The problem of genesis of quaternary deposits of the Barents Sea as a reflection of the overall crisis of glacial theory

Krapivner Rudol'f Borisovich Doctor of Geology and Mineralogy Chief Geologist, Hydrogeological and Geoecological Company "GIDEK" 105203, Russia, g. Moscow, ul. Pervomaiskaya, 126 pod''ezd 2, of. ZAO Gidrogeologicheskaya i geoekologicheskaya kompaniya krapivner@inbox.ru

Введение

Геологическими исследованиями в пределах высокоширотных котловин Атлантического океана за последние несколько десятилетий прошлого века (рейсы глубоководного бурения DSPD 12, 38; ODP 104, 105, 151, 152, 162) получены данные, существенно противоречащие плиоцен-четвертичной палеогеографии сопредельной суши. Присутствие грубообломочных и песчаных фракций в глубоководных осадках интерпретировалось как признак седиментации в условиях существования наземных ледников, достигавших бровки шельфа (айсберговый разнос терригенного материала). С учетом этого покровные оледенения на сопредельной суше должны были начаться ̴ 2,6 млн лет назад, а к северу от подводного Гренландско-Шотландского хребта 6-7 млн лет назад ^{[37, 38]}. В океанических разрезах документируется в несколько раз больше ледниковых событий, чем выделяется на материковой суше, ^[44]. Межледниковые условия непродолжительны и, по мнению некоторых авторов ^[4], занимали всего 10% геологического времени. Между тем в официальных стратиграфических схемах, например, Европейской России искусственно выделено лишь 9 ледниковых эпох, соответствующих четным морским изотопно-кислородным стадиям (МИС) с 2-й по 18-ю палеомагнитного хрона Брюнес ( ̴ 781 тыс лет), причем основное время отводится на межледниковья. В палеомагнитном хроне Матуяма (̴ 2,6 млн лет) насчитывается еще 41 МИС (с 20-й по 102-ю) с максимуами значений δ¹⁸О. Возникшее противоречие между интерпретацией океанических и континентальных разрезов решалось путем понижения нижней хронологической границы четвертичного (ледникового) периода сначала до ̴ 1,8 млн лет, а затем до ̴ 2,6 млн лет. Однако, инженерно-геологические работы в комплексе с геолого-геофизическими исследованиями на наиболее обширном арктическом шельфе эпиконтинентального Баренцева моря показывают, что это решение проблемы было формальным и ставят на повестку дня вопрос о валидности ледниковой теории ̶ последней из сохранившихся до наших дней глобальных теорий, возникших на заре развития геологической науки. Этот вывод был обоснован автором в ряде публикаций ^[11-14] и встретил решительную критику со стороны О.Г. Эпштейна (ГИН РАН), отстаивающего для Баренцевского шельфа традиционную парадигму ^[25-28] и в последней статье выходящего за рамки научной толерантности. Настоящее сообщение, поэтому, демонстрирует неприемлемость интерпретации происхождения четвертичных отложений Баренцева моря на базе признания его «типичным гляциальным шельфом» ^{[25, с. 449]}.

В основу работ по изучению так называемой ледниковой формации положено априорное признание ледникового генезиса мореноподобных отложений северных равнин. В англоязычной литературе специалистов, использующих этот принцип, иногда называют гляциогеологами. Ниже я буду называть их так для краткости.

О.Г. Эпштейн критикует доводы сторонников «полигенетической» концепции моренообразования (Д. Боултон, А. Дрейманис, Ф.А. Каплянская и В.Д. Тарноградский), связывающих разные литологические типы основных морен с разными проявлениями деятельности ледников. Он не признает метод «литофациального кода», в соответствии с которым диамиктоны нельзя считать ледниковыми образованиями лишь на основании их сходства с тиллами равнин северного и умеренного пояса ^[33], и считает валидной только «моногенетическую» интерпретацию происхождения основных морен, предполагающую их отложение под активно движущимся ледником. Такой подход, по мнению этого автора, объясняет природу всех литологических и структурных черт основных морен ^[26].

Отложения гляциального шельфа или высокоширотного эпиконтинентального моря?

Баренцевский шельф представляет собой область современного осадконакопления в высокоширотном море, что необходимо прежде всего учитывать при интерпретации генезиса самых молодых отложений, пользующихся в акватории сплошным распространением. Это позволяет проводить фациальный анализ покрова слабоконсолидированных осадков «сверху вниз», отталкиваясь от того несомненного факта, что на поверхности дна присутствуют практически современные морские фации, в формировании которых принимал участие морской лёд. Подобный анализ, предполагающий учёт изменения их гравитационной консолидации с глубиной, был выполнен автором ^[11] и продемонстрировал отсутствие связи состава и биоты осадков с деградацией последнего материкового оледенения. Эта связь постулируется гляциогеологами из-за того, что под покровом слабоконсолидированных осадков почти сплошное распространение имеет диамиктон, литологически подобный тиллам низменных равнин северных и умеренных широт. Таким образом, новые факты по позднекайнозойской геологии эпиконтинентального арктического моря интерпретируются «снизу вверх» на основе механического применения постулатов, разработанных на феноменологическом уровне для условий наземного оледенения.

Сочетание на основной площади шельфа тонкого покрова четвертичных отложений (метры и первые десятки метров, изредка более 100 м) с мощными (3-4 км) слившимися конусами выноса на его западном континентальном склоне, обычно, объясняется ^[31] ледниковой эрозией за последние 2,3-2,6 млн. лет (возраст базальных слоев в конусах выноса). Эродированный материал по мнению норвежских гляциогеологов и их российских коллег сгружался ледниками к подножью континентального склона ^[28] и в пределы низменного материкового обрамления Баренцевского шельфа. По В.И. Астахову с соавторами ^{[1, c. 23]} этот процесс «легко объясняется гляциотектонической аккрецией рыхлого материала под воздействием латерального стресса надвигающихся ледяных масс», что, однако, противоречит законам их движения, исключающим возможность «бульдозерного эффекта», поскольку выпуклая форма поперечного сечения ледниковых куполов и щитов является не причиной, а результатом перемещения ледяных масс по латерали ^{[14, 20, 39]}.

О.Г. Эпштейн неоднократно подчёркивает, что присутствие в диамиктонах ископаемой морской фауны является «второстепенной особенностью» этих отложений, считая гораздо более важными диагностическими признаками характер осложняющих их мелких внутриформационных нарушений, морфологию грубообломочного материала, а также «гляциотектонические» дислокации пород «ледникового ложа». Второстепенная роль отводится и учёту процессов диагенеза: Эпштейн даже путает зафиксированные в геологических словарях понятия: «консолидация» (уплотнение) и «литификация» (окаменение). Слабоконсолидированные морские осадки, обладающие акустически прозрачной (однородной или слоистой) сейсмозаписью, он называет слабо литифицированными (СЛО), утверждая, что степень их уплотнения не влияет на характер сейсмоизображения, которое целиком определяется макротекстурными особенностями» отложений ^[28]. Подобное утверждение не подкреплено ничем, кроме абсолютной убеждённости его автора. Сейсмоизображение осадков служит важным фактором при определении их возраста и генезиса. Анализ физической природы аналоговой сейсмозаписи, основанный на сопоставлении данных сейсмоакустики с физическими свойствами и степенью консолидации отложений, позволил получить изложенные ниже результаты ^[14].

Светлый фон сейсмозаписи слабоконсолидированных глинистых осадков (низкое рассеяние отражённых волн ̶ акустическая прозрачность) обусловлен коагуляционными структурными связями между гидратированными минеральными частицами, находящимися на первой (фильтрационной) стадии гравитационной консолидации. При этом, хорошо сортированные глинистые илы (слоистые и неслоистые) с содержанием ≥ 40% частиц размером < 1 микрона обладают ламинарной микроструктурой и акустической слоистостью, а диамиктоновые илы ̶ матричной микротекстурой и однородной акустической записью. Разрушение коагуляционных структурных связей и появление сухих контактов между дисперсными частицами, то есть переход ко второй стадии гравитационной консолидации, в хорошо сортированных глинистых илах не происходил при их максимальной вскрытой мощности (83.5 м, рис. 1). По экстраполяции данных его начало ожидается на глубине порядка 100 м, что близко к теоретически предсказанному ^[19] значению (120 м). В диамиктоновых илах такой переход зафиксирован на глубине ̴ 46 м от поверхности морского дна (рис. 2), подтверждая вывод о том, что осадки этого типа уплотняются гораздо быстрее хорошо сортированных глинистых илов ^{[13, 34]}. С завершением фильтрационной стадии консолидации дальнейшее уплотнение ила становится возможным только при более плотной упаковке частиц. Она достигается за счёт деформации ползучести, нарушающей изотропность матричной микроструктуры осадков, что приводит к срыву латеральной сейсмической корреляции. В результате, резко возрастает рассеяние сейсмических волн и однородное акустически прозрачное изображение диамиктонового ила сменяется хаотическим, характерным для диамиктона и консолидированных глин с матричной микроструктурой, хотя какая-либо сейсмическая или литологическая граница между двумя различными типами записи отсутствует ^{[13, 14]}.

Рис. 1. Слоистое акустически прозрачное сейсмоизображение ленточнослоистых глинистых и гомогенных алеврито-глинистых илов в окрестностях скважины 33 и ее дублера скважины 32 ^[14]. Глубина моря 117 м. Местоположение см. на рис. 6. Буксируемый источник возбуждения заглублен. Изображение синхронизировано по отражению от дна. I ̶ истинная поверхность дна, К – кратное отражение от дна. IL ̶ показатель консистенции (доли единицы). Отражающая граница на глубине 83,5 м фиксирует градиентное уменьшение значения IL на контакте между глинистым илом и диамиктоном, который обладает хаотическим сейсмоизображением.

Рис. 2. Сейсмоакустическое изображение геологического разреза, вскрытого скважиной 371 в пределах сейсмогенной аккумулятивной возвышенности ^{[13, 14]}, местоположение см. на рис. 6. 1 ̶ морской диамиктоновый ил; 2, 3 ̶ сейсмогенный гравитит: 2 ̶ диамиктоновый ил, 3 ̶ тот же ил, консолидированный гравитационной нагрузкой до состояния диамиктона и, вследствие этого, сменивший однородное акустически прозрачное сейсмоизображение на хаотическое; 4 ̶ консолидированные четвертичные отложения; 5 ̶ меловые породы. Стрелки указывают на отражающую границу между морскими диамиктоновыми илами и подобными же илами, относящимися к сейсмогенным гравититам.

В строении четвертичных отложений шельфа участвует один, в редких случаях два горизонта диамиктона мощностью от нескольких метров до первых десятков метров ^[12]. Они сопровождаются признаками «ледникового морфолитогенеза» (повышенная плотность, грядовый рельеф, приповерхностные дислокации, «отторженцы» и пр.), побудившими гляциогеологов признать, что шельфовый диамиктон был отложен покровным ледником, распространявшимся по дну моря независимо от его глубины, которая в настоящее время на отдельных участках превышает 400-500 м. Этот вывод вошёл в противоречие с граничными условиями, лимитирующими возможность развития той части гипотетического Арктического ледникового покрова, которая базировалась на морском дне ^[36], и породил ряд других проблем ^[14]. Важнейшей из них является пересмотр вошедшего в учебники постулата о Скандинавском и Новоземельском центрах покровного оледенения, поскольку сплошное распространение под голоценовыми осадками ледникового диамиктона на шельфе связывается с существованием в его центральной части самостоятельного ледникового купола, «расползавшегося» во все стороны, в том числе, на низменные равнины европейской России. «Ледниковая природа северного плейстоцена и генеральное направление движения льда с шельфов на сушу» ^{[1, с. 22]} считаются многими гляциогеологами установленным фактом. В соответствии с основанной на нём реконструкцией границ поздневалдайского ледникового щита его максимальные мощности в Баренцевом море (рис. 3) приурочены к области с мощным осадочным чехлом, дочетвертичный разрез которого завершается рыхлыми и слабо литифицированными отложениями преимущественно мелового возраста ^[23]. Поскольку на ложе гипотетического ледникового щита отсутствовали скальные породы, обломки которых должны были служить главным инструментом экзарации поверхности, по которой он двигался, ледник не мог продуцировать эродированный материал и «сгружать» его к подножью континентального склона и на низменные материковые равнины, даже если бы это не противоречило законам его движения.

Рис. 3. Реконструкция границ максимального распространения (белая линия) последнего Евразиатского ледникового щита (LGM ̶ последний ледниковый максимум). Показаны изолинии мощностей ледникового щита ^[43].

В разрезе четвертичных отложений на шельфе Баренцева моря по О.Г. Эпштейну ^{[26, 28]} выделяется 4 сейсмостратиграфических комплекса (ССК): голоценовые морские осадки (ССК I), ледниково-морские осадки последней дегляциации (ССК II), регионально развитый верхневалдайский диамиктон (ССК III) и лишь изредка встречающийся в основании разреза нижневалдайский диамиктон (ССК V). ССК III включает две сейсмофаци: СФ III-C ̶ обычная, переуплотнённая давлением ледника базальная морена с хаотическим сейсмоизображением и СФ III-П ̶ базальная М-морена, уплотняющаяся лишь под действием собственного веса, с однородным акустически прозрачным сейсмоизображением. Она выделена только в двух желобах Центральном и Кольском, что не соответствует действительности (см. ниже). Отложения ССК III - ССК I объединены в последний регионально развитый «гляциоседиментационный цикл», сохранившийся полностью т. к. он не подвергался ледниковой эрозии.

В трёх обширных статьях по дискуссионной проблеме ^[26-28] О.Г. Эпштейн оставляет без ответа большинство приведенных мной фактов, дезавуирующих его выводы о четвертичной геологии Баренцевского шельфа. Так, в разрезе ССК I на подводных возвышенностях практически сплошным распространением пользуются диамиктоновые илы ^{[11, 12]}, отличающиеся от диамиктона Сф III-С лишь слабой гравитационной консолидацией, отображаемой значениями показателя консистенции (IL) и плотности (ρ). Общим для них является плохая гранулометрическая сортировка матрицы (S0) по А.П. Лисицыну ^[18]: при Мd = 0,01-0,1 мм, S0 > 4; при Md < 0,01 , S0 > 5, где Мd ̶ медианный диаметр частиц матрицы. По результатам около тысячи определений IL и ρ была установлена зависимость между этими показателями, выраженная единым для диамиктонового ила и диамиктона уравнением парной регрессии (рис. 4). Другое уравнение регрессии, выражающее зависимость ρ от IL, было получено для глинистого ила, фациально замещающего диамиктоновый ил в депрессиях рельефа глубоководной части шельфа, и хорошо сортированных консолидированных глин (рис. 5). Сопоставление этих уравнений показало, что при IL < 1,6 диамиктоновые илы и диамиктон из-за низкой гранулометрической сортировки имеют более высокую плотность, чем глинистый ил и глины, причём эта разница нарастает по мере обезвоживания (уменьшения IL) осадка.. Выявленные закономерности опровергают распространённое мнение о переуплотнённости диамиктона, обусловленной ледниковой нагрузкой, и находят простое объяснение при признании того, что в процессе диагенеза и консолидации диамиктоновый ил становится диамиктоном так же, как глинистый ил глиной ^[12].

Рис. 4. График зависимости плотности (ρ) диамиктонового ила и диамиктона от показателя консистенции (IL)/ 1-6 ̶ консистенция: 1 ̶ текучая; 2 ̶ текуче-пластичная; 3 ̶ мягко-пластичная; 4 ̶ туго-пластичная; 5 ̶ полутвердая; 6 ̶ твердая. Буквы в кружках ̶ характер сейсмоизображения: А ̶ однородный акустически прозрачный, Б ̶ хаотический ^[12].

Рис. 5. График зависимости рлотности (ρ) глинистого ила и глины от показателя консистенции (IL). Условные обозначения см. на рис. 4.

Если этот вывод справедлив, в колонках скважин вниз по разрезу должен был бы наблюдаться постепенный переход диамиктонового ила в диамиктон, то-есть от текучей консистенции осадка вверху (IL > 1) до полутвёрдой (IL < 0,25) или твёрдой (IL < 0) внизу. Такой переход действительно зафиксирован, но только в одной скважине (№ 371), пробуренной в Центральном жёлобе (глубина моря 334 м) в тыловой части наложенной аккумулятивной возвышенности относительной высотой до 60-80 м, имеющей в плане форму гигантского знака течения (рис. 2, 6). Скважина вскрыла диамиктоновый ил мощностью около 46 м, принятый Эпштейном ^[25] за акустически прозрачную верхневалдайскую «мягкую морену» (Сф III-П), а под ними нижневалдайский диамиктон, отнесенный к ССКV ( ̴ 10 м) c хаотической сейсмозаписью. Ошибочность подобной интерпретации была продемонстрирована в статье ^[13], в которой обосновывается вывод о том, что аккумулятивная возвышенность образована скоплением осадков пастообразного гравитационного потока. В условиях расчленённого донного рельефа они возникают из-за разжижения материала (в данном случае диамиктона и диамиктонового ила), слагающего нестабильные склоны подводных возвышенностей при внезапном нарушении их равновесия под влиянием динамических нагрузок, чаще всего связанных с сейсмическими толчками. Поскольку диамиктон и диамиктоновый ил имеют одинаковый гранулометрический состав, разжиженный осадок превращался в диамиктоновый ил, вероятно, текуче- и мягкопластичной консистенции с однородным прозрачным сейсмоизображением. В настоящее время консистенция сейсмогенных гравититов изменяется вниз по разрезу от мягко- до тугопластичной при постепенном возрастании плотности до 2,04 г/см³. На глубине 46 м внутри интервала тугопластичной консистенции (IL ≈ 0,36) при сохранении гранулометрического состава осадков, отсутствии скачкообразного изменения значений IL, ρ и отражающей границы их сейсмоизображение становится хаотическим, характерным для консолидированного диамиктона (рис. 2).

Рис. 6. Орографическая схема восточной части Баренцевского шельфа до 76 параллели ^[14]. 1 – область распространения эстуариевых глинистых илов; 2 ̶ сейсмогенные аккумулятивные возвышенности; 3 ̶ направление течения пастообразных потоков осадочного материала, флюидизированного сейсмическими колебаниями морского дна; 4 ̶ оси погребённых поздненеоплейстоцен-голоценовых долин, стрелки показывают направление течения палеорек; 5 ̶ граница между крупными элементами донного рельефа; 6 ̶ скважины, вскрывшие эстуариевые глинистые илы; 7 ̶ прочие скважины; 8 ̶ крупный соляной диапир.

В большинстве случаев мощность морских диамиктоновых илов и их фациальных аналогов не превышает 4-6 м, вследствие чего в подошве они достигают лишь мягкопластичной консистенции (0,5 < IL < 0,75), тогда как подстилающий диамиктон является полутвёрдым (IL< 0,25) или твёрдым (IL < 0) и имеет гораздо более высокую плотность ρ. По этой причине контакт между слабоконсолидированными осадками, в том числе диамиктоновым илом, и диамиктоном фиксирован градиентным изменением прочностных свойств (qст), значений IL и ρ, которое вызывает появление на сейсмозаписях отражающей границы. Повышенная плотность диамиктона (рис. 6, 7) в подобных разрезах обусловлена дренированием иловых вод в субаэральных условиях в тот период, когда шельф располагался выше уровня моря (см. ниже).

Рис. 7. Графики изменения показателя консистенции (IL), плотности (ρ) и прочностных свойств при статическом зондировании (qст), обусловленного гравитационным уплотнением, в колонке скважины 61, глубина моря 301 м, местоположение см. на рис. 6. В правом столбце гранулометрический состав отложений. Условные обозначения см. на рис. 9.

Утверждая, что наличие биоты не влияет на интерпретацию генезиса диамиктона, к числу важнейших признаков его ледникового происхождения О.Г. Эпштейн относит наряду с разномасштабными проявлениями гляциотектоники слабую окатанность (0-I балла) грубообломочного материала ^{[27, 28]}. Однако, этот факт не подтверждает вывод о ледниковом генезисе диамиктона, а, наоборот, противоречит ему. Являясь рабочим инструментом ледниковой эрозии грубообломочный материал должен «изнашиваться» по мере удаления от центра оледенения, что и зафиксировано в донных моренах современных ледников Шпицбергена ^[5] и подтверждается наблюдениями Дж.Боултона ^[30], но не проявлено в диамиктонах Печорской низменности ^[9] и Баренцевского шельфа ^[28]. Вместе с тем, морфология алевритовых и песчаных зёрен матрицы диамиктона указывает на их транспортировку в водной среде. В шлифах отмечается общее улучшение окатанности зёрен по мере увеличения их размеров, что особенно отчётливо выражено у кварца. Зёрна кварца размером < 0,1 мм обычно имеют остроугольную форму, обломки размером 0,1-0,2 мм в той или иной степени округлены, изредка встречаются даже хорошо окатанные зёрна. Кварцевые обломки диаметром 0,2 мм и более, как правило, хорошо или идеально окатаны ^[9]. Подобная закономерность обусловлена высокой поверхностной активностью мелких частиц, вызывающей образование защитной плёнки воды, которая препятствует их дальнейшей деградации. Критический размер для кварца ̶ 0,2 мм. Этот факт не должен иметь места при истирании зёрен в подошве ледника.

Существование длительного субаэрального седиментационного перерыва между диамиктоном Сф III-C (по Эпштейну) и перекрывающими его слабоконсолидированными осадками подтверждается независимыми данными. Радиоуглеродный возраст этих осадков оказался не древнее 13,0-14,3 тысяч лет независимо от их географического и гипсометрического положения ^{[10, 14]}. Отсюда, по мнению известного микропалеонтолога и гляциогеолога Л. Поляка, следует, что они не контролировались гляциоэвстатикой, хотя и были отложены после последнего оледенения ^{[42, p. 163]}. Вместе с тем, возраст верхнего диамиктона по термолюминесцентным датировкам древнее позднего валдая ( ̴ 24-11 тыс лет) на порядок величины ^{[10, 12, 14]}, а по результатам палеомагнитного анализа даже на два порядка, что послужило основанием для вывода о плиоценовом оледенении Баренцевского шельфа ^{[2, 3]}. Тем не менее, некоторые гляциогеологи продолжают отстаивать мнение о поздневалдайском возрасте верхнего диамиктона на Баренцевском шельфе по косвенным признакам ̶ средневалдайским 14С датировкам отложений, подстилающих диамиктон на острове Колгуев и на материковом обрамлении Печорского моря. К числу публикаций, якобы, подтверждающих такую геохронологию «подморенных» отложений, О.Г. Эпштейн ^[28] относит статьи ^{[35, 45]}. В ^[45] только пять ¹⁴С датировок из 16-ти конечные (25-43 тыс лет), 7 термолюминесцентных дат изменяются от 54 до 77 тыс лет. В ^[35] приведены датировки «подморенных» песков по двум обнажениям. В первом лишь одна из трёх ¹⁴С дат является конечной (38,8 тыс лет), а 4 анализа оптико-стимулированной люминесценции (ОСЛ) охватывают интервал 79-98 тыс лет, во втором ̶ 4 ОСЛ датировки изменяются от 56 до 67 тыс лет.

Стратиграфическое несогласие между диамиктоном и покровом слабоконсолидированных осадков на Баренцевском шельфе противоречит многим фактам, интерпретируемым в рамках современной ледниковой теории. Оно дезавуирует её важный вывод об отложении основной (донной) морены под активным ледником. В теоретической гляциологии ^[14] физическая возможность такого процесса и его реальное значение служат объектом дискуссии, тем не менее, он используется гляциогеологами для объяснения природы многих черт так называемого ледникового морфолитогенеза. Реальность процесса обосновывается тем, что содержащие поровый лед диамиктоны, по составу аналогичные тиллам северных равнин, известны и под современными ледниковыми покровами (Гренландия, Западная Антарктида, Шпицберген). «Наиболее несомненные подледниковые тиллы из описанных на современных полярных ледниках» ^{[29, р. 237]} изучались Дж. Боултоном в трех пунктах на побережье острова Западный Шпицберген, самый показательный из которых экспонирован под ледником Норденшельда в вершине Биллефиорда практически на уровне моря. Позднее было установлено, что частично мерзлые и содержащие обильную морскую малакофауну отложения, принимаемые на острове за отложенный подо льдом тилл, имеют на шельфе Баренцева моря почти сплошное распространение (верхний диамиктон). Сейсмоакустическим профилированием они были прослежены от бровки шельфа до вершины Биллефиорда. Повсеместно перекрывающие диамиктон слабоконсолидированные осадки датированы по ¹⁴С в 4-х грунтовых колонках (рис. 8). Они начали отлагаться от 13-13,2 тыс. лет в открытом море до 10-11,2 тыс. лет в Биллефиорде. Таким образом, диамиктон, считавшийся отложенным под активным голоценовым ледником, имеет явно доголоценовый возраст и фактически относится к породам ледникового ложа. Более детально этот вывод обоснован в монографии автора ^[14].

Рис. 8. Карта распространения вибропоршневых колонок донных осадков, датированных на нескольких уровнях по 14С в Биллефиорде, Исфиорде и на примыкающем шельфе ^[32]. 1 ̶ колонка донных грунтов, 2 ̶ фрагменты линии непрерывного акустического профилирования

Субаэральный седиментационный перерыв, предшествовавший последней трансгрессии моря был наиболее продолжительным в северной ныне глубоководной части Баренцевского шельфа. В его пределах в общих чертах сохранился расчлененный эрозионный рельеф этого периода. Почти непрерывные цепочки линейных понижений дна, наиболее отчетливыми фрагментами которых являются краевые и поперечные желоба, объединяются в две разветвленные системы, состоящие из погребенных магистральных речных долин с многочисленными притоками разных порядков. Они принадлежат, соответственно, бассейнам Атлантического и Арктического океанов ^{[11, 14]}. Именно это обстоятельство, а не деградация постулируемого оледенения, определяет закономерности распределения фаций и мощностей покрова слабоконсолидированных осадков последней трансгрессии моря. Так, холмистый «ледниковый» рельеф поверхности консолидированного диамиактона в пределах крупных возвышенностей глубоководной части шельфа выработан субаэральной эрозией на протяжении длительного хиатуса, предшествовавшего последней трансгрессии моря. Он облекается тонким не компенсирующим предшествующего эрозионного расчленения покровом слабоконсолидированных сублиторальных осадков этой трансгрессии, которая имеет не гляциоэвстатическое, а тектоническое происхождение. Типичной сублиторальной фацией затопленных возвышенных водораздельных площадей является диамиктоновый ил (в ископаемом состоянии диамиктон), а во впадинах донного рельефа ̶ алевритовые или глинистые илы, в пределах погребенных речных долин подстилающиеся лиманными или эстуариевыми фациями..

Коммерческое бурение в тыловой части конусов выноса западного континентального склона Баренцева моря ^[31] показало, что в их разрезе существует несколько седиментационных перерывов. Разницу почти на 2 порядка величины между мощностью четвертичных отложений этих конусов и основной площадью моря концепция гляциальных шельфов может объяснить только наделив шельфовые покровные ледники возможностями гигантского бульдозера, что в корне противоречит физическим законам движения глетчерного льда ^[14]. На самом деле этот феномен обусловлен преимущественно субаэральным положением шельфа на протяжении плейстоцена ( последние ̴ 2,6 млн лет), которое лишь изредка, на сравнительно короткое время и, в основном, в его юго-западной части прерывалось трансгрессиями моря. Магистральные погребенные долины последней генерации (рис. 6) достигали как северной, так и западной бровки шельфа ^{[14, фиг. 4.1, 4.2]},что, по-видимому, относится и к более древним магистральным долинам. Конусы выноса терригенного материала, образующие континентальные склоны эпиконтинентального Баренцева моря, скорее всего представляют собой дельты магистральных рек, формировавшиеся в периоды относительных общих поднятий континентальной коры и субаэрального развития площади нынешнего шельфа

Критерии автохтонности плиоцен-четвертичной фауны фораминифер в диамиктоне и природа последней трансгрессии моря на шельфе

Тот факт, что плиоцен-четвертичная морская макро и микрофауна в диамиктоне встречается только в регионах развития морских четвертичных отложений, свидетельствует, по мнению Эпштейна, о её явно переотложенном характере ^[26]. Однако, В.И. Гудина, известный специалист-микропалеонтолог, сторонница гляциогеологической парадигмы, отмечает, что: «Многие разности мореноподобных пород … содержат автохтонные захоронения морских организмов, в том числе комплексы фораминифер определённого экологического типа и зоогеографической структуры. Такие породы являются…ледово-морскими или ледниково-морскими» ^{[6, с. 110]}. Вывод о в целом инситном характере присутствующей в диамиктонах шельфа плиоцен-четвертичной микрофауны ^[12] базируется на количественном анализе её видового состава и может быть опровергнут только адекватным анализом. Ранее мной была показана некорректность многочисленных ссылок О.Г. Эпштейна ^[25] на статьи с примерами ледникового переотложения фауны ^[13]. В качестве ответа на критику он приводит приписываемые микропалеонтологу ВНИИМоргео В.И. Михайлову неопубликованные и не вошедшие в производственные отчеты общие соображения в пользу переотложенного характера фауны фораминифер в диамиктонах, лишённые собственно палеонтологического содержания ^{[28, с. 452]}. Между тем, в публикации с участием Михайлова сказано, что в комплексах фораминифер, встреченных в диамиктонах, «…доминируют обычные арктические виды E. excavatumf. clavatumи C. reniforme, изредка встречаются таксоны более тепловодной и/или более древней фауны. Сохранность раковин различная, некоторые обнаруживают признаки абразии и перекристаллизации. Подобные комплексы…считаются переотложенными из более древних морских отложений» ^{[41, p. 327]}. Из состава самóй фауны этот вывод отнюдь не следует, он вытекает из убеждённости в ледниковом происхождении вмещающих отложений. Однако, количественный анализ по 42 разрезам в бассейне Нижней и Средней Печоры показал, что из всех литологических разностей новейших отложений именно мореноподобные чаще всего охарактеризованы фауной фораминифер (74 % отобранных образцов, тогда как «подморенные» и «межморенные» отложения ̶ только 4%). По наблюдениям микропалеонтолога Г.Н. Недёшевой (МГУ) в обнажении у с. Кипиево на р. Печора ленточные глины, залегающие под «верхней мореной» и встречающиеся внутри неё в виде тонких прослоев, повсеместно лишены остатков биоты. Наоборот, мореноподобные суглинки содержат фораминиферы даже в сантиметровых пропластках внутри немой пачки ленточных глин. ^[9].

На площади Баренцевского шельфа заведомо морские немореноподобные четвертичные отложения более древние, чем диамиктон CCK III сейсмостратиграфической схемы Эпштейна (см. выше), по геологическим и геофизическим (непрерывное сейсмоакустическое профилирование) данным встречаются крайне редко, а севернее 72° с. ш. вообще неизвестны. «Спасительная» идея о том, что они, как и более древние диамиктоны, были «сгружены» последним ледниковым щитом к подножью континентального склона, как уже указывалось, противоречит физическим законам движения ледников ^[14]. Таким образом, аргумент, позволявший гляциогеологам априори считать любые органические остатки в диамиктоне переотложенными, в условиях Баренцевского шельфа неприменим.

Субаэральный хиатус, предшествовавшй на Баренцевском шельфе последней морской трансгрессии, позволяет оценить время её начала и среднюю скорость нарастания глубины моря. Такая процедура была выполнена на 28 разрезах этого шельфа от его западной бровки до Новой Земли и грабен-жёлоба Святой Анны на востоке при глубинах моря от 14 до 633 м. Оказалось, что эта скорость (Vsb =Y) изменяется от 0,6 до 4,7 см/год, причём её зависимость от Hs + mslt = X выражается уравнением регрессии Y = 0,0133·X0,926, где Hs ̶ современная глубина моря, mslt ̶ мощность сублиторальных осадков последней трансгрессии (м). Значительная латеральная изменчивость значений Y не совместима с гипотезой эвстазии, что подтверждается и амплитудой последней морской трансгрессии (Hs+mslt), на основной (глубоководной) площади акватории в несколько раз превышающей допустимую гипотезой гляциоэвстазии. Перечисленные факты свидетельствуют о геократической природе последней трансгрессии на Баренцевском шельфе. ^{[14, 15]}. Сведения, привлекаемые иногда для доказательства гляциоэвстатических колебаний уровня Баренцева моря в конце позднего неоплейстоцена-голоцене, основаны на артефактах. Так, в пользу присутствия в наддиамиктоновых слоях двух самостоятельных ССК приводится фрагмент сейсмоакустического профиля, пройденный в прибортовой части Гусиного желоба в районе скважины 74 (изобата 155 м). В нём тонкий (0,45 м) слой крупных алевритов ССК I (рис. 9) «сливается» с горизонтальной линией отражения от дна, расположенной несогласно по отношению к пологой волнистости отражений в слоистых осадках ССК II. При этом, отмечается, что «акустическое изображение синхронизировано по отражению от дна» ^{[28, с. 453]}, а это значит, что дно условно принято горизонтальным для улучшения качества сейсмозаписи (см. рис. 1). В ̴ 4 км от скважины 74 пробурена скважина 189 (изобата 155 м). Пройденный через неё сейсмопрофиль не был синхронизирован по отражению от дна, поверхность которого, поэтому, повторяет пологие изгибы отражений внутри слоистой глинистой толщи (рис. 6, 10).

Рис. 9. Фрагмент сейсмоакустического разреза участка скважины 74 (Гусиный желоб) по ^[28], местоположение см. на рис.6. 1-3 ̶ четвертичные отложения: 1 ̶ ССК-I; 2 ̶ ССК II; 3 ̶ ССКIII-C; 4 ̶ меловые отложения; 5-7 ̶ указатели подошвенных границ: 5 ̶ ССКI; 6 ̶ ССКII; 7 ̶ ССКIII-C.

Рис. 10. Сейсмоакустический разрез скважины 189 и её литологическая колонка (местоположение см. на рис.6). Консистенция: тк ̶ текучая, ткпл ̶ текуче-пластичная, мпл ̶ мягко-пластичная, тв ̶ твёрдая; R – отражающоая граница на контакте глинистый ил / диамиктон; R’ ̶ отражающая граница внутри глинистого ила, разделяющая нормально залегающие осадки и осадки, затронутые внутриформационными пластическими деформациями. Остальные обозначения см. на рис. 10.

На самом деле ни на линиях сейсмопрофилей, ни в многочисленных скважинах и колонках донных грунтов внутри покрова слабоконсолидированных осадков не обнаружено границ стратиграфического или эрозионного несогласия и наличие самостоятельного ССК II, сложенного ледниково-морскими осадками последней дегляциации ^[28] является артефактом, влияющим на интерпретацию генезиса ритмичнослоистых осадков перекрывающих верхний диамиктон. Так, в разрезе упоминавшейся скважины 74 я отношу их к эстуариевым фациям, что согласуется и с расположением скважины у южного борта погребенной речной долины (рис. 6), тогда как О.Г. Эпштейн считает, что каких-либо литологических признаков, подтверждающих такую интерпретацию, не приводится, и «нет никаких оснований отрицать гляциоморскую природу» подобных образований» ^{[28, с. 454]}. Ответ на первое из этих утверждений занял бы слишком много места, сошлюсь лишь на наиболее актуальные публикации по проблеме ^{[8, 11, 14]}. В Баренцевом море представления о ледниково-морском генезисе слабоконсолидированных глинистых отложений не совместимы с хиатусом, отделяющим их от подстилающего диамиктона, даже если признать его базальной мореной. Кроме того, против такой интерпретации свидетельствует закономерность изменения гранулометрического состава этих отложений в вертикальном разрезе, демонстрируемое, в том числе, скважиной 74 (рис. 11). До глубины 17,5 м они обладают текучей и текучепластичной консистенцией, причём их верхняя часть (0,45-4,2 м) по гранулометрическому составу и соотношению показателей Md и S0 является диамиктоновым, а нижняя (4,2-17,5 м) ̶ глинистым илом. На глубине 17,5 м происходит скачкообразное уменьшение значений IL и увеличение ρ, поскольку глинистый ил сменился полутвёрдым глинистым диамиктоном (1,4 м) с соответствующим гранулометрическим составом и соотношением значений Md и S0. Диамиктон, в свою очередь, подстилается глиной (1,1 м), содержащей в подошве дресву чёрных мезозойских глин и скальных пород. В интервале 20-32 м пройдены меловые отложения. Таким образом, глинистые «гляциально-морские» осадки залегают на диамиктоне. По традиционной интерпретации, отстаиваемой Эпштейном, они формировались за счёт поступления в море терригенного материала, продуцируемого деградацией ледника, отложившего этот диамиктон. Следовательно, нижние слои гляциоморских осадков являются по отношению к леднику проксимальными, а верхние ̶ дистальными фациями. Если бы это было действительно так, вверх по разрезу (то есть по мере отступания ледника) в происходило бы последовательное утонение гранулометрического состава этих осадков (фациальный закон Головкинского-Вальтера). На самом деле картина обратная: в их основании содержание глинистой фракции (< 0,01 мм) максимальное (91%), а алевритовой и песчаной ̶. минимальное (7,9 и 1,1%) и вверх по разрезу содержание пелита убывает, а алеврита и песка растёт, вследствие чего медианный диаметр частиц увеличивается от 0,0018 до 0047 мм). Вместе с тем, в эстуарий (от греческого aestus ̶ прилив) наиболее тонкий материал выносится рекой, а более грубый ̶ приливами за счёт волнового разрушения входных мысов, сложенных рыхлыми породами. В итоге, при ингрессии приливного моря в речную долину концентрация пелитовых частиц максимальна в вершине эстуария, а по мере приближения к его устью последовательно возрастает роль более грубых фракций. Эта закономерность и находит отражение в строении разрезов погребённых речных долин и их склонов на Баренцевском шельфе ^{[11, 14]}.

Рис. 11. Геологический разрез, вскрытый скважиной 74 (местоположение см. на рис. 6). а. Литологическая колонка: 1 ̶ песчанистый алеврит; 2 ̶ диамиктоновый ил; 3 ̶ глинистый ил; 4 ̶ диамиктон; 5 ̶ меловые глины. б. Гранулометрический состав: 6 ̶ пелит (<0,01мм); 7 ̶ алеврит (0,01-0,1мм); 8 ̶ мелкий песок (0,1-0,25 мм); 9 ̶ материал крупнее 25 мм; 10 ̶ радиоуглеродная датировка; 11 ̶ граница стратиграфического несогласия. в. Физические свойства: IL ̶ показатель консистенции (доли единицы); ρ ̶ плотность (г/см³). г. Медианный диамиетр частиц (мм). д. Коэффициент сортировки по Траску (доли единицы). е. Содержание органического углерода (%). ж. Суммарное содержание Retroelphidium clavatum и Cassidulina reniforme (%).

Переменная (в целом пониженная) солёность и огромное количество поступавшей в эстуарий минеральной взвеси служили источником экологического стресса, отразившегося в колонке скважины 74, как и в других разрезах ^[11], на составе фауны фораминифер. Она представлена всего несколькими видами, среди которых абсолютно господствует Retroelphidiumclavatum (в англоязычной литературе ̶ Elphidiumexcavatumformaclavatum). Он обычен, например. в современном Северном море, преуспевая в стрессовых условиях низких и меняющихся температур и солёности, высокой мутности и коротких периодов продуктивности ^[40]. В качестве субдоминанты выступает другой эврибионт ̶ Cassidulinareniforme, выдерживающий высокую мутность придонных вод ^[22]. По утверждению Эпштейна, я «замалчиваю» на самом деле ранее неизвестный мне факт о том, что в ленточнослоистых глинистых илах, вскрытых скважиной 199, R. clavatumпредставлен более мелкими экземплярами, чем в подстилающих и перекрывающих отложениях ^[22], якобы свидетельствуя о проксимальных ледниково-морских условиях накопления вмещающих слоёв. Однако, последние подстилаются диамиктоном и перекрываются диамиктоновым илом ^{[14, фиг. 5.16]}, которые в соответствии с фациальным анализом, учитывающим географическую зональность морского осадконакопления, являются сублиторальными отложениями ^{[11, 12, 14]}. Упомянутый факт, поэтому, лишь подтверждает вывод о менее благоприятных условиях обитания рассматриваемого вида в период накопления эстуариевых ленточнослоистых илов, чем в периоды формирования сублиторальных осадков. О том, что это ухудшение не связано с проксимально-ледниковыми условиями седиментации, свидетельствует и содержание в ритмичнослоистых глинистых илах органического углерода, примерно такое же, как в современных морских осадках (рис. 11). Ранее подобный факт был иллюстрирован разрезом скважины 33 в Печорском море ^{[11, рис. 4]} и таблицей вещественного состава морских илов Баренцева моря со средним содержанием С_орг (1,49%) по результатам 118 анализов ^{[12, с. 137]}. Это, однако, не помешало О.Г. Эпштейну ^[28] утверждать, что приведенные сведения неверны, так как они противоречат данным М.В. Клёновой (2,4%) ^[7]. Остаётся лишь удивляться, поскольку в производственном отчете разрез скважины 74 с «крамольными» содержаниями С_орг (рис.11) подписан Эпштейном ^[24].

Заключение

По традиционным представлениям происхождение диамиктона определяется сочетанием мореноподобного облика породы с признаками так называемого ледникового морфолитогенеза, вследствие чего присутствие в нём морской макро- и микрофауны не имеет прямого генетического значения. Однако, в условиях Баренцевского шельфа такой подход неприменим: мореноподобным обликом обладает и распространённая разновидность современных морских осадков (диамиктоновый ил), а плиоцен-четвертичные фораминиферы образуют в диамиктонах закономерные комплексы и не могут быть переотложенными из-за отсутствия севернее 72° с.ш. немореноподобных плиоцен-четвертичных морских отложений. Вместе с тем, оказалось, что разные признаки «ледникового морфолитогенеза» на Баренцевском шельфе (холмистый «ледниковый» рельеф дна, «переуплотнённость» диамиктона, морфология включённых в него грубых обломков и песчано-алевритовых зёрен, генезис «проксимальных ледниково-морских» осадков, соотношение мощностей четвертичных отложений на основной площади шельфа и на континентальном подножье и т.п.) имеют разное происхождение, не связанное с деятельностью материковых оледенений. Вместе с тем, признание диамиктонов Баренцева моря тиллом влечёт за собой проблемы, попытки решения которых в рамках ледниковой теории вступают в противоречие с физическими законами, управляющими движением ледников, геологическими основами фациального анализа и т. п.

Вполне возможно, что литологическое сходство диамиктонов Баренцевского шельфа с мореноподобными отложениями равнин северного и умеренного поясов Европы обусловлено общностью их происхождения. Однако, основанное на этом факте априорное признание диамиктонов шельфа ледниковыми отложениями является проявлением инерции мышления, поскольку, учитывая весьма значительные размеры Баренецева моря (1.44 млн км²), возможно и противоположное решение проблемы. Это решение позволяет связывать наличие гранулометрических фракций ледового рассева в океанических осадках с их вытаиванием не из айсбергов, а из плавающих морских льдов. Тем самым, устраняется противоречие между количеством и продолжительностью «ледниковых» событий в океане и на соседней суше, т.к. в пределах последней мореноподобные осадки формировались лишь в периоды морских трансгрессий, тогда как в океанических котловинах осадконакопление было непрерывным.

Принципиальные расхождения во взглядах на четвертичную геологию Баренцевского шельфа отражают общий кризис ледниковой теории, который не решается формальным понижением нижней хронологической границы ледникового периода и требует организованного и цивилизованного обсуждения проблемы научным сообществом с привлечением представителей разных специальностей.