрозионной деятельностью юго-восточного ледникового потока. Расчлененный рельеф между Мурманской и Гусиной банками также образован при движении фронтальной зоны этого ледникового потока. На канинском мелководье последний сливался с новоземельским покровом, образуя баренцевоморско-печорский поток, следы которого обнаружены на суше А.С.Лавровым [1977].

 

ЛИТЕРАТУРА

Гросвальд М.Г. Оледенение Баренцева моря в позднем плейстоцене и голоцене. - В кн.: Материалы гляциологических исследований, хроника, обсуждения. М., 1967, вып. 13.

Гросвальд М.Г. Баренцев шельф. Структура и динамика последнего ледникового покрова Европы. М.: Наука, 1977.

Дибнер В.Д. "Древние глины" и рельеф Баренцево-Карского шельфа, прямые доказательства его покровного оледенения в плейстоцене. - Труды ААНИИ, 1968, т. 285.

Дибнер В.Д., Басов В.А., Герке А.А. и др. Возраст дочетвертичных отложений осадочного чехла дна Баренцева моря. - Океанология, 1970, т. 10, вып. 4.

Дибнер В.Д., Котенев Б.Н., Заферман М.Л. Геолого-геоморфологические наблюдения дна Баренцева моря из гидростата "Север-1". - В кн.: Геология моря. Л., 1971, вып. 1.

Живаго А.В. Проблемы геоморфологии Южного океана. М., 1971.

Каррей Дж. Позднечетвертичная история материковых шельфов США. - В кн.: Четвертичная история США. М.: Мир, 1968, т. 1.

Кленова М.В. Геология Баренцева моря. М.: Изд-во АН СССР, 1960.

Котенев Б.Н., Матишов Г.Г. Рельеф дна в районе Западного Шпицбергена. - В кн.: Вопросы океанологии и комплексные исследования шельфа Баренцева и Белого морей. Апатиты, 1972.

Котенев Б.Н., Матишов Г.Г., Беляев А.В., Мысливец В.И. Геоморфология шельфа и материкового склона между Шпицбергеном и Северной Норвегией. - Природа и хозяйство Севера, 1976, вып. 4.

Лавров А.С. Кольско-Мезенский ледниковый поток. Баренцевоморско-Печорский ледниковый поток. Структура и динамика последнего ледникового покрова Европы. М.: Наука, 1977.

Матишов Г.Г. О характере плейстоценового оледенения Баренцева шельфа. - ДАН СССР, 1977, т. 232, № 1.

Bjorlykke К., Elverhoi A. Reworking of Mesozoic clayey material in the northwestern part of the Barents Sea. - Mar. Geol., 1975, vol. 18, N 4, p. M29-M34.

Grant A.C. The continental margin off Labrador and eastern Newfoundland - morphology and geology. - Can. J. Earth Sci., 1972, vol. 9, N 11, p. 1394-1430.

Holtedahl O. On the morphology of the west Greenland shelf with general remarks on "the marginal channel" problem. - Mar. Geol., 1970, vol. 8, N 2, p. 155—172.

Olausson E., Jonasson V.C. The Arctic Ocean during the Worm and Early Flandrian. - Geol. foren., 1969, vol. 91, 6, p. 185-200.

Sundvor E. Seismic refraction and reflection measurements in the southern Barents Sea. - Mar. Geol., 1974, vol. 16, N 5, p. 43-51.

Wright P.L. Recent sediments of the Southwestern Barents Sea. - Mar. Geol., 1974, vol. 16, N 2, p. 51-81.

 

Ссылка на статью:

Котенев Б.Н. К палеогеографии Баренцева моря в позднеледниковье и голоцене. – В кн.: Позднечетвертичная история и седиментогенез окраинных и внутренних морей. М., «Наука», 1979, с. 20-28.

 



вернуться на главную



eXTReMe Tracker


Flag Counter

Яндекс.Метрика

Hosted by uCoz