История развития осадочного чехла шельфа арктических морей

Изучение природы рельефа дна и подстилающих осадков арктических шельфовых морей имеет давнюю историю

ТАРАСОВ Г.А. Отдел геологии и геодинамики ММБИ КНЦ РАН, Россия

Изучение природы рельефа дна и подстилающих осадков арктических шельфовых морей имеет давнюю историю (Кленова, I960). Начиная с 70-х годов, в связи с изучением перспектив нефтегазоностности шельфа Арктических морей, получены качественно новые данные; появилась весьма обширная литература, посвященная литологии, стратиграфии, мощности и возрасту отложений верхнего осадочного чехла, геолого-геофизическому строению, геоморфологии дна этого региона.

Позднекайнозойский гляциальный шельф Западно-Арктических морей представляет собой крупную седиментологическую провинцию, получившую развитие в условиях глобального и глубочайшего изменения климата. На процессы и ход плейстоценового осадкообразования определяющую роль оказали ледники четвертичных оледенений, особенно в последние 20 тыс. лет.

Анализ имеющегося фактического материала убеждает, что в пределах Западно-Арктических материковых окраин широко развиты комплексы отложений, соотносимые интервалу позднеплейстоцен-голоценового осадконакопления, т.е. отложенные во время деградации последнего материкового оледенения - последнего ледникового максимума (20-18 тыс .лет; поздневислинский, поздневалдайский, висконсинский, поздневюрмский, сартанский). Считается, что отложения средне- и раннеплейстоценового возраста снесены последующими ледниками, во всяком случае в северных пространствах шельфа. Фрагментарно они могли сохраниться в депрессиях и врезах рельефа дочетвертичной поверхности. В свое время раннеплейстоценовые отложения разными исследователями обозначены на западе Баренцева моря как четвертичные ледниковые образования (Solheim, Kristoffersen, 1984), плиоцен-четвертичные ледниковые и морские отложения на Кольском шельфе (Самойлович, 1982; Самойлович, Скоробогатько. 1986), неоген-четвертичные ледово-морские и морские отложения на Канино-Печорском шельфе (Крапивнер и др.,1986; Гриценко, 1986).

Сопоставляя разнородный геолого-геофизический материал с данными изучения колонковых и керновых разрезов рыхлых отложений, определениями абсолютного возраста береговых террас на Шпицбергене, Земле Франца-Иосифа, Новой Земле и Фенноскандии, а также с рельефом дна, нами рисуется в пределах Баренцево-Карского региона следующая картина контуров последнего ледникового максимума. Она хорошо согласуется с концепцией ограниченного распространения ледников и ледниковых шапок в Баренцевом море и его обрамлении, выдвинутой Г.Г.Матишовым еще 80-ые годы (1984).

В последний регрессивный этап, с падением уровня моря на 120-140 м, на севере региона ледниками были охвачены архипелаги Шпицберген и Земля Франца-Иосифа - острова Медвежий и Надежда под единой ледниковой шапкой, центр которой располагался в пределах подводных возвышенностей Надеждинской и Персея, т.е. к востоку от островов Эдж и Северо-Восточная Земля. Почти аналогичную картину приводят Ю.А.Лаврушин (1989) и С.Форман с соавторами (Fomian et al., 1995).

Южная граница ледника на западе Баренцева моря доходила практически до 73 с.ш. занимая полностью Медвежинскую возвышенность и частично - Медвежинский желоб. Затем она проходила по 75 с.ш. на восток до Центральной возвышенности, касаясь ее северо-западного склона, и протянулась далее на северо-восток. На западе и севере Шпицбергена, а также на севере Земли Франца-Иосифа фронт ледника не выходил за пределы шельфа. Глубоководные грабен-желоба Франц-Виктория и Святая Анна были заполнены ледником. В центре купола ледник имел мощность порядка 2000-2500 м, а в краевых зонах до 500 м. В начальной стадии формирования ледникового щита центр находился в пределах архипелага, а в процессе нарастания ледника происходило смещение центра за пределы островов в область шельфа. Соответственно, ледник плотно лежал на шельфе, заполняя все депрессии рельефа. Основными направлениями растекания ледников были южное и юго-восточное, что всецело зависело от атмосферной циркуляции в Арктике в целом и в свою очередь от поступления осадков для питания ледников. При этом в начале позднеледниковья теплые Североатлантические воды проникали через Гренландское море далеко на север, как современное Западно-Шпицбергенское течение Гольфстрим.

Основными аргументами утверждения такой модели расположения ледниковой шапки максимума последнего оледенения на севере Баренцева моря являются: 1) существенно малая мощность четвертичных отложений (не более 5-15 м) в данном регионе по сравнению с южными районами Баренцева моря (Гуревич, Мусатов. 1992; Мусатов, 1996); 2) наличие на подводных возвышенностях и поднятий конечных морен, чаще всего залегающих прямо на коренных (мезозойских) породах (Дибнер, 1978; Elverhoi, Solheim, 1983; Матишов. 1984; Solheim et al, 1988); 3) характер приподнятых береговых террас и относительные скорости гляциоизостатических поднятий архипелагов (Fomian et al.1995).

Новоземельский ледниковый щит имел значительные площади на Северном острове, хотя по размерам и мощности ледника существенно уступает оледенению севера Баренцева моря. Ледник больше всего растекал на запад, но не более чем на 100-120 км от архипелага. На востоке Новой Земли ледники спускались до восточного борта Восточно-Новоземельского желоба. Следует отметить, что более приемлемая реконструкция Новоземельского ледникового покрова приведена в работах Г.Г.Матишова (1984), В.Ю.Бирюкова и др. (Biryukov et al, 1988), Ю.А.Лаврушина (1989), Ю.А.Павлидиса и др. (1990). Ю.А.Павлидиса (1992), хотя морфологические параметры его, вероятнее всего, были завышены. Об этом свидетельствует распространение на незначительное расстояние от берега конечных морен новоземельского ледникового покрова (Спиридонов и др., 1986; Лаврушин, 1989; Павлидис. 1992 и др.).

Фенноскандинавский ледниковый покров в позднеплейстоценовое время (максимум последнего оледенения) нами принимается в реконструкциях О.Хольтедалья, 1964; А. Асеева. 1974; А.А.Величко.1979 и др.). Мощность Скандинавского покровного ледника во время максимума последнего оледенения оценивается от 2650 до 3750 м, в среднем около 3000 м с убыванием в восточном направлении. Самые незначительные и малоактивные ледниковые лопасти находились в восточной части Кольского полуострова. Они спускались в Баренцево море не далее чем на 50-100 км, тогда как край ледника Скандинавского ледникового покрова на шельфе Норвежского моря доходил до верхней бровки континентального склона.

В максимум последнего оледенения ледники Баренцевоморского региона расширялись в южном направлении. Свободный от ледников морской коридор проходил вдоль Скандинавского берега, по которому атлантические воды проникали в северо-восточные районы Баренцева моря - в Центральную впадину, которая не была занята ледниками. Приток атлантических вод не прекращался, но был гораздо слабее, чем в современное время.

При переходе от ледниковья к межледниковью в результате глобального потепления климата вся обширная перигляциальная зона подверглась усиленному преобразованию. Здесь основная и определяющая роль в морфо- и литогенезе отводится талым подледниковым водам, так как дегляциация протекает "геологически" быстро, сбрасывая на окружающую территорию огромную массу талой воды.

Геологическая роль этой воды во много раз возрастает в совокупности и с участием других перигляциальных рельефообразующих агентов. До сих пор исследователи, занимающиеся изучением гляциальных и перигляциальных явлений и процессов в масштабе морей и океанов, мало обращали внимание данной проблеме, особенно отечественные, полагая, что роль ледников в морских условиях ничтожна. Здесь лавры первенства принадлежат Г.Г.Матишову (1984), который на анализе дешифровки огромного количества эхограмм впервые предметно и обоснованно показал гляциоэкзогенную роль талых вод в формировании каналов стока на шельфе Западно-Арктических морей.

накопление большого объема осадочного материала на значительной площади шельфа нельзя рассматривать вне ледниковых позиций

Проведенный нами литолого-фациальный анализ разрезов рыхлой толщи, полученные грунтоотборниками и морского бурения в разных областях Баренцева, Норвежского, Печорского и Карского морей показывает, что под тонким слоем современных донных отложений широко простирается более массивные образования. По набору признаков, определяющих структуру толщи, эти отложения можно рассматривать как шельфовую перигляциальную формацию. Соответственно, накопление такого большого объема осадочного материала на значительной площади шельфа нельзя рассматривать вне ледниковых позиций, ибо данная толща формировалась в полярных широтах в крайне суровых климатических условиях под непосредственным влиянием ледниковых покровов последнего плейстоценового оледенения.

В целом на шельфе арктических морей выделяются формирования двух генераций: позднеплейстоценовые ледниковые осадочные толщи и более молодые, ледниково-морские отложения.

Литература
1. Асеев А.Л. Древние материковые оледенения Европы. //М.: Наука, 1974. 316 с.
2. Величко А.Л. Проблемы реконструкции позднеплейстоценовых ледниковых покровов на территории СССР // Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1979. Т.б. С. 12-26.
3. Гриценко И.И. Сейсмостратиграфический анализ новейших отложений шельфовых зон по данным непрерывного сейсмоакустического профилирования. // Кайнозой шельфа и островов Советской Арктики. Л.: ПГО "Севморгеология". 1986. С.48-56.
4. Гуревич В.И., Мусатое Е.Е. Новейшее осадконакопление и фанерозойская конседиментация на западно-арктическом шельфе. //Проблемы кайнозойской палеоэкологии и палеогеографии морей Северного Ледовитого океана. М: Наука. 1992. С. 47-53.
5. Дибнер В.Д. Морфоструктура шельфа Баренцева моря. //Тр. НИИгеологии Арктики. Л. 1978. Т.185. С.211-212.
6. Кленова M.B. Геология Баренцева моря. //М.: Изд-во АН СССР. 1960. 367 с.
7. Крапивнер Р.Б., Гриценко И.И., Косшюхин AM. Позднекайнозойская сейсмостратиграфия и палеогеографрия южно-баренцевоморского региона.
//Четвертичная палеоэкология и палеогеография северных морей. М: Наука. 1988. С. 103-124.
8. Лаврушин Ю.А. Гляциальный шельф: строение, осадконакопление, палеогеография. //Генезис осадков и фундаментальные проблемы литологии. М.: Наука. 1989. С.91-109.
9. Мусатов Е.Е. Распространение кайнозойского чехла на Баренцевоморском шельфе между архипелагами Шпицберген и Земля Франца-Иосифа. //Океанология. Т.36, №3, 1996. С.444-450.
10. Павлидис Ю.А. Шельф Мирового океана в позднечетвертичное время.//М.: Наука. 1992. С.25.
11. Самойлович ЮТ. Погребенная речная сеть на акватории Баренцево-Карского шельфа // Стратиграфия и палеогеография позднего кайнозоя Арктики. //Л.: Изд-во ПГО «Севморгеология». 1982. С.5-9.
12. Спиридонов М.А., Рыбалко А.Е., Заррина Е.П., Спиридонова ЕА. Принципы стратиграфической схематизации позднего кайнозоя (на примере верхней части осадочного чехла Белого и Баренцева морей). //Кайнозой шельфа и островов Советской Арктики. Л.: ПГО "Севморгеология". 1986. С.38-46.
13. Хольтедаль X. Некоторые вопросы геологии и геоморфологии гляциальных шельфов. // Рельеф и геология дна океанов. М, 1964. С. 171-186.
14. Biryukov V.Y., Faustova М.А., Kaplin PA., Pavlidis Y.A., Romanova E.A., Velichko A.A. The Paleogeography of Arctic Shelf and Coastal Zone of Eurasia at the Time of the Last Glaciation (18000 yr B.P.). //Paleogeography, Paleoclimatology, Paleoecology. Amsterdam, 1988. V. 68. P. 117-125.
15. Elverhoi A., Solheim A. The Barents Sea ise sheet - a sedimentological discussion. //PolarRes. 1983. V.I.N 1. P.23-42.
16. Forman S.,Lubinski D.,Miller G.H.,Snyder J.,Matishov G. Postglacial emergence and distribution of late Weichselian iche-sheet loads in the nordhem Barents and Kara seas, Russia.//Geology. 1995, V.23,N2. P. 113-116.
17. Solheim A.,Kristoffersen Y. Sediments above the upper regional unconformity: thickness, seismic stratigraphy and outline of glacial history. //Ski*. Norsk polarinst. 1984. N 179. P. 4-26.
18. Solheim A., Milliman J.D., Elverhoi A. Sediment distribution and sea-floor morphology of Storbanken: implications of the glacial history of the noithen Barents Sea. //Can. J. Earth Sci. 1988. V.25. P.547-556.