Донные осадки карского моря
Сектор геологии моря. Научно-исследовательский институт рыбного хозяйства и океанографии. Москва.
Карское море по характеру рельефа разделяется на две части. Западная его часть является продолжением зауральской депрессии. По-видимому, весьма интенсивное недавнее поднятие Новой Земли, обнаруженное М.М. Ермолаевым на северном острове (по личному любезному сообщению М.М. Ермолаева, плавник на северном острове Новой Земли найден на высоте 400 м ), вызвало компенсационное опускание части зауральского «лабильного шельфа». На западном склоне Карской впадины глубины меняются чрезвычайно резко, углы склона равны местами 2-3°, что указывает на большую молодость этого участка дна, далекого от состояния равновесия. Восточная часть Карского моря представляет собой участок сибирского шельфа — мелководное пространство с многочисленными островами, сложенными коренными породами или рыхлыми наносами по всей вероятности недавнего происхождения.
Гидрологический режим Карского моря весьма сложен, так как, находясь под сильным влиянием Обь-Енисейских вод, Карское море подвержено весьма сильным сезонным колебаниям своего режима. Существенную роль в режиме Карского моря играют также атлантические воды, входящие в Карские ворота. Имея в осадке морского дна проекцию всех условий жизни моря, мы можем принять, что верхние один-два сантиметра дают суммарное отражение преобладающих гидрологических процессов, своего рода «многолетнюю среднюю».
Грунтовые карты, составленные на основе изучения механического состава осадков [ Кленова, 1931 ], дают возможность с большой долей достоверности установить эту «многолетнюю среднюю». Для составления прилагаемой грунтовой карты западной части Карского моря использованы 106 станций из 14-й экспедиции экспедиционного судна «Персей» 1927 г . (М.В. Кленова), 32-й экспедиции экспедиционного судна «Книпович» 1932 г . (М.В. Кленова), 40-й экспедиции экспедиционного судна «Персей» 1932 г . (В.П. Зенкович и Е.К. Копылова) и 9 станций, сделанных Н.И. Евгеновым в 1931 г . на ледоколе «Русанов». Для всех проб сделан механический анализ по способу Осборна [ Кленова и Авилов, 1932 ]. Карта составлена на основе классификации осадков, принятой для составления батилитологических карт морей СССР [ Кленова, 1931а ].
Осадки Карского моря представляют собой песчано-глинистые отложения гляциально-морского типа [ Самойлов и Горшкова, 1924 ]. Окраска верхнего слоя большей частью коричневая. В осадках часты конкреции и сильно выветрелые обломки пород. На карте видно, что главное пространство западной части Карского моря занято мелкозернистым материалом — глинистым илом и илом по нашей классификации с содержанием свыше 30% фракции меньше 0.01 мм . Крупнозернистые осадки располагаются на мелководье против устьев Оби и Енисея, а также в участках, находящихся под воздействием постоянных течений, и на склонах впадин.
По данным Лоции Карского моря [ Евгенов, 1935 ] в Карском море имеется круговое течение против часовой стрелки. Воды Оби и Енисея распространяются широкой струей к северу от северо-запада до северо-востока. Одна часть, обогнув в 20- 30 милях остров Белый, идет на северо-запад к Новой Земле, которой достигает в районе залива Течений и берега к югу от него. В этом месте дно, как видно по грунтовой карте, покрыто песчанистым илом. Далее воды Обь-Енисейского течения поворачивают вдоль Новой Земли, вдоль Вайгача, заходят в Байдарацкую губу и идут вдоль Ямала к северу. Это круговое движение вод в южной части Карского моря дает возможность спокойному отложению на дне мягкого ила. В Лоции отмечается круговорот, вытянутый от NNW до SSO между параллелью Маточкина Шара и Карских Ворот с центральной частью на 60° в.д. Этому круговороту отвечает на карте грунтов пятно глинистого ила с содержанием свыше 50%частиц меньше 0.01 мм . Второй круговорот отмечается к северо-востоку от первого, где на карте грунтов мы имеем участок мягкого ила, связанного, по-видимому, с подводным заливом, отраженным в изгибе изобат.
Часть обских вод идет вдоль Новой Земли к северу и участвует в круговороте, расположенном к югу от северной оконечности Новой Земли, где также имеется участок ила. Вторая ветвь Обь-Енисейского течения проходит в 70- 80 милях к северу от мыса Желания. На карте механического состава осадков она отражается вытянутой полосой песчанистого ила. Северная часть исследованного района, так называемая бухта Полярного бассейна, является областью, куда по западному склону входят атлантические воды. Эти последние, повернув далее к востоку, сливаются с северной [ Кленова, 1931а; 1931б ] ветвью Обь-Енисейского течения. Склоны бухты Полярного бассейна покрыты песчанистым илом, на дне же ее залегает ил с содержанием частиц меньше 0.01 мм около 40%. На крутом восточном склоне у о-ва Визе песчанистый ил спускается глубже, чем на более пологом западном склоне бухты.
По данным Лоции в Карские Ворота входят воды Печорского моря и вместе с обскими водами, поднимаясь к северу, дают Ямальское течение. Отражением течения печорских вод являются песчанистый или илистый песок на банке к востоку от Карских Ворот.
Как мне уже приходилось указывать, карта механического состава осадков, являясь отражением господствующего гидрологического режима — «многолетней средней» всех сезонных и непериодических его колебаний, — может давать указания и для суждения о преобладающем распределении льдов. По формулированному мной правилу [ Кленова, 1932 ] при прочих равных условиях мы имеем больше шансов встретить сплоченный лед в участках с более мягким грунтом, так как именно эти участки характеризуются замедленными движениями воды, часто имеющими характер круговорота. Эта закономерность подтверждается также в Карском море. В Лоции [ Визе, 1935 ] имеются карты, составленные В.Ю. Визе, вероятности встречи льдов. Максимальная вероятность встречи льдов для августа падает на участок между 75-76° с.ш. и 65-70° в.д., т.е. ее границы почти полностью совпадают с участком ила по нашей карте. Такое же совпадение дает область максимальной встречаемости льдов под 72° к востоку от 65° в.д. Максимум льдов для второй половины августа под 76° с.ш. и 70° в.д. совпадает с центром пятна мягкого ила. На 73° с.ш. к востоку от 60° в.д. отмечается малая вероятность встречи льдов. На карте мы здесь имеем илистый песок, окруженный песчанистым илом. Интересно указание В.Ю. Визе на вероятность встречи льдов в сентябре близ 74° с.ш. к западу от 65° в.д., где мы имеем уже указанное пятно мягкого ила, приуроченное к изгибу изобат. В 32-й экспедиции экспедиционное судно «Книпович» встретило сплоченный лед, идя от северной оконечности Земли Франца Иосифа к мысу Желания, под 79°30′ с.ш. Выйдя изо льдов на запад и идя разрезом от мыса Желания к северу под 79° с.ш., экспедиционное судно «Книпович» вновь встретило признаки близости льда и повернуло на восток к острову Визе. Проба грунта, взятая в момент поворота в сплоченных льдах, дала указание на глинистый ил, последняя станция перед поворотом на восток — ил с 40% мелкой фракции, очень близкой по типу механического состава к вышеупомянутому глинистому илу.
Указания Лоции, что к западу от о. Белого наблюдается скопление льдов, которые легко проходимы в 10- 15 милях к северу от острова, также объясняются картой механического состава осадков: ил с 35% мелкой фракции к западу от острова Белого сменяется песчанистым илом, илистым песком и песком к северу от него.
В работе В.А. Васнецова, обработавшего гидрологические наблюдения экспедиционных судов «Персей» и «Книпович», отмечается, что в южной части Карского моря промежуточный холодный слой выражен значительно яснее, чем в его северной части, что безусловно служит отражением общей застойности южной части Карского моря, отраженной на механическом составе осадков. Наиболее низкая температура наблюдалась на станции 2218 (70°52′ с.ш. и 62°22′ в.д.), на которой В.А. Васнецов отмечает наличие небольшой зоны концентрического движения вод. Именно эта станция выделяется из всех окружающих и по механическому составу осадков и дает 60% фракции меньше 0.01 мм .
На основе этих, а также многочисленных других не указанных в краткой заметке совпадений можно заключить, что батилитологические карты дают возможность контролировать гидрологические данные, а также предсказывать вероятное положение гидрологических элементов, в том числе и льдов со значительной степенью точности.
Не имея возможности в краткой заметке исчерпать все содержание работы по осадкам Карского моря, мы предполагаем в будущем дать подробно его описание, коснувшись типов механического состава осадков, минерального состава, распределения валунов и конкреций. Сложная цепь явлений в жизни моря отражается на составе донных отложений. По мере углубления исследований мы находим все больше звеньев, позволяющих по сохранившимся в осадках чертам судить о ходе всего процесса.
1. Визе В.Ю. Лоция Карского моря и Новой Земли, изд. ГУСМП (1935).
2. Евгенов Н.И. Лоция Карского моря и Новой Земли, изд. ГУСМП (1935).
3. Кленова М.В. Доклады 1 сессии Гос. Океанограф. ин-та, 6 (1931а), а также ряд работ по грунтовой съемке морей СССР.
4. Кленова М.В. Бюл. Гос. океанограф, ин-та, 1 (1931б).
5. Кленова М.В. Бюл. Гос. океанограф, ин-та, 9 (1932).
6. Кленова М.В., Авилов И.К., Инструкция сектора геологии моря Гос. океаногр. ин-та, № 8 (1932).
7. Самойлов Я.В., Горшкова Т.И. Тр. МНИ, вып. 14 (1924).
Источник
Донные осадки карского моря
Куприянова Н.В. 1 , Дымов В.А. 2 , Басов В.А. 1 , Качурина Н.В. 2
МИКРОФАУНИСТИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ ДОННЫХ ОСАДКОВ ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ КАРСКОГО МОРЯ
Установлено шесть последовательно сменяющихся комплексов микрофауны (фораминиферы, остракоды) в донных осадках Карского моря: комплекс Elphidiella asklundi; комплекс с редкими четвертичными и часто многочисленными переотложенными мезозойскими фораминиферами; комплекс с Elphidium clavatum — Cassidulina reniforme; комплекс с Cassidulina teretis — Melonis barleeanum и комплексы c Cassidulina norcrossi — Elphidium sp . и агглютинирующими фораминиферами; выявлена их связь с палеогидрологической обстановкой. Выяснено, что характерные для современных отложений агглютинирующие фораминиферы на Карском шельфе появились на стадии голоценового оптимума и позже получили широкое распространение.
Ключевые слова: донные осадки, Карское море, фораминиферы, остракоды, палеогидрологическая обстановка.
Начало изучения фораминифер в донных отложениях Карского моря было положено в 1938 г. З.Г. Щедриной. В дальнейшем фораминиферы изучались здесь В.А. Басовым и В.Я. Слободиным [ Слободин, 1983 ], В.Я. Слободиным и С.В. Тамановой [ 1972 ], Л.В. Поляком [ 1982 ]. Эти данные были использованы при составлении стратиграфических схем позднекайнозойских отложений Советской Арктики. Положение голоценового оптимума в разрезах донных осадков, определенное В.Я. Слободиным и С.В. Тамановой, позволило произвести подсчет скоростей осадконакопления в Карском море, а исследование Л.В.Поляка — связать появление в них переотложенных меловых фораминифер с сартанским оледенением, предшествовавшим образованию субокеанических желобов.
В ходе морских полевых работ, выполненных ФГУНПП «ПМГРЭ» в 2008 и 2009 гг. в восточной части Карского моря, были детально опробованы донные отложения (рис. 1). В результате анализа этих материалов получены новые сведения по условиям формирования, возрастной характеристике и расчленению донных отложений по литологическим и микрофаунистическим данным. Изучение материалов проходило в несколько этапов. Первый из них включал микрофаунистический анализ 120 проб массой по 100 г, что соответствовало количеству станций на изучаемой площади, т.е. с каждой станции на микрофауну изучался один образец, взятый из призабойной части колонки. На втором этапе анализировались уже 140 проб, отобранных по разрезам колонок 15 донных станций. Мощность вскрываемого ими разреза — от 130 до 305 см. Интервал отбора проб по разрезу был крайне неравномерным: от обычного 20-30 до 100 см. Исследование образцов на микрофауну (фораминиферы, остракоды) проводилось по стандартной методике, а индентификация раковин фораминифер — по опубликованным работам с фототаблицами В.Я. Слободина [ 1983 ], В.И. Гудиной и R.W. Feyling-Hanssen [ Feyling-Hanssen, 1964; Feyling-Hanssen et al ., 1971 ].
Изучение видового состава и условий формирования ископаемых органических остатков из верхнечетвертичных — голоценовых отложений, вскрытых донными станциями и предварительно расчлененных на литологические слои, позволило в пределах восточной части Карского моря выделить по видовому составу и структуре ряд разновозрастных и экологически отличных комплексов микрофассилий, которые соответствуют морским трансгрессивным и регрессивным этапам развития бассейна. На начальном этапе исследований, когда в распоряжении авторов были только образцы из призабойных частей колонок, удалось выделить два комплекса фораминифер: первый — с разнообразными кассидулинами, cвязанный с голоценовой трансрессией, и второй — обедненный, содержащий, кроме того, переотложенные, главным образом раннемеловые и плиоцен-четвертичные фораминиферы, а также древние мегаспоры, метаморфизованные растительные остатки и угольную крошку.
В ходе дальнейших, более полных исследований с изучением микрофауны по разрезам отдельных колонок удалось выделить до шести комплексов фораминифер и проследить их положение по разрезу колонок, связав с литологическими слоями, выделенными В.А. Дымовым (рис. 2, 3). Проделанный литолого-палеонтологический анализ позволил интерпретировать характер осадконакопления в последовательно сменяющихся слоях в связи с изменениями палеогидрологической обстановки.
Современный рельеф одного из самых обширных в Арктике шельфовых морей — Карского — характеризуется высокой расчлененностью и значительным разнообразием: отмечаются подводные равнины глубиной от 50-150 м, желоба Святой Анны и Воронина, Новоземельская и Югорская котловины с перепадами глубин до 300-400 м, а также платообразные возвышенности глубиной до 30-100 м. Дно моря в целом полого наклонено к северу до 82 с.ш., где резко переходит в континентальный склон. Гидрологический режим Карского моря определяется, с одной стороны, поступлением нормально соленых морских атлантических вод по глубинным желобам из смежных бассейнов, а с другой — сильным опресняющим воздействием Оби, Енисея и Пясины, которые создают поверхностные течения, выносящие воду и лед из Карского моря в центральную часть Ледовитого океана [3]. Такая структура водной массы отразилась на составе и структуре формирующихся в разрезах донных отложений ассоциаций микрофауны.
Для составления схемы корреляции колонок донных отложений (рис. 2, 3) проведено геоморфологическое районирование изучаемой площади с учетом современного рельефа, глубины, литологического состава вскрываемых колонками осадков и встреченной в них микрофауны. На изученной площади выделены следующие районы: Северо-Карская шельфовая равнина с глубинами 50-100 м, желоб Воронина — 200-300 м, Северо-Земельский свод — до 120 м, Норденшельдское мелководье — 30-80 м и пролив Вилькицкого — от 50 до 260 м.
Изменения видового состава микрофауны и ее положение в разрезах колонок позволило выделить шесть комплексов, распространение которых обусловлено типом вод и изменением гидродинамической обстановки в бассейне осадконакопления. Характер этих изменений выдержан во всех изученных колонках, но из-за крайне малого числа образцов, отобранных по разрезу, корреляция разрезов была произведена, в первую очередь, по выделенным литологическим слоям. Ниже приводится описание этих слоев со свойственными им комплексами микрофауны.
Для определения их возраста была использована, помимо указанных выше стратиграфических работ [ Борзенкова, 1992; Feyling — Hanssen , 1964; Polyak & Mikhailov , 1996; Polyak & Solheim , 1994 ], схема климатических колебаний голоцена северной Европы со шкалой Блитта-Сернандера [ Астахов, 2008 ].
Слой 1 (QIII 4 ) представлен мягким, пластичным, иногда плотным алевритом, алевропелитом от серого до темно-серого цвета с зеленоватым оттенком, с мелким гравием, обычно с большим количеством органики, без гидротроилита; контакт с вышележащим слоем 2 довольно четкий. Для него характерен комплекс с крупными, аркто-бореальными Сribrоelphidium asklundi (Brotzen), C. bartletti (Cushman), Elphidiella gorbunovi (Stschedrina). На некоторую связь с теплым североатлантическим течением указывают единичные виды Nonionella labradoricum (Dawson), Astrononion gallowayi Loeblich and Tappan , Buccella tenerrima ( Bandy ), Elphidium excavatum ( Terquem ), E . florentinae Shupack , E . ex . gr . clavatum Cushman , Dentalina sp . Комплекс объединяет разнообразные в фациальном отношении ассоциации фораминифер и обычно приурочен к нижней, призабойной части вскрываемого разреза (рис. 2, 3). Изредка он встречается с немногочисленными переотложенными неокомскими фораминиферами и на изучаемой площади имеет довольно ограниченное распространение. Обычно слой находится в основании донных колонок, расположенных вдоль северной части архипелага Норденшельда (зоны современного мелководья с глубинами от 30-50 м) (рис. 1). Этот комплекс отвечает условиям мелководной зоны открытого моря с влиянием пресных вод. Фрагменты его прослеживаются в основании донных станций, расположенных по бортам желоба Воронина и в проливе Вилькицкого, но наиболее полно описываемый комплекс изучен в двух донных колонках 121 и 191, приуроченных к Северо-Земельскому своду. Характерно преобладание большого количества раковин при малом видовом разнообразии и доминировании двух-трех видов. Различия в составе отдельных ассоциаций с доминированием Сribrоelphidium asklundi (крупные формы) отражают фациальные изменения в период формирования позднеледниковой ингрессии, возраст которой многие авторы связывают с позднеледниковым потеплением (интерстадиалом). Данный комплекс, скорее всего, можно сопоставить с фораминиферовой экозоной 3 Северо-Норвежского шельфа [ Holtedahl & Bjerkli , 1988 ], для которой также характерна тепловодная ассоциация с увеличением Nonionella labradoricum ( Dawson ), Astrononion gallowayi Loeblich and Tappan , Buccella tenerrima (Bandy) в возрастном интервале 13-11 тыс. лет назад. В этом возрастном интервале выделяются интерстадиалы беллинг и аллеред [ Мурдмаа и Иванова, 1999 ], хотя обстановка осадконакопления остается гляциоморской, с улучшением климата в середине накопления экозоны 3 [ Holtedahl & Bjerkli , 1988 ]. Похожие условия сложились в позднем плейстоцене около 13 тыс. лет назад на севере Баренцева моря при формировании отложений с доминированием Islandiella norcrossi / helenaе [ Polyak & Mikhailov , 1996 ].
Итак, характерный тип ассоциации, присутствие в комплексе бореально-арктических видов позволяет оценить время его формирования как относительно теплый период позднеледниковья, который, скорее всего, отвечает этапу беллинг — аллеред (QIII 4 (BE-AL)). Интересно отметить, что в Западной Сибири аллередскому межстадиалу соответствует таймырское потепление с максимальными за все позднеледниковье продвижением к северу древесной растительности.
Слой 2 (QIV 1 (PB)) представлен алевропелитом, се рым с зеленоватым оттенком пелитом, местами сильно опесчаненным, плотным, слабо пластинчатым, с линзами и прослоями серого алеврита и коричневого алевропелита. Граница с вышележащим слоем постепенная — по изменению цвета и уменьшению плотности. Граница с нижележащим слоем обычно не вскрыта, и в этом случае со слоя 2 начинается разрез донных отложений в изученных колонках. Для слоя характерен комплекс с обедненным видовым составом (до двух-трех видов), либо он вообще не содержит микрофауны. Характерной особенностью слоя является содержание в нем переотложенной мезозойской (таблица) и плиоцен-четвертичной микрофауны, формирующей смешанный тип комплекса. Здесь также встречены фрагменты древних растений, сплющенные метаморфизованные мегаспоры, пиритизированные трубчатые образования округлой и уплощенной в сечении формы длиной до 5 мм, обломки углей и другие органические остатки. В некоторых пробах наблюдается большое количество хорошо и средне окатанных обломков пород. Пробы с этим комплексом обычно приурочены к Северо-Карской шельфовой равнине, желобу Воронина и проливу Вилькицкого. Можно предположить, что формирование слоя 2 проходило в условиях обмеления, местами даже осушения, при активном сносе осадочного материала временными потоками при таянии ледников, что можно связать с регрессивной стадией осадконакопления, нестабильной обстановкой крайнего мелководья. Этот период по схеме климатических колебаний в голоцене можно сопоставить с концом дриаса — пребореальным периодом (РВ), возрастной интервал которого отсчитывается от 11, 5 тыс. лет назад [ Астахов, 2008; Борзенкова, 1992 ].
Переотложенные мезозойские комплексы, связываемые с этим периодом, были встречены в нижней части разреза на 16 станциях (рис. 2, 3). К самым древним из них можно отнести комплексы агглютинированных фораминифер предположительно позднеюрского возраста. Это поздневолжский комплекс с Evolutinella emeljanzevi и Trochammina condaensis (ст. Н-119-Т) и обедненный комплекс с Spiroplectammina (ст. Н-41-Т). На остальных станциях, где были встречены переотложенные мезозойские виды, возраст их определяется как раннемеловой (неокомский). В колонке Н-116-Т выявлен комплекс берриас-валанжинского возраста с Cribrostomoides infracretaceous ( Mjatl .), Lenticulina sossipatrovae ( Gerke et E . Iv .), Astacolus suspectus Basov и др. В колонках Н-121-Т, Н-228-Т, Н-189-Т образцы содержат так называемый теплолюбивый комплекс фораминифер, распространенный в скважинах на Баренцевском шельфе в отложениях верхнего валанжина — нижнего готерива: с Lenticulina macrodisca (Reuss), L . dorbigni schreiteri ( Eich .), Epistomina caracolla nordensis (Bystr.) и др. В колонках Н-40-Т, Н-114-Т, Н-106-Т присутствуют комплексы менее определенного возраста, но, в основном, валанжинские или берриас-валан жинские с Recurvoides obskiensis ( Rom .), Cribrostomoides sinuosus Bulyn. и другими видами. Наконец, вид Ammodiscus ex gr . continentalis ( Scharov .) на ст. H-108-T позволяет предполагать и присутствие в осадках переотложенных готеривских видов.
Выше слоя 2 четко выделяются отложения с обильными известковыми фораминиферам и остракодами, с разнообразными комплексами двустворок, иглами морских ежей, растительным детритом современного облика и другими органическими остатками, указвающими на нормальный морской режим осадконакопления. Эти отложения встречены практически во всех изученных пробах и свидетельствуют о новом начавшемся этапе осадконакопления на изучаемой площади. Этот комплекс можно отнести к разным стадиям развития завершающей позднеледниковой голоценовой трансгрессии. Характерной особенностью комплекса является обилие кассидулин.
Слой 3 (QIV 1 (BO)) — для него типичен комплекс с многочисленными Elphidium clavatum, Cassidulina reniforme (до 15-18 видов, 50-100 раковин в пробе), а также Protelphidium orbiculare ( Brady ), P . anglicum Murray , с единичными мелкими Cassidulina sp ., Stainforthia concava (Hoglund) и другими видами. Ассоциация фораминифер обычно несет следы угнетенности, которые, возможно, связаны с распреснением морского бассейна, что характеризует ледово-морские условия осадконакопления в период его формирования — эугалинный (солоновато-морской) тип комплекса. Такая ассоциация указывает на условия опресненного морского бассейна, сезонно освобождающегося ото льда. Присутствие мелководных остракод, выдерживающих опреснение и колебание температур — Palminella limicola ( Norman ), Krithe glacialis Brady , Gross . et Robert ., Cluthia cluthea ( Brady , Gross . et Rober .), также характерно для ледово-морских условий осадконакопления. По данным Л.В. Поляка [ Поляк, 1982 ], пики развития Elphidium clavatum на шельфе Баренцева моря приходятся на время около 10 и 12-13 тыс. лет назад. Возможно, эту ассоциацию можно связать с горизонтом II, выделяемым И.О. Мурдмаа и Е.В. Ивановой [ 1999 ]. По схеме климатических колебаний в голоцене горизонт отвечает бореальному периоду (ВО), существовавшему в интервале 9,3-8 тыс. лет назад [ Астахов, 2008; Борзенкова, 1992 ].
Cлой 4 (QIV2 (AT)) представлен алевропелитами и пелитами от зеленовато-серого до оливкового цвета, мягкими, пластичными, с линзами охристого вещества, с единичной хорошо окатанной галькой. Контакт с нижележащим слоем постепенный — по изменению цвета, текстуры. Характерен комплекс с Cassidulina teretis — Melonis barleeanum (содержит до 20 видов и 160-200 раковин в пробе), в котором доминируют разнообразные кассидулины и эльфидиумы, а в некоторых пробах отмечается преобладание североатлантических, бореально-арктических видов Nonionella labradorica ( Dawson ), Melonis barleeanum ( Williamson ), Buccella tenerrima ( Bandy ), B . frigida ( Cushman ), Astrononion gallowayi Loeblich and Tappan , c единичными раковинами планктона (фации открытого шельфового моря). Для комплекса также типичны единичные аркто-бореальные виды Lagena glacillicima ( Seguenza ), L . melo Orbigny , Oolina caudigera ( Wiesner ), Stainforthia concava ( Honglund ), Virgulina loeblichi Feyling — Hanssen , Robertinoides charlottensis ( Cushman ), многие из которых связаны с атлантическими водами и указывают на усиление придонных теплых течений. Показательно для комплекса появление новых агглютинированных (песчаных) фораминифер и их дальнейший быстрый расцвет в позднеголоценовое время. По данным Р. Фейлинг-Ханссена [ Feyling — Hanssen , 1964; Feyling — Hanssen et al ., 1971 ], эти виды характеризуют не самые низы голоцена, а развиваются с бореала до настоящего времени; к ним можно отнести виды Ammоtium cassis ( Parker ), Botellina sp . 1, Hyperammina elongat а Brady , Reophax curtus Cushman , R . scorpiurus Montfort и др. Многие из перечисленных видов, вместе с известковыми, были изучены в современных осадках северной части Карского и Баренцева морей [ Борзенкова, 1992 ]. Остракоды также представлены видами, тесно связанными с североатлантическим течением: Cytheropteron alatum Sars, C. tumefactum Lev., Polycope sp., не характерными для верхнего слоя 3.
Слой 4 отражает время, наиболее благоприятное для развития фораминифер и остракод с сильным влиянием богатых кислородом и кальцием теплых атлантических вод. Стоит отметить, что в состав некоторых ассоциаций входит, а иногда доминирует Nonionella labradorica , Melonis barleeanum , что, по мнению В.Я. Слободина и С.В. Тамановой, связано с достаточно быстрым выравниванием условий осадконакопления на больших территориях при углублении морского шельфового бассейна. Комплекс с Cassidulina teretis — Melonis barleeanum и эльфидиидами обитал во время формирования открытых шельфовых фаций, под воздействием североатлантических вод, в период атлантического оптимума (АТ). Согласно [ Feyling — Hanssen , 1964; Polyak & Mikhailov , 1996 ] эти бореальные отложения с характерным гидрологическим режимом осадконакопления сложились в среднем голоцене — около 7-5 тыс. лет назад по радиоуглеродной шкале или, согласно схеме климатических колебаний в голоцене Блитта-Сернандера, — от 8 до 5 тыс. лет назад [ Астахов, 2008 ]. Мощность этого слоя варьирует от колонки к колонке от 50 до 100 см, но из-за отсутствия последовательно отобранных образцов не может быть определена более точно. Отложения данного возрастного интервала формируют разнообразные, а иногда отличные друг от друга бореальные и бореально-арктические ассоциации, но этот комплекс в целом хорошо узнаваем, встречен практически во всех изученных станциях (рис. 2, 3) и может служить маркирующим горизонтом при корреляции голоценовых отложений.
Слой 5 (QIV 3 (SB)) образует отложения небольшой (в среднем 20-30 см) мощности, представленные алевропелитом зеленовато-серым, оливковым, очень мягким, с большим количеством гидротроилита, с гравием и единичной галькой. Они встречены в верхних интервалах колонок, прослеживающихся по всей площади. Слой характеризуется комплексом фораминифер с Cassidulina norcrossi — Elphidium sp., имеющим более бедный видовой состав; типично сокращение количества раковин до 60-100 экземпляров в пробе. Виды представлены, в основном, мелкими раковинами, с сильно растворенной поверхностью, что, по-видимому, обусловлено низким насыщением вод CaCO3 вследствие ослабления атлантического влияния. Здесь же присутствуют в небольшом количестве агглютинирующие фораминиферы и прибрежно-морские остракоды Rabilimis mirabilis ( Brady ), R . septentrionalis ( Swain ), Paracytheridea pseudopunctillata ( Swain ). Этот период по хронологической схеме климатических колебаний в голоцене [ Астахов, 2008 ] можно сопоставить с суббореальным периодом, возрастной интервал которого приходится на 2,5-5 тыс. лет назад.
Слой 6 (QIV 3 (SA)) представлен пелитом коричневым, жидким, с комплексом агглютинирующих фораминифер. Встречен на изучаемой территории в самых верхних интервалах колонок. Этот слой вообще не содержит микроископаемых либо состоит из арктических современных агглютинирующих (песчаных) фораминифер, которые обычно доминируют. Характерные виды: Psammosphera fusca Schulze , Reophax curtus Cushman , R . bradyi Bronn . and Whittaker , Rabdammina aff . discreta Brady , Rabdammina sp ., Alveolophragmium crassimargo ( Norman ), Haplophragmoides jeffreysi ( Williamson ). Известковые раковины мелкие, с сильно растворенной поверхностью, наблюдаются в небольшом количестве. Видовой состав аналогичен комплексам, изученным из современных отложений северной части Баренцева и Карского морей и не противоречит позднеголоцен-современному этапу (субатлантический «неогляциал») развития бассейна [ Борзенкова, 1992 ].
Заключение. Результаты изучения литологии и микрофауны позволили установить распространение на Карском шельфе шести наиболее молодых комплексов морских отложений: комплекс Elphidiella asklundi, который связывается с интерстадиалом беллинг – аллеред конца плейстоцена (слой 1); комплекс с редкими четвертичными и часто многочисленными переотложенными мезозойскими фораминиферами (пребореал, слой 2); комплекс с Elphidium clavatum — Cassidulina reniforme, cоответствующий начальному этапу голоценовой трансгрессии (бореальный этап, слой 3); комплекс с Cassidulina teretis — Melonis barleeanum голоценового оптимума (атлантический этап, слой 4); комплексы c Cassidulina norcrossi — Elphidium sp . и с агглютинирующими фораминиферами, которые характерны для двух последних этапов развития бассейна (слои 5 и 6, суббореальный и субатлантический этапы). Каждый из этапов охарактеризован отличным от других, последовательно сменяющимся комплексом микрофауны. Выяснено, что характерные для современных отложений агглютинирующие фораминиферы на Карском шельфе появились на стадии голоценового оптимума и позже получили широкое распространение.
2. Борзенкова И.И. Изменение климата в кайнозое. — СПб.: Гидрометеоиздат, 1992.
4. Поляк Л.В. Вертикальное распределение фораминифер в осадках окраинных желобов Баренцево-Карского шельфа / Стратиграфия и палеогеография позднего кайнозоя Арктики. Л.: Севморгеология, 1982. C. 19-27.
5. Слободин В.Я., Таманова С.В. Комплексы фораминифер из донных отложений Карского моря и их значение для изучения режима новейших движений / Новейшая тектоника и палеогеография Советской Арктики в связи с оценкой минеральных ресурсов. Л.: НИИГА, 1972. С.23-35.
6. Слободин В.Я. Комплексы неоген-четвертичных фораминифер / Основные проблемы палеогеографии позднего кайнозоя Арктики. Л .: Недра , 1983. С . 51-93.
7. Feyling-Hanssen R.W. Foraminifera in late Quaternary deposits from the Oslofiord area. Oslo, 1964.
8. Feyling-Hanssen R.W., Jorgensen J.A., Knudsen K.L., Andersen A.L. Late Quaternary Foraminifera from Vendsyssel Denmark and Sandnes, Norway // Bull. Geol. Soc. Denmark. 1971. V. 21. Pt. 2-3. P. 67-317.
9. Holtedahl H., Bjerkli K. Late Quaternary sediments and stratigraphy on the continental shelf off More- Trondelag, W. Norway // Norsk. Geol. Tidsskr. 1988. V. 68. P. 1-20.
10. Polyak L., Mikhailov V. Post-glacial environments of the southeastern Barents Sea: foraminiferal evidence // Late Quaternary Paleoceanography of the North Atlantic Margins. Geol. Special Publ. 1996. N 111. P. 323-337.
Kupriyanova N.V., Dymov V.A., Basov N.V. , Kachurina N.V.,
The microfauna analysis of the bottom sediments of the eastern part of the Kara sea
Six successive complexes of microfauna (foraminifera, ostracods) in the Kara Sea bottom sediments: the complex Elphidiella asklundi; the complex with rare Quaternary foraminifera and often with numerous redeposited Mesozoic foraminifera; the complex with Elphidium clavatum — Cassidulina reniforme; the complex with Cassidulina teretis — Melonis barleeanum and the complexes with Cassidulina norcrossi — Elphidium sp. and agglutinating foraminifera and their relationship to paleohydrological situation were determined. It was found that the typical modern agglutinated foraminifera in the Kara sea shelf appeared on the stage of the Holocene optimum, and later became widespread.
Ключевые слова : bottom sediments, the Kara sea, foraminifera, ostracods, paleohydrological situation
Ссылка на статью:
Куприянова Н.В., Дымов В.А., Басов В.А., Качурина Н.В. Микрофаунистический анализ донных осадков восточной части Карского моря // Разведка и охрана недр. 2012. № 8. С. 77-83 .
Источник