Происхождение новейших отложений Баренцевского шельфа

Генезис и стратиграфическая номенклатура новейших отложений Баренцевского шельфа дискусионны

КРАПИВНЕР Р.Б.
Гидрогеологическая и геоэкологическая компания ЗАО «ГИДЭК», Россия

Генезис и стратиграфическая номенклатура новейших отложений Баренцевского шельфа дискусионны, ясно только, что они накапливались на протяжении неотектонической эпохи или какой-то ее части.

Мощность этих отложений незначительна и изменяется от 2-5 до 100-150 м и более. Несмотря на это, они образуют самостоятельный структурно-формационный ярус, отделенный от подстилающих образований границей, получившей в литературе название верхнего регионального несогласия. Наиболее распространенными литотипами новейших отложений на основной площади шельфа являются глинистые, алеврито-глинистые и песчано-алеврито-глинистые илы верхнего седиментационного комплекса и подстилающий их диамиктон, который местами подразделяется на два горизонта.

Илы отображаются акустически прозрачной (однородной или слоистой) сейсмозаписью, обусловленной низкой степенью их консолидации, характеризуемой показателем консистенции IL (Крапивнер 2008). В мощных (многие десятки метров) разрезах верхнего седиментационного комплекса акустически прозрачная сейсмозапись на некоторой глубине (при 0,25 < IL < 0,5) сменяется (без измененения литологии) хаотической, которая считается характерной для диамиктона, хотя объективно является признаком консолидированных гомогенных пород глинистого состава.

Поскольку обычная мощность илов редко превышает 5-6 м (до 10-25 м, изредка более в желобах), их подошва чаще всего фиксирована отражающей границей, совпадающей со скачком значений плотности, пористости и показателя консистенции. Он является одним из важных признаков того, что на всей площади шельфа илы и подстилающие их отложения относятся к разным седиментационным комплексам. Разделяющий их длительный перерыв в осадконакоплении подтверждается термолюминесцентными и палеомагнитными датировками диамиктона, а также радиоуглеродным возрастом, условиями залегания и фациальным составом осадков верхнего из этих комплексов (Крапивнер 2006, 2008).

Наиболее полные разрезы последнего приурочены к погребенным речным долинам, сохранившимися в рельефе фрагментами которых являются краевые и поперечные желоба (за исключением неотектонических грабен-желобов Св. Анна, Франц-Виктория и Медвежинский, внутри которых присутствие подобных долин проблематично). Склоны и днища этих желобов облекаются осадками верхнего акустически прозрачного седиментационного комплекса. Погребенные под ним линзовидные в поперечном сечении тела руслового аллювия фиксируются сейсмоакустическими профилями на абсолютных отметках, далеко выходящих за рамки, допустимые гляцио-эвстатической концепцией. В Центральном желобе предположительный, а на Печоро-Канинском мелководье достоверный русловой аллювий мощностью от 5-6 до 10 м пройден скважинами.

На протяженных пологих склонах палео-долин диамиктон, а в их днищах вложенные в него аллювиальные пески перекрываются тонкослоистыми глинистыми илами, относящимися к фациям эстуариевых приливных ритмитов (Middleton 1984). Они отлагались в мелководной среде с периодически менявшимся по величине опреснением и высокой мутностью вод, что отразилось на составе фауны фораминифер, представленной всего несколькими видами. Доминируют арктические эврибионты, переносящие пониженную соленость и (или) высокую мутность придонных вод: Retroelphidium clavatum (= Elphidium excavatum f. clavata) и Cassidulina reniforme. Встречаются также мелководные формы, переносящие опреснение и повышенную гидродинамическую активность. Приливные ритмиты имеют наибольшую мощность (от 7-9 до 62 м) в глубоких поперечных желобах, прорезающих пояс мелководных банок, вытянутый между Новой Землей и Кольской моноклиналью, а также непосредственно к северо-западу и юго-востоку от него.

Подобная геоморфологическая позиция благоприятствует развитию высоких приливов, проникавших далеко вверх по течениям рек. Аномально высокие мощности приливных ритмитов здесь объясняются тем, что их накопление компенсировало неравномерное тектоническое погружение местности. Илы обладают коричневыми тонами окраски, обычным для современных осадков Баренцева моря содержанием Сорг. (1-2 %) и на 70-90 % сложены пелитовым материалом при почти полном отсутствии зерен крупнее 0,1 мм. В более северных районах мощность приливных ритмитов изменяется от долей метра до первых метров, не превышая возможную высоту сизигийного прилива, что обусловлено скоростью погружения ныне глубоководных площадей шельфа, существенно превышавшей скорость накопления приливных ритмитов.

Вследствие этого литоральные фации в вертикальном разрезе быстро сменялись сублиторальными, что сопровождалось резким (в несколько раз) увеличением количества видов фораминифер и появлением стеногалинных форм. C учетом экстраполяций радиоуглеродный возраст подошвы литоральных осадков изменяется от 12 до 14,5-16 тыс. лет, а кровли – от 7,7 до 11,5 тыс. лет (Крапивнер 2006). В Печорском море, куда приливы не распространялись, русловые пески затопленных речных долин перекрываются лиманными осадками - темно-серыми глинистыми, алеврито-глинистыми и алевритовыми илами мощностью до 15- 20 м. Радиоуглеродный возраст толщи охватывает интервал 14,5-4,5 тыс. лет назад, на протяжении которого микрофаунистические комплексы не обнаруживают признаков приледниковых условий (Крапивнер 2006, 2008).

Лиманные фации, как и эстуариевые, перекрываются сублиторальными осадками, которые вне пределов палео-долин и их склонов налегают на консолидированные новейшие отложения (обычно, диамиктон), а иногда и на породы их субстрата. На поверхности морского дна ниже уровня волновой базы среди этих осадков широко распространены серые и темно-серые илы полимодального песчано-алеврито-глинистого состава массивной текстуры с незначительной примесью (обычно, порядка 2-4 %) грубозернистых (крупнее 0,25 мм) песчаных фракций, а также угловатых обломков палеозойских и допалеозойских пород (доли процента и первые проценты). Встречаются обломки местных мезозойских глин и песчаников. Медианный диаметр (Md) частиц ила колеблется от 0,004-0,005 до 0,07-0,1 мм, их гранулометрическая сортировка (S0) низка: обычно 4 < S0 < 7.

Плохая сортировка служит причиной высокой плотности илов, которая на глубине 0,1-0,2 м. обычно составляет 1,7-1,8 г/см³. Поскольку матрица этих илов и диамиктона практически идентичны, различаясь лишь физическим состоянием, они были названы диамиктоновыми (Крапивнер 2008). Эти илы покрывают поверхность подводных возвышенностей, в пределах которых слагают покров акустически прозрачных осадков на полную мощность (обычно от 2-3 до 5 м). Главную роль в формировании их зернового состава играет отсев взвешенных в воде частиц в плоском турбулентном потоке (волны течения) с убывающей скоростью и вытаивание более грубых фракций из плавающих льдов.

Незначительные поля распространения диамиктоновых илов известны на Печоро-Канинском мелководье несколько выше уровня волновой базы, где условия их формирования аналогичны рассмотренным в (Krapivner 1973).

Пелитовый материал, выносимый из областей подводных возвышенностей, осаждается в сопряженных с ними впадинах, в результате скорость седиментации здесь возрастает, а роль случайного фактора (ледового рассева крупных фракций) падает. К тому же, основная часть поставляющего эти фракции ледового припая разгружается над окружающими островное обрамление шельфа подводными возвышенностями. В результате, в пределах впадин накапливаются гомогенные глинистые илы с общим содержанием пелитовых частиц до 70-80 % и более, что в 2-3 раза больше, чем в диамиктоновых илах, Md= 0,0015-0,0045 мм и S0< 3-3,5. Хорошая сортировка осадков служит причиной их низкой плотности вблизи дна не превышающей 1,4-1,5 г/см³. В широкой зоне перехода между диамиктоновыми и глинистыми илами распространены алеврито-глинистые илы с промежуточными значениями гранулометрических показателей: Md = 0,005-0,01 мм, 3 < S0 < 5. Состав фауны фораминифер во всех типах сублиторальных илов указывает на нормальные морские условия седиментации, не связанные с процессами дегляциации (Крапивнер 2008)..

Ледниковый генезис диамиктонов низменностей, обрамляющих Баренцевский шельф с юга, оспаривается уже более 100 лет. По литолого-палеонтологической характеристике они идентичны диамиктонам шельфа, доводы в пользу ледово-морского происхождения которых обосновывались работами Арктической морской инженерно-геологической экспедиции (Рокос, Люстерник 1990). В российском секторе шельфа присутствуют два литологически идентичных горизонта диамиктона. Нижний из них развит на Печоро-Канинском мелководье, а также в эрозионно-тектонических впадинах Центральной котловины и Адмиралтейского вала. Он, как правило, залегает на палеоценовых (?), мезозойских и домезозойских слоях и имеет мощность от 15-20 до 50-60 м, изредка более.

Верхний диамиктон распространен повсеместно за исключением Печоро-Канинского мелководья, где встречен лишь в южных окрестностях острова Колгуев. В пределах крупных подводных возвышенностей его мощность, обычно, не превышает 5-10 м, а в Центральной котловине иногда достигает 50 м и более. На площадях отсутствия нижнего диамиктона верхний залегает непосредственно на мезозойских или домезозойских породах. Лишь на Северо-Канинской банке, на острове Колгуев и в его окрестностях оба горизонта диамиктона разделены отложениями иного состава с морской фауной, на остальной площади там, где они присутствуют в одном разрезе, верхний диамиктон налегает непосредственно на нижний, иногда отделяясь от него маломощным горизонтом размыва или пачкой песков.

Литологические признаки диамиктона: массивная текстура, плохая гранулометрическая сортировка, присутствие эрратического и местного грубообломочного материала и повышенная плотность, на основании которых он принимается за ледниковый тилл, характерен и для диамиктонового ила. Кумулятивные кривые средних зерновых составов того и другого практически совпадают. В шлифах диамиктона наряду с переотложенными встречаются аутигенные конкреции (Рокос, Люстерник 1990). Небольшие различия в вещественном составе диамиктона и диамиктонового ила связаны с различиями в их возрасте и условиях залегания.

Так, в отличие от последнего диамиктон чаще всего залегает на слабо литифицированных мезозойских породах, поэтому он содержит их обломки, а состав его глинистой фракции, особенно в низах разреза обнаруживает большую связь с минералогией глин субстрата. Обычно, это объясняется экзарацией, хотя разрушение и переотложение мезозойских пород может быть результатом подводного размыва, и деятельности припайных льдов на приливных берегах (Dionne 1989). Среднее содержание Сорг. в диамиктоне почти вдвое меньше, чем в современных морских осадках, что связано с его относительной древностью и более далеко зашедшим диагенезом. Пониженное содержание легко растворимых солей в поровых вытяжках обусловлено длительным субаэральным перерывом, предшествовавшим накоплению осадков верхнего седиментационного комплекса, на протяжении которого диамиктон подвергался инфильтрационному промыву метеорными водами, изменившему катионный состав поглощенного комплекса его глинистой фракции.

В вертикальном разрезе и диамиктоновый ил, и диамиктон испытывают диагенетическое уплотнение, которое выражается зависимостью плотности (?) от показателя консистенции (IL). В статистическую выборку (около 1000 определений) были включены отложения с плохой гранулометрической сортировкой, которая определяется соотношением Md и S0: при Md = 0,01-0,1 мм S0 > 4, при Md < 0,01 мм S0 > 5 (Лисицын 1966). Оказалось, что закон уплотнения диамиктона и диамиктонового ила описывается единым уравнением регрессии: ? = 2,105 – 0,29 ? IL ± 0,13. Для хорошо сортированных глинистых илов и глин подобная зависимость имеет вид: ? = 1,99 – 0,22 ? IL ± 0,19. Из приведенных уравнений следует, что при IL > 1,6 диамиктоновые илы и диамиктон имеют более высокую плотность, чем глинистые илы и консолидированные глины, причем эта разница растет по мере обезвоживания осадка (уменьшения IL).

Таким образом, повышенная плотность диамиктона и диамиктонового ила имеет общую причину, каковой служит компактная упаковка зерен, обусловленная их низкой гранулометрической сортировкой, и объяснять это свойство диамиктона влиянием ледника нет оснований. Приведенные данные свидетельствуют о том, что в процессе консолидации диамиктоновый ил становится диамиктоном (так же, как глинистый ил – глиной). Это подтверждается постепенным переходом между ними в редких мощных (около 50 м и более) разрезах сейсмогенных гравититов, генезис которых обсуждается в отдельном сообщении.

Практически во всех образцах диамиктона, отобранных для микрофаунистического анализа (36 скважин южнее 760), встречены фораминиферы, обычно, в количествах от первых десятков до нескольких сотен, иногда до 1-2 тысяч и более на 100 г воздушно сухой породы. Сохранность раковин, в основном, удовлетворительная и хорошая. Комплексы (от 10-20 до 40-60 видов) представлены ныне живущими видами с примесью бореальных и вымерших в плиоцене. Совместное нахождение относительно холодноводных и тепловодных форм, а также почти постоянное присутствие явно аллохтонных мезозойских фораминифер позволяет некоторым авторам считать всю микрофауну диамиктона переотложенной. Первое положение не корректно, поскольку ископаемые фораминиферовые комплексы являются не био, а тафоценозами, второе - вполне естественно для отложений любого генезиса, содержащих материал, переотложенный из пород их субстрата.

Среднее содержание мезозойских фораминифер в диамиктоне составляет 14 %, возрастая в желобах и Центральной котловине до 24,5 %, а на подводных возвышенностях снижаясь до 8 %. Позднекайнозойские фораминиферы, независимо от количества явно переотложенной мезозойской микрофауны образуют не случайный набор форм, а комплексы, характерные для шельфового бассейна с нормальной соленостью, расположенного в субарктической температурной зоне. Разные соотношения между эльфидиидами и кассидулинами, относительная роль и состав планктона, вымерших в плиоцене и бореальных видов, а также форм, указывающих на углубление или обмеление и опреснение палео-бассейна, поддаются интерпретации в рамках фациального анализа морских отложений, а в комплексе с геологическими данными позволяют отличить верхний диамиктон от нижнего.

Встречающиеся в кернах нарушения нормального залегания мезозойских пород и подошвы диамиктона, которые, обычно, считаются проявлениями гляциотектоники, представляют собой фрагменты вторичных деформационных структур областей динамического влияния неотектонически активных разломов, известных по геофизическим данным в фундаменте Баренцево-Карской плиты (Крапивнер 2007 и сообщение в настоящем сборнике). Их тектонотипы были детально изучены в протяженном (30 км) береговом обнажении острова Колгуев (Крапивнер 1986). На шельфе эти нарушения иногда выражены в рельефе в виде гряд небольшой протяженности. Более крупные гряды и холмы, принимаемые за формы ледниковой аккумуляции, вырезаны в диамиктоне эрозией уже после его отложения в период субаэральной экспозиции нынешнего шельфа, предшествовавший накоплению осадков верхнего седиментационного комплекса, облекающих эти выступы донного рельефа.

Высокая неотектоническая активность Баренцевского шельфа связана с развитием Евразийского бассейна Арктического океана – одного из самых молодых океанических бассейнов мира. Именно этот факт, а не материковые оледенения определяет своеобразие позднекайнозойской геологической истории и палеогеографии Западно-Арктической континентальной окраины.

Литература
Крапивнер Р.Б. Бескорневые неотектонические структуры. М., «Недра», 1986. 204 с.
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.
Крапивнер Р.Б. Происхождение слабо консолидированных осадков Баренцевоморского шельфа. Литология и полезн. ископаемые, 2008, №6. В печати.
Лисицын А.П. Процессы современного осадкообразования в Беринговом море. М., «Наука», 1966. 574 с.
Рокос С.И., Люстерник В.А. Формирование состава и физико-механических свойств плиоцен-четвертичных мореноподобных отложений центральной части шельфа Баренцева моря (Южно-Баренцевская впадина и ееструктурное обрамление). Киев, ИГН АН УССР 1990. 50с.
Dionne J.C. An estimate of shore ice action in a Spartina tidal marsh, St Lawrence Estuary, Qu?bec, Canada. J. Coast. Res., 1989, № 2. Р. 281-293.
Krapivner R.B. Moraine-like loams of the Pechora lowland – sediments of long-frozen seas. Internat. Geology Rev., 1973, v. 17, № 3. P. 311-318.
Middleton G.V. Second International Research Symposium on clastic Tidal Deposits. Geosci. Can., 1984, v. 16, № 4. P. 246-247.

Нефть и газ арктического шельфа-2008: материалы конференции