Фациальная структура и количественные параметры плейстоценовых отложений подводной континентальной окраины Земли Уилкса и моря Росса (Антарктида)

Настоящая статья продолжает цикл наших работ по плейстоценовым отложениям подводных окраин Мирового океана [4]. В этом цикле раздельно рассматриваются неоплейстоцен, т. е. средний и поздний плейстоцен (Q₂₊ 3 , 0.01—0.80 млн лет), и эоплейстоцен, или ранний плейстоцен (Q 1 , 0.80—1.80 млн лет по «старой» шкале [15]).

В работе [4], касавшейся задуговых осадочных бассейнов активной окраины, была подробно описана методика исследования и отмечено, что оно базируется главным образом на результатах глубоководного бурения. В данной статье мы опишем историю формирования плейстоценовых отложений гляциального варианта пассивной окраины. Сравнительно недавно было установлено, что в пелагических районах Тихого, Индийского и Атлантического океанов скорость аккумуляции терригенного вещества в неоплейстоцене была выше, чем в эоплейстоцене [2]. Отсюда следует актуальность выявления этого тренда на континентальных окраинах Мирового океана, причем на окраинах разных типов важно определить относительную роль тектоники и климата в истории плейстоценовой седиментации.

Современная седиментация

Настоящая работа посвящена тому району тихоокеанской окраины Антарктиды, в который входит подводная окраина Земли Уилкса и море Росса (рис. 1). Здесь фациальная зональность современной и плейстоценовой седиментации определяется прежде всего историей климата и связанной с ней динамикой ледникового щита Восточной Антарктиды: его наступлениями и отступлениями; связанными с этими явлениями колебаниями уровня моря, границами распространения морских льдов и т. д. Четких проявлений неотектонических движений в четвертичное время не описано.

В современную эпоху Земля Уилкса и западное побережье моря Росса заняты крайним восточным сегментом Восточно-Антарктического ледникового щита, а примерно посередине моря Росса (с юга на север), в пределах шельфового ледника Росса, расположена граница между Восточно- и Западно-Антарктическими ледниковыми щитами [5]. На рис. 1 показаны линии тока для данного участка Восточно-Антарктического ледникового щита [12] и летняя граница распространения морского льда [14]. В гляциологии под линиями тока принято понимать сово-

Рис. 1. Расположение буровых скважин в изученном регионе. 1 — буровые скважины [16,13,18]; 2 — линии тока в ВосточноАнтарктическом ледниковом щите [12]; 3 — граница летних морских льдов [14]

Fig. 1. Location of drill holes in the studied region. 1 — drill holes [16, 13, 18]; 2 — flow lines of the East Antarctic ice sheet [12];

3 — boundary of summer sea ice [14]

купность воображаемых линий, вдоль которых происходит расплывание ледника (ледникового купола, ледникового щита) в латеральном направлении, т. е. одновременно происходит перемещение льда сверху вниз и по горизонтали.

В целом характерной особенностью антарктической подводной окраины является переуглубленный шельф (из- за давления огромных масс льда, сосредоточенных в ледниковых щитах) и общее закономерное погружение его дна в сторону океана. Средние глубины шельфовых областей составляют 400—600 м, но в отдельных местах дно может быть опущено до 1000—1500 м [8]. Обычно такие глубины свойственны внутренним частям шельфа и связаны с локальными, чаще всего линейными, депрессиями морского ложа, в которых иногда зафиксированы огромные скорости седиментации голоценовых шельфовых диатомовых илов [13]. Местами шельфы пересекаются долинами глубиной до 800 м, окруженными мелководными (100—200 м) участками (банками). Специфическая форма рельефа антарктических шельфов связана с действием нагрузки ледникового щита и экзарационно-аккумулятивной деятельностью ледника в недавнем прошлом. На шельфах в современную эпоху в основном чередуются участки дна, покрытые плохо сортированными терригенными осадками голоценового морского перигля-циала (среди которых практически нет айсберговых осадков), и выходы диамиктитов верхнего плейстоцена. Термин «морской перигляциал» введен Г. Г. Матишовым [9] и означает совокупность фациальных условий, форм рельефа и осадочных образований морского бассейна, прилегающего к области континентального оледенения, в рассматриваемый период времени.

На дне верхних частей континентальных склонов преобладают айсберговые осадки [5], состоящие из разнообразных терригенных миктитов. Этот литологический термин введен В. И. Гуревичем [11] и означает плохо сортированные терригенные осадки, состоящие из нескольких (2—4) гранулометрических фракций примерно одинакового содержания. В современную эпоху и в голоцене на обширной площади континентальных склонов господствует накопление гемипелагических терригенных илов с материалом айсбергового разноса, местами c прослоями терригенных турбидитов и айсбергитов [6]. Айсбергита-ми принято называть морские (океанические) обломочные терригенные осадки, в которых явно доминирует обломочный материал айсбергового разноса. Нередко осадки континентальных склонов обогащены диатомеями и спикулами кремневых губок. В них также встречаются раковинки фораминифер и радиолярий. На склонах и их подножиях широко развиты подводные каньоны и сопряженные с ними намывные валы, которые сложены турбидитами. Вдоль каньонов происходит сток холодных плотных вод повышенной солености, образующихся при сезонном морском льдообразовании, и турбидных потоков. В эпохи оледенений по этим же каналам распространялись ледовые и обломочные потоки [5]. Упомянутые плотные воды повышенной солености являются основной частью формирующейся глубинной водной массы Южного океана — антарктических донных вод, причем главные районы их образования (в том числе в море Росса) связаны с шельфовыми ледниками.

На континентальных подножьях терригенные и кремнистые илы иногда формируют контуриты — в виде осадочных хребтов, образование которых связано с донными (контурными) течениями. Следует отметить, что практически повсеместно вдоль континентальной окраины Антарктиды современные течения в водной толще направлены на запад (так называемые прибрежные течения), хотя возможны и существенные отклонения их направлений в зависимости от морфологии морского дна.

Фактический материал и методика исследования

В рассматриваемом районе подводной континентальной окраины Антарктиды были совершены два рейса глубоководного бурения: № 28 [16] в море Росса и № 318 [13] на континентальной окраине Земли Уилкса (рис. 1). Кроме того, важное значение имеют данные по буровому проекту ANDRILL, осуществляемому в течение последних лет с поверхности шельфового ледника в море Росса [18, 17].

Из указанных отчетов по бурению авторами взяты данные по литологии и стратиграфии четвертичных отложений (стратиграфическое расчленение и корреляция выполнены участниками бурения, в основном по диатомеям). Кроме того, использованы материалы по физическим свойствам осадков.

На основе буровых данных нами построены литолого-фациальные схемы (с изопахитами) для двух возрастных срезов: неоплейстоцена и эоплейстоцена (рис. 2, а, б). Схемы построены на поперечной равновеликой азимутальной картографической проекции масштаба 1 : 20000000; изобаты показаны на основе батиметрической схемы, базирующейся на карте ГЕБКО [19]. Практически рассматриваемые глубины дна ограничены изобатой 3000 м.

Рис. 2. Литолого-фациальные карты неоплейстоценовых (а) и эоплейстоценовых (б) отложений: 1 — диамиктиты; 2 — мик-титы; 3 — переслаивание диамиктитов и межледниковых отложений; 4 — переслаивание гемипелагических и диатомовых глин; 5 — материал ледового разноса; 6 — терригенные турбидиты; 7— границы литолого-фациальных зон;

8 — изопахиты (в м); 9 — буровые скважины

Fig. 2. Lithology-facies maps of Neopleistocene (a) and Eopleistocene (b) sediments: 1 — diamictites; 2 — mictites; 3 — interlayering of diamictites and interglacial deposits; 4 — interlayering of hemipela-gic and diatom clays; 5 — ice-rafted; 6 terrigenous turbidites; 7 — boundaries of lithology facies zones; 8 — isopachites (m);

9 — drill holes

Затем указанные карты были исследованы объемным методом А. Б. Ронова [10]. Для этого измерялись площади, занятые отдельными литологическими градациями на литолого-фациальных картах, и объемы этих градаций. Далее полученные объемы трансформировались в массы сухого осадочного вещества c использованием данных по влажности и плотности натуральных осадков по формуле [3]. Наконец, рассчитывались массы сухого осадочного вещества в единицу времени.

Полученные результаты

На рис. 2, а показана литолого-фациальная схема для неоплейстоцена. На ней хорошо видна фациальная структура с последовательной сменой основных фаций от современной береговой линии в пелагическом направлении. Внутренний шельф занят континентальным субгляциаль-ным диамиктитом, т. е. основной мореной континентального ледника позднеплейстоценового возраста. Наиболее полный разрез этих образований получен в скв. AND- 1B [17]. Он представлен 62.7 м грубообломочных диамиктитов, состоящих из обломков интрузивных, метаморфических и осадочных горных пород, а также матрикса (до 10 %). Изредка встречаются тонкие прослои немых глин (иногда с органическими остатками), отвечающих межледниковьям. Суммарная мощность таких прослоев едва достигает 10 % от общей мощности разреза. На окраине Земли Уилкса мощность неоплейстоценового разреза этого типа не превышает 5 м.

Мористее диамиктиты сменяются трехчленными терригенными миктитами, очень плохо сортированными, включающими более крупный материал ледового разноса (марино-гляциальными осадками). Их мощность в скважинах 28 рейса глубоководного бурения варьирует от 2 до 20 м [16]. Участниками рейса они интерпретируются как айсберговые осадки проксимального морского перигля-циала. В море Росса они занимают существенно большую площадь, чем на континентальной окраине Земли Уилкса. На крайнем западе изученного района рассматриваемые миктиты фациально замещаются проксимальными терригенными турбидитами мощностью 16 м, описанными в скв. U 1355 [13].

В нижней части континентального склона и на континентальном подножье в неоплейстоцене накапливалась толща переслаивания гемипелагических и диатомовых глин (в примерной пропорции 60 : 40), содержащая обломки материала ледового разноса. Ее мощность составляет 18—23 м. Она аккумулировалась в гемипелагических открыто-морских условиях с плавающими айсбергами [13]. При этом серые гемипелагические глины, в которых обломков айсбергового разноса больше, преимущественно формировались в течение периодов оледенений, а диатомовые глины — во время межледниковий. На крайнем западе изученного района рассматриваемая толща фациально замещается проксимальными терригенными турбидитами.

Представленная на рис. 2, б литолого-фациальная схема для эоплейстоцена очень похожа на схему для неоплейстоцена. Перечислим основные различия нео- и эоплейстоценовых отложений. Во-первых, в скв. AND-1B диамиктиты эоплейстоцена в основном содержат обломки осадочных пород, а в целом эоплейстоценовые образования представлены толщей переслаивания диамиктитов (55 %), вулканогенных песчаников (20 %), плотных глин с биогенными остатками (20 %) и диатомитов (5 %). Считается, что эта толща сформировалась в условиях более теплого климата, чем в неоплейстоцене, с гораздо более заметными по амплитуде колебаниями положения кромки ледника во время ледниково-межледниковых циклов и с преобладанием морских условий во время межледниковий [17]. Во-вторых, скорости седиментации и этой толщи, и толщи переслаивания гемипелагических и диатомовых глин были несколько выше в неоплейстоцене, чем в эоплейстоцене. В глинистой толще процентное содер- жание диатомовых глин из-за более теплых межледниковий и уменьшения в связи с этим площади развития зимних льдов было выше, чем в неоплейстоцене [17].

Применение объемного метода А. Б. Ронова [10] позволило дополнить описанные качественные особенности плейстоценовой седиментации рядом количественных параметров (табл. 1 и 2). Из табл. 1 следует, что площадь и объем исследованной части осадочного чехла неоплейсто-ценовых отложений равны соответственно 1102.7 тыс. км2 и 28.2 тыс. км3. От общего объема миктиты составляют 40.8 %, диамиктиты — 25.5 %, гемипелагические глины — 17.4 %, диатомовые глины — 11.7 % и турбидиты — 4.6 %.

Для эоплейстоцена ситуация отличается (табл. 2): общий объем осадков равен 26.5 тыс. км3, и из них миктиты составляют 45.7 %, диатомовые глины — 18.1 %, геми-пелагические глины — 13.6 %, диамиктиты — 12.1 %, турбидиты — 4.9 %, вулканогенные песчаники — 4.5 % и диатомиты — 1.1 %. Соотношение объемов донных осадков в неоплейстоцене и эоплейстоцене равно 1.06.

Более полную оценку изменений в седиментации можно получить, изучая массы сухого осадочного вещества (M) и массы вещества в единицу времени (I) (табл. 3). Эта таблица дает возможность на количественной основе оценить изменения в структуре седиментации при переходе от эоплейстоцена к неоплейстоцену. Основное значение здесь имеют изменения массы осадков в единицу времени. От ношения IQ2+3 к IQ1, рассчитанные по табл. 3, равны: для диамиктитов — 2.7, миктитов —1.1, терригенных турбидитов — 1.2, гемипелагических глин — 1.6, диатомовых глин — 0.8, вулканогенных песчаников и диатомитов — 0.

Обсуждение результатов

В целом интенсивность накопления терригенных отложений была заметно выше в неоплейстоцене, чем в эоплейстоцене, особенно для континентальных ледниковых образований (диамиктитов). Биогенные кремнистые илы (диатомовые глины и диатомиты) более активно аккумулировались в эоплейстоцене. Эти результаты совпадают с приведенными в обзоре [7] данными о более высоких абсолютных массах терригенного вещества в позднем неоплейстоцене во время оледенений Восточной Антарктиды и повышенных абсолютных массах биогенного кремнезема в периоды межледниковий. Такие же, в принципе, тренды установлены нами и для плейстоцена Берингова моря [4]. В отличие от указанного бассейна, где увеличение потока терригенного вещества в неоплейстоцене по сравнению с эоплейстоценом обусловлено сочетанием усиления неотектонических горообразовательных движений на окружающих континентальных массах с развитием оледенения Северного полушария, в рассматриваемом регионе это явление связано, вероятно, исключительно с ухудшением климата в неоплейстоцене.

Таблица 1. Площади (S, тыс. км²) и объемы (V, тыс. км³) неоплейстоценовых отложений

Table 1. Areas (S, thousand km²) and volumes (V, thousand km³) of Neopleistocene deposits

Диамиктиты Diamictites		Несортированные миктиты Unsorted mictites		Терригенные турбидиты Terrigenous turbidites		Переслаивание гемипелагических и диатомовых глин Intercalation of hemipelagic and diatom clays				Xs всех осадков all deposits	всех осадков all deposits
S	V	S	V	S	V	S	Гемипелагические глины Hemipelagic clays, V	Диатомовые глины Diatom clays, V	XV	1102.7	28.2
181.8	7.2	459.4	11.5	53.5	1.3	408.0	4.9	3.3	8.2

Таблица 2. Площади (S, тыс. км²) и объемы (V, тыс. км³) эоплейстоценовых отложений

Table 2. Areas (S, thousand km²) and volumes (V, thousand km³) of Eopleistocene deposits

Переслаивание диамиктитов и отложений межледниковий Intercalation of diamictites and interglacial deposits						Несортированные миктиты Unsorted mictites		Терригенные турбидиты Terrigenous turbidites
Диамиктиты Diamictites		Отложения межледниковий Interglacial deposits			XV 5.9	S 488.1	V 12.1	S 59.3	V 1.3
S	V	Вулканогенные песчаники Volcanogenic sandstones, V	Диатомовые глины Diatom clays, V	Диатомиты Diatomites, V
174.9	3.2	1.2	1.2	0.3

S	Переслаивание гемипелагических глин и диатомовых глин Intercalation of hemipelagic clays and diatomic clays Гемипелагические глины             Диатомовые глины Hemipelagic clays.                       Diatom clays, V                       V		XV	XS всех осадков all deposits 1114.5	XV всех осадков all deposits 26.5
392.2	3.6	3.6	7.2

Таблица 3. Массы сухого вещества (M, 10¹⁸ г) и массы осадков в единицу времени (I, 10¹⁸ г/млн лет) Table 3. Masses of dry matter (M, 10¹⁸ g) and deposits in time unit (I, 10¹⁸ g/My)

Возраст Age	M, I	Диамиктиты Diamictites	Миктиты Mictites	Осадки / Deposits			Вулкапогеп. песчаники Volcan. sandstones	Диатомиты Diatomites
				Терриген. турбидиты Terrigenous turbidites	Гемипелагич. ГЛИНЫ Hemipelag. clays	Диатомовые ГЛИНЫ Diatom clays
Неоплейстоцен	M	9.1	11.7	1.2	3.6	2.1	0	0
Neopleistocene	I	11.5	14.8	1.5	4.6	2.7	0	0
Эоплейстоцен	M	4.3	13.0	1.3	2.9	3.3	1.1	0.1
Neopleistocene	I	4.3	13.0	1.3	2.9	3.3	1.1	0.1

При этом в более суровом климате неоплейстоцена поставка терригенного материала осуществлялась с помощью «бульдозерного» эффекта перемещения осадочного вещества, в основном при наступлениях ледника во время оледенений. В периоды межледниковий ледник или наступал медленнее, или останавливался, или незначительно отступал. Соответствующие колебания кромки морских льдов были относительно небольшими.

В эоплейстоцене в условиях заметно более теплого климата [17] амплитуда перемещений края ледника была гораздо большей. Заметно изменялся петрофонд питающих провинций (возможно, с частичным участием территорий, сейчас закрытых Западно-Антарктическим ледниковым щитом); большую роль в транспортировке осадочного материала с суши играли талые воды. В районе шельфа временами в периоды межледниковий существовали открыто-морские условия, а граница распространения морских льдов приближалась к береговой линии. Первичная продукция (судя по развитию диатомей в осадках) при этом была выше, чем в неоплейстоцене. Полученные результаты подтверждают концепцию двух океанов («ледового» и «неледового») для плейстоцена [1].

Таким образом, основной вывод нашего исследования состоит в том, что описанные изменения качественных и количественных параметров седиментации изученного участка континентальных окраин Тихого океана в плейстоцене свидетельствуют о доминирующей здесь роли климатических изменений в процессе осадконакопления.

Статья написана при финансовой помощи гранта РФФИ № 17-05-00157 и Программы Президиума РАН 49П. Работа выполнена по теме госзаказа № 0137-2016-0008.