Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2022, T. 507, № 2, стр. 323-331

На фоне изменяющегося климата и разнообразных глобальных процессов область сочленения Арктики и Северной Атлантики большинством специалистов рассматривается как уникальная природная лаборатория, позволяющая понять детали формирования и эволюцию различных седиментосистем ([2] и др.). Одним из важных аспектов расшифровки особенностей накопления поверхностных донных осадков указанного региона является реконструкция состава комплексов пород-источников тонкой терригенной взвеси, поступающей в Норвежско-Гренландский бассейн (НГБ) с окружающих его массивов суши, а также приносимой сюда течениями и дрейфующими льдами ([3] и ссылки там). Традиционно эти исследования основываются на анализе ассоциаций глинистых минералов и ряда других компонентов поверхностных донных осадков ([1, 3] и др.).

Мы попытались решить эту задачу, используя систематику редкоземельных элементов (РЗЭ), Sc, Cr, Zr и Th в пелитовых и алеврито-пелитовых илах, 22 пробы которых отобраны в 71, 75, 77 и 80 рейсах НИС “Академик Мстислав Келдыш” (рис. 1), путем сопоставления ее с систематикой указанных элементов как в ряде референтных геохимических объектов (средние архейские гранитоиды и базальты мезо-кайнозоя, по K. Condie (1993); средний постархейский австралийский глинистый сланец, PAAS, по C. Taylor и C. McLennan (1985)), так и в некоторых комплексах пород – возможных источниках тонкой алюмосиликокластики, присутствующих в прибрежных районах НГБ.

Рис. 1.

Обзорная схема Норвежско-Гренландского бассейна: синие стрелки – направления перемещения полярных вод, красные стрелки – вод Атлантического океана [5]; зеленые кружки – положение станций отбора тонкозернистых поверхностных донных осадков. Черные точки маркируют фронты: PF – Полярный фронт (граница между малосолеными полярными водами и холодными высокосолеными арктическими водами); AF – Арктический фронт (граница между холодными арктическими теплыми атлантическими водами); IFF – фронт Фарерских островов.

Анализ систематики РЗЭ, Sc, Cr, Zr и Th в тонкозернистых обломочных породах является одним из эффективных методов реконструкции состава пород на палеоводосборах. Подобный подход использован нами ранее при исследовании поверхностных донных осадков Белого, Баренцева и Черного морей.

Поверхностные донные осадки НГБ отобраны дночерпателями “Океан-0.25” и “Океан-50” и мультикорером KUM MiniMUC К/МТ 410. Исследование именно верхнего слоя (0.5–1 см) донных осадков связано с тем, что он представляет, по образному выражению академика А.П. Лисицына ([2], с. 334) “уникальную по масштабам … природную седиментационную ловушку Земли – главный самописец информации о всех … внешних и одной внутренней геосфере”.

Формирование водной массы НГБ и его поверхностных донных осадков контролируется двумя системами течений (см. рис. 1). С юга в Норвежское море вдоль Скандинавии, а также между Фарерскими островами и Исландией поступают теплые воды Атлантики. Они распространяются на север вплоть до шельфа и континентального склона Шпицбергена. С севера в Гренландское море вдоль восточного побережья Гренландии входит холодное Восточно-Гренландское течение. В районе 74° с.ш. от него на юго-восток отделяется Ян-Майенская ветвь. Вторая ветвь отходит в том же направлении примерно на 71° с.ш. На широте Айсфиорда часть вод Атлантики поворачивает на запад и юго-запад, сливается с полярными водами и входит в состав циклонического круговорота Гренландского моря.

Содержание редких и рассеянных элементов в илах (табл. 1) определено в ИГГ УрО РАН (г. Екатеринбург) методом ICP-MS. Перед анализом пробы не подвергались предварительной обработке, за исключением отсеивания фракции >1 мм. Пределы обнаружения элементов – 0.005–0.1 мкг/г при точности анализа 10–15 отн. %.

Среднее содержание Sc в выборке составляет 12.00 ± 4.24 мкг/г (минимум – 7.00 мкг/г, ст. 6841, максимум – 24.00 мкг/г, ст. 6143). Содержание Cr находится в пределах 23.00–160.00 мкг/г (Cr_{среднее} ~ ~ 54.00 ± 30.51 мкг/г). Содержание Zr варьирует от 50 (ст. 6818, Лофотенская котловина) до 300 мкг/г (ст. 6143, южн. окончание хр. Мона). Среднее содержание Zr в илах равно 109.59 ± 54.20 мкг/г. Содержание  Th изменяется в интервале 2.10 (ст. 6148, сев. окончание хр. Мона)–8.00 (ст. 6163, ЮЗ шельф Шпицбергена) мкг/г, при этом Th_{среднее} составляет 4.73 ± 1.71 мкг/г. Сумма РЗЭ варьирует от 52.14 (ст. 6129, Норвежская котловина) до 142.36 (ст. 6143) мкг/г. Среднее содержание РЗЭ равно 80.85 ± 20.49 мкг/г, тогда как в PAAS ΣРЗЭ – 184.75 мкг/г. Содержание La и Yb в исследованных пробах варьирует соответственно от 11.00 (ст. 6129) до 33.00 (ст. 6143) мкг/г и от 0.70 (ст. 6148) до 1.80 (ст. 6446, южн. часть хр. Колбейнсей) мкг/г. Среднее содержание легких (ЛРЗЭ, от La до Eu) и тяжелых (ТРЗЭ, от Gd до Lu) лантаноидов составляет 72.07 ± 19.68 и 8.78 ± 1.57 мкг/г, а средняя величина ЛРЗЭ/ТРЗЭ варьирует от 4.77 (ст. 6446) до 12.23 (ст. 6143). Максимальные величины Zr/Sc и Th/Sc в анализируемой выборке илов не превышают 14.50 и 0.75; на диаграмме Zr/Sc–Th/Sc точки илов расположены в области тренда, определяемого составом пород в областях размыва (рис. 2 а). Следовательно, илы сложены в основном материалом первого седиментационного цикла и его характеристики позволяют с достаточной степенью вероятности судить о составе пород-источников тонкой алюмосиликокластики.

Рис. 2.

Положение фигуративных точек алеврито-пелитовых и пелитовых илов НГБ на дискриминантных диаграммах. 1–10 – районы отбора проб: 1 – континентальный склон Норвегии; 2 – Норвежская котловина; 3 – Лофотенская котловина; 4 – желоба на западной окраине Баренцева моря; 5 – континентальный склон Шпицбергена; 6 – шельф Шпицбергена; 7 – хр. Книповича; 8 – хр. Колбенсей; 9 – южн. окончание хр. Мона; 10 – сев. окончание хр. Мона; 11 – PAAS; 12 – средние базальты мезо-кайнозоя; 13 – породные ассоциации Исландии (цифры у звездочек: 1 – вулканический центр Snaefell [10], 2 – неовулканические зоны [14], 3 – сегмент Theistareykir Северной вулканической зоны [19]); 14 – средние гранитоиды архея.

На диаграмме ЛРЗЭ–ТРЗЭ точки илов НГБ расположены между референтными точками PAAS и среднего мезо-кайнозойского базальта К. Condie, тяготея к последней. Точки разнообразных породных ассоциаций Исландии [10, 14, 17, 19] на данной диаграмме достаточно далеки от области илов НГБ (рис. 2 б). Примерно также локализованы точки илов на диаграммах Eu/Eu*–Th/Sc и (La/Yb)_N–Th/Sc (здесь и далее нормировано по хондриту C. Taylor и C. McLennan) (рис. 2 в, 2 г). Это дает основание считать, что в их составе присутствуют продукты размыва основных магматических пород, а распределение фигуративных точек илов на диаграмме Cr/Th–Th/Sc (рис. 2 д) показывает, что доля их составляет ~30–40%. Она несколько больше в илах ст. 6446, а в илах станций 6149 и 6143 содержание такой алюмосиликокластики составляет 60–80%.

Величины (La/Yb)_N, (Gd/Yb)_N и Eu/Eu* составляют для мезо-кайнозойских базальтов соответственно 2.75, 1.20 и 1.07, архейских гранитоидов – 16.89, 1.89 и 0.48 (все – по данным K. Condie), а для различных породных ассоциаций Исландии варьируют в пределах 0.69–5.42, 0.96–2.30 и 1.00–1.12 [10, 14, 17, 19]. Диапазон значений (La/Yb)_N в илах исследуемой выборки 5.26–18.58, а параметра Eu/Eu* – 0.62–0.96 (рис. 3). Это также показывает, что среди поверхностных донных осадков НГБ есть илы как с заметной долей продуктов разрушения основных магматических пород, так и пород кислых. К первой категории принадлежат илы, поднятые на ст. 6446 (южн. часть хр. Колбейнсей). Значение (La/Yb)_N для них составляет 5.26, а величина Eu/Eu* – 0.86. Ко второй категории относятся илы станций 6818 (Лофотенская котловина), 6163 (ЮЗ шельф Шпицбергена), 6152, 6153 и 6170 (ЮЗ континентальный склон Шпицбергена), 6151, 6154, 6157 и 6150 (хр. Книповича), а также 6148 (сев. окончание хр. Мона). Величины (La/Yb)_N  для них варьируют от 11.10 до 13.51. Илы ст. 6840 (ЮЗ континентальный склон Шпицбергена) по отношению (La/Yb)_N достаточно близки к PAAS (соответственно 9.88 и 9.15). В илах, поднятых на станциях 6814, 6815, 6816, 6817 (континентальный склон Скандинавии), 6175 и 6841 (желоб Стурфьорд), а также 6149 (сев. окончание хр. Мона) величины (La/Yb)_N несколько ниже, чем в PAAS, но заметно выше, чем в илах южной части хр. Колбейнсей. Значения Eu-аномалии в них меньше, чем в PAAS (0.71–0.77 против 0.65). Несколько отличается от подавляющего большинства перечисленных выше проб РЗЭ-систематика илов ст. 6143 (южн. окончание хр. Мона). Для них характерно значение (La/Yb)_N несколько более высокое, чем то, что свойственно архейским гранитоидам, наблюдается дефицит ТРЗЭ и отсутствие Eu-аномалии.

Рис. 3.

Нормированные к хондриту спектры распределения РЗЭ в донных осадках различных районов (показаны цифрами и соответствуют районам в табл. 1) НГБ. КОМ_AR – коматииты архея; ГРН_AR – гранитоиды архея; БАЗ_MZ–KZ – базальты мезо-кайнозоя, все по K. Condie. Серый фон – области спектров РЗЭ базальтов (Б) и пикритов (П) различных породных ассоциаций Исландии, по [10, 14, 17, 19].

Для оценки состава пород-источников тонкой алюмосиликокластики в поверхностных донных осадках НГБ мы привлекли также данные о содержании La, Sc и Th в ряде комплексов пород, вскрывающихся на дневной поверхности в прибрежных районах В. Гренландии, Фарерских и Лофотенских островов, Зап. Шпицбергена и Зап. Скандинавии (щелочные ультраосновные лавы СВ Гренландии [4], гранодиориты Lyngdal и Tranevåg, а также граниты Red Ю. Норвегии [6], гранитоиды Bangenhuk Ню Фрисланд, Шпицберген [7], метаанортозиты и гранатсодержащие гнейсы Западного гнейсового региона Норвегии [8, 18], силлы и дайки базальтов Jameson Land Basin, В. Гренландия [9], дайки пикритов и оливиновых базальтов Фарерских островов [11], кварц-полевошпатовые породы палеопротерозойского фундамента СВ Гренландии [12], породы супракрустальной последовательности Krummedal и лейкограниты каледонид В. Гренландии [12], анортозит-мангерит-чарнокит-гранитный (AMCG) комплекс Лофотенских островов [15], метабазиты Внешних Гебрид [16], а также габбро, трондьемиты и риодациты Трондхейма, Норвегия [20]). Это не значит, конечно, что именно названные комплексы выступали непосредственно источниками материала, слагающего пелитовые и алеврито-пелитовые илы НГБ, но состав их, несомненно, можно рассматривать как некий прообраз таковых.

Распределение фигуративных точек илов НГБ на диаграмме Th–La (рис. 4 а) позволяет думать, что источниками слагающего их материала не могли, скорее всего, являться комплексы пород, сходные по составу с щелочными ультраосновными лавами СВ Гренландии, гранодиоритами Lyngdal и Tranevåg, гранитами Red Ю. Норвегии и Bangenhuk Шпицбергена, а также базальтами бассейна Jameson Land Восточной Гренландии. Нет перекрытия на названной диаграмме и между точками состава илов и полями пикритов и оливиновых базальтов Фарерских островов, а также кварц-полевошпатовых пород фундамента СВ Гренландии. Подтверждает сказанное и локализация точек состава тонкозернистых поверхностных донных осадков на диаграмме Sc–Th/Sc (рис. 4 б).

Рис. 4.

Распределение точек илов НГБ и средних составов возможных комплексов-пород источников тонкой алюмосиликокластики на диаграммах Th–La (а) и Sc–Th/Sc (б). Цифры в кружках и рядом с ними: 1 – щелочные ультраосновные лавы, СВ-Гренландия; 2 – гранодиориты Lyngdal и Tranevåg, граниты Red, Ю. Норвегия; 3 – гранитоиды Bangenhuk, Шпицберген; 4 – метаанортозиты Западного гнейсового региона, Норвегия; 5 – силлы и дайки базальтов, Бассейн Jameson Land, Восточная Гренландия; 6 – дайки пикритов и оливиновых базальтов, Фарерские острова; 7 – кварц-полевошпатовые породы палеопротерозойского фундамента, СВ-Гренландия; 8 – породы супракрустальной последовательности Krummedal и лейкограниты каледонид Восточной Гренландии; 9 – породы AMCG-ассоциации, Лофотенские острова; 10 – метабазиты Внешних Гебрид; 11 – габбро, трондьемиты и риодациты, Трондхейм, Норвегия; 12 – гранатсодержащие гнейсы Западного гнейсового региона, Норвегия. 1 – средние значения; 2 – стандартное отклонение (± 1σ). Остальные условные обозначения см. рис. 2.

Подводя итог, подчеркнем, что на дискриминантных диаграммах фигуративные точки илов НГБ расположены между референтными точками PAAS и среднего мезо-кайнозойского базальта (к последней в той или иной степени тяготеют и точки различных породных ассоциаций Исландии), т.е. в их составе присутствует заметная (от 20 до 30–40% по соотношению Cr/Th и Th/Sc) доля продуктов размыва магматических пород основного состава. Систематика РЗЭ в илах показывает, что это свойственно тонкозернистым терригенным осадкам континентального склона Норвегии, южн. части хр. Колбейнсей и сев. окончания хр. Мона, а также желоба Стурфьорд на западной окраине Баренцева моря. Сопоставление содержания La, Th, Sc и значений Th/Sc в алеврито-пелитовых и пелитовых илах НГБ и возможных комплексах пород-источников тонкой алюмосиликокластики дает основание полагать, что к их числу относятся те, что похожи по геохимическим характеристикам на кварц-полевошпатовые породы палеопротерозоя СВ-Гренландии, супракрустальные образования и лейкограниты каледонид восточной Гренландии, породы AMCG-ассоциации Лофотенских островов, а также габбро, трондьемиты и риодациты Трондхейма.

Выполненное ранее М.А. Левитаном ([1] и др.) изучение распределения в поверхностном слое осадков НГБ глинистых минералов (фракция <2 мкм) показало, что основным источником смектита является Исландия, а подчиненную роль играют другие районы развития смектитизированных базальтоидов (Фареро-Исландский порог, Ян-Майенская зона разломов и др.). Каолинит и хлорит поступают со Скандинавии и Шпицбергена, а также из Баренцева моря. Кроме того, источником хлорита являются восточные и северо-восточные районы Гренландии. Намеченные нами геохимические особенности поверхностных донных осадков НГБ детализируют эти представления и обозначают рамки, которые, несомненно, необходимо учитывать при дальнейших исследованиях. Они предполагают, что, несмотря на влияние на формирование водных масс НГБ двух крупных систем течений (теплого из Атлантики и холодного полярного), а это, казалось бы, должно способствовать существенному усреднению геохимических характеристик поверхностных донных осадков, состав их, по всей видимости, достаточно хорошо отражает роль тонкой алюмосиликокластики из локальных источников.