Lithogeochemistry of silty-pelitic bottom sediments of the south-western Kara Sea

Texto integral

Карское море в настоящее время – одно из наиболее хорошо изученных, в том числе с точки зрения литологии и геохимии поверхностных донных осадков, морей Российской Арктики. В результате исследований последних 30 лет определены концентрации Fe, Mn и тяжелых металлов и установлены процессы их накопления в донных отложениях. Показано, что распределение тяжелых металлов в поверхностных донных осадках тесно связано с особенностями осаждения вещества на геохимических барьерах. Установлено, что важное значение для Карского моря имеет геохимическая специфика марино-гляциальных, терригенно-эстуарных, мелководно-морских и фоновых осадков [Гурвич и др., 1994; Левитан и др., 1998, 1999, 2004, 2007; Schoster, Stein, 1999; Гуревич, 2002; Stein et al., 2002]. Сравнение донных отложений эстуариев Оби и Енисея выявило их различие в химическом и минеральном составе, несмотря на общность процессов осадконакопления в арктической зоне [Асадулин и др., 2013, 2015]. Установлены источники и пути транспортировки стойких органических соединений, тяжелых металлов, искусственных радионуклидов и нефти. Обоснован вывод о том, что транспортировка химических элементов в море осуществляется в коллоидной форме на значительные расстояния линзами пресных речных вод, не перемешивающихся с морскими водами, а их агентами переноса их выступают глинистые минералы, гидроксиды железа и органика [Асадулин и др., 2015; Асадулин, Мирошников, 2016]. Для районов Карского моря к западу от п-ова Ямал показана существенная роль продуктов абразии в формировании донных осадков [Асадулин, Мирошников, 2016]. Для центральной и западной частей моря определено содержание растворенного и взвешенного органического углерода (С_орг), а также С_орг донных осадков [Беляев и др., 2010, 2015; Розанов, 2015а]. Установлено, что распределение органического вещества (ОВ) в донных осадках тесно связано с их гранулометрическим составом и структурой течений. Существенное внимание уделено биогеохимии тяжелых металлов и металлоидов [Галимов и др., 2006; Демина и др., 2010].

Ряд работ посвящен также изучению минерального состава почв и донных осадков заливов Новой Земли [Усачева и др., 2016]. Исследована радиационно-геохимическая устойчивость донных осадков в эстуариях Оби и Енисея и на прилегающей морской акватории [Мирошников и др., 2020]. Проанализирована редокс-система донных отложений запада Карского моря [Розанов, 2015б]. На основе статистической обработки данных о валовом химическом составе поверхностных донных осадков выполнена их литолого-геохимическая типизация и реконструированы основные механизмы накопления. Анализ “современных” скоростей седиментации, рассчитанных по данным радиоизотопного анализа природного ²¹⁰Pb и техногенного ¹³⁷Cs, показал тесную взаимосвязь их с фациально-генетическими типами донных отложений [Русаков и др., 2017а, 2017б, 2018, 2019].

Вышеназванные результаты получены в многочисленных российских морских экспедициях ИО РАН, ИГЕМ РАН, ГЕОХИ РАН, ГИН РАН, МГУ, в том числе совместно с исследователями из других стран. Данная работа основана на результатах, полученных в рамках обработки материала экспедиции 89-го рейса НИС “Академик Мстислав Келдыш”, который состоялся в первой половине сентября 2022 г. [Кравчишина и др., 2023].

В настоящей работе исследованы литогеохимические особенности пелитовых и алевритово-пелитовых илов нескольких районов юго-запада Карского моря: Байдарацкой губы (станция 7431), Пухучанской впадины (ст. 7440, 7459–7462), Западно-Карской ступени (ст. 7441, 7443, 7444, 7447, 7449, 7455 и 7458) и Новоземельской впадины (ст. 7451 и 7453). Топонимика Карского моря взята из статьи [Мирошников и др., 2021]. Расположение перечисленных станций показано на рис. 1, а координаты и глубины приведены в табл. 1. Основная цель наших исследований – получение общей характеристики химического состава илов и реконструкция на этой основе возможных источников тонкой алюмосиликокластики для поверхностных донных осадков юго-западной части Карского моря. Методологические основы исследования соответствуют современным мировым стандартам и хорошо отработаны при изучении поверхностных донных осадков Белого, Баренцева и Каспийского морей [Маслов и др., 2014а, 2014б, 2019, 2022а, 2022б].

 

Рис. 1. Положение станций в юго-западной части Карского моря, на которых в 89-м рейсе НИС “Академик Мстислав Келдыш” отобраны пробы алевритово-пелитовых и пелитовых илов. Поверхностные течения по данным [Добровольский, Залогин, 1982; Русаков и др., 2018], ОЕТ – Обь-Енисейское течение.

 

Таблица 1. Районы, координаты и глубины станций на юго-западе Карского моря, на которых в 89 рейсе НИС “Академик Мстислав Келдыш” отобраны пробы пелитовых и алевритово-пелитовых илов

Станция	Глубина, м	Широта	Долгота	Район отбора проб
7431	34	69°43.477´	65°32.093´	Байдарацкая губа
7440	99	71°57.466´	67°26.037´	Пухучанская впадина
7459	59	72°57.589´	67°38.077´
7460	107	72°34.96´	67°22.678´
7461	44	72°10.325´	67°48.866´
7462	50	71°50.787´	67°11.833´
7441	105	72°22.026´	65°32.119´	Западно-Карская ступень
7443	177	72°21.955´	63°38.453´
7444	228	72°25.796´	63°30.996´
7447	98	72°34.666´	61°52.957´
7449	99	72°41.682´	60°0.352´
7458	65	73°4.159´	66°19.486´
7451	352	72°48.698´	57°59.418´	Новоземельская впадина
7453	166	73°28.621´	61°0.71´

 

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАЙОНОВ ИССЛЕДОВАНИЯ

Основные черты рельефа дна Карского моря сформировались в позднем плейстоцене и голоцене [Мусатов, Соколов, 1992; Левитан и др., 2007; Бирюков и др., 2008; Мирошников и др., 2021; и др.]. Большое влияние на него оказали процессы ледникового морфолитогенеза, благодаря которому рельеф дна юго-западной части Карского шельфа определяется как ледниковый и водно-ледниковый. К востоку от Новой Земли расположена Новоземельская впадина, обладающая крутыми и неровными склонами и относительно выровненным дном. Максимальная глубина ее – 540 м. На севере впадина отделена порогом Брусилова от трога Святой Анны, а на юго-западе – небольшой перемычкой от Югорской котловины. Северо-восточнее последней расположена Пухучанская впадина. К восточному борту Новоземельской впадины примыкает Западно-Карская ступень, где глубины варьируют от 60 до 240 м. Между Западно-Карской ступенью и п-овом Ямал расположена юго-восточная часть Ямало-Гыданской отмели с глубинами 20–60 м.

Стоковые течения и приток водных масс из других морей формируют на юго-западе Карского моря круговорот вод против часовой стрелки [Добровольский, Залогин, 1982; Русаков и др., 2018]. Он образуется западной ветвью Обь-Енисейского течения (ОЕТ) и водами Баренцева моря, поступающими через проливы Карские Ворота и Югорский Шар (см. рис. 1). Западная ветвь ОЕТ у северо-восточного побережья Новой Земли разделяется на две ветви; одна движется на северо-восток, другая (Новоземельское течение) на юг. У Карских Ворот от Новоземельского течения в Баренцево море уходит течение Литке, а основной поток сливается с водами, поступающими из Баренцева моря, и следует вдоль Ямала (Ямальское течение) до встречи с западной ветвью ОЕТ. Скорости течений варьируют и могут достигать 70–90 см/с [McClimans et al., 2000]. Осадочные волны в центральной части Новоземельской впадины рассматриваются как результат придонных течений, связанных со склоновыми течениями, формирующимися за счет каскадинга. Вдоль склонов впадины предполагается существование и придонных контурных течений [Баранов и др., 2021], вносящих, наряду с поверхностными, свой вклад в перенос вод и транспортировку осадочного материала в Карском море.

Распределение тонкой алюмосиликокластики контролируется поверхностными течениями, процессами придонной циркуляции [Русаков и др., 2018 и ссылки там; Лукманов и др., 2020], а также крупными речными плюмами [Osadchiev et al., 2019, 2023 и др.]. Вместе с Новоземельским течением в юго-западную часть Карского моря поступает, по всей видимости, некоторая доля тонкой взвеси Оби, а с Ямальским – пелитовый материал из Баренцева моря. По представлениям авторов работы [Асадулин, Мирошников, 2016], поверхностные донные осадки юго-запада Карского моря по своему микроэлементному составу соответствуют “обскому геохимическому типу”, либо характеризуются одновременно и обскими и енисейскими признаками, при преобладании все же первых. На близкую связь геохимических характеристик поверхностных донных осадков Новоземельской впадины и обской “иловой банки” указывают и авторы публикации [Лукманов и др., 2020]. Поступление материала в Новоземельскую впадину происходит из нескольких источников. В первую очередь – это активные абразионные процессы у берегов Новой Земли, во вторую – поступление тонкой взвеси с пресными водами с востока, обуславливающие заметное сходство по составу осадков с обским стоком, и, в-третьих, тонкая взвесь из Баренцева моря [Асадулин и др., 2013; Розанов, 2015а, 2015б; Русаков и др., 2018].

МАТЕРИАЛ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Поверхностные (0–2 см) не затронутые или слабо затронутые процессами диагенеза донные осадки в районах исследований отобраны с помощью дночерпателя “Океан-50”. Литологическое описание осадков выполнено на борту НИС “Академик Мстислав Келдыш” по методике А.П. Лисицына и В.П. Петелина [1956], их цвет установлен с помощью таблиц [Munsell…, 2012]. Гранулометрический и химический состав проб определен в Лаборатории физико-геологических исследований им. А.П. Лисицына (ИО РАН, г. Москва) водно-механическим методом [Петелин, 1961] и методами рентгенофлуоресцентного анализа (РФА) и масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (ICP-MS). Гранулометрическая классификация осадков принята в соответствии с работой [Безруков, Лисицын, 1960]: гравий (10–1 мм), песок (1–0.1 мм), алеврит (0.1–0.01 мм) и пелит (<0.01 мм).

Общая характеристика исследованных осадков

В Байдарацкой губе поверхностные донные осадки представлены окисленным алевритово-пелитовым илом насыщенного темно-серо-коричневого цвета (2.5Y/3/2) с редкими железомарганцевыми включениями по трубкам полихет. Количество пелитового ила в осадках ст. 7431 составляет ~64%.

В Пухучанской впадине распространены окисленные пелитовые и алевритово-пелитовые (ст. 7461) илы темно-коричневого (10YR/3/3), темно-желтовато-коричневого (10YR/3/4) или темно-оливково-коричневого цвета (2.5Y/3/3) с единичными включениями раковин двустворчатых моллюсков или их обломков и значительным количеством полихет и их трубок. В осадках присутствуют единичные железо-марганцевые включения (по трубкам полихет и как обрастания по обломкам пород). Количество пелитового ила в осадках варьирует от 69 до 95%.

На станциях 7443 и 7444 в пределах Западно-Карской ступени распространены окисленные пелитовые илы насыщенного темно-коричневого цвета (7.5YR/2.5/2 и 10YR/2/2). Помимо исключительно тонкозернистых осадков присутствуют также окисленные песчанистые пелитовые илы насыщенного темно-коричневого (7.5YR/2.5/3) и темного оливково-серого цвета (5YR/3/2). На ст. 7441 на поверхности осадка отмечены шаровидные железо-марганцевые конкреции (1–2 см в диаметре), а в осадке присутствуют Fe-Mn-микроконкреции песчаной и алевритовой размерности. На станциях 7447 и 7458 обнаружены окисленные алевритисто-песчаные пелитовые илы насыщенного темно-коричневого цвета (7.5YR/2/5/2 и 10YR/3/3) часто с большим количеством полихет и их трубок. В осадках присутствует большое количество Fe-Mn конкреций разнообразной формы; их размер изменяется от 4.5 до 12.5 см в диаметре. Доля пелитовой фракции в осадках этого района варьирует от 56 до 95%.

На станциях 7451 и 7453 в Новоземельской впадине присутствуют окисленные песчанистые пелитовые илы насыщенного темно-коричневого цвета (7.5YR/2.5/2) и такой же окраски алевритистые пелитовые илы. Доля пелитовой фракции в илах указанных станций составляет ~94 и 84% соответственно.

Гранулометрический состава ряда проб донных осадков разных районов юго-запада Карского моря показан на рис. 2.

 

Рис. 2. Гранулометрический состав проб илов из разных районов юго-западной части Карского моря. 1 – Байдарацкая губа; 2 – Пухучанская впадина; 3 – Западно-Карская ступень; 4 – Новоземельская впадина. Гранулометрические фракции: песок – 1–0.1 мм, алеврит – 0.1–0.01 мм, пелит – <0.01 мм.

 

Методы исследования

Определение содержания основных породообразующих компонентов выполнено методом РФА на приборе Спектроскан MAX-GVM (НПО КОРТЭК, Россия) [Demina et al., 2019]. Воспроизводимость измеренных содержаний составляла от 2 до 10%. Правильность анализа контролировалась с помощью стандартных образцов (СДО-1, СДО-3).

Содержание редких и рассеянных элементов установлено методом ICP-MS на приборе Agilent 7500a (Agilent Technologies, США). Разложение образцов осуществлялось методом спекания с гидрокарбонатом натрия с последующим растворением смесью концентрированных кислот [Бычкова и др., 2019]. Калибровка прибора выполнена с помощью серии многоэлементных стандартов с концентрациями от 0.1 до 10 мкг/г. Для контроля дрейфа прибора применялся внутренний стандарт (In), одинаковые аликвоты которого были добавлены в образцы и калибровочные стандарты непосредственно перед измерением. Для контроля качества анализа использованы стандартные образцы (NIST-2976, СДО-1, СДО-3) и процедурный бланк. При пересчете концентраций на исходную навеску сигнал от последнего вычитали из сигнала образцов. Точность определения оценена при повторных измерениях (от 3 до 5) и составила для большинства элементов 7%. Измеренные содержания элементов в стандартных образцах составили от 90 до 115% от их паспортных значений.

Содержание общего и органического углерода измерено методом инфракрасной спектроскопии с помощью анализатора углерода METAVAK CS-30 (НПО ЭКСАН, Россия). Относительное среднеквадратичное отклонение при измерении углерода в имеющемся диапазоне концентраций составляло 3–10%. Калибровка осуществлялась по стандартным образцам СДО-2 и СДО-3. Расчет концентрации (%) CaCO₃ производился по формуле (С_общ – С_орг)×8.3, исходя из стехиометрических коэффициентов.

Содержание основных породообразующих оксидов и редких и рассеянных элементов в исследованных пробах приведено в табл. 2.

 

Таблица 2. Содержание основных породообразующих оксидов и редких и рассеянных элементов в алевритово-пелитовых и пелитовых илах разных районов юго-запада Карского моря

Компонент	Байдарацкая губа	Пухучанская впадина										Западно-Карская ступень														Новоземельская впадина
	Станция
	7431	7440		7460		7461		7462		7459		7441		7443		7444		7447		7449		7455		7458		7451		7453
SiO2, мас. %	70.63	61.22		58.42		68.25		66.77		55.77		38.47		53.85		46.54		67.09		58.61		61.58		76.83		53.94		52.75
TiO2	0.82	0.93		1.00		0.78		0.83		0.88		0.85		0.80		0.85		0.59		0.71		0.67		0.53		0.73		0.90
Al2O3	12.45	14.30		15.14		11.76		12.10		16.70		26.09		15.61		16.23		12.72		14.10		14.02		9.65		20.16		18.92
Fe2O3*	4.90	9.34		9.11		4.21		5.36		8.93		5.26		7.75		9.13		4.70		7.28		6.10		3.43		7.20		8.26
MnO	0.10	0.49		0.96		0.12		0.13		0.45		15.28		2.57		3.30		1.43		1.64		2.16		0.26		2.70		3.46
MgO	1.77	2.53		2.91		1.87		2.01		2.65		1.93		2.65		2.89		1.65		2.42		1.97		1.08		2.89		2.80
CaO	1.14	1.13		1.02		1.20		1.43		0.97		1.16		1.21		1.14		1.06		1.20		1.22		0.88		1.03		1.30
Na2O	3.69	3.93		6.49		6.50		6.25		5.55		5.14		7.38		11.88		5.10		6.50		6.19		3.52		5.83		3.58
K2O	2.48	2.50		2.42		2.30		2.28		2.20		1.79		2.20		2.04		2.12		2.27		2.22		2.07		2.49		2.53
P2O5	0.16	0.60		0.37		0.23		0.20		0.35		0.24		0.39		0.36		0.19		0.39		0.29		0.10		0.32		0.35
Сорг	0.932	1.511		0.329		1.388		0.820		0.897		0.998		1.315		1.614		0.708		1.078		0.976		0.712		1.342		1.606
Li, мкг/г	24.02	34.43		39.74		22.40		27.44		36.45		84.22		34.42		27.79		31.46		36.21		29.14		12.69		45.11		37.92
Be	1.42	1.54		1.63		1.08		1.35		1.64		1.39		1.36		1.29		1.52		1.66		1.38		1.14		1.94		1.74
V	125.18	189.76		158.21		93.31		108.10		153.41		224.85		186.94		244.84		126.83		156.71		187.05		115.10		199.86		231.88
Cr	94.96	106.08		86.38		96.37		74.33		88.42		73.49		75.51		90.15		53.24		66.20		83.06		75.76		91.00		98.24
Co	13.10	19.58		21.01		11.80		13.53		18.36		28.48		25.95		29.50		21.76		31.37		29.70		12.93		22.68		27.75
Ni	27.39	37.05		37.58		72.23		26.51		35.62		61.99		40.76		50.27		46.55		41.66		47.82		22.45		52.22		51.45
Cu	6.30	8.38		0.98		13.81		12.03		39.96		24.71		1.24		20.30		7.31		8.16		18.40		12.96		17.72		17.92
Zn	45.43	68.42		78.07		41.03		60.13		63.54		108.87		69.49		69.81		50.06		61.30		60.77		39.85		73.12		88.65
As	27.69	143.45		58.65		29.50		30.10		61.61		55.03		66.07		74.56		35.79		53.80		61.99		23.60		48.49		61.07
Rb	61.50	77.00		83.54		60.99		64.06		79.53		66.38		73.38		76.10		64.12		72.10		63.80		51.41		81.70		87.10
Sr	166.95	172.09	144.55		174.12		157.38		157.12		238.12		173.22		194.28		170.75		166.52		196.13		151.30		175.77		175.73
Y	21.63	22.15	21.58		18.83		20.47		20.77		18.12		20.85		21.01		17.40		17.67		18.43		16.02		19.10		20.14
Zr	199.94	133.05	174.73		195.48		193.43		164.34		100.90		61.75		260.99		92.32		93.67		150.68		153.08		187.51		154.97
Nb	11.82	11.54	10.03		9.73		9.52		9.78		7.95		9.14		10.12		8.51		8.37		8.60		8.00		9.55		10.81
Mo	1.00	10.02	8.67		7.47		1.78		5.75		233.48		29.89		62.33		21.42		21.56		35.19		4.83		63.29		51.05
Sb	0.40	1.15	2.60		0.86		0.72		2.51		7.88		2.64		2.79		1.26		1.26		2.75		0.81		2.03		1.88
Cs	1.25	2.68	3.95		1.71		2.52		3.53		3.23		3.62		3.68		2.74		3.27		1.94		0.75		3.05		3.75
Ba	393.93	342.48	292.06		377.18		320.49		312.02		429.33		324.72		317.31		336.53		317.59		411.92		410.05		366.45		330.23
La	27.49	28.61	27.10		22.85		23.59		26.16		23.82		25.59		27.65		23.23		24.00		24.93		22.61		27.29		29.26
Ce	59.15	60.01	55.56		47.53		48.22		54.70		50.73		51.30		56.78		48.07		49.66		52.24		46.04		57.31		62.54
Pr	7.07	7.10	6.95		5.84		6.21		6.58		6.01		6.63		6.74		6.15		6.20		6.13		5.70		6.87		7.29
Nd	25.85	26.31	25.63		22.89		24.31		25.27		23.67		25.63		26.37		23.16		23.27		23.72		21.72		24.77		29.27
Sm	6.15	5.96	5.36		4.56		4.78		5.47		4.92		5.04		5.26		5.04		5.20		5.07		4.07		4.75		5.29
Eu	1.25	1.34	1.07		1.13		1.09		1.25		1.17		1.11		1.37		1.11		1.10		1.05		1.11		1.14		1.13
Gd	4.69	5.07	4.82		4.20		4.05		4.80		4.62		4.73		4.90		4.57		4.56		4.73		3.65		5.20		5.64
Tb	0.71	0.71	0.79		0.66		0.67		0.76		0.71		0.66		0.75		0.65		0.60		0.62		0.57		0.66		0.78
Dy	4.06	4.15	4.20		3.67		4.07		3.97		4.17		4.31		3.54		3.17		3.49		3.40		3.65		3.73		4.53
Ho	0.75	0.86	0.87		0.86		0.85		0.97		0.80		0.98		0.86		0.71		0.73		0.69		0.71		0.73		0.82
Er	2.44	2.73	2.34		1.94		2.34		2.26		2.18		2.48		2.35		1.93		2.10		1.99		1.79		2.03		2.52
Tm	0.39	0.40	0.39		0.38		0.32		0.35		0.29		0.35		0.39		0.31		0.32		0.35		0.24		0.37		0.33
Yb	2.37	2.49	2.25		2.24		2.34		2.51		1.80		2.13		2.19		1.97		2.16		2.03		1.42		1.65		1.99
Lu	0.35	0.33	0.38		0.35		0.40		0.33		0.30		0.38		0.38		0.29		0.29		0.34		0.28		0.32		0.33
Hf	5.68	3.68	5.74		5.84		5.17		5.58		2.44		1.32		7.25		2.74		2.74		3.89		4.29		5.64		4.79
Pb	13.20	16.11	15.27		12.54		12.71		16.96		15.12		16.27		17.01		13.31		14.23		14.91		14.07		16.33		17.92
Th	7.93	8.56	8.78		6.62		7.05		8.17		6.36		7.55		7.96		6.98		7.02		6.75		6.23		8.50		8.68
U	2.04	2.27	2.14		1.83		1.73		1.94		2.46		2.46		2.76		1.92		2.10		1.99		1.51		2.56		3.06

 

РЕЗУЛЬТАТЫ И ИХ ОБСУЖДЕНИЕ

Основные породообразующие оксиды и С_орг

Определение содержания в осадках основных породообразующих оксидов проведено без предварительной отмывки от NaCl, поэтому они, вероятно, несколько занижены. Из рассмотрения исключены далее также аналитические данные для проб, отобранных на станциях 7441 и 7444, т.к. они отражают локальные характеристики осадков (существенная доля Fe-Mn конкреций и др.).

Среднее содержание SiO₂ в оставшихся 13 пробах составляет 61.98 ± 7.43 мас. % (минимум, ст. 7453, – 52.75, максимум, ст. 7458 – 76.83 мас. %). Минимальное содержание оксида алюминия составляет 9.65 (ст. 7458), максимальное, ст. 7451, – 20.16 мас. % (среднее – 14.43 ± 2.92 мас. %). С учетом того, что по представлениям авторов работы [Юдович и др., 2020], глинистые породы характеризуются содержанием SiO₂ и Al₂O₃ соответственно <65–67 и >15 мас. %, илы анализируемой нами выборки весьма близки к таковым. Содержание TiO₂ варьирует от 0.53 до 1.00 мас. % (среднее – 0.78 ± 0.13 мас. %). Среднее содержание Fe₂O₃* (общее железо в виде Fe₂O₃) составляет 6.66 ± 2.00 мас. %, максимальное не превышает 9.34 мас. % (ст. 7440). Содержание MnO во многих пробах заметно повышенное (например, ст. 7441–15.28, ст. 7444–3.30 мас. %), т.к. контролируется присутствием в илах Fe-Mn-конкреций. Среднее содержание оксидов магния и кальция равно 2.25 ± 0.56 и 1.14 ± 0.14 мас. %. Минимальное и максимальное содержание К₂О составляет соответственно 2.07 и 2.53 мас. %. Среднее содержание оксида фосфора – 0.30 мас. % (минимум – 0.10, максимум – 0.60).

Положение фигуративных точек илов исследованной нами выборки на диаграмме K/Al–Mg/Al [Turgeon, Brumsack, 2006] дает основание считать, что в их составе присутствуют в основном иллит и, возможно, каолинит при подчиненной доле хлорита (рис. 3).

 

Рис. 3. Положение фигуративных точек алевритово-пелитовых и пелитовых илов разных районов юго-запада Карского моря на диаграмме K/Al–Mg/Al. Условные обозначения см. рис. 2.

 

По данным [Юдович, Кетрис, 2000], в петрогенных (первого цикла/“first cycle”) осадках или породах, как правило, сохраняются свойственные исходным магматическим породам корреляции между петрохимическими модулями. Например, между титановым (ТМ = TiO₂/Al₂O₃) и железным (ЖМ = (Fe₂O₃* + MnO)/(TiO₂ + Al₂O₃) модулями наблюдается положительная корреляция, а между модулями общей щелочности (НКМ = (Na₂O + K₂O)/Al₂O₃) и гидролизатным (ГМ = (Al₂O₃ + TiO₂ + Fe₂O₃* + MnO)/SiO₂) – отрицательная. В нашей выборке ТМ и ЖМ имеют коэффициент корреляции 0.361, а НКМ и ГМ связаны статистически значимой отрицательной корреляцией (r = –0.638). Еще один индикатор природы тонкой алюмосиликокластики в глинистых породах – K₂O/Al₂O₃. Если глинистые породы или осадки сложены в основном переотложенным материалом, то они обладают значениями K₂O/Al₂O₃ <0.3 [Cox, Lowe, 1995; Cox et al., 1995]. Напротив, для глин первого цикла K₂O/Al₂O₃ >0.4. Илы нашей выборки имеют значения K₂O/Al₂O₃ от 0.12 до 0.21. Вместе с данными о соотношении в них петрохимических модулей, это дает основание предполагать, что в составе алевритово-пелитовых и пелитовых илов юго-запада Карского моря присутствует существенная доля литогенного компонента.

Среднее содержание С_орг в выборке составляет 1.082 ± 0.373 мас. % (n = 15, минимум – 0.329, максимум – 1.614 мас. %). Какое-либо принципиальное отличие поверхностных донных осадков всех четырех районов юго-западной части Карского моря, в которых отобраны пробы, по содержанию С_орг не наблюдается. Приведенные данные согласуются с ранее полученными [Беляев и др., 2010; Розанов, 2015а]. Значимая статистическая корреляция между содержанием в осадках пелитового компонента и С_орг отсутствует (r = 0.32, тогда как критическое значение r_xy при 5%-ном уровне значимости для исследуемой выборки составляет 0.514 [Соловов, Матвеев, 1985]).

Редкие и рассеянные элементы

Алевритово-пелитовые илы Байдарацкой губы содержат сопоставимые с постархейским средним австралийским глинистым сланцем (0.85–1.15 PAAS [Taylor, McLennan, 1985]) концентрации Cr, Zr, Mo и Hf. Содержание V, Co, Ni, Zn, Sr, Y, Nb, Ba, Pb, Th, U и суммы редкоземельных элементов (РЗЭ) составляет в них от 0.50 до 0.85 PAAS, тогда как содержание Li, Cu, Rb и Cs не превышает 0.50 PAAS.

Пелитовые и алевритово-пелитовые илы Пухучанской впадины обладают сопоставимым с PAAS средним содержанием только V (0.94 ± 0.26 PAAS) и Hf (1.04 ± 0.17 PAAS). Среднее содержание Li, Cu, Rb и Cs составляет в них <0.50 PAAS, а величина Мо_{среднее} равна 6.74 ± 3.19 PAAS. Среднее содержание остальных рассматриваемых нами редких и рассеянных элементов находится в интервале 0.50–0.85 PAAS (рис. 4а).

 

Рис. 4. Нормированное к PAAS содержание ряда редких и рассеянных элементов в поверхностных донных осадках Пухучанской впадины (а), Западно-Карской ступени (б) и Новоземельской впадины (в). Количество столбиков в ячейках элементов отвечает количеству исследованных в том или иной районе проб.

 

Пелитовые илы, а также их песчанистые и алевритисто-песчаные разности Западно-Карской ступени, как и тонкозернистые алюмосиликокластические осадки Пухучанской впадины, характеризуются весьма высоким и неравномерным содержанием Mo (от ~5, ст. 7458, до ~233, ст. 7441, PAAS; Мо_{среднее} = 58 PAAS). Сопоставимым с PAAS средним содержанием здесь обладают только Co и Sr; величина V_{среднее} равна 1.18 PAAS. Такие элементы как Cr, Ni, Zn, Y, Zr, Ba, РЗЭ, Hf, Pb и U характеризуются средним содержанием от 0.50 до 0.85 PAAS, а среднее содержание Li, Cu, Rb, Nb, Cs и Th <0.50 PAAS (см. рис. 4б).

Песчанистые и алевритистые пелитовые илы Новоземельской впадины обладают несколько большим количеством редких и рассеянных элементов, среднее содержание которых сопоставимо или близко к их содержанию в PAAS. Это Cr, Co, Ni, Zn, Sr, Hf, Pb и U. Такие элементы как Li, Rb, Y, Zr, Nb, Ba, РЗЭ и Th, присутствуют в илах этого района в количестве 0.50…0.85 PAAS. Среднее содержание Cu и Cs меньше, чем 0.50 PAAS, а V – 1.44 PAAS. Молибден характеризуется здесь примерно таким же средним содержанием (~57 PAAS), как и в пелитовых илах Западно-Карской ступени (см. рис. 4в).

Осадки, занимающие обширные площади дна юго-запада Карского моря относятся к кластеру IV по классификации [Русаков и др., 2017а]. Это тонкозернистые илы, которые по геохимическим особенностям в значительной степени напоминают речные осадки. Для них свойственно низкое содержание SiO₂ (~49 мас. %) и, напротив, высокое (до >9 мас. %) содержание Fe₂O₃. Накопление илов происходило в гидродинамически спокойных обстановках. За счет существенной доли тонких биогенных и абиогенных взвесей илы обладают аномально высоким содержанием Mn и, по образному выражению авторов указанной работы, “… отражают крайнюю степень адаптации речных вод к морским условиям”. К сожалению, в состав кластера IV входят почти исключительно алевриты (содержание пелита <24%), что не позволяет провести сопоставление наших геохимических данных и данных, приведенных в работе [Русаков и др., 2017а].

Статистически значимой положительной корреляцией с P₂O₅ в нашей выборке алевритово-пелитовых и пелитовых илов обладают Th, V, Y и La. Между P₂O₅ и Co, Cr, Ni и Yb корреляция отсутствует. Среди таких элементов как Co, Th, Cr, V, Y, Ni, La, Gd и Yb только Cr и V обладают статистически значимой положительной корреляцией с С_орг. Сопоставление содержания в илах перечисленных элементов и содержания Mn в целом для выборки из 15 проб показывает, что значимая положительная корреляция характерна также только для Со (r = 0.55) и V (r = 0.63). Однако в случае с Mn значения r_xy определяются содержанием Mn в пробе 7441, отобранной на Западно-Карской ступени. Если не принимать его в расчет, то ситуация кардинальным образом не изменится; к элементам, обладающим статистически значимой положительной корреляцией с Mn, добавится только Gd.

Суммарное содержание РЗЭ в илах варьирует от 98.36 (ст. 7458) до 151.72 мкг/г (ст. 7453). В PAAS эта величина составляет 184.75 мкг/г. Между ΣРЗЭ и содержанием пелитового компонента в илах наблюдается положительная статистически значимая (r = 0.71) корреляция (рис. 5а). Такая же корреляция свойственна ΣРЗЭ и P₂O₅ (r = 0.62) (см. рис. 5б). В то же время между ΣРЗЭ и содержанием в илах Mn и С_орг значимой корреляции нет (см. рис. 5в, 5г). Это позволяет думать, что основным носителем лантаноидов в алевритово-пелитовых и пелитовых илах юго-запада Карского моря являются глинистые минералы, и соответственно параметры нормированных к хондриту [Taylor, McLennan, 1985] спектров распределения РЗЭ в илах контролируются преимущественно их распределением в породах-источниках тонкой алюмосиликокластики.

 

Рис. 5. Корреляция содержания суммы РЗЭ и количества пелитового компонента в илах (а), а также содержания Р2О5 (б), Mn (в) и Сорг (г). Условные обозначения см. рис. 2.

 

Потенциальные источники тонкой алюмосиликокластики

Основными поставщиками материала для поверхностных донных осадков Карского моря считаются: 1) взвесь Оби и Енисея, Надыма, Пура, Таза, Пясины и небольших рек Ямала; 2) продукты разрушения, в т.ч. вследствие термоабразии, берегов Ямала, о. Вайгач и Югорского п-ова, а также Новой Земли и Северной Земли [Павлидис и др., 1998; Васильев и др., 2006; Левитан и др., 2007; Гордеев, 2012; Розанов, 2015а; Асадулин, Мирошников, 2016; Русаков и др., 2018; Мирошников и др., 2021; и др.]. Количество поступающего в море из них материала примерно сопоставимо.

Рассмотрим кратко состав комплексов пород – потенциальных источников тонкой алюмосиликокластики, выходящих на поверхность на побережьях, обрамляющих юго-западную часть Карского моря массивов суши. Полуостров Ямал покрыт почти сплошным чехлом рыхлых отложений неоплейстоцена и голоцена [Назаров и др., 2014]. Это глинистые, суглинистые, песчаные и гравийно-галечные осадки морского и континентального генезиса: отложения рек, озер и лайд, лагунно- и прибрежно-морские, а также гляциальные, флювиогляциальные и ледниково-морские. Все они находятся в мерзлом состоянии.

На Новой Земле потенциальными источниками кластики для юго-запада Карского моря являются кристаллические сланцы, песчано-сланцевые и терригенно-карбонатные последовательности верхнего рифея–венда, палеозоя и нижнего триаса, имеющие площадное развитие базальты и долериты девона, раннемезозойские диориты, гранодиориты и граниты, а также аляскитовые и лейкограниты [Романович и др., 1970; Геология…, 2004; Кораго, Тимофеева, 2005; Анохин и др., 2009; Кораго и др., 2010, 2022]. На архипелаге также развиты позднемезозойские андезибазальты. Еще один возможный источник – ультраосновные и основные породы позднего кайнозоя. Однако площадь выходов на поверхность в восточной части Новой Земли названных магматических образований весьма невелика (в целом для архипелага она оценивается примерно в 5% [Геология…, 2004]). Поэтому вряд ли можно считать, что продукты их эрозии, в первую очередь – тонкая алюмосиликокластика, источниками которой могли быть основные магматические породы, оказывают какое-либо существенное влияние на состав поверхностных донных осадков юго-запада Карского моря. В то же время в 49-м рейсе НИС “Дмитрий Менделеев” в юго-западной части Карского моря (станции 4380–4391) в верхнем слое донных осадков установлены аллохтонные обломки (<25% от их общего числа) базальтов, долеритов и габбро-долеритов до 2 см в диаметре [Лисицын и др., 2004]. Они встречаются, как правило, вместе с обломками осадочных пород Новой Земли. Распространение их отвечает маршрутам дрейфа льдов (от м. Желания до о. Вайгач и далее вдоль западного побережья п-ова Ямал). Авторы публикации [Лисицын и др., 2004] предполагают, что источниками обломков базальтов является Новая Земля.

А.А. Усачева с соавторами [2016] установили, что в составе почв на востоке Новой Земли преобладают кварц и полевые шпаты, а содержание иллита и хлорита значительно выше, чем каолинита. Последний является продуктом педогенной трансформации коренных пород. Показано также, что почвы арктотундровых ландшафтов востока о. Южный обладают повышенным содержанием Cr, V, Co, Ni, Cu, Zn, Sr, Ba и Pb, определяемым местным геохимическим фоном. В этой работе приведены только усредненные сведения о содержании ряда редких и рассеянных элементов в почвах и почвообразующих породах, но и они использованы нами для сравнения с составом поверхностных донных осадков. В донных осадках заливов восточного побережья Новой Земли присутствуют кварц, плагиоклаз, иллит (продукт физического выветривания) и хлорит [Крупская и др., 2017; и др.]. Содержание большинства редких и рассеянных элементов в осадках – околокларковые, только Fe, Mn, P и V имеют несколько более высокие концентрации.

Остров Вайгач сложен верхнепротерозойскими филлитами, кварцитами и песчаниками, а также палеозойскими известняками и доломитами, песчаниками, глинистыми сланцами и алевролитами, перекрытыми покровом рыхлых четвертичных отложений. Кроме того, здесь встречаются дайки диабазов и габбро-диабазов. Четвертичные отложения включают морские песчано-суглинистые отложения, ледниковые суглинки с валунами и щебнем, аллювиальные галечники. Вершины гор и гряд часто перекрыты маломощным щебнисто-глыбовым элювием, а склоны – суглинками со щебнем [Острова…, 2022].

На Пай-Хое на дневной поверхности обнажены преимущественно карбонатные и терригенно-карбонатные породы раннего и среднего палеозоя, а также песчаники перми [Острова…, 2022].

В работе [Русаков и др., 2018] по результатам кластерного анализа данных по валовому химическому составу поверхностных осадков показано, что различие между тонкими речными взвесями Оби и Енисея сохраняется только в пределах области развития терригенно-эстуарных отложений. За ее пределами речные воды растекаются по поверхности моря и включаются в состав Ямальского течения и ОЕТ. Северная ветвь первого несет речные воды к северу Новой Земли и далее на запад и юго-запад. Именно с ними в Новоземельскую впадину поступает тонкая взвесь Оби. Еще один потенциальный источник кластики – Новая Земля. Материал ее ледников, привносимый талыми водами, формирует осадки с повышенным содержанием Ca и Сu [Русаков и др., 2018].

Положение точек состава илов на различных дискриминантных диаграммах

Сведения о валовом химическом составе, в том числе о содержании редких и рассеянных элементов, для подавляющего большинства названных выше комплексов пород и их ассоциаций в современной геологической литературе отсутствуют, поэтому нам приходится условно считать, что все перечисленные образования по своим геохимическим характеристикам близки к таким референтным объектам как постархейский австралийский сланец (PAAS [Condie, 1993]), фанерозойские граниты, базальты палеозоя и мезо-кайнозоя и палеозойские граувакки (все по [Condie, 1993]). При анализе положения фигуративных точек поверхностных донных осадков юго-запада Карского моря на различных дискриминантных диаграммах мы используем также данные о содержании ряда редких и рассеянных элементов во взвеси Оби и Енисея [Савенко, 2006 и ссылки там] и в разнообразных магматических комплексах Новой Земли [Кораго и др., 2005, 2010]. Считается, что в целом литогеохимические особенности тонкозернистых обломочных пород отражают характеристики пород-источников алюмосиликокластики на существенно больших территориях, чем пески и песчаники.

На диаграмме Hf–La/Th [Floyd, Leveridge,1987] фигуративные точки илов всех четырех районов юго-запада Карского моря расположены между референтными точками, с одной стороны, гранитов фанерозоя и, с другой – базальтов палеозоя и мезо-кайнозоя. Состав части проб илов Западно-Карской ступени близок к составу позднемезозойских основных пород Новой Земли. Здесь же размещается и точка PAAS, предполагая тем самым значительную гомогенизацию состава осадков (рис. 6а). Это дает основание считать, что анализируемые нами поверхностные донные осадки сложены в основном тонкозернистым материалом, геохимические особенности которого достаточно сопоставимы со средним составом подавляющего большинства постархейских осадочных пород, примером которых является PAAS.

 

Рис. 6. Распределение фигуративных точек алевритово-пелитовых и пелитовых илов разных районов юго-запада Карского моря на диаграммах Hf–La/Th (а), Cr/Th–Th/Co (б, в) и Y/Ni–Cr/V (г, д).

I – область составов, сформированных за счет разрушения пород океанических островов с преобладанием толеитовых базальтов; II – область составов, сформированных за счет разрушения пород вулканических островных дуг с преобладанием андезитов; III – область составов, сформированных за счет эрозии кислых вулканических пород.

1 – взвесь Оби; 2 – взвесь Енисея, все по [Савенко, 2006 и ссылки там]; 3 – средние фанерозойские граниты; 4 – средние палеозойские базальты; 5 – средние базальты мезо-кайнозоя; 6 – палеозойские граувакки; 7 – PAAS, все по [Condie, 1993]; 8 – область состава позднемезозойских базальтов Новой Земли; 9 – область состава обломков базальтов из грубообломочного материала донных осадков Карского моря, по [Лисицын и др., 2004]; 10 – область состава почв и материнских для них пород восточного побережья Новой Земли, по [Усачева и др., 2016]; 11 – верхнерифейско-вендский русановский комплекс, габбро-долериты, долериты, микродолериты; 12 – средне-верхнедевонский костиншарский комплекс, толеиты и оливиновые базальты; 13 – раннемезозойский черногорский комплекс, гранитоиды, все по [Кораго, Тимофеева, 2005]. Остальные условные обозначения см. рис. 2.

 

Примерно такое же распределение свойственно точкам состава илов и на диаграммах Cr/Th–Th/Co и Y/Ni–Cr/V [Mongelli et al., 2006]. Исходя из положения точек на данных графиках, можно предполагать, что доля продуктов эрозии основных магматических пород в проанализированных пробах составляет ~30–40% (см. рис. 6б, 6г). Возможно, что часть таких продуктов была похожа на продукты эрозии позднемезозойских основных магматических пород Новой Земли. В то же время область состава обломков базальтов, присутствующих в поверхностных донных осадках юго-запада Карского моря, отличается по своему положению от локализации области позднемезозойских основных вулканитов, тогда как состав почв и материнских для них пород восточной части Новой Земли достаточно схож с ней. На врезках к диаграммам (см. рис. 6в, 6д) хорошо видно, что наиболее близкое положение ко всей совокупности точек тонкозернистых поверхностных донных осадков занимает точка состава взвеси Оби. Это достаточно хорошо согласуется с упомянутым выше фактом поворота части вод ОЕТ на запад и движением их вместе с переносимыми тонкими взвесями вдоль Новой Земли. Точки состава пород верхнерифейско-вендского русановского комплекса (мета)габбро-долеритов и средне-верхнедевонского костиншарского комплекса оливиновых и толеитовых базальтов, выходы которых на дневную поверхность известны в восточной части Новой Земли, на диаграмме Y/Ni–Cr/V (см. рис. 6д) достаточно далеко отстоят от области распространения фигуративных точек алевритово-пелитовых и пелитовых илов юго-запада Карского моря. Это же можно сказать и о средней точке состава гранитоидов II фазы раннемезозойского черногорского комплекса, тогда как средняя точка гранитоидов I фазы названного комплекса сопоставима по значениям и Y/Ni и Cr/V с тонкой взвесью Оби и, соответственно, локализована в области составов исследуемых нами поверхностных донных илов.

На диаграмме Ni–V–10*Th [Bracciali et al., 2007] все фигуративные точки алевритово-пелитовых и пелитовых илов юго-запада Карского моря расположены далеко от средней точки фанерозойских гранитов, как и от вершин “Ni” и “10*Th” (рис. 7). Для подавляющей их части на данной диаграмме характерно выстраивание вдоль линии, соединяющей референтные точки палеозойских граувакк и фанерозойских базальтов. Средние точки взвесей Оби и Енисея на указанную линию не попадают. Возможно, все это следствие присутствия в составе анализируемых илов не только обской взвеси, но и заметной доли продуктов размыва осадочных пород Новой Земли.

 

Рис. 7. Положение фигуративных точек алевритово-пелитовых и пелитовых илов разных районов юго-запада Карского моря на диаграмме Ni–V–10*Th. Условные обозначения см. рис. 2 и 6.

 

РЗЭ систематика илов

Обратимся теперь к анализу РЗЭ систематики тонкозернистых илов юго-запада Карского моря. Алевритово-пелитовые илы Байдарацкой губы характеризуются значением (La/Yb)_N = 7.84, Eu аномалия в них отрицательная (0.71), а деплетирование тяжелых РЗЭ (ТРЗЭ) отсутствует ((Gd/Yb)_N = 1.61). Нормированное к хондриту распределение РЗЭ в илах Байдарацкой губы ближе к спектру РЗЭ взвеси Оби, чем к спектру взвеси Енисея (рис. 8а).

 

Рис. 8. Нормированное к хондриту распределение РЗЭ в алевритово-пелитовых и пелитовых илах разных районов юго-запада Карского моря. а – Байдарацкая губа, б – Пухучанская впадина, в – Западно-Карская ступень, г – Новоземельская впадина.

 

Примерно такие же, как указаны выше, средние величины названных параметров нормированных на хондрит спектров РЗЭ характерны и для пелитовых и алевритово-пелитовых илов Пухучанской впадины (7.33, 1.57 и 0.73) (см. рис. 8б).

Пелитовые, песчанистые и алевритисто-песчаные илы Западно-Карской ступени демонстрируют несколько более высокие, чем илы двух рассмотренных выше районов, средние значения (La/Yb)_N – 8.40 (см. рис. 8в), тогда как значение Eu аномалии в илах здесь практически не меняется (Eu/Eu*_{среднее} = 0.71), а деплетирование ТРЗЭ также как и ранее отсутствует ((Gd/Yb)_{Nсреднее} = 1.83).

В целом илы всех трех перечисленных районов обладают более низкими, чем в PAAS, значениями (La/Yb)_N, но несколько более высокими величинами (Gd/Yb)_N и Eu/Eu*. Значения основных параметров нормированных на хондрит спектров распределения РЗЭ в илах Западно-Карской ступени наиболее близки к РЗЭ систематике взвеси Оби (соответственно (La/Yb)_N – 8.40 и 8.06, (Gd/Yb)_N – 1.83 и 1.60, Eu/Eu* – 0.71 и 0.74). Для взвеси Енисея указанные параметры составляют – 6.58, 1.44 и 0.82, предполагая тем самым, что в ней присутствует определенное количество продуктов размыва платобазальтов плато Путорана.

Песчанистые и алевритистые пелитовые илы Новоземельской впадины обладают в нашей выборке наиболее высокими значениями (La/Yb)_N (ст. 7451–11.16. ст. 7453–9.95). Величины европиевой аномалии в них принципиально не отличаются от тех, что характерны для илов других районов (0.70 и 0.63), а ТРЗЭ деплетированы ((Gd/Yb)_N = 2.55 и 2.30). Спектры распределения нормированных к хондриту содержаний РЗЭ в илах Новоземельской впадины, как и в случае илов Байдарацкой губы, больше напоминают спектр лантаноидов во взвеси Оби, нежели во взвеси Енисея (см. рис. 8г).

Заметное сходство РЗЭ систематики исследованных нами илов Байдарацкой губы, Пухучанской впадины и Западно-Карской ступени с систематикой лантаноидов во взвеси Оби и рядом референтных объектов наблюдается и на диаграммах (La/Yb)_N–Eu/Eu*, (La/Yb)_N–La/Co и Th/Cr–(La/Yb)_N (рис. 9). Будучи расположены примерно на равном расстоянии от референтных точек базальтов палеозоя и мезо-кайнозоя, с одной стороны, а также гранитов фанерозоя с другой, и при этом не попадая на соединяющую их гипотетическую прямую, фигуративные точки илов названных районов по присущим им величинам (La/Yb)_N сопоставимы или близки к точке взвеси Оби и референтным точкам палеозойских граувакк и PAAS. Точки илов Новоземельской впадины и точка взвеси Енисея расположены на периферии области состава илов трех других районов, что предполагает присутствие в них несколько другой по своему составу тонкой алюмосиликокластики или иной ее доли. Это достаточно странно, так как исходя из распределения поверхностных течений на юго-западе Карского моря, Новоземельская впадина первой получает тонкую взвесь, переносимую западной ветвью ОЕТ. Можно предполагать, что определенную роль в указанной ситуации играет поступление тонкой алюмосиликокластики с Новой Земли. Перекрытия полей состава позднемезозойских базальтов Новой Земли, обломков базальтов из поверхностных донных осадков юго-запада Карского моря и фигуративных точек алевритово-пелитовых и пелитовых илов на последних трех диаграммах нет.

 

Рис. 9. Распределение фигуративных точек илов разных районов юго-запада Карского моря на диаграммах (La/Yb)N–Eu/Eu* (а), (La/Yb)N–La/Co (б, в) и Th/Cr–(La/Yb)N (в, г). Условные обозначения см. рис. 2, 6.

 

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Результаты исследования литогеохимических характеристик алевритово-пелитовых и пелитовых илов юго-запада Карского моря, пробы которых были отобраны в 89-м рейсе НИС “Академик Мстислав Келдыш”, позволяют считать, что в их составе присутствует существенная доля литогенного компонента. Это хорошо согласуется с распределением фигуративных точек илов на различных дискриминантных диаграммах вблизи референтных точек палеозойских граувакк и среднего австралийского постархейского глинстого сланца (PAAS). Последние, при отсутствии реальной информации о валовом химическом составе осадочных пород-источников тонкой алюмосиликокластики для юго-западной части Карского моря, вскрывающихся на поверхности полуостровов Ямал и Югорского, острова Вайгач и архипелага Новой Земли, рассматриваются нами как их возможные прототипы. Не противоречат полученные данные и ранее сделанным выводам о поступлении на юго-запад Карского моря определенной доли тонкой алюмосиликокластики (взвеси) Оби. Оценить же вклад в формирование пелитовых илов магматических пород Новой Земли не представляется возможным, так как сведений об их геохимических особенностях в современной литературе все еще нет. С учетом данных о присутствии в верхнем слое донных осадков в юго-западной части Карского моря незначительного количества обломков основных магматических пород [Лисицын и др., 2004] такой вклад может быть в целом незначительным, и параметры спектров распределения редкоземельных элементов в проанализированных нами илах согласуются с таким предположением.

БЛАГОДАРНОСТИ

Авторы благодарят капитана Ю.Н. Горбача и экипаж НИС “Академик Мстислав Келдыш”, начальника экспедиции М.Д. Кравчишину, а также сотрудников ИО РАН А.А. Клювиткина, А.В. Булохова, С.В. Сломнюка за помощь и активное участие в проведении исследований. Существенную роль в подготовке финальной версии рукописи сыграли замечания и советы рецензентов. Техническая поддержка при создании ряда иллюстраций была оказана авторам О.Ю. Мельничуком.

ФИНАНСИРОВАНИЕ РАБОТЫ

Экспедиционные исследования проведены в рамках государственного задания Института океанологии им. П.П. Ширшова РАН (тема № FMWE-2024-0020) и при финансовой поддержке Минобрнауки РФ (целевое финансирование согласно Сводному плану экспедиций на научно-исследовательских судах Минобрнауки России). Изучение микроэлементов в осадках с помощью масс-спектрометрического анализа поддержано грантом РНФ № 20-17-00157-П, https://rscf.ru/project/20-17-00157/. Интерпретация литогеохимических данных выполнена в рамках государственного задания ГИН РАН.

КОНФЛИКТ ИНТЕРЕСОВ

Авторы данной работы заявляют, что у них нет конфликта интересов.

Sobre autores

A. Maslov

Geological Institute RAS

Autor responsável pela correspondência
Email: amas2004@mail.ru
Rússia, Pyzhevsky lane, 7, bld. 1, Moscow, 119017

D. Starodymova

Shirshov Institute of Oceanology RAS

Email: d.smokie@gmail.com
Rússia, Nakhimovsky prosp., 36, Moscow, 117997

I. Migdisova

Shirshov Institute of Oceanology RAS

Email: d.smokie@gmail.com
Rússia, Nakhimovsky prosp., 36, Moscow, 117997

N. Kozina

Shirshov Institute of Oceanology RAS

Email: d.smokie@gmail.com
Rússia, Nakhimovsky prosp., 36, Moscow, 117997

E. Novichkova

Shirshov Institute of Oceanology RAS

Email: d.smokie@gmail.com
Rússia, Nakhimovsky prosp., 36, Moscow, 117997

T. Alekseeva

Shirshov Institute of Oceanology RAS

Email: d.smokie@gmail.com
Rússia, Nakhimovsky prosp., 36, Moscow, 117997

V. Shevchenko

Shirshov Institute of Oceanology RAS

Email: d.smokie@gmail.com
Rússia, Nakhimovsky prosp., 36, Moscow, 117997

Bibliografia

Arquivos suplementares