Lithostratigraphic criteria of the polar moraine of Subarctic regions of European Russia and typomorphic features of garnets and zircon

Full Text

Наиболее дискуссионной проблемой валдая Европейской Субарктики России является определение местоположения центров оледенения, времени и границ распространения последнего покровного ледника. Результаты стратиграфического и палеогеографического изучения верхнего неоплейстоцена зачастую противоречивы, что привело к существованию в настоящее время трех палеогеографических моделей этого оледенения, подробно рассмотренных в работах [Андреичева, 2002; Андреичева и др., 2015].

Несмотря на продолжающиеся исследования и неослабевающий интерес к проблеме оледенения в позднем неоплейстоцене, ни одна из существующих моделей, по нашему мнению, не является бесспорной, и точка в решении этой проблемы пока не поставлена. Кроме того, представляется, что любые модели должны основываться на результатах изучения отложений комплексом методов, а не только на геохронометрических данных, хотя последние, несомненно, являются важной и неотъемлемой частью изучения квартера.

В соответствии с имеющимися у авторов данными многолетних комплексных исследований (литологическими, микротериологическим, палинологическим и геохронологическим методами с использованием результатов дешифрирования аэрофотоснимков и аэровизуальных наблюдений), в последний раз территория крайнего северо-запада Большеземельской тундры перекрывалась покровным ледником в позднем валдае, и верхняя толща морены была отложена в полярное (осташковское, МИС-2) время 25–10 тыс. лет назад. Этот ледниковый покров продвигался предположительно до центральной части Большеземельской тундры, не доходя до широтного отрезка р. Печоры (рис. 1).

Рис. 1. Схема расположения изученных разрезов и ориентировка обломочного материала в верхневалдайской морене. 1 – номер обнажения; 2 – ориентировка обломков пород; 3 – граница оледенения.

Детальное обоснование стратиграфического расчленения отложений и надежная корреляция необходимы для создания нового поколения четвертичных геологических карт на основе крупномасштабного геологического картирования. В этой связи требуется усовершенствование традиционных и использование новых методов и подходов в области четвертичной геологии. Впервые, с целью установления типов пород-источников сноса кластического материала, проведено изучение типоморфизма и химического состава гранатов и циркона из полярной морены.

МАТЕРИАЛ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Полярная морена изучена в нижнем течении р. Печоры в обнажениях Хонгурей, Вастьянский Конь и Мархида, а также в ряде береговых обнажений в долинах рек Куи, Черной и Шапкиной. в нижнем течении Печоры и в долине р. Черной эта морена выходит на поверхность практически повсеместно и представлена темно-серым с бурым оттенком, иногда сизовато-серым неслоистым суглинком, ожелезненным по трещинам, с гравием, галькой, валунами, с обломками раковин моллюсков. Мощность полярной морены изменяется от 4 до 15 м, редко достигает 20 м. Максимальная мощность (20–22 м) наблюдается в отдельных береговых обнажениях по р. Шапкиной, где морена представлена основным и абляционным генетическими типами. Поздневалдайский покровный ледник заходил в долину р. Шапкиной двумя языками, перекрывая первым языком верхнее течение реки, а вторым – нижнее. В целом полярная морена развита ограниченно, вскрываясь лишь в этих частях долины [Андреичева, 2007].

По результатам гранулометрического анализа, детального изучения минерального состава тяжелой фракции, исследования ориентировки удлиненных осей обломков пород и их петрографического состава, проведена корреляция изученных разрезов с выходами полярного ледникового горизонта (Q_III⁴p).

Гранулометрический анализ выполнялся по методике Н.А. Качинского [1958] с применением ситового метода и метода лазерной дифракции. Ситовым методом определяли фракционный состав материала гравийно-песчаной размерности. Глинисто-алевритовая фракция размером <0.1 мм исследовалась на лазерном анализаторе частиц “Микросайзер 201С” (ЦКП “Геонаука” ИГ ФИЦ Коми НЦ УрО РАН, г. Сыктывкар). При обработке полученных результатов были рассчитаны средние диаметры зерен (d_ср) и коэффициенты сортировки материала (S_c). Данный коэффициент изменяется от нуля до единицы и растет в направлении увеличения сортировки отложений: S_c = 0 – наихудшая сортировка отложений, тогда как S_c = 1 соответствует однофракционным осадкам [Белкин, Рязанов, 1972]. В соответствии с классификацией глинисто-алеврито-песчаных отложений Л.Б. Рухина [Рухин, 1969] проведено определение пород.

Минералогический анализ проводился с целью выяснения местоположения питающих ледниковых провинций. Подготовка проб для минералогического анализа выполнялась по методике М.Ф. Викуловой [Викулова, 1957]. Из двухсотграммовой навески отмывалась фракция <0.1 мм. Оставшаяся часть пробы с размером зерен >0.1 мм была подразделена на гранулометрические фракции методом ситования. Далее мелкопесчаная фракция (0.25–0.1 мм), как наиболее представительная, доступная для изучения и отражающая состав питающих провинций, как местных и транзитных, так и удаленных [Андреичева, 1992, 2002], подвергалась разделению в бромоформе (плотность 2.9 г/см³), магнитной сепарации, выделенные фракции взвешивались, а затем изучались под бинокуляром и в иммерсионных препаратах. При необходимости уточнения диагностики, зерна минералов исследовались фотометодом [Руководство..., 1975] и на сканирующем электронном микроскопе (СЭМ) фирмы JEOL (модель JSM-6400) в ЦКП “Наука” Института геологии Коми НЦ УрО РАН.

Петрографический анализ валунно-галечного материала морены и замеры ориентировки осей удлиненных обломков пород выполнялись в полевых условиях. В случае затруднений при определении состава пород, обломки отбирали и изучали в петрографических шлифах. Для получения достоверных данных и корректной последующей статистической обработки изучался петрографический состав валунно-галечного материала размерностью >3 см из объема породы 0.25 м³ (более 100 образцов) и проводились замеры ориентировки удлиненных обломков пород (не менее 50 образцов) в каждой точке наблюдения.

Для сопоставления моренных горизонтов по петрографическому составу все обломки пород, в соответствии с методикой А.И. Гайгаласа (1979), были подразделены на пять крупных петрогенетических групп.

I – палеозойские темно-серые и черные известняки и доломиты, типичные для Новой Земли, Пай-Хоя и Полярного Урала;

II – палеозойские светло-серые и белые известняки, слагающие гряду Чернышева;

III – юрские и нижнемеловые песчано-глинистые породы, подстилающие отложения квартера в северной части Печорской низменности;

IV – терригенные породы перми и триаса, залегающие под четвертичными осадками в бассейне средней Печоры (южнее г. Печоры), а также развитые в предгорьях западного Урала;

V – магматические и метаморфические породы Фенноскандинавии, Тиманского кряжа и Урала.

Породы, объединенные в III и IV группы, являются либо местными, либо транзитными, а породы, слагающие группы I II и V, поступали в район исследования из удаленных источников сноса обломочного материала.

Типоморфные особенности и химический состав гранатов и циркона изучались в мелкопесчаной фракции (0.25–0.1 мм) в ЦКП “Наука” Института геологии Коми НЦ УрО РАН. Минералы исследовались микрозондовым рентгеноспектральным методом на сканирующем электроном микроскопе TESCAN VEGA 3 LMH с энергодисперсионной приставкой X-MAX 50 mm² (EDS) Oxford instruments при ускоряющем напряжении 20 кВ, размер пучка 180 нм, область возбуждения до 5 мкм, время накопления ~600000 импульсов, вакуум 0.02 Па. Калибровка производилась по кобальтовому стандарту (оператор Е.М. Тропников).

Для получения катодолюминесцентного изображения кристаллов циркона был использован СЭМ Thermo Fischer Scientific Axia ChemiSEM с выдвижным детектором катодолюминесценции RGB, с диапазоном обнаружения длин волн – 350–850 нм.

При отборе под бинокуляром гранаты сначала подразделялись на цветовые группы, а затем было дано описание их морфологических признаков. Далее, для определения химического состава и его пересчета на минальный состав, каждое минеральное зерно анализировалось микрозондовым методом в СЭМ.

Индикаторное соотношение ZrО₂/HfО₂ в цирконе использовалось для диагностики пород, за счет которых формировались морены, и для определения местоположения питающих ледниковых провинций, поскольку содержание гафния в минерале некоторые исследователи [Ляхович и др., 1992а; Осовецкий, 2001] связывают с материнскими породами.

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ И ИХ ОБСУЖДЕНИЕ

Гранулометрический состав

В береговых обнажениях нижней Печоры (Хонгурей, Вастьянский Конь, Мархида) и в долине р. Куи полярная морена представлена валунными суглинками, супесями и глинами. Гранулометрический состав морены изменчив как на площади, так и в разрезе (рис. 2), что обусловлено неоднородным составом подстилающих отложений, за счет которых она формировалась.

Рис. 2. Гранулометрический состав полярной морены в исследованных разрезах на северо-западе Печорской низменности.

В обнажении Хонгурей на гравийно-песчаную фракцию приходится 24%, алевритовую – 40%, глинистую – 36%. в обнажениях Вастьянский Конь и Мархида содержания гравийно-песчаного, алевритового и глинистого материала близки и соответственно составляют в среднем 29, 32 и 39%. Степень сортированности морены низкая (S_c = 0.19–0.24), средний диаметр (d_ср) колеблется в пределах 0.004–0.037 мм. В бассейне р. Куи полярная морена, залегая на морских сулинских песках, имеет более грубый гранулометрический состав и сложена слабосортированной супесью (S_c = 0.19, d_ср = 0.036 мм) с суммарной карбонатностью 5.3%. Соотношение гравийно-песчаной, алевритовой и глинистой фракций соответственно составляет 37, 37 и 26%, с невысоким содержанием (до 2%) крупнообломочного материала.

В долине р. Черной эта морена развита практически повсеместно. Являясь рельефообразующей, она слагает водораздельную поверхность, верхнюю часть береговых обнажений, а иногда весь береговой обрыв. Представлена преимущественно темно- и сизовато-серыми неслоистыми глинами с небольшим количеством крупнообломочного материала (до 4–5% от объема породы) и с обломками раковин моллюсков. Количество гравийно-песчаной фракции в среднем невелико (19%), но наблюдается увеличение содержания этой фракции в морене вниз по течению реки. Так, в береговых обнажениях Ч-1–Ч-17 (табл. 1) оно составляет 10–15%, тогда как ниже устья р. Сыхыдяръяха (N 68°02’55.5”, E 56°05’51.4) увеличивается до 22–31% за счет сокращения (почти на 15%) алевритовой составляющей. Содержание алевритовой и глинистой фракций соответственно 40 и 41%, при низкой степени сортировки (S_c = 0.19) и среднем диаметре зерен (d_cp) 0.017 мм. Содержание материала, растворимого в 10%-ной HCl, составляет 6.2%. Однако в отдельных образцах полярной морены приустьевого участка реки (обн. Ч-23) отмечается высокая суммарная карбонатность (до 10–15%).

Таблица 1. Гранулометрический состав полярной морены в долине р. Черной

На р. Шапкиной полярная морена развита не повсеместно, а лишь на участках в верхнем и нижнем течении реки, где вскрывается в обнажениях 1–4 и 12–13 (см. рис. 1). Представлена суглинками, гранулометрический состав которых несколько различается соотношением пелитовой и алевритовой фракций (табл. 2). Количество гравийно-песчаной фракции невелико и составляет в среднем 20%. Суммарная карбонатность морены несколько повышена – 6.9–8.4%, средний диаметр зерен (d_cp) – 0.017–0.019 мм, коэффициент сортированности S_c имеет низкие значения – 0.18–0.19.

Таблица 2. Гранулометрический состав полярной морены на северо-западе Печорской низменности

Наиболее тонкий гранулометрический состав полярная морена имеет на побережье Баренцева моря, что следует связывать с ее формированием за счет глинистых алевритов с ленточной слоистостью, которые морена обычно перекрывает.

Минеральный состав мелкопесчаной фракции

Для выявления особенностей минерального состава, характерных для полярной морены и являющихся диагностическими при установлении ее возрастной принадлежности, основное внимание было уделено доминирующим в тяжелой фракции минералам: ильмениту, эпидоту, амфиболам, гранатам, пириту и сидериту, в отдельных случаях были отмечены также повышенные концентрации титановых (рутил, титанит, лейкоксен) и метаморфических минералов (ставролит, силлиманит, кианит).

На нижней Печоре, в обнажениях Хонгурей, Вастьянский Конь, Мархида и в долине р. Куи, выход тяжелой фракции (ВТФ) полярной морены довольно значителен и составляет от 0.68 до 1.08% (табл. 3).

Таблица 3. Минеральный состав тяжелой фракции полярной морены на северо-западе Печорской низменности

Самое высокое содержание тяжелых минералов (1.08%) установлено в морене обн. Мархида. В морене обн. Хонгурей они образуют амфибол (15.6%)–гранат (17.7%)–эпидотовую (21.7%) минеральную ассоциацию. Практически в равных долях в тяжелой фракции содержатся пирит и сидерит, суммарное их количество не превышает 13%. Подобная ассоциация характерна и для полярной морены в обн. Вастьянский Конь. Здесь доминируют эпидот (26.9%), гранаты (20.4%) и амфиболы (12.1%), содержание сидерита составляет 9.6%. В обн. Мархида тяжелые минералы морены слагают сидерит (14.4%)–гранат (16.8%)–эпидотовую (27.1%) ассоциацию – такую же, как и в полярной морене других районов крайнего севера региона. Основное различие связано с заметно повышенным содержанием ильменита (до 9.1%) и метаморфических минералов (до 7%), тогда как концентрация амфиболов, напротив, понижена до 7.4%. В разрезах р. Куи тяжелые минералы представлены эпидотом (20.8%), гранатами (18%), амфиболами (13.6%) и сидеритом (13.1%), количество пирита составляет 7.7%, ильменита – 6.3%, содержание апатита повышено до 3.9%.

В долине р. Черной средний выход тяжелых минералов в морене составляет 0.67%, они слагают амфибол (11.3%)–пирит (10.4%)–гранат (15.4%)–эпидот (16.9%)-сидеритовую (20.2%), минеральную ассоциацию с повышенной концентрацией ильменита (8–12%) в ряде разрезов ниже устья р. Сыхыдяръяха (обн. 21–24). Для морены всей долины р. Черной характерно самое высокое на северо-западе Печорской низменности суммарное содержание пирита и сидерита (22–46.2%), в среднем составляющее 31%, при доминирующей роли сидерита.

В бассейне р. Шапкиной выход тяжелых минералов в морене изменяется от 0.50 до 0.81%, и в самом верхнем течении реки уменьшается до 0.21%. Минеральный состав тяжелой фракции полярной морены в верховье р. Шапкиной и в нижнем ее течении характеризуется сходством (рис. 3). Связано это, скорее всего, со стабильным минеральным составом подстилающей вычегодской морены, оказывающим существенное влияние на образование полярной морены. Тяжелые минералы, так же как в морене из обнажений по р. Черной, образуют амфибол (11.5%)–сидерит (14.8%)–гранат (16.1%)–эпидотовую (23.2%) минеральную ассоциацию. Суммарное количество пирита и сидерита в тяжелой фракции здесь ниже (22.4%), чем в полярной морене долины р. Черной, но преобладающая роль сидерита над пиритом сохраняется.

Рис. 3. Минеральный состав тяжелой фракции полярной морены на северо-западе Печорской низменности

По минеральному составу тяжелой фракции полярной морены на территории исследований можно предположить, что он формировался за счет поступления терригенного материала из районов Пай-Хоя–Новой Земли, а в нижнем течении р. Шапкиной – из Фенноскандинавской питающей провинции.

Петрографический состав

Отложения поздневалдайского оледенения, в систему которого входили два крупных ледниковых покрова: Фенноскандинавский и Новоземельский, формировались за счет материала двух терригенно-минералогических провинций [Структура..., 1977]. На большей части территории исследований удлиненные обломки пород в морене ориентированы с севера-северо-востока (350°–60°), а особенности ее вещественного состава свидетельствуют о поступлении материала со стороны Пай-Хоя–Новой Земли и, вероятно, шельфов Баренцева и Карского морей. В отдельных разрезах, в частности, в низовье р. Шапкиной, формирование этой морены связано с Фенноскандинавией, что подтверждается ориентировкой обломков пород с запада–северо-запада в секторе 270°–320° и довольно четко отражается и в петрографическом составе валунно-галечного материала.

В составе крупнообломочного материала полярной морены содержатся обломки пород Пай-Хой–Новоземельской питающей провинции: палеозойские темно-серые и черные известняки и доломиты, а также эпизодически отмечаемые валуны руководящих пород этой провинции – мраморовидных розовых криноидно-мшанковых известняков ордовик-раннесилурийского возраста, коренные выходы которых известны на Северном острове архипелага Новая Земля (рис. 4).

Рис. 4. Валуны мраморовидных криноидно-мшанковых известняков – руководящих пород территории архипелага Новая Земля.

В составе морены из обнажений нижней Печоры около половины всех обломков (48–49%) представлены известняками и доломитами, различия касаются только соотношения темно- и светлоокрашенных разностей карбонатных пород (рис. 5).

Рис. 5. Петрографический состав крупнообломочного материала в полярной морене исследованных разрезов на северо-западе Печорской низменности. 1 – темно-серые и черные известняки и доломиты; 2 – светло-серые и белые известняки; 3 – юрские и нижнемеловые терригенные породы; 4 – терригенные породы перми и триаса; 5 – магматические и метаморфические породы.

Обломки пород в морене ориентированы с северо-востока на юго-запад по азимуту 25°–50° (см. рис. 1), что с учетом присутствия в петрографическом составе криноидно-мшанковых известняков, свидетельствует о связи полярной морены с Пай-Хой–Новоземельским центром оледенения.

В долине р. Куи среди крупных обломков пород, содержащихся в полярной морене, также преобладают карбонатные породы, составляя 46.3%, при этом почти две трети – 30.8%, приходится на долю палеозойских темно-серых и черных известняков и доломитов. Морена характеризуется здесь довольно хорошо выраженной однонаправленной ориентировкой удлиненных обломков, что наблюдается уже при полевых наблюдениях в разрезах. Ориентировка обломочного материала в морене с севера–северо-востока на юг–юго-запад в секторе 10°–30° указывает на поступление его со стороны Пай-Хоя–Новой Земли.

В береговых обнажениях верхнего и среднего течения р. Черной петрографический состав валунно-галечного материала полярной морены характеризуется высоким (до 50%) содержанием карбонатных пород, а в этой группе – значительной долей (31–34%) светлоокрашенных известняков, особенно в нижней части субширотного отрезка реки в обнажениях 21 и 22 (см. рис. 1). Светлоокрашенные карбонатные породы составляют 27–34% от количества всех обломков, содержащихся в морене, в юго-западном направлении (вверх по течению реки) доля их уменьшается до 15–20%. Здесь так же, как и в низовье Печоры, в составе крупнообломочного материала морены присутствуют руководящие валуны с Новой Земли. Основное направление ориентировки удлиненных обломков пород в полярной морене с севера (350°–20°) подтверждает ее связь с Пай-Хой–Новоземельским центром оледенения.

Полярная морена в долине р. Шапкиной распространена ограниченно. Покровный ледник перекрывал долину двумя языками: первый – область верхнего течения реки до устья р. Вэснию (N 67°30’52.8”, E 54°43’50.3”), второй – ее низовье. В морене верхнего течения р. Шапкиной ориентировка удлиненных обломков с севера–северо-востока по азимуту 350°–40° показывает, что образующий ее материал поставлялся со стороны Пай-Хоя–Новой Земли и, возможно, шельфов Баренцева и Карского морей. Нижнее течение реки в полярное время перекрывалось Фенноскандинавским ледником, о чем свидетельствует ориентировка обломков пород на восток–юго-восток по азимуту 90°–140°. Это подтверждается и петрографическим составом крупнообломочного материала: в верхнем течении реки в морене постоянно отмечаются валуны новоземельских криноидно-мшанковых известняков, тогда как в морене на участке нижнего ее течения встречаются обломки северотиманских базальтов с агатами. И в верховье р. Шапкиной, и в ее низовье в морене отмечается повышенное (47%) содержание обломков карбонатных пород. Но в верхнем течении реки преобладают темно-серые и черные известняки и доломиты, на которые приходится 28% обломков, тогда как в нижнем – столько же (28%) составляют обломки светлоокрашенных карбонатных пород.

Типоморфные особенности гранатов и циркона

Типоморфные особенности гранатов и циркона из полярной морены долин рек Куи и Черной и химический состав этих минералов были детально изучены для подтверждения местоположения центров оледенения в позднем валдае, установленных на основе литостратиграфических данных, а также для возможности расчленения и корреляции верхненеоплейстоценовых разрезов. Предполагалось, что типоморфные характеристики и химический состав этих минералов в Фенноскандинавской и Пай-Хой–Новоземельской питающих ледниковых провинциях различны, что поможет связать формирование полярной морены с определенными центрами оледенения.

В тяжелой фракции морены содержание гранатов 20–25%. Присутствие зерен гранатов связано с их поступлением из метаморфических и некоторых типов магматических пород. В породах, предполагаемых в качестве источников обломочного материала, содержатся гранаты различного химического состава. Например, для метаосадочных пород, таких как гранат-слюдяные кристаллические сланцы, характерны богатые железом гранаты, а для амфиболитов и голубых сланцев, ассоциирующих с эклогитами, – гранаты с высоким содержанием Mg и Ca [Бадида и др., 2020а].

Минальный состав исследованных зерен гранатов из полярной морены долин рек. Куи и Черной, показан на рис. 6. Гранаты относятся к двум цветовым группам: первой – оранжевые зерна и второй – розовые зерна. Для каждой группы характерны вариации содержаний MgO, FeO, MnO и CaO.

Рис. 6. Диаграмма фациальной принадлежности гранатов из полярной морены долин рек Куи и Черной. Фации метаморфизма: I – эклогитовая, II – гранулитовая (вместе с фациями кианитовых гнейсов и сланцев), III – амфиболитовая, IV – эпидот-амфиболитовая (по [Соболев, 1964]). Первая группа – гранаты оранжевые, вторая группа – гранаты розовые.

В морене долины р. Куи гранаты первой цветовой группы представлены среднеокатанными зернами. Для гранатов второй цветовой группы характерны остроугольные и плохо окатанные обломки. Зерна оранжевых гранатов имеют следующие составы: гроссуляр-альмандин, спессартин-гроссуляр-альмандин, гроссуляр-спессартин-альмандин. В них довольно высоки содержания спессартинового (до 33%) и гроссулярового (до 32%) миналов. Во второй группе преобладает гранат состава пироп-альмандин, причем содержание пиропового минала достигает 41.5%. На треугольной диаграмме Н.В. Соболева [1964] фигуративные точки гранатов первой цветовой группы с повышенным содержанием гроссулярового компонента сконцентрированы преимущественно в полях гранатов из метаморфических пород эклогитовой и гранулитовой фаций, а второй цветовой группы – тяготеют к полям гранатов из пород амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой фаций (см. рис. 6).

Преобладающая часть гранатов в тяжелой фракции полярной морены долины р. Черной представлена угловатыми и плохо окатанными зернами разного состава. Для первой группы гранатов с оранжевым оттенком характерны спессартин-гроссуляр-альмандиновый, пироп-гроссуляр-альмандиновый, гроссуляр-спессартин-альмандиновый составы. По данным работы [Породообразующие…, 1965], спессартин встречается реже, чем другие гранаты, хотя в альмандинах гранитов и риолитов часто отмечается более высокая спессартиновая составляющая. По этой причине зерна с повышенным содержанием спессартинового компонента, вероятно, можно отнести к этим магматическим породам. В группе розовых зерен граната, судя по результатам расчета минального состава, преобладает альмандин: альмандиновый компонент в них составляет 34–89%, пироповый – 2–30%, гроссуляровый – 1–19%, спессартиновый – 1–8%. В некоторых зернах содержание пиропа достигает 38–44%.

Исследования микрозондовым рентгеноспектральным методом показали, что в целом кристаллы граната гомогенные, и зональности в них не наблюдается. На диаграмме вероятной принадлежности гранатов из полярной морены долины р. Черной метаморфическим фациям (см. рис. 6) видно, что основная масса фигуративных точек локализована в областях гранатов метаморфических пород амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой фаций (поля III и IV). На это указывает и высокое содержание Fe, что соответствует гранатам метаосадочных образований, а также магматических пород среднего и кислого составов [Бадида и др., 2020а]. Небольшое количество фигуративных точек располагается в областях, характерных для гранатов метаморфических пород гранулитовой и эклогитовой фаций (поля I и II).

Следует отметить, что полярная морена в долине р. Куи содержит крайне мало зерен циркона (<1% от общего количества минералов тяжелой фракции), что явно недостаточно для их выделения и исследования.

Циркон был изучен в тяжелой фракции полярной морены из обнажений в долине р. Черной, где его содержание 1–5.5%. Морфологические типы кристаллов циркона и внутренняя структура минерала очень изменчивы. Почти все образцы содержат изометричные и призматические угловатые зерна с неровной, шероховатой и ямчатой поверхностью, с различными царапинами и трещинами, что, скорее всего, свидетельствует о механической обработке зерен в процессе транспортировки или седиментации (рис. 7). Преобладают прозрачные и полупрозрачные зерна желтоватого цвета, в меньшем количестве содержатся зерна с розовым оттенком.

Рис. 7. Зерна циркона из полярной морены долины р. Черной (снимок в обратно рассеянных электронах).

Циркон, как известно, всегда содержит примеси редкоземельных и радиоактивных элементов. Изучение этих компонентов в зернах циркона, по мнению ряда исследователей, имеет важное значение [Ляхович и др., 1992б; Ляхович, 2000; Осовецкий. 2001; Бадида и др., 2020б; Belousova et al., 2002]. Содержание и соотношение таких элементов, как Zr, Hf, лантаноидов и других, дают возможность выяснить петрографический состав материнских пород. Например, циркон из сиенитов, базальтов и кимберлитов характеризуется довольно низким содержанием гафния, а максимальные концентрации этого элемента могут быть в цирконе гранитоидов и пегматитов нефелиновых сиенитов [Бадида и др., 2020б]. Уровень содержания Zr и Hf в эндогенных породах обсуждал в своей работе В.В. Ляхович [2000], где он отмечал, что в основных и ультраосновных породах содержание гафния всегда значительно ниже, а величина ZrO₂/HfO₂ – выше, по сравнению с цирконом из магматических пород корового генезиса – кислых или щелочных. Вариации величины ZrO₂/HfO₂ в горных породах позволили сделать Г.Б. Левашову с соавторами [1989] вывод о существовании двух основных типов парагенезисов циркона – сиалического (гранитоидного) и мафического (базальтоидного).

Для установления типа пород, слагающих питающую ледниковую провинцию, были определены величины отношения ZrО₂/HfО₂ в зернах циркона, позволяющие диагностировать материнские породы, за счет которых сформировалась полярная морена в долине р. Черной. Циркон в морене, по результатам микрозондового анализа, имеет следующий состав (мас. %): SiO₂–30.71–32.58; ZrО₂–61.97–67.59; HfО₂–0.8–2.11. В основной массе изученных зерен (90–95%) значения отношения ZrО₂/HfО₂ составляют 45–75, что соответствует гранитоидному парагенезису. При изучении на катодолюминесцентном спектрометре наблюдаются призматические дипирамидальные зерна с хорошо развитой осцилляторной зональностью (рис. 8а, 8г), что может указывать на их магматическое происхождение. Для остальных 5–10% зерен значения отношения ZrО₂/HfО₂ составляют 95–120, что характерно для базальтоидного парагенезиса. Среди них встречаются незональные зерна, представленные в основном обломками, но есть и вытянутое призматическое зерно с коэффициентом удлинения 1 : 4 (см. рис. 8б), а в одном зерне отмечается секториальная зональность (см. рис. 8д). Помимо этого, следует отметить наличие унаследованных ядер и светлых оболочек, что может указывать на метаморфический генезис. Обычно зерна циркона из метаморфических пород (см. рис. 8в, 8е) сохраняют призматический облик, характерную зональность и реликтовые ядра, но уже при некотором сглаживании ребер и головок кристалла, а также появлении гомогенной каймы вокруг кристалла [Atlas…, 2003].

Рис. 8. Катодолюминесцентное изображение зерен циркона в полярной морене долины р. Черной из пород гранитоидного (а, г) и базальтоидного (б, д) парагенезисов и из метаморфических пород (в, е).

Таким образом, проведенное изучение типоморфных особенностей и химического состава гранатов и циркона позволило сделать некоторые выводы. Наибольшее количество фигуративных точек гранатов на диаграмме фациальной принадлежности Н.В. Соболева располагается в областях гранатов метаморфических пород амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой фаций и указывает на возможный привнос зерен из метаосадочных, а также средних и кислых магматических пород. Это подтверждается и результатами анализа величины отношения ZrО₂/HfО₂ в зернах циркона, поступление которых в морену было связано с магматическими породами кислого состава. В меньшем количестве в морене содержатся гранаты эклогитовой и гранулитовой фаций метаморфических пород. Конечно, нельзя исключать некоторые сложности, связанные с изучением детритового циркона. Прежде, чем попасть в четвертичные отложения, зерна циркона многократно переотлагались, участвуя в осадочном процессе. В связи с этим питающие ледниковые провинции можно установить только по результатам комплексного литологического изучения морен. Кроме того, в последнее время исследователи уделяют большое внимание определению возраста детритовых зерен циркона [Бадида и др., 2020б; Dendy et al., 2021].

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Полярная морена, развитая лишь на крайнем севере Тимано–Печоро–Вычегодского региона, характеризуется повышенным содержанием пелитовой фракции и имеет более тонкий гранулометрический состав по сравнению с широко развитыми здесь средненеоплейстоценовыми моренами. Обогащение морены глинистой фракцией обусловлено ассимиляцией ледником на пути своего движения преимущественно глинисто-алевритовых морских и озерных отложений приледниковых бассейнов. На побережье Баренцева моря морена имеет наиболее тонкозернистый состав за счет залегания на глинистых алевритах с ленточной слоистостью. Наиболее грубый гранулометрический состав характерен для полярной морены в разрезах р. Куи, что обусловлено несогласным залеганием ее на морских сулинских песках.

Минералогические спектры тяжелой фракции основной морены на всей территории развития полярного оледенения однотипны и представлены эпидотом, гранатами, амфиболами, сидеритом и пиритом. Суммарные количества пирита и сидерита составляют 20–35% при перманентном доминировании сидерита над пиритом. Во время образования полярной морены в пределах распространения поздневалдайского оледенения терригенный материал поставлялся с Пай-Хоя, Новой Земли и, вероятно, шельфов Баренцева и Карского морей. И только на западе региона – в низовье р. Шапкиной, минеральный состав тяжелой фракции морены формировался за счет терригенного материала из Фенноскандинавской питающей провинции. Однако в целом в долине р. Шапкиной минеральный состав тяжелой фракции полярной морены одинаков, что обусловлено, как отмечалось, минеральным составом подстилающей вычегодской морены, для которой характерны сходные минеральные ассоциации на всей территории Печорской низменности.

Специфическая особенность полярной морены – присутствие в ней единичных обломков криноидно-мшанковых известняков – руководящих пород Новоземельской области сноса, и весьма выдержанная ориентировка удлиненных обломков пород с севера–северо-востока на большей части территории исследований. В нижнем течении р. Шапкиной полярная морена формировалась за счет обломочного материала, переотложенного ледником, двигавшимся с запада–северо-запада на восток–юго-восток в секторе 270°–320°.

Результаты изучения химического состава гранатов из полярной морены свидетельствуют о том, что эти минералы образуют две группы. Зерна первой группы имеют состав гроссуляр-альмандин, пироп-гроссуляр-альмандин, спессартин-гроссуляр-альмандин, гроссуляр-спессартин-альмандин, тогда как зерна второй группы относятся в основном к пироп-альмандину. В обеих группах основная масса гранатов поступала в морену из метаморфических пород амфиболитовой фации, но часть гранатов первого типа могла поставляться из магматических пород среднего и кислого составов, а гранатов второго типа – из метаморфических пород гранулитовой и эклогитовой фаций.

По значениям отношения ZrО₂/HfО₂ в зернах циркона установлено, что поставщиками этого минерала в полярную морену могли служить преимущественно магматические породы кислого и основного состава, что подтверждается хорошо развитой в некоторых зернах осцилляторной зональностью. Наличие небольшого количества зерен циркона с унаследованными ядрами и вторичными каймами может свидетельствовать о том, что метаморфические породы также могли быть источником детритового циркона.

Для установления характерных типоморфных особенностей гранатов и циркона, подтверждающих их связь с удаленными ледниковыми питающими провинциями, предполагается дальнейшее изучение этих и других акцессорных минералов в коренных породах Пай-Хой–Уральско–Новоземельского и Фенноскандинавского центров оледенения. Возможно, датирование зерен циркона из морены поможет подтвердить либо опровергнуть выводы о положении источников сноса при ее формировании, установленные на основании литологических критериев, полученных комплексом петрографо-минералогических методов.

ФИНАНСИРОВАНИЕ РАБОТЫ

Работа выполнена при финансовой поддержке грантом РНФ № 23-27-00281 “Верхний неоплейстоцен и голоцен на севере Печорской низменности: седиментогенез, стратиграфия, палеогеография”.

КОНФЛИКТ ИНТЕРЕСОВ

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

About the authors

L. N. Andreicheva

Author for correspondence.
Email: andreicheva@geo.komisc.ru
Russian Federation, Pervomayskaya str., 54, Syktyvkar, 167982

N. N. Vorobyev

Email: v.nikita91@mail.ru
Russian Federation, Pervomayskaya str., 54, Syktyvkar, 167982

References

Supplementary files

Supplementary Files

Action

1. JATS XML

Download

2. Fig. 1. Scheme of the location of the studied sections and orientation of the detrital material in the Upper Valdai moraine. 1 – outcrop number; 2 – orientation of rock fragments; 3 – glaciation boundary.

Download (77KB)

Indexing metadata

3. Fig. 2. Granulometric composition of polar moraine in the studied sections in the northwest of the Pechora Lowland.

Download (42KB)

Indexing metadata

4. Fig. 3. Mineral composition of the heavy fraction of the polar moraine in the northwest of the Pechora Lowland.

Download (51KB)

Indexing metadata

5. Fig. 4. Boulders of marble-like crinoid-bryozoan limestones – the index rocks of the territory of the Novaya Zemlya archipelago.

Download (54KB)

Indexing metadata

6. Fig. 5. Petrographic composition of coarse-grained material in the polar moraine of the studied sections in the northwest of the Pechora Lowland. 1 – dark-gray and black limestones and dolomites; 2 – light-gray and white limestones; 3 – Jurassic and Lower Cretaceous terrigenous rocks; 4 – Permian and Triassic terrigenous rocks; 5 – igneous and metamorphic rocks.

Download (66KB)

Indexing metadata

7. Fig. 6. Diagram of facies affiliation of garnets from the polar moraine of the Kuya and Chernaya river valleys. Metamorphic facies: I – eclogite, II – granulite (together with kyanite gneiss and schist facies), III – amphibolite, IV – epidote-amphibolite (according to [Sobolev, 1964]). The first group – orange garnets, the second group – pink garnets.

Download (32KB)

Indexing metadata

8. Fig. 7. Zircon grains from the polar moraine of the Chernaya River valley (backscattered electron image).

Download (32KB)

Indexing metadata

9. Fig. 8. Cathodoluminescence image of zircon grains in the polar moraine of the Chernaya River valley from rocks of granitoid (a, g) and basaltoid (b, d) parageneses and from metamorphic rocks (c, e).

Download (33KB)

Indexing metadata