Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Закономерности распределения глинистых минералов в поверхностном слое осадков Баренцева и Карского морей

ВАК РФ 04.00.10, Геология океанов и морей

Автореферат диссертации по теме "Закономерности распределения глинистых минералов в поверхностном слое осадков Баренцева и Карского морей"

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК Институт океанологии им. П.П. Ширшова

Р Г Б ОД

О 6 ЯНВ 1998

На правах рукописи УДК 51.35:551.462.32:552.527(268)

Шелехова Екатерина Сергеевна

Закономерности распределения глинистых минералов в поверхностном слое осадков Баренцева и Карского морей

Специальность 04.00.10 - "Геология морей и океанов"

Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Москва - 1998

Диссертация выполнена в Институте океанологии им. П.П. Ширшова Российской Академии наук

Научный руководитель:

Официальные оппоненты:

доктор географических наук, Павлидис Юрий Ангелеевич Институт океанологии РАН

доктор геолого-минералогических наук, Лаврушин Юрий Александрович, Геологический институт РАН

доктор геолого-минералогических наук, Конюхов Александр Иванович, Геологический факультет МГУ

Ведущая организация:

Институт литосферы РАН

Защита состоится /3 января 1998г., на заседании Диссертационного совета по защите диссертаций при Институте океанологии им. П.П. Ширшова РАН по адресу: 117851, Москва, Нахимовский проспект, д. 36, Институт океанологии им. П. П. Ширшова.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института Океанологии РАН

Автореферат разослан декабря 1997г.

Ученый секретарь Диссертационного совета

С.Г. Панфилова

Введение

Актуальность исследования. В настоящее время Арктический регион привлекает особое внимание российских и зарубежных специалистов в связи в огромными перспективами поисков, разведки и эксплуатации месторождений нефти и газа, экологическими проблемами и прогнозами развития глобальных климатических изменений. В той или иной степени предлагаемая работа способствует решению вышеперечисленных вопросов. На площади дна Баренцева и Карского морей наибольшим распространением пользуются пелитовые и алевритово-пелитовые илы, в составе которых доминирует тонкопелитовая фракция < 0.001 мм. Минеральный спектр этой фракции в основном представлен глинистыми минералами. Таким образом, изучение закономерностей их распространения позволяет лучше понять процессы и механизмы современного осадконакопления на континентальных окраинах Северного Ледовитого океана. Кроме того, геологическая интерпретация распределения глинистых минералов в поверхностных, осадках создает базу для реконструкции палеоокеанологических и палеогеографических обстановок позднечетвертичного времени, что в свою очередь необходимо для исследования проблемы эволюции климата.

Глинистые минералы, обладающие высокой сорбционной емкостью, играют важную роль в сорбции органического вещества и антропогенных загрязнений из различных источников. Отсюда следует, что изучение особенностей их распределения может помочь решению ряда прикладных геоэкологических задач.

Цели и задачи исследования. Целью диссертационной работы является всестороннее изучение распределения глинистых минералов и их ассоциаций в поверхностном слое донных осадков (0-5 см) Баренцева и Карского морей. В конкретные задачи исследования входило сопоставление выявленных закономерностей распространения глинистых минералов с: особенностями геологического строения побережий и площадей водосбора, распределения литологических типов осадков, схемой течений, распространением айсбергов и морских льдов, положением полярного фронта, речными выносами, донным рельефом , геологическим строением дна.

В зарубежных методиках принято изучать глинистые минералы во фракции < 0.002 мм, в то время как в Институте океанологии им. Ширшова РАН они исследуются во фракции < 0.001 мм. Поэтому одной из задач исследования явилось сопоставление результатов содержания глинистых минералов во указанных фракциях.

Научная новизна и практическое значение. Впервые на систематической основе с большой детальностью изучены комплексы глинистых минералов в Баренцевом и Карском морях и построены карты-схемы их распределения. Результаты оценки относительного содержания глинистых минералов подвергались статистической обработке и сопоставлялись с содержанием фракции < 0.001 мм в осадке. Анализировалось распределение глинистых минералов по глубинам морей. Были выявлены региональные питающие провинции отдельных глинистых минералов, показана зависимость их распределения от гидрологических условий района и ледового режима. К новым результатам можно отнести результаты сравнительного анализа среднего содержания глинистых минералов в окраинных морях и в глубоководных частях Северного Ледовитого океана. Предлагаемое понятие "сорбционного потенциала донных осадков" представляется полезным для целей геоэкологического картирования и эколого-геохимических исследований арктических шельфов.

Защищаемые положения.

1. Распределение глинистых минералов и их ассоциаций в поверхностном слое осадков Баренцева и Карского морей обусловлено прежде всего геологическим строением питающих провинций, гидродинамикой поверхностных течений, поставкой осадочного материала из эдафогенных источников.

2. Существенные различия между Баренцевым и Карским морем объясняются прежде всего огромной ролью выносов рек Обь и Енисей в Карское море.

3. Ассоциации глинистых минералов в поверхностных осадках шельфовых морей Северного Ледовитого океана отличаются "пестрым" составом по сравнению с однообразным набором ассоциаций глубоководных районов океана.

4. Выявлено важное значение предложенного ( в соавторстве) понятия "сорбционного потенциала донных осадков" для проведения геоэкологических исследований в западноарктических морях.

Апробация работы. По материалам диссертации опубликовано 13 работ. Основные результаты диссертации были представлены на семинарах лаборатории шельфа и морских берегов им. Зенковича в Институте океанологии РАН. Материалы докладывались на 3-м Международном симпозиуме "Арктические эстуарии и моря: биохимические процессы и взаимодействие с процессами глобального изменения климата ", проходившем в1993 в Калиниграде, на XII Школе морской геологии в Институте океанологии в Москве в 1994 г., на 2-м Международном симпозиуме - Russian-German Cooperation: Laptev Sea System, Санкт- Петербург, 1994.

Структура и объем диссертации. Диссертация состоит из введения, восьми глав, заключения и списка литературы. Объем работы составляют 100 страниц машинописного текста, 16 рисунков и 6 таблиц.

Благодарности. Автор выражает благодарность научному руководителю д.г.н. Ю. А ПаБлидису и сотрудникам лаборатории шельфа и морских берегов. Я искренне признательна за ценные консультации и моральную поддержку д.г,-м.н. М. А. Левитану. За предоставленную возможность обработки донных проб и помощь в дифрактометрической съемке препаратов глинистых минералов автор признателен немецким коллегам из Института полярных и морских исследований им. А. Вегенера (Бремерхафен, Германия) профессорам И. Тиде и Д.К. Фюттереру, докторам Р. Штайну, М. Васнер и Д. Нюрнбергу, сотрудникам Аналитической лаборатории ИО РАН Т.А Алексеевой., В.П., Казаковой, А Н., Рудаковой, преподавателю МГУ В.Л. Косорукову. В.И.Гуревич оказал неоценимую помощь, предоставив материалы ВНИИОкеангео по литологии и геологии западно-арктического шельфа.

Глава 1. История изучения глинистых минералов в поверхностном слое осадков Баренцева и Карского морей

Работа над диссертацией началась в 1992г. В это время имевшиеся представления о глинистых минералах донных осадков не были подкреплены картами их распределения и представляли собой разрозненные и скудные

данные (Кпенова, 1960, Белов, Лапина, 1961; Ратеев, 1964; Колесник, 1971; Горшкова, 1972; Wright, 1974; Bjorlykke & Elverhoi, 1975). Считалось, что в восточной части Баренцева моря каолинита практически нет, а в целом происхождение глинистых минералов связано с перемывом плейстоценовых ледниковых отложений (Блажчишин, Хеиров, 1990). В 1995 г. опубликованы карты состава глинистых минералов во фракции < 0.005 мм в современных осадках, охватывающие весь западно-арктический шельф (Gurevich, 1995). Отмечается большая сложность распределения комплексов глинистых минералов, обусловленная процессами донной эрозии, на фоне общего гидрослюдистого характера пелитовой фракции. Наши карты-схемы существенно дополняют и детализируют карты В. И. Гуревича. Кроме того, что в объединении «Севморгео» глинистые минералы определяются во фракции < 0.005 мм, что создает сложности при сопоставлении с результатами исследований во фракции < 0.001 мм (ИО РАН) и < 0.002 мм (за рубежом).

Глава 2. Фактический материал и методы исследования

Область исследования занимает большую часть Баренцева и Карского морей, приблизительно между 30° и 70° в.д. и 68° и 81° с.ш. Изучался поверхностный слой донных осадков 0-5 см, отобранный при помощи дночерпателей и геологических трубок. Коллекции осадков были предоставлены автору научным руководителем Ю.А. Павлидисом (12 и 19 рейсы нис "Профессор Штокман", 1984, 1987; 7 рейс нис "Академик Вавилов", 1990), научным консультантом Левитаном М.А. (49 рейс нис "Дмитрий Менделеев", 1993) и коллегой из Германии доктором Д Нюрнбергом (68 рейс нис "Дальние Зеленцы", 1992). Для целей сравнительного анализа содержания глинистых минералов в различных бассейнах Арктики и Субарктики автором изучалась собственная коллекция образцов из рейса нис «Поларштерн» (Германия) в Гренландское море (1990), а также коллекция В.В. Калиненко из морей Лаптевых и Восточно-Сибирского (л/к «Георгий Седов», 1981), Ю.А. Павлидиса из Чукотского моря (гс «Дмитрий Лаптев, 1981), М.А. Левитана из Берингова моря (29 рейс нис «Дмитрий Менделеев», 1982). Дополнительно использовались литературные данные по содержанию глинистых минералов в поверхностном слое осадков Баренцева моря и желоба Св. Анны (Блажчишин,

Хеиров, 1990, Wahsner et al„ 1996). Образцы донных осадков изучались при помощи водно-механического и рентгеноструктурного анализов, выполненных автором в Институте океанологии им. П.П. Ширшова (ИО РАН) и в Институте полярных и морских исследований им. А. Вегенера (далее AWI), Бремерхафен, Германия. В диссертации автор детально описывает методику водно-механического анализа по Аттербергу, выполненного им в AWI. Сравнение результатов гранулометрического анализа образцов поверхностного слоя осадков Карского моря из 49 рейса "Дмитрий Менделеев" (1993) по Петелину и Аттербергу показало их высокое сходство, за исключением обь-енисейского района. Зд££ь наблюдается несоответствие в содержании тонкопелитовых фракций < 0.001 и < 0.002 мм. Наши данные показывают более высокие значения концентраций тонкопелитовой фракции в осадке, что возможно связано с явлением скрытой коагуляции. Обь-енисейские осадки резко обогащены органикой и коллоидным железом, а в Институте океанологии образцы не обрабатывались перекисью водорода для окисления органического вещества.

В связи с тем, что большая часть образцов исследовалась нами в AVVI по методике Ланге (Lange, 1982), относительно плохой известной в России, в диссертации далее подробно описывается методика приготовления глинистых препаратов. При приготовлении препаратов используется молибденит в качестве внутреннего стандарта, вакуумная фильтрация через мембранный фильтр с порами размером 0.15 мкм и алюминиевая подложка. Кроме метода вакуумной фильтрации, в случае дефицита глинистой навески применялся традиционный метод пипетки.

Глинистые минералы диагностировались рентгеноструктурным методом на воздушно-сухих, насыщенных этилен-гликолем (при 60°С в течении 18 часов),прокаленных до 600° и обработанных 7% HCl препаратах. Подавляющая часть препаротов исследовалась на дифрактометре Philips PW 1700 с автоматически расширяющейся щелью, Со-Ка излучением (30 kV, 40mA) и графическим монохроматором в AWI. В таблице приведены условия съемки:

s

Тип препарата Интервал съемки 29 Скорость 20/с

Воздушно-сухой 1°-18° 0.02°

Насыщенный э>'г 2°-40° 0.02°

Каолкнкт/хлорктовый пнк 28°-30.5° 0.05°

Рентгеновская диагностика проводилась при помощи графически ориентированной компьютерной программы "MacDiff' (Petschick, 1996). В составе фракции определены следующие минералы: смектит, иллит, хлорит, каолинит и смешаннослойные типа иллит-смектит. Помимо глинистых минералов, выявлены дифрактометрические спектры кварца, амфибола и полевого шпата. Для оценки относительного содержания (отн. %) глинистых минералов использовалась традиционная в морской геологии методика П. Бискайе (Biscaye, 1965). Смешаннослойные образования в подсчет не включались, в связи с их низкой концентрацией (0-5%) и присутствием в отдельных образцах.

Сравнительный анализ 27 пар образцов фракций менее < 0.001 и < 0.002 мм из скв.26 АМИГЭ в Баренцевом море выявил следующие соотношения: См2 = 1 .ЗЗСмг, Ил2 = 0.83Ил,; Фр2 = 1.19<Dpi, где См- смектит. Ил- иллит, цифры 1 и 2 означают, соответственно, концентрации фракций < 0.001 и < 0.002 мм. Содержание каолинита и хлорита в обеих фракциях отличается незначительно.

Глава 3. Современные условия осадконакоплення в Баренцевом и Карском морях

Баренцево и Карское моря относятся к арктической природной зоне. Подготовка осадочного материала происходит в условиях преобладания физического выветривания. Средние глубины изучаемых акваторий находятся в пределах 120-220 м. Отепляющее воздействие Атлаитического океана сказывается на ледовитосги и распределении водных и воздушных масс, прежде всего в Баренцевом море. Гидрологический режим Баренцева моря определяется взаимодействием теплого Нордкапского течения - североатлантической ветви Гольфстрима, и арктических вод. Сибирской ветви Трансполярного дрейфа. Они образуют главный циклонический круговорот Баренцева моря (Атлас океанов. Северный .... 1980). Между 74° и 75° с.ш. проходит полярный фронт - зона смешения арктических и атлантических водных масс, подверженная сезонным вариациям. Между Баренцевым и Белым

морями происходит интенсивный водообмен с преобладанием стока беломорских вод. 90% речного стока в Баренцево море обеспечивается р. Печорой. Гидрологический режим Карского моря определятся поступлением баренцевоморских вод и жидким стоком р. Обь и р. Енисей. В юго-западной части моря действует циклонический круговорот.

В отличие от Карского моря, Баренцево море не покрывается полностью льдом, а летом кромка плавучего льда маркирует позицию полярного фронта. Ежегодно из Баренцева моря в зимний период выносится около 30-40 км3 льда , а летом поступает около 500 км' льда, в основном из Карского моря.

Изучаемый регион относится к Западно-Арктической метаплатформе (Сенин и др., 1993), в структуре которой выделяются Свальбардская и СевероКарская плиты, Восточно-Баренцевский мегапрогиб. Печорская плита, Карско-Хатангский мегапрогиб и Таймырский мегаблок. В геологическом строении шельфа выделяются верхнепротерозойский фундамент и фанерозойский осадочный чехол. Разрез осадочного чехла разбивается на три литолого-стратиграфических комплекса: палеозойский (преимущественно карбонатный), верхнепермско-нижнетриасовый ( вулканогенно-терригенный) и мезозойский (терригенный). Кайнозой на большей площади изучаемых акваторий (особенно в Баренцевом море) представлен четвертичными отложениями. В зависимости от района моря голоценовые илы залегают тонким плащом на плейстоценовых отложениях или непосредственно на размытой кровле мезозойских пород. Главные элементы рельефа дна западно-арктических морей в общих чертах соотносятся с основными тектоническими структурами Западно-Арктической метаплатформы (Арктический шельф ..., 1987).В Баренцевом море выделяются следующие главные элементы рельефа: Нордкапский желоб, Финмаркенское плато, Северо-Канинская банка. Гусиная банка, вал Адмиралтейства, плато Литке, Западно-Новоземельский желоб. Южно- и Северо- Баренцевоморскне впадины. Центральное поднятие, поднятие Персея, Шпицбергенская банка и др. В Карском море выделяются: Восточно-Новоземельский желоб, желоб Св. Анны, Байдарацкий прогиб, Западно-Ямальский желоб, Западно-Карская равнина, Северо-Карское поднятие и др.

В составе литологических типов осадков доминируют пелитовые и алевритово-пелитовые илы (Павлндис и др., 1997).Они распространены в

глубоководных впадинах, желобах, а также в фиордах, служащих ловушкой талой ледниковой взвеси.

Глава 4. Источники и механизмы переноса глинистых минералов Главным источником глинистых минералов служат питающие провинции суши. По петрографическому составу кор выветривания и почв выделяются следующие питающие провинции: Скандинавско-Кольская, Тимано-Печорская, Новая Земля и о-в Вайгач, Земля Франца-Йосифа, Шпицберген, Югорский п-ов, п-ов Ямал, и водосборная площадь рек Обь и Енисей. В Баренцево море террйгенный материал поступает главным образом за счет береговой абразии и ледниковой взвеси, а также в составе взвеси беломорского сточного течения, Нордкапского течения и стока р. Печоры. В Карском море основную роль играет привнос реками Обь и Енисей. Другим источником глинистых минералов служат продукты размыва коренных пород донного субстрата. Локальные выходы мезозойских толщ широко распространены по площади Баренцева моря, особенно в северо-западной и центральной частях (ЕЬегЬо!, 1989).

Рассмотрены ледовый, гидродинамический, эоловый и биологический механизмы переноса глинистых минералов. В составе гидродинамического механизма важную роль играет перенос в нефелоидном слое.

Глава 5. Распределение глинистых минералов в поверхностном слое осадков Баренцева и Карского морей

Распределение иллита. Иллит - самый распространенный минерал во фракции < 0.001 мм поверхностных осадков Баренцева и Карского морей. В Баренцевом море концентрации иллита варьируют от 82% до 18%, а в Карском соответственно от 71% до 17%. Средние концентрации по Баренцеву морю - 54 % (86 образцов), по Карскому - 32 % ( 65 образцов).

В юго-западной части Баренцева моря область максимальных концентраций иллита (>60%) протягиваются широкой полосой вдоль побережья Норвегии и Кольского п-ова и заходит в центральную часть бассейна, обтекая Южно-Баренцевоморскую впадину. В этом районе моря она совпадает с распространением ветвей Нордкапского течения. Участки с максимальными содержаниями иллита приурочены к заливам центральной и северной частей Северного о-ва архипелага Новая Земля, к Западно-

Новоземельскому желобу и к северо-западной окраине п-ова Ямал в Карском море. Отметим, что в отдельных пробах определены максимальные значения концентраций иллита 79-82% ( в отрогах Нордкапского желоба и в губе Машигина Северного о-ва Новой Земли). Поле максимальных концентраций вытягивается в северо-западном направлении в районе Северо-Баренцевоморской впадины.

Области высоких содержаний иллита (40-60%) широко распространены по площади Баренцева моря. Они расположены вдоль побережий Тимано-Печорской провинции ( от Горла Белого моря до о-ва Вайгач) и Южного о-ва Новой Земдц_ и охватывают юго-восточную и центральную части бассейна. В юго-западном районе Карского моря области высоких содержаний обрамляют архипелаг Новая Земля и западное побережье п-ова Ямал. Зона высоких концентраций в северной половине Карского моря распространяется от м. Желания до Северо-Карского поднятия.

Средние концентрации иллита (20-40%) наиболее характерны для юго-западной части Карского моря. Язык средних содержаний протягивается от о-ва Вайгач и Югорского п-ова в центр моря, на Западно-Карскую равнину и далее на север, где он сливается с обской зоной средних содержаний иллита. Локальные участки средних концентраций отмечаются в Обской губе и Енисейском заливе. Вокруг архипелага Земля Франца-Иосифа расположена зона средних содержаний иллита, которая распространяются и на западный склон желоба Св. Анны. В центральной части Баренцева моря отмечаются изолированные участки со средними содержаниями иллита, расположенные пятнисто. Они привязаны к мелководьям, банкам и поднятиям, а именно к Центральному поднятию, Гусиной банке, плато Литке, валу Адмиралтейства.

Область минимальных содержаний иллита (0-20%) приурочены к восточной, обь-енисейской зоне Карского моря. Локальные районы минимальные концентраций также фиксируются в центральной и западной частях архипелага Земля Франца-Иосифа и в Обской губе.

Распределение смектита Содержание смектита колеблется от 3% до 38% (в сред. 16 %) в Баренцевом море и от 4% до 69% (в сред. 45 %) в Карском море.

Максимальные (>60%) и высокие (40-60%) содержания смекпгга характерны исключительно для юго-западной и восточной частей Карского моря. Максимальные концентрации смектита (около 70%) зафиксированы в Енисейском заливе, к востоку и западу от него концентрации постепенно снижаются до 40%. Район с высокими содержаниями смектита распространяется на север от Обской губы и маркируют собой зону влияния обских вод. Кроме того, смектитовый язык протягивается от центральной части побережья западного Ямала, а также от о-ва Вайгач и Югорского п-ова в центр моря.

Обширные области распространения средних содержаний смектита ( 2040%) характерны для юго-восточного и северного районов Баренцева моря. На юго-востоке они занимают Печорское море и приурочены к юго-западному окончанию Южного о-ва Новой Земли. На севере они расположены в районе юго-восточного блока о-вов архипелага Земля Франца-Иосифа и в желобе Св. Анны. В центре моря участки изометричной формы со средними содержаниям располагаются пятнисто. Самое западное пятно совпадает с Центральной зоной поднятий, самое южное - с районом Северо-Канинской и Гусиной банок. Центральный участок связан с Южно-Баренцевоморской впадиной. Северовосточное пятно приурочено к южному окончанию вала Адмиралтейства. Отдельные небольшие участки со средними концентрациями отмечаются в бухтах Северного о-ва Новой Земли. В Карском море полоса средних (2040%) содержаний смектита располагается вдоль архипелага Новая Земля, в Байдарацкой губе и на северо-западе прибрежной зоны п-ова Ямал.

Области низких концентраций смектита (0-20%) широко распространены в юго-западном (вдоль Скандинавии и Кольского п-ова) и восточном (вдоль западного побережья Новой Земли) районах Баренцева моря. В Карском море значения содержаний смектита ниже 20% чрезвычайно редки. Зона минимальных содержаний (0-10%) распространяется полосой от м. Желания на север и разделяет области средних концентраций смектита.

Распределение хлорита. На Баренцевоморско-Карском шельфе наблюдается относительно равномерное распределение хлорита со средним общим содержанием 16%. Диапазон его колебаний в Баренцевом море

составляет 7-33% (в сред. - 19%), а в Карском соответственно 7-37 % (в сред. -10%).

Район с максимальными концентрациями хлорита (20-40%) расположен вокруг Северного о-ва Новой Земли. Отсюда хлорит протягивается широкими полосами в северо-западном направлении Баренцева моря, в северном и юго-восточном Карского моря. Локальные зоны обогащения хлоритом отмечаются у п-ова Канин, на юге Южного о-ва Новой Земли, в районе западного склона Южно-Баренцевоморской впадины. Фоновые средние содержания (10-20%) встречены на большей части Баренцева и Карского .морей. Районы минимальных содержаний хлорита (0-10%) приурочены к центральной части Южного о-ва Новой Земли в Баренцевом море, к западному побережью п-ова Ямал и к Енисейскому заливу.

Распределение каолинита. Диапазон колебаний концентраций каолинита составляет 2- 41% в Баренцевом море ( в сред. - 13%) и 3-19% в Карском море ( в сред. - 7%).

Районы максимальных содержаний каолинита (30-40%) приурочены к юго-восточному блоку островов Земли Франца-Иосифа. В южной, центральной и северо-восточной частях архипелага содержание каолинита снижается до 20-30%. В глубоководной котловине Нансена в Северном Ледовитом океане, к северу от Земли Франца-Иосифа также зафиксированы высокие содержания каолинита более 20% (Stein et al., 1994). Высокие концентрации каолинита (20-30%) локализуются на Центральном поднятии и Гусиной банке.

Поле 10-20% концентраций каолинита занимает северную часть Баренцева моря, а локальные участки отмечаются в центре моря и вдоль южной половины Южного о-ва Новой Земли. В Карском море 10-29% концентрации распространены в северном и юго-западном районах. Минимальные содержания каолинита ( 0-10%) наблюдаются в южной половине Баренцева моря (вдоль Норвегии и Кольского п-ова, п-ова Канин, в Печорском море), а также вдоль центральной части Северного о-ва Новой Земли. В Карском море следы каолинита встречаются в обь-енисейской зоне, Байдарацкой губе, вдоль п-ова Ямал и Северного о-ва Новой Земли.

Распределение ассоциаций глинистых минералов. На шельфе Баренцева и Карского морей выделены следующие ассоциации глинистых минералов: каолинит-хлорит-смектит-иллитовая К-Х-С-И; смектит-каолинит-хлорит-иллитовая С-К-Х-И; (каолинит,хлорит)-иллит-смектитовая (К,Х)-И-С; смектит-хлорит-каолинит-иллитовая С-Х-К-И; хлорит-смектит-иллит-каолинитовая Х-С-И-К; хлоркт-иллит-каолинит-смектитовая Х-И-К-С; хлорит-каолинит-(иллит, смектитовая) Х-К-(С,И); каолинит-иллит-(смектит, хлоритовая) К-(С,Х)-И; хлорит-иллитовая Х-И. В названиях ассоциаций слево направо происходит увеличение содержания компонентов. В некоторых ассоциациях доли глинистых минералов приблизительно одинаковы и обозначаются знаком в скобках, через запятую.

Наиболее распространена по площади К-Х-С-И ассоциация. Она занимает юго-восточную и центральную области Баренцева моря и юго-западный район Карского моря (см. рис.).

С-К-Х-И ассоциация типична для баренцевоморского бассейна. Она расположена в юго-западном районе моря вдоль Кольского п-ова и маркирует зону влияния Нордкапского течения. Она также протягивается широкой полосой от берегов Северного о-ва Новой Земли в северо-западном направлении до западного побережья Земли Франца-Иосифа и совпадает с распространением арктических вод. Кроме того, она занимает небольшой участок на северо-западе п-ова Ямал.

В восточной половине Карского моря, в области влияния речных выносов Оби и Енисея находится К-Х-И-С ассоциация. В юго-западной части моря она протягивается в форме языка от побережья п-ова Ямал до центра Западно-Карской равнины. На юге К-Х-И-С ассоциация протягивается вдоль о-ва Вайгач и Югорского п-ова. В Баренцевом море эта ассоциация не встречается. Биминеральная ассоциация Х-Г расположена в бухтах Северного о-ва Новой Земли.

Северная половина Баренцева моря, в районе архипелага Земли Франца-Иосифа (ЗФИ), отличается разнообразным набором ассоциаций глинистых минералов. Вокруг ЗФИ расположена Х-К-(С,И) ассоциация, а в его юго-западной части находится Х-С-И-К комплекс.

АССОЦИАЦИИ ГЛИНИСТЫХ МИНЕРАЛОВ

10 00 15 00 20 сю

25 00 ЭООО 35 00 40 00 «500 бсГоО 55

00 00 00 05 00 70 00 "

75 00 М 00 00 90 00

Желоб Св. Анны характеризуются разным набором глинистых минералов. На западном склоне развита Х-К-(С,И) ассоциация, а на восточном - К-(С,Х)-И.

Обсуждение результатов.

Иллит. Вышеописанные особенности распределения иллита прежде всего обусловлены геологическим строением питающих провинций и интенсивным выносом этого минерала в составе речных и ледниковых взвесей, а также вследствие береговой абразии. На основании схем его распределения и анализа породных комплексов окружающей суши выделяются следующие главные питающие провинции иллита: Скандинавия, Кольский п-ов. Северный о-в архипелага Новая Земля и северо-западное побережье п-ова Ямал. На остальной части материкового и островного побережья доля иллита в составе глинистой фракции падает за счет разбавляющего воздействия других глинистых минералов.

Взвесь атлантических вод является другим значительным источником шшгга. В Норвежском море в составе взвеси атлантических вод определены: каолинит (22%), хлорит (16 %), иллит (52%) и смектит (11%) ( Heinrich, 1991). По мере следования атлантических вод вдоль материковой отмели Скандинавии взвесь резко обогащается иллитом за счет континентального стока и поступления взвеси из Северного моря. Данные о минеральном составе взвеси Нордкапского течения отсутствуют, однако особенности распределения глинистых минералов говорят о том, что взвесь атлантических вод обогащает иллитом поверхностные осадки юго-западной и центральной частей Баренцева моря.

Максимум иллита в северной части Баренцева моря, возможно, связан с влиянием холодного течения Персея - Сибирской ветви Трансполярного дрейфа, поступающего через пролив между архипелагами Земля Франца-Иосифа и Новая Земля.

Механизмы распределения иллита по площади морей тесно связаны с гидродинамикой поверхностных течений. Иллит представляет собой гидравлически крупный глинистый минерал, его размер варьирует в пределах от 0.4 до 63 рш и в среднем составляет 2-4 цш (Gibbs, 1977). Он не обладает

высокой плавучестью и, как правило, осаждается вблизи источников сноса. Области его высоких содержаний соответствуют районам с высокими скоростями поверхностных течений. В халистазах концентрации иллита падают.

Особенно ярко влияние гидродинамики поверхностных течений выражено в юго-западной части Карского моря. В этом районе области высоких концентраций иллита, расположенные вдоль побережий, с одной стороны обусловлены сносом этого минерала с восточного и западного обрамления Карского моря, а с другой - совпадают с периферической зоной наиболее сильных течений циклонического круговорота поверхностных течений (Шелехова и др., 1995). В центре моря содержание иллита снижается за счет удаления от источников сноса, разбавления другими глинистыми минералами и ослабления скорости поверхностных течений в ядре круговорота. В Баренцевом море здесь хорошо заметно снижение концентрации иллита в Южно-Баренцевоморской впадине, совпадающей с центром циклонического круговорота поверхностных течений. Описанный механизм действует во многих морях Арктики и Субарктики, например в Чукотском, Бофорта и Беринговом морях (Шелехова, Левитан, 1994; Ма1<1и м а!.,1982; №1сЗи, Мо\уат, 1983).

К сожалению, у автора не было образцов аэрозолей, криозолей и водной взвеси. По литературным данным, в составе арктических аэрозолей иллит является самым распространенным глинистым минералом (Шевченко и др., 1997). Вклад аэрозолей в общий осадочный баланс изучаемого западно-арктического региона представляется незначительным.

В Карском море наблюдается положительная корреляция (+0.5) между содержанием иллита и содержанием субколлоидной фракции < 0.001 мм . В Баренцевом море существует резкая отрицательная корреляция (-0.8) между содержаниями иллита и смектита.

Смектит. Как отмечалось выше, максимальные концентрации смектита определены в Обской губе и Енисейском заливе и севернее в области максимального распространения поверхностного распресненного стока. В юго-западную часть Карского моря происходит вынос смектита из центральной части п-ова Ямал, с о-ва Вайгач и Югорского п-ова (Шелехова и др., 1995). В

этом районе моря происходит очень интенсивная береговая абразия (в том числе - термоабразия) со скоростью несколько метров в год. Большинство ранее опубликованных данных свидетельствует о преимущественно иллитовом составе тонкопелитовой фракции в донных осадках западно-арктических шельфов (Ратеев, 1964; Gurevich., 1995 и др.). В результате наших совместных исследований с немецкими коллегами в юго-западном и восточных районах Карского моря и в западной части моря Лаптевых определены необычно высокие для полярных регионов концентрации смектита (Шелехова и др., 1995; Wahsner, Sheiekhova, 1994; Nürnberg et al., 1995; Kalinenko et al, 1996). Такой специфический состав донных осадков Карского и Лаптевых морей обусловлен существованием мощного источника сноса смектита - пород трапповой формаций Сибирской платформы и продуктов их переотложения в Mz-Kz (Геологическое строение ..., 1984). Четвертичные отложения и почвенный покров с унаследованным смектитовым составом глинистого материала распространяются от предгорий Полярного Урала до массива Анабар и захватывают п-ова Ямал и Гыдан, низовья р. Оби (Градусов, Иванов, 1974). Градусов (1976) также отмечает слабую переработанность исходного глинистого матрикса современными почвообразовательными процессами. Возможно, именно поэтому в осадках незначительна доля смешаннослойных образований.

Смектит является самым маленьким по размеру глинистым минералом. Его размер обычно не превышает 1цт и в среднем составляет 0.4 цш (Gibbs, 1977). Он наиболее разупорядочен и обладает высокой плавучестью. В отличии от иллнта, области аккумуляции смектита соответствуют участкам с очень спокойными гидродинамическими условиями - ядрам крупных круговоротов поверхностных течений, в. свою очередь сопряженных со впадинами, депрессиями, понижениями дна (Ратеев, 1964). В Баренцевом море ядро циклонического круговорота располагается над Южно-Баренцевоморской впадиной, где и отмечены повышенные (20-30%), на общем более низком фоне, концентрации смектита. В Карском море также наблюдается совпадение максимумов смектита с центральной халнстазой юго-западного района. По периферии моря концентрация смектита падает за счет разбавления иллитом.

Вокруг архипелага Земля Франца-Иосифа находится область высоких

содержаний смектита. Основным источником этого минерала служат

нижнемеловые траппы ЗФИ. Отсюда смектит распространяется в желоб Св.

Анны (Wahsner et al., 1996). Существенен вынос смектита (до 30%) в юго-

восточной части Баренцева моря. Он поступает во взвеси р. Печоры, со

сточным течением из Белого моря и за счет очень интенсивной абразии берегов

п-ова Канин и побережья Малоземельной и Большеземельской тундры. Южная i

половина Южного о-га Новой Земли также поставляет смектит в Южно-Новоземельский желоб. С берегов Норвегии, Кольского п-ова и Северного о-ва Новой Земли смектит практически не поступает.

В центре Баренцева моря находятся локальные участки с высокими концентрациями смектита. Их происхождение является наиболее дискуссионным. Происхождение смектита в этих районах скорее всего обусловлено размывом коренных мезозойских пород дна сильными придонными течениями. Положение самого северного участка высоких концентраций смектита приурочено к южному окончанию вала Адмиралтейства. Интересно, что центральная и северная части вала Адмиралтейства характеризуются очень низкими концентрациями смектита (05%). Такое распределение смектита может указывать на разнородность породных комплексов вала.

Транспорт глинистых минералов морскими льдами и айсбергами служит важным механизмом переноса смектита не только на шельфах западноарктических морей, но и в Северном Ледовитом океане. Известно, что смектит преобладает в составе криозолей Центральной Арктики (Stein et al., 1994). Основными поставщиками смектита в криозоли служат обь-енисейская провинция Карского моря, западная и центральная части моря Лаптевых, Земля Франца-Иосифа и Восточный Шпицберген. Смектит не определен в составе аэрозолей над изучаемыми морями. Однако, как правило, исследуется фракция < 0.005 мм, в которой смектит не концентрируется (Шевченко и др., 1997).

Хлорит. Хлорит относительно равномерно распределен по западно-арктическому шельфу. Наблюдается увеличение его концентраций в северном направлении. Главной питающей провинцией хлорита в Баренцевом и

Карском морях служит Северный о-в Новой Земли. Также, снос хлорита происходит с п-ова Канин , северного побережья п-ова Ямал и о-ва Белый, юга Южного о-ва Новой Земли. Кроме того, приток хлорита может идти непосредственно с Северо-Карского поднятия и аккумулироваться на восточном склоне желоба Св. Анны. На западном склоне хлорит разбавляется потоками смектита и каолинита, и его вклад в глинистую фракцию резко уменьшается. В дополнении, обогащение хлоритом осадков северных районов акваторий возможно объяснить осаждением взвеси из арктического течения Персея. Результаты статистической обработки показали положительную корреляцию между содержанием хлорита и иллита (+0.7). Парагенез иллита с хлоритом характеризует современные условия ледового седиментогенеза, с большой ролью морозного выветривания на суше.

Каолинит. Прежде всего привлекает внимание обширная область максимальных содержаний каолинита на севере Баренцева моря, тяготеющая к юго-восточному блоку островов архипелага Земля Франца-Иосифа. Известно, что на востоке архипелага базальтовые плато, бронирующие поверхность островов, практически денудированы. Здесь на поверхность выступают верхнетриасовые и юрские осадочные отложения с характерным высоким содержанием каолинита ( Астафьев, Шубин, 1989; Среда обитания ..., 1994) Именно эти толщи служат источником каолинита для северной области Баренцева моря, для района западного желоба Св. Анны и глубоководной котловины Нансена в Северном Ледовитом океане.

Далее, в районе Центрального поднятия. Гусиной банки и Надеждо-Медвежинского мелководья (Врг1укке & ЕК'егЬси, 1975) в Баренцевом море наблюдаются высокие концентрации каолинита. Источником каолинита служат все те же верхнетриасовые и юрские толщи, обнажающиеся по склонам поднятий, банок, плато. Кроме того, источником каолинита могут служить плейстоценовые морены, чьи минеральные комплексы унаследованы от материнских пород субстрата (ЗоШеш, 1984, 1985; Арктический шельф ..., 1987; Блажчишин, Хеиров, 1990 и др.). Таким образом, в этих районах каолинит служит индикатором донной эрозии. Распространение высоких концентраций каолинита (30-40%) в Баренцевом море четко связано с выходом на поверхность дна юрско-нижнемеловых толщ и соответственно ограничено

выделяемыми границами Баренцевской шельфовой субплатформы. (Сенин, Шипилов, 1993). Действительно, за ее пределами, в Печорском море и вдоль Кольского п-ова каолинит практически не встречается, а в юго-западной части Карского моря его содержания относительно невысоки.

В отдельных районах, коренные породы морского дна, обнажающиеся на склонах банок и поднятий, подвергаются интенсивному размыву придонными течениями. Придонные течения способствуют переотложению каолинита с вершин и склонов банок и поднятий в более глубокие области, понижения дна и впадины, например в Южно-Баренцевоморскую впадину. Другим агентом переноса каолинита служат айсберги и морские льды. Основной сход айсбергов происходит со Шпицбергена и Земли Франца-Иосифа - питающих провинций каолинита.

Провинции ассоциаций глинистых минералов.

Картина распределения ассоциаций глинистых минералов в поверхностном слое осадков отличается большой сложностью. Она отражает многофакторность процессов современного осадконакопления и разнородность осадочного вещества, накапливающегося на западно-арктическом шельфе. Распределение ассоциаций глинистых минералов подчиняется тем же закономерностям, что и распределение отдельных глинистых минералов. Однако, карта комплексов глинистых минералов позволяет наиболее отчетливо выявить основные геологические факторы, влияющие на распространение тонкодисперсного материала в Баренцевом и Карском морях. К таковым относятся; геологическое строение питающих провинций, гидродинамика поверхностных и придонных течений и геологическое строение шельфа (эдафогенные источники). Поставка отдельных глинистых минералов айсбергами и в составе криозолей морских льдов, достаточно очевидная на картах распределения смектита и каолинита, затушевывается на общей карте-схеме комплексов глинистых минералов. Рассмотрим взаимосвязь ассоциаций глинистых минералов и вышеперечисленных основных факторов более подробно.

Геологическое строение питающих провинций.

Связь ассоциаций глинистых минералов с региональными источниками сноса отчетливо прослеживается в распространении С-К-Х-И комплекса.

Очевидно, что иллит находится в парагенезе с хлоритом, обусловленном общими питающими провинциями. Итак, поставка иллита и хлорита происходит с Кольского п-ова. Северного о-ва Новой Земли, Северо-Карского поднятия и восточного борта желоба Св. Анны. В Карском море наблюдается положительная корреляция хлорита с иллитом (+0.70) и хлорита с содержанием субколлоидной фракции (+0.63).

(К,Х)-И-С ассоциация, распространенная исключительно в Карском море, обусловлена сносом смектита из обь-енисейской питающей провинции, с п-ова Ямал, западного побережья о-ва Вайгач и Югорского п-ова. Состав породных комплексов питающих провинций определен выветриванием верхнепермско-нижнетриасовой трапповой формации Сибирской платформы и многократным переотложением рыхлого осадочного материала. Поставка смектита прежде всего определяется мощными региональными питающими провинциями, его распределение не зависит от батиметрии, что хорошо подтверждается отрицательной корреляцией смектита и глубины (-0.52) в Карском море.

Нижнемеловые базальты островов Земли Франца-Иосифа также служат значительным источником смектита, что отражено в распределении Х- К-(И,С) ассоциации вокруг архипелага. На юго-востоке на поверхность выходит триас-верхнеюрский комплекс, поставляющий каолинит на север Баренцева моря, где распространена Х-С-И-К ассоциация.

В геологическом отношении очень интересен желоб Св. Анны. На западном борту желоба обнажаются триасово-верхнеюрские породы, а на восточном - нижнемеловые отложения Северо-Карского поднятия. Разнородность геологического строения проявляется и в различных комплексах глинистых минералов: для восточного борта характерна К-С/Х-И, а для западного борта - Х-К-И/С ассоциации. ^

Гидродинамика поверхностных и придонных течений

Поверхностные и придонные течения выполняют несколько функций. Во-первых, поверхностные привносят взвесь из смежных бассейнов, обогащающую поверхностные осадки, и таким образом служат источником тонкодисперсного вещества. Во-вторых, течения разносят взвешенное осадочное вещество по площади акватории и способствуют процессам его

смешивания и разбавления. В третьих, гидродинамическая активность течений влияет на распределение отдельных глинистых минералов.

Взвесь Нордкапского течения обогащена иллитом и влияет на распределение С-К-Х-И ассоциации в юго-западной и восточной частях Баренцева моря. Также мы предполагаем, что распространение С-К-Х-И ассоциации на севере Баренцева моря, в районе Северо-Баренцевоморской впадины, отчасти обусловлено привносом взвеси в составе арктического течения Персея. j

Особенно очевидно влияние гидродинамики поверхностных течений в юго-западной части Карского моря. Здесь поверхностные течения представляют собой замкнутую систему циклонического круговорота, и , вследствие этого создают ряд специфических особенностей осаждения субколлоидного вещества. На механизм седиментации глинистых минералов влияет концентрическая структура циркуляции. Внешняя струя сильных течений, охватывающая периферические зоны моря, оптимальна для осаждения иллита. Более спокойная динамика внутренней части круговорота, особенно в его ядре, способствует выпадению смектита. Таким образом, К/Х-С-И ассоциация соответствует периферической зоне круговорота с высокими скоростями, а К/Х-И-С - внутренней (центральной) с очень низкими скоростями.

Транспортирующее значение течений в водной толще, особенно в придонном слое, и их роль в перераспределении тонкого осадочного вещества не подлежит сомнению. Однако недостаток экспериментальных данных затрудняет точную количественную оценку этого фактора.

Геологическое строение шельфа (эдафогенные источники) Индикатором эдафогенных источников осадочного материала является С-Х-К-И ассоциация, распространенная в Баренцевом море. Обогащение глинистой фракции каолинитом связывается с донным размывом триасово-верхнеюрского комплекса, широко обнажающемся на дне в этих частях моря (Nürnberg et at., 1995; Gurevich, 1995).

Глава 6. Средний состав ассоциаций глинистых минералов в Северном Ледовитом океане

Статистический анализ всех доступных данных позволил нам получить представление о среднем составе ассоциаций глинистых минералов поверхностного слоя осадков на континентальных окраинах и в глубоководных областях Северного Ледовитого океана (Левитан и др., 1995). Нами были проанализированы коллекции осадков практически во всех арктических морях: в Баренцевом (Шелехова, 1993; Nürnberg et al., 1995), Карском (Шелехова, 1994) Лаптевых и Восточно-Сибирском (Wahsner, Shelekhova, 1994; Kalinenko et al., 1996), Чукотском (Pavlidis et al., 1996), Беринговом (Шелехова, Левитан, 1994) морях. Прежде всего, бросается в глаза, что континентальные окраины океана характеризуются сильным разбросом значений концентраций, что отражает различия в составе питающих провинций. Так, резкое преобладание хлорит-иллитовой ассоциации характерно для Чукотского, Берингова, Восточно-Сибирского, Бофорта и Баренцева морей. Во-первых, это обусловлено петрографическим набором пород побережья и водосбора окружающей суши, включая древние коры выветривания и современные почвы. Во-вторых, воздействием климата, в том смысле, что глинистый материал практически не преобразуется под действием морозного выветривания. На больше площади морей Карского и Лаптевых доминирует иллит-смектитовый комплекс. Мощным региональным источником каолинита служит архипелаг Земля Франца-Иосифа. Пестрота и сложность распределения комплексов глинистых минералов обусловлена дополнительным поступлением глинистых минералов из эдафогенных источников и привносом взвеси течениями из смежных океанов - Атлантического на западе и Тихого на востоке, а также

взаимодействием различных агентов переноса тонкодисперсного вещества.

{

Судя по имеющимся данным, велика роль морских льдов в транспортировке глинистых минералов из морей Карского и Лаптевых.

В отличии от континентальных окраин, глубоководные области Северного Ледовитого океана отличаются однообразными значениями концентраций. При этом, Амеразийский и Евроазиатский бассейны характеризуются одинаковым набором ассоциаций глинистых минералов -каолинит-смектит-хпорит-иллитовым комплексом. Подмеченная тенденция

свидетельствует об усреднении, упрощении состава минеральных комплексов по мере удаления от питающих провинций суши и смешения тонкодисперсного вещества в результате взаимодействия различных источников и механизмов переноса. Преобладание хлорита и иллита соответствует представлениям о роли климатического фактора для современного осадконакопления. Криозоли не играют заметной роли в поставке глинистого вещества в Центральную Арктику (Stein et al., 1994).

Глава 7. Прикл^'ное значение выполненных исследований Сорбционные процессы, как известно, играют важную роль в накоплении органического вещества нефтематеринских толщ и в аккумуляции техногенных загрязнений в донных осадках морских нефтегазоносных провинций. Огромный нефтегазоносный потенциал западно-арктических шельфовых морей и сложная экологическая ситуация в Арктике придают особое значение изучению процессов сорбции именно в этом регионе.

В донных осадках западно-арктических морей в качестве сорбирующих компонентов осадка ведущую роль играют глинистые минералы. Общепризнанно, что, при прочих равных условиях, чем тоньше осадки, тем выше их сорбционная емкость. Доказано, что сорбционные свойства различных глинистых минералов существенно отличаются друг от друга (Колесник, 1971). Поскольку число доступных определений сорбционной емкости донных осадков Арктики незначительно, а данные гранулометрического анализа и результатов исследования глинистых минералов весьма многочисленны, авторы предложили формулу для определения сорбционных характеристик осадка (Левитан и др., 1994, Геодекян и др., 1997):

Е=(201111 + 135Sml + 30СЫ1 + lOKaoll) х С1, (1), где Е - сорбционный потенциал (мг-экв/100г);

1111, Sml, Chi 1, и Kaoll - содержание, соответственно, иллита, смектита, хлорита и каолинита во фракции менее 0.001 мм (отн.%);

С1 - содержание фракции менее 0.001 мм в осадке (вес.%). Численные коэффициенты перед содержаниями отдельных групп глинистых минералов означают их среднне сорбционные емкости (мг-экв/100г) (Колесник, 1971).

Коэффициенты средней сорбционной емкости носят ориентировочный характер, т.к. зависят, например, от политипов гидрослюд; генезиса, химического состава и степени кристалличности смектитов, и многих других параметров. Кроме того, определенное значение имеет и характер сорбируемого материала: органическое вещество, растворенные формы тяжелых металлов, радионуклиды, нефтяные углеводороды, и т.д.

При определении сорбционного потенциала нельзя, разумеется, забывать также об окислительно-восстановительном потенциале донных осадков, а также о гидродинамической активности придонного слоя, которые могут влиять на развитие процессов десорбции. Тем не менее, нам представляется, что введенное понятие "сорбционный потенциал" полезно, т.к. отражает сорбционную емкость и дает возможность быстрого расчета и прогноза сорбционной способности донных осадков. Из формулы (1) следует, что минералы группы смсктита обладают заметно более высокой сорбционной способностью, чем другие глинистые минералы. Этот вывод недавно был подтвержден в экспериментах по сорбции и десорбции тяжелых металлов донными осадками Баренцева моря (Aplonov et al., 1996).

Нами составлены схемы распределения сорбционного потенциала в поверхностном (0-5 см) слое донных осадков Баренцева и Карского морей на основе соответствующих карт распределения фракции < 0.001 мм и глинистых минералов (Павлидис, 1995; Шелехова и др., 1995, Nürnberg et al., 1995). При картировании учитывались также имеющиеся литологические карты (Gurevich, 1995; Павлидис, 1995) и карты распределения Сорг. (Романкевич и др., 1982).

Положение максимумов на обеих схемах определяется, прежде всего, двумя основными особенностями: приуроченностью наиболее тонких осадков (пелитовых и алевритово-пелитовых терригеннь^. илов) к различным понижениям донного рельефа и развитием ареалов максимального обогащения донных осадков смектитами. В этом плане в Баренцевом море обращают на себя внимание область распространения смектитов вокруг Земли Франца-Иосифа и полоса повышенных содержаний смектитов в Южно-Баренцевоморской впадине.

Существенно более высокие значения сорбционного потенциала в осадках Карского моря, на наш взгляд, обусловлены двумя причинами: во-

первых, большей деловитостью этого бассейна, что привело к большему развитию пелитовых илов в условиях подледной седиментации, и, во-вторых, огромным количеством смектита, привносимого Обью и - особенно - Енисеем за счет размыва сибирских траппов.

В наших пробах из Баренцева моря коэффициент корреляции С^, и сорбционного потенциала составил 0.70. Сопоставление с картой распределения Сорг в Карском море из работы Романкевича и др., 1982 выявило значительное сходство рисунков распределения сорбционного потенциала и С орг. с хорошо выраженными максимумами в депрессиях, окаймляющих Западно-Карское поднятие, в желобе Св. Анны, в эстуариях Оби и Енисея, в зонах смешения речных и морских вод.

Сравнительный анализ особенностей распространения С5-137 в донных осадках Баренцева и Карского морей (Матишов и др., 1994; (ЗигеУюЬ, 1995; Галимов и др., 1996) и материалов по распределению сорбционного потенциала выявил, прежде всего, довольно существенное сходство в рисунках распространения обоих параметров. Так, в Баренцевом море очевидно совпадение максимумов на западе архипелага Земли Франца-Иосифа и в центральной части исследованной акватории. В Карском море, прежде всего, обращает на себя внимание повышенная фиксация радиоцезия в зоне смешения речных вод Енисея с морскими водами. Подобный максимум к северу от Обской губы выражен гораздо слабее, также как в депрессиях западной части Карского моря, включая желоб Св. Анны.

Выполненное исследование позволяет сделать несколько выводов. Во-первых, предложенное понятие "сорбционный потенциал" действительно отражает реальную сорбционную способность донных осадков и можегт быть использовано как для объяснения закономерностей накопления Сорг, так и для целей геоэкологического прогноза. Во-вторых, сорбция играет важнейшую роль в аккумуляции органического вещества в донных осадках. В-третьих, среди факторов, определяющих фиксацию радионуклидов цезия в осадках, наряду с сорбцией большое значение имеют и другие обстоятельства, в частности, наличие соответствующих мощных источников загрязнения и свободная транспортировка этих радионуклидов к месту их фиксации в осадках. Вероятно, именно это обстоятельство, прежде всего, и определяет отмеченное

выше различие в концентрации С5-137 в осадках зоны смешения морской воды с речными водами Оби, с одной стороны, и Енисея - с другой. Остальные факторы, например, окислительно-восстановительный потенциал и десорбция придонными течениями играют подчиненную роль.

Основные выводы

1 .Геологическая интерпретация распределения глинистых минералов и их ассоциаций в Баренцевом и Карском морях позволяет раскрыть особенности механизмов современного осадконакопления на арктических шельфах. Сложная, «пестрая» картина распределения ассоциаций глинистых минералов обусловлена взаимодействием разнообразных геологических факторов, среди которых ведущую роль играют: геологическое строение побережья и водосбора питающих провинций, гидродинамика придонных и поверхностных течений и эдафогенная поставка осадочного материала.

2. Доказаны существенные различия в ассоциациях глинистых минералов Баренцева и Карского морей, связанные, главным образом, с речными выносами Оби и Енисея дня Карского моря.

3. Континентальные окраины Северного Ледовитого океана отличаются сильным разбросом значений концентраций глинистых минералов. Глубоководные области, Амеразийский и Евроазиатский бассейны, характеризуются одинаковыми комплексами и однообразными значениями концентраций глинистых минералов с преобладанием хлорита и иллита.

4. На примере отличий ассоциаций глинистых минералов для континентальных окраин и ложа Северного Ледовитого продемонстрировано проявление циркумконтинентальной зональности и влияния климата.

5. Предложенное понятие «сорбционный потенциал донных осадков» может помочь в проведении геоэкологических исследований в морях Западной Арктики.

Основные публикации по теме диссертации

1.Геодекян A.A., Левитан М.А., Шелехова Е С. Сорбционный потенциал донных осадков Баренцева и Карского морей // Докл. Акад. наук, 1997, т. 355, Ks I.e. 361-364.

2.Левитан М. А., Васнер М., Нюрнберг Д., Шелехова Е. С. Средний состав ассоциаций глинистых минералов в поверхностном слое донных осадков Северного Ледовитого океана // Докл. Акад. наук, 1995, т. 344, № 3, с. 364-366.

3.Левитан М. А., Нюрнберг Д., Штайн Р., Кассенс X., Васнер М., Шелехова Е. С. О роли криозолей в накоплении современных донных осадков Северного Ледовитого океана // Докл. Акад. наук, 1995, т. 344, № 4, с. 506-509.

4.Шелехова Е. С.. Нюрнберг Д., Васнер М., Левитан М. А., Па&лидис Ю. А. Распределение глинистых минералов в поверхностном слое осадков юго-западной части Карского моря // Океанология, 1995, т. 35, № 3, с. 435-439.

5.Levitan, М.А., Dekov V.M., Gorbunova Z. N., Gurvich E.G., Muyakshin S.I., Nürnberg D., Pavlidis M.A., Ruskova N.P., Shelekhova E S.. Vasilikov A.V., and Wahsner M. The Kara Sea: A reflection of modern environment in grain size, mineralogy, and chemical composition of the surface layer of bottom sediments // In: Surface sediment composition and sedimentary processes in the central Arctic Ocean and along the Eurasian Continental margin (Eds. R. Stein, G. I. Ivanov, M.A. Levitan), Ber. Polarforsch., № 112, 1996, p. 58-80.

6.Kalinenko, V.V, Shelekhova. E.S.. and Wahsner, M. Clay minerals in surface sediments of the East Siberian and Laptev seas // In: Surfaceflsedimeot composition and sedimentary processes in the centra! Arctic Ocean and along the Eurasian Continental margin, Ber. Polarforsch., № 112, 1996, p.43-50.

7.Pavlidis, Ya., A., Ogorodnikov, V.P., Shelekhova. E.S.. and WahsDer, M. Lithology and geochemistry of modern sediments of the Chukchi Sea // In: Surface sediment composition and sedimentary processes in the central Arctic Ocean and along the Eurasian Continental margin, Ber. Polarforsch., № 112, 1996, p. 119-125.

8.Nürnberg D., Levitan M. A., Pavlidis J.A., Shelekhova E.S. Distribution of clay minerals in surface sediments from the eastern Barents and southwestern Kara seas // Geologische Rundsch., 1995, v. 84, p.665-682.