Введение
Восточная Антарктида — кратон с возрастом древнейших горных пород — двупироксеновых и амфибол-биотитовых гнейсов, плагиогнейсов, чарнокитов, рапакивиподобных чарнокитов, чарнокитоподобных эндербитов, гранитоидов — 2.8—1.1 млн лет (Мясников и др., 2021). Терригенный осадочный чехол и ледниковые отложения с возрастом 350—190 млн лет образовались здесь в период вхождения Антарктиды в суперконтинент Пангея. Распад Пангеи с возникновением суперконтинента Гондваны отмечен в Антарктиде мощным этапом вулканической деятельности с возрастом 180—110 млн лет. Образование самостоятельного материка Антарктида с его миграцией к южному полюсу произошло в результате распада Гондваны 130—86 млн л. н. Крупнейшим действующим вулканом Антарктиды является Эребус (Силаев и др., 2020), расположенный на острове Росса и возникший 1.3 млн л. н. на краю Западно-Антарктической рифтовой системы на субстрате тонкой континентальной коры (17—25 км). Из зарегистрированных к настоящему времени эффузивных извержений крупнейшие приходятся на периоды (тыс. л. н.): 95 ± 9; 76 ± 4; 27 ± 3; 21 ± 4. Максимумы проявления эксплозивной активности датируются хронологическими интервалами (тыс. л. н.): 77—56; 46—32; 18—10. Именно с последним интервалом эксплозивной активности и коррелируется базальный горизонт в колонке голоценовых осадков Нижнего озера1, известный как «моренный» осадочный комплекс.
Исследования озер, расположенных в оазисах, обрамляющих ледниковый щит Антарктиды, и на прилегающих к материку островах, показали, что начало озерного седиментогенеза связано с потеплением климата в голоцене и чаще всего датируется его оптимальной фазой. Помимо данных о возрасте отложений, климатических и природных событиях, эти осадочные архивы содержат информацию о транспортировке различных макро- и микрочастиц (пыльца, споры, тефра, пепел, сажа, частицы горных пород и т. д.) воздушными и водными потоками. Можно предположить, что частицы, переносимые ветром, оседая на ледниках и снежном покрове, попадали в озеро с талыми водами в летние периоды.
Объекты и методы исследований
Территория исследования расположена в оазисе Вечернем, в восточной части Холмов Тала (Земля Эндерби) (рис. 1). Объектами изучения стали придонные осадки раннеголоценового возраста из озера Нижнего и поверхностные пробы снега, отобранные вблизи российской сезонной полевой базы «Молодежная» (67°39’56” ю. ш., 45°50¢26” в. д.) и белорусской полевой базы «Гора Вечерняя» (67°39’35” ю. ш., 46°09’18” в. д.) (фото на обложке). Озеро Нижнее расположено в понижении, вытянутом между грядами, высота которых над уровнем моря на юго-востоке достигает 78.7 м (сопка Рубин), а на западе — 272 м (г. Вечерняя). Преобладающую часть территории занимают скалистые гряды и холмы, сложенные в основном гнейсами и плагиогнейсами чарнокитовой серии (Каратаев, 2016). Проточные воды поступают в озеро Нижнее из котловины со стороны озер Верхнее-1, -2, расположенных севернее. В самые тёплые малоснежные сезоны озеро Нижнее вскрывается ото льда в северной части, а полное освобождение озерной акватории от ледникового покрова было зафиксировано лишь в 1967 г. (Александров, 1985). Согласно многолетним метеорологическим наблюдениям, проводимым на станции «Молодежная» (Molodezhnaja station), среднегодовая температура воздуха в рассматриваемом районе составляет –9.8 °С, максимальная среднемесячная температура приходится на январь (–0.4 °С) с абсолютным максимумом +9.3 °С (декабрь 1989 г.), а минимальная — на август (–8.8 °С) при абсолютном минимуме –42 °С. Осадки выпадают здесь в виде снега — менее 350 мм/год. В прибрежных районах Холмов Тала преобладают восточные (в летние месяцы) и юго-восточные ветры — циклонические, катабатические и переходные.
Отбор керна и поверхностных проб снега для исследований проводился во время сезонной белорусской антарктической экспедиции (БАЭ) 2020—2021 гг. Образцы снега (верхние 2 см) отбирались в стерильные пластиковые бюксы объемом 100 мл. Бурение на озере производилось со льда, мощность которого составляла 3 м при глубине воды 2 м. Применялся бур длиной 7.5 м. Поднятый керн заморозили и в таком состоянии доставили в ГНПО «Научно-практический центр НАН Беларуси по биоресурсам», где его распилили на фрагменты по 5 см и отправили в морозильник на хранение при –20 °С. Совокупная колонка керна составила по мощности 195 см (рис. 2). В верхней своей части керн содержал водоросли и цианобактерии, ниже располагались озерные илы, рыхлые в сухом виде и варьирующие по окраске от темно-оливковых до тёмно-серых. Ранее (2011—2012 гг.) образцы из этого водоема, отобранные в ходе совместных работ российской и белорусской антарктических экспедиций, изучались в Институте географии РАН, ФГБУ «ААНИИ» (Санкт-Петербург), Научно-практическом центре и Институте природопользования НАН Беларуси (Минск) с применением АМS-датирования, диатомового и изотопного анализов, биологических и гидрохимических исследований (Гигиняк и др., 2016; Dolgich et al., 2017; Zazovskaja et al., 2017). Согласно этим данным, начало осадкообразования в озере Нижнем приходится на ранний голоцен: калиброванные даты в пределах 9300—8400 лет.
Непосредственным объектом наших исследований послужили образцы так называемого моренного осадочного комплекса, отобранные из литологической колонки на глубине 170—175 м — обр. № 3, 185—190 м — обр. № 4 и 190—195 м — обр. № 5. Материал в образцах в целом характеризуется гравийно-псаммитовым гранулометрическим составом (рис. 3), но при этом варьируется по относительному содержанию отдельных фракций (табл. 1). В нижнем образце содержание фракций немного возрастают при переходе от гравийно-грубопсаммитовой к среднепсаммитовой, а затем скачкообразно (в 9—3.5 раз) увеличивается в части мелкотонкопсаммитовой. В среднем образце, напротив, в ряду фракций в направлении от гравийно-грубопсаммитовой к среднепсаммитовой наблюдается сокращение содержаний, а потом умеренный рост содержания мелкотонкопсаммитовой фракции. В верхнем образце относительные содержания фракций последовательно увеличиваются в направлении от гравийно-грубопсаммитовой до мелкотонкопсаммитовой.
Таким образом, обнаруживается существенная гранулометрическая неоднородность исследуемых образцов, наиболее резко выраженная сильным преобладанием наиболее мелкой фракции в нижнем образце, немного сокращающаяся в среднем образце при максимальном для исследованных образцов содержании гравийно-грубопсаммитовой фракции и еще более уменьшающаяся в верхнем образце с образованием в нем четкой гранулометрической последовательности.
В дополнение к литологическим образцам анализировались твердые частицы в отобранных образцах снега. Эти образцы размораживались, водный раствор центрифугировался, а оставшийся осадок заливался глицерином. Полученный материал исследовался под биологическим микроскопом ВК5000 с цифровой видеокамерой. Исследования показали, что в составе снега наибольшее распространение имеют частицы совершенно остроугловатой формы, характерной для вулканических пеплов, и размером от 35×20 до 350×125 мкм (рис. 4). Примесью к таким частицам выступают округлые углеродные частицы размером 20—150 мкм (рис. 5).
В ходе исследований применялись аналитическая сканирующая электронная микроскопия (JSM-6400 Jeol с энергодисперсионным и волновым спектрометрами), рентгенофлуоресцентный анализ (XRF-1800 Shimadzu), рентгеновская дифрактометрия (XRD-6000 Shimadzu), масс-спектрометрия с индуктивно связанной плазмой (Agilent 7700x фирмы Agilent Technologies, США); изотопная масс-спектрометрия углерода (DeltaV+Advantage с аналитическим процессором Thermo Fisher Scientific), стронция и неодима (Triton Plus Thermo Fisher Scientific). Большая часть анализов была осуществлена в ЦКП «Геонаука» Института геологии ФИЦ Коми НЦ УрО РАН.
Химический состав и микроэлементы
По валовому химическому составу (табл. 2) материал моренного осадочного комплекса с оз. Нижнего соответствует вулканическим породам — в основном андезибазальтам и в небольшой степени дацитам. На TAS-диаграмме (рис. 6) поля состава проанализированных образцов располагаются в промежутке между областями состава голоценовых островодужных вулканитов Камчатки (Силаев и др., 2018, 2019, 2022) и пеплов непосредственно с вулкана Эребус (Силаев и др., 2020) и Флегрейских полей в Италии (Мелекесцев и др., 1984). Последние иногда рассматриваются как коренной источник материала, широко рассеивающегося по акваториям вплоть до сильно южных широт. Кроме того, на TAS-диаграмме приведено поле состава вулканического стекла из глинистых осадков Северо-Западной котловины Тихого океана (Петрова, 2005) как типичный пример дистанционного обогащения голоценовых осадочных пород вулканогенным материалом.
Весомым доказательством вулканогенной природы материала в исследуемом «моренном» горизонте озерных осадков могут служить данные об изотопном составе в них стронция и неодима. Согласно полученным нами данным, значения изотопных коэффициентов 87Sr/86Sr и 143Nd/144Nd составляют соответственно 0.70336—0.7050 и 0.5128—0.5130, что почти совпадает с аналогичными данными не только по пеплам Эребуса, но и вообще по вулканическим островам южной акватории Тихого океана (Panter et al., 2006).
В составе вулканогенных осадков моренного горизонта выявлены 46 микроэлементов (табл. 3), суммарное содержание которых колеблется в узких пределах 1800—1950 г/т. Это примерно в два раза уступает балансу микроэлементов непосредственно в пеплах недавнего извержения Эребуса, но при этом ассоциации микроэлементов в осадках оз. Нижнего и в вулканических пеплах принципиально схожи по геохимическим свойствам. Так, в число зарегистрированных микроэлементов в осадках и пеплах входят элементы платиновой группы (Pd, Pt, Rh), ряд характерных сидерофильных и халькофильных элементов, серебро, а тренды хондритнормированных содержаний лантаноидов имеют принципиальное сходство (рис. 7). На диаграмме Ti/100–Zr–3Y Дж. А. Пирса точки исследованных образцов попали в поле вулканогенных базальтоидов дна океана. А с позиции глобальной геохимической эволюции (Щербаков, 1976; Силаев, 1987; Кокин и др., 2023) ассоциация микроэлементов в моренных осадках обогащена центростремительными (Ц1) и минимально-центробежными (Ц2) элементами относительно дефицитно-центробежных (Ц3) и центробежных (Ц4) даже в большей степени, чем непосредственно пеплы Эребуса, особенно в расчете удельно на элемент в каждой ЦЦС-группе.
Минерально-фазовый состав
Минерально-фазовый состав исследованных образцов в целом и по отдельным фракциям однообразен. В породообразующей части он определяется частицами вулканического стекла, соответствующего по химическому составу основным пикробазальтам и фонолиту (табл. 4), а также кварцем, полевыми шпатами, слюдами, хлоритами, амфиболом и спорадически пироксеном.
Фазовая диагностика породообразующих минералов осуществлялась рентгено-дифракционным методом по наборам характеристических отражений.
Кварц (d, Å; в квадратных скобках — кристаллографические индексы): (4.26—4.28) [100]; (3.34—3.36) [101]; 2.46 [110]; (2.28—2.29) [102]; 2.24 [111]; 2.13 [200]; (1.979—1.984) [201]; (1.818—1.820) [112]; 1.799 [003]; (1.672—1.675) [202]; (1.653—1.657) [103]; (1.606—1.607) [210]; (1.542—1.543) [211].
Полевые шпаты: (6.42—6.48) [–110]; 6.39 [001]; 5.85 [–1–11]; (4.04—4.06) [–201]; (3.86—3.89) [1—11]; (3.76—3.78) [–130]; (3.65—3.67) [130]; (3.48—3.49) [–1–12]; (3.2—3.22) [–220]; 3.18 [002]; (3.13—3.15) [220]; (3.0—3.01) [1—31]; (2.94—2.95) [0—41]; 2.93 [0—22]; 2.90 [–2–22]; 2.85 [131]; (2.81—2.83) [–1–32]; (2.65—2.66) [–132]; (2.52—2.54) [2—21]; 2.49 [–241]; 2.46 [–240]; 2.43 [221]; 2.42 [–1–51]; 2.39 [–310]; (2.34—2.35) [–151]; 2.30 [–331]; (2.11—2.13) [2—41]; (2.04—2.05) [–402]; (2.01—2.02) [–401]; (1.98—1.984) [061]; 1.918 [–4–22]; (1.881—1.884) [–260]; (1.851—1.852) [–403]; (1.827—1.829) [11—3]; (1.818—1.820) [260]; (1.798—1.802) [–170]; (1.776—1.780) [–204]; (1.743—1.750) [2—42]; (1.740—1.742) [420]; (1.722—1.725) [062]; 1.717 [–441]; 1.694 [–442]; (1.653—1.657) [242]; 1.622 [353]; (1.570—1.571) [0—24];1.542 [351].
По данным рентгеноспектрального микрозондового анализа (табл. 5), полевые шпаты в основном представлены плагиоклазами андезин-олигоклазового минального состава — (Na0.7–0.79Ca0.21–0.3)[(Al1.21–1.29Fe0–0.02)Si2.72–2.79O8] и анортоклазами — (Na0.34–0.8Ca0.07–0.32Ba0–0.01K0.02–0.48)[Al1.12–1.39Fe0–0.1Si2.51–2.88O8]. В последних плагиоклазовая компонента тоже является андезин-олигоклазом. Примесью к плагиоклазам и анортоклазам выступает калиевый полевой шпат состава K0.99–1[Al0.99–1Ti0–0.01Si3O8]. Очевидно, что именно полиминеральный и минально-смешанный состав ассоциации полевых шпатов и объясняет мультисложный характер приведенной выше комбинации рентгеновских отражений. На диаграмме смесимости большая часть анализов анортоклазов отвечает калишпат-содержащему олигоклазу, некоторые — санидину. Один анализ попал в поле несмесимости. Все это подтверждает вулканогенное происхождение материала в исследованных озерных осадках.
Слюда: (10.10—10.28) [002]; (4.99—5.09) [004]; 2.49 [008]; 2.00 [0010]. Судя по приведенным рентгеновским отражениям и составу (табл. 6) — (K0.86–1.04Ca0–0.03)0.89–1.04 (Al0.59–1Fe0.99–1.41)1.99–2[AlSi3O10](OH)1.89–2.04 — слюда может быть отнесена к мусковиту-алюмоселадониту.
Хлориты: (14.36—14.73) [001]; (7.07—7.21) [002]; (3.54—3.55) [004]. Рентгеновские данные соответствуют клинохлору-пикнохлориту.
Амфибол: (8.46—8.54) [110]; 4.50 [040]; 3.88 [–131]; (3.24—3.25) [240]; (3.13—3.15) [310]; (2.93—2.94) [–151]; 2.72 [–331]; (2.60—2.61) [061]; (2.55—2.57) [241]; 2.38 [350]; 2.34 [–351]; (2.16—2.17) [–332]; (2.01—2.02) [351]. Судя по отражениям, является роговой обманкой.
Клинопироксен: 3.00 [22—1]; 2.53 [002].
В качестве акцессорных минералов в исследованных образцах обнаружены эпидот-алланит состава (Ca2.3–2.35 La0.1–0.11Ce0.21–0.25Pr0–0.04Nd0–0.09)1.96–2(Al2.3–2.35Fe0.63–0.66)2.96–2.98[S3O12](OH)1.12–1.43, поликомпонентный циркон (Zr0.97–0.99Hf0–0.02Fe0–0.01Ca0–0.01)0.99–1.01[SiO4] (рис. 8, а; табл. 6) и магнетит, встречающийся не только в зернах, но и в виде характерных для вулканических пеплов магнитных шариков (рис. 8, с). По минальному составу этот минерал является магнезиоферрит-герцинит-магнетитом со спорадической примесью хромита, кулсонита и якобсита (табл. 7). Очевидно, что примесь в исследованном магнетите таких атомно-плотных миналов, как магнезиоферрит и герцинит, свидетельствует не только о его вулканогенном происхождении, но и о кристаллизации в достаточно глубинных условиях.
Помимо вышеупомянутых минералов в исследованных образцах обнаружены фосфаты, хлориды, оксиды и металлические сплавы. Фосфаты представлены цериевой разновидностью монацита (рис. 8, b; табл. 8) — (Ce0.37–0.38La0.16–0.21Pr0.03–0.06Nd0.15–0.16 Sm 0.02–0.03Gd0.02–0.03Y0.12–0.13Th0.01–0.02Ca0.04–0.05)0.99–1[PО4]. В качестве хлорида выступает гидроксильная разновидность хлораргирита (рис. 8, d; табл. 9) — AgCl0.52–0.69(OH)0.29–0.48. В качестве акцессорных оксидов установлены поликомпонентный ильменит и уникальная система твердофазных смесей ильменит-ферроколумбит-ферротанталит (табл. 10), которая известна только в эндогенных образованиях (Егоров, Арзамасцев, 2018). Ильменит варьируется по составу в пределах (Fe0.46–0.93Mg0–0.48Mn0.01–0.19)(Ti0.83–1Al0–0.17), в минальном выражении это: ильменит — 46—93, пикроильменит — 0—48, пирофанит —1—19 мол. %. Состав титан-ниобий-танталовых твердофазных смесей оценивается нами как Fe1.71–1.92(Ti1.38–1.81Nb0.04–0.42Ta0.13–0.17)2O6, что в миналах имеет вид: ильменит — 70—92, ферроколумбит — 1—21, ферротанталит — 7—9 мол. %. Кроме этого, в составе образцов выявлены металлические сплавы трех составов (табл. 11): на основе железа (рис. 8, е) — Fe0.68–0.7Cr0.19–0.21Ni0.08–0.1 Mn0.01–0.02, на основе никеля (рис. 8, f) — Ni0.43–0.52Cu0.28–0.33Zn0.19–0.23Fe0–0.01, латунь (рис. 8, g) — Cu0.57–0.58Zn0.4–0.42Sn0–0.01(Ni,Fe)0–0.01.
Полученные данные позволяют сделать вывод, что по минеральному составу моренные осадки в оз. Нижнем хорошо коррелируются именно с пеплами вулкана Эребус, в которых были выявлены и калишпат-плагиоклаз-анортоклазовая ассоциация, и поликомпонентный циркон, и монацит, и хлориды, и металлические сплавы. Таким образом, и на минералогическом уровне организации исследуемые осадки могут быть определены как вулканогенные.
Изотопия углерода
как генетический индикатор
Обнаружение в осадках моренного осадочного комплекса оз. Нижнего и в образцах снега частиц углеродного вещества ставит вопрос о его генетической природе. Предварительно предполагалось, что оно может иметь как природное (растительное), так и антропогенное происхождение. Для решения этого вопроса в соответствующих частицах нами был исследован изотопный состав углерода.
Проведенные исследования показали, что изотопный состав углерода в частицах из моренных осадков очень устойчив и определяется узким интервалом значений коэффициента d13СPDB = –30… –28, составляя статистически (–28.96 ± 1.01) ‰. Полученные данные кардинально отличаются от данных по водорослям из осадков того же озера (–9.31… –7.1 ‰), но близки к изотопному составу эндогенного углерода в продуктах голоценового вулканизма. На соответствующей генеральной диаграмме (рис. 9) изотопные данные, полученные по частицам из осадков оз. Нижнего, лежат в пределах диапазона варьирования значений d13СPDB в разнообразных углеродных фазах вулканогенного происхождения, особенно сближаясь с углеродными частицами, выявленными в пеплах вулкана Эребус. Таким образом, обнаруженное в моренном осадочном комплексе углеродное вещество является небиологическим и вулканогенным по происхождению.
Выводы
Объектами комплексного минералого-геохимического изучения стали образцы раннеголоценового возраста из моренного осадочного комплекса оз. Нижнего вблизи белорусской полевой базы «Гора Вечерняя». Материал в образцах в целом характеризуется гравийно-псаммитовым гранулометрическим составом, варьирующимся по относительному содержанию гравийно-грубопсаммитовой, крупнопсаммитовой, среднепсаммитовой и мелкотонкопсаммитовой фракций. По валовому химическому составу изученный материал соответствует вулканическим породам — в основном андезибазальтам и в небольшой степени дацитам. Их вулканогенная природа подтверждается изотопным составом стронция и неодима. По ассортименту, балансу и степени геохимической дифференцированности микроэлементов исследованные озерные осадки более всего близки к пеплам вулкана Эребус.
Фазово-минеральный состав изученных отложений определяется частицами вулканического стекла, ортоклаз-плагиоклаз-анортоклазовой ассоциацией полевых шпатов, мусковит-алюмоселадонитом, клинохлор-прохлоритом, эпидот-алланитом, магнетитом с минальной примесью магнезиоферрита и герцинита, монацитом, гидроксихлораргиритом, Mg-Mn-ильменитом, ильменит-ферроколумбит-ферротанталитовыми твердыми растворами, металлическими сплавами Fe-Cr-Ni-, Ni-Cu-Zn- и Cu-Zn-состава. Эти данные также свидетельствуют о вулканогенной природе исследованных осадков. Углеродное вещество, обнаруженное в моренном осадочном комплексе, является небиологическим и вулканогенным по происхождению.
Таким образом, все данные, полученные по раннеголоценовому «моренному» осадочному комплексу в оз. Нижнем Восточной Антарктиды, характеризуют его как осадочно-вулканогенный, образованный с наибольшей вероятностью за счет эксплозивных продуктов вулкана Эребус.
