1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Геохимия
  4. T. 65, № 1, 2020

Геохимия, 2020, T. 65, № 1, стр. 46-58

Сравнительный анализ плейстоценовых отложений пелагической области и подводных континентальных окраин Тихого океана

М. А. Левитан *

Институт геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН
119991 Москва, ул. Косыгина, 19, Россия

* E-mail: m-levitan@mail.ru

Поступила в редакцию 22.01.2019
После доработки 28.03.2019
Принята к публикации 04.04.2019

Полный текст (PDF)

Аннотация

Литолого-фациальное картирование плейстоценовых осадков пелагической области и 10 ключевых районов подводных континентальных окраин Тихого океана позволило составить обзорные карты нео- и эоплейстоценовых отложений для почти 90% площади океанического бассейна. Сравнительный анализ количественных параметров седиментации для плейстоценовых осадков пелагиали и континентальных окраин выявил превышение абсолютных масс литогенного вещества более чем в 8 раз, а СаСО3 и биогенного опала менее чем в 5 раз на континентальных окраинах. Доказан тренд повышения в течение плейстоцена потоков литогенного вещества и СаСО3 в обеих мегафациальных областях. В пелагиали произошло увеличение аккумуляции биогенного опала в неоплейстоцене по сравнению с эоплейстоценом, а на континентальных окраинах потоки биогенного опала на дно были выше в эоплейстоцене.

Ключевые слова: донные осадки, Тихий океан, пелагическая область, подводные континентальные окраины, эоплейстоцен, неоплейстоцен, площади, массы сухого осадочного вещества, объемы, массы осадков в единицу времени, абсолютные массы, литогенное вещество, СаСО3, биогенный опал

ВВЕДЕНИЕ

Изучая геохимическую эволюцию стратисферы, А.Б. Ронов сделал акцент на исследовании химического состава отложений крупных стратиграфических подразделений (например, отделов палеозоя и мезозоя). При этом, естественно, имелся в виду не средний арифметический химический состав, а средневзвешенный, для чего была необходима информация о соотношениях масс осадков различного состава в рассматриваемом синхроничном слое. Эта информация была получена с помощью литолого-палеогеографических карт масштабов 1 : 35 000 000 для океанов и 1 : 20 000 000 для континентов и континентальных окраин, построенных вместе с В.Е. Хаиным и сотрудниками Лаборатории геохимии осадочных пород ГЕОХИ, и обработанных с помощью объемного метода А.Б. Ронова (Ронов, 1949, 1993; Ronov et al., 1989).

К сожалению, эта работа была остановлена на плиоцене. Плейстоцен остался совершенно неизученным. В последние годы сотрудники вышеуказанной Лаборатории перешли к составлению литолого-палеогеографических и литолого-фациальных карт отмеченных масштабов для двух возрастных срезов плейстоцена: неоплейстоцена (0.8–0.01 млн лет) и эоплейстоцена (1.8–0.8 млн лет) (по шкале Gradstein et al., 2004). Нами опубликованы литолого-палеогеографические карты для Евразии (Левитан и др., 2018а); литолого-фациальные карты для пелагических областей Тихого, Индийского и Атлантического океанов (Левитан и др., 2013, 2014; Левитан, Гельви, 2016), Берингова моря (Левитан и др., 2018б), Японского моря (Левитан и др., 2018в), китайских морей (Левитан и др., 2018г), подводной окраины Антарктиды в районе Земли Уилкса и моря Росса (Левитан и др., 2018д). Сданы в печать соответствующие исследования по другим подводным континентальным окраинам Тихого океана (морям Австралии, морю Фиджи, окраинам Анд и Кордильер).

Сравнительный анализ полученных данных для пелагической области Тихого океана, с одной стороны, и его континентальных окраин, с другой, позволяет получить искомые материалы о соотношении осадочных масс различного состава в слое плейстоценовых отложений всего Тихого океана. Кроме того, такой анализ дает возможность сопоставления фациальной структуры и масс осадочного вещества в рассматриваемых принципиально различных мегафациальных областях, а также изучения долгопериодных трендов седиментации в течение плейстоцена. Этим проблемам и посвящена данная статья. В плане фактического материала она основана на результатах глубоководного бурения, указанных в вышеперечисленных статьях, и построенных на этих результатах литолого-фациальных картах (с изопахитами) и таблицах, полученных при их обсчете объемным методом А.Б. Ронова (1949).

ПОЛУЧЕННЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ

Фациальная структура

С точки зрения фациальной структуры плейстоценовых отложений Тихий океан состоит из двух фациальных мегаобластей: пелагической области и подводных континентальных окраин. На рис. 1 отмечены границы изученных ключевых районов. Подробные описания фациальной структуры в каждом из них даны в соответствующих статьях. В данном разделе приведены только необходимые данные в кратком виде.

Рис. 1.

Расположение изученных ключевых районов подводных континентальных окраин в Тихом океане. Районы: 1 – Берингово море; 2 – Японское море; 3 – китайские моря; 4 – моря к востоку от Австралии; 5 – море Фиджи; 6 ‒ континентальная окраина Земли Уилкса и море Росса; 7 – юг подводной окраины Анд; 8 – север подводной окраины Анд; 9 – юг подводной окраины Кордильер; 10 – север подводной окраины Кордильер. Условные обозначения: 1 – скважины глубоководного бурения; 2 – колонки НИС “Элтанин”, изученные с помощью магнитостратиграфического метода (Goodell, Watkins, 1968); 3 – колонки, поднятые в Беринговом море (Левитан и др., 20182).

Пелагическая мегафациальная область состоит из гемипелагической, миопелагической и эвпелагической (абиссальной) литолого-фациальных зон, в каждой из которых присутствуют еще и азональные подводные поднятия (хребты, возвышенности, плато) различного генезиса (Левитан и др., 2013). Как и в современную эпоху (Лисицын, 1978), распределение плейстоценовых осадков подчинялось сочетанию основных видов зональности: циркумокеанической, широтной (климатической), вертикальной и тектонической.

В состав мегафациальной области подводных континентальных окраин входят, с геодинамической точки зрения, как известно, окраины трех основных типов: пассивные, активные островодужные и активные окраины андийского типа. Среди изученных ключевых районов к пассивным окраинам принадлежит подводная окраина Земли Уилкса и море Росса. К ним же, по сути дела, можно отнести крупные районы с обширными шельфами на севере Берингова моря и в китайских морях. Неизученная часть подводной тихоокеанской окраины Антарктиды также является окраиной пассивного типа. Островодужные окраины сосредоточены на севере и западе Тихого океана, а активные окраины андийского типа находятся в восточной части океана и включают подводные окраины Анд и Кордильер. Очевидно, что в бассейне Тихого океана преобладают активные континентальные окраины, в плейстоценовых отложениях которых почти везде присутствуют (хотя и в незначительном количестве) прослои вулканических пеплов, генерируемых извержениями вулканов островных дуг.

На фациальную структуру плейстоценовых осадков континентальных окраин помимо геодинамических факторов большое влияние оказывают климатические особенности, а также, разумеется, рельеф дна, структура циркуляции, первичная продукция и т.д. Особенно заметна роль климата. Так, на севере и юге Тихого океана значительную роль в составе плейстоценового осадочного чехла играют марино-гляциальные отложения и кремнистые (существенно диатомовые) осадки, а карбонатные отложения практически отсутствуют. Карбонатные планктоногенные илы и бентогенные постройки, напротив, развиты в экваториально-тропическом поясе на востоке и западе океана.

Далее основная часть статьи посвящена сравнительному анализу количественных параметров седиментации в обеих мегафациальных областях, с одной стороны, и выявлению в них трендов плейстоценовой седиментации, с другой.

Площади, мощности и объемы плейстоценовых осадков

В табл. 1 показаны сводные результаты как по пелагической области Тихого океана, так и по его континентальным окраинам. При изучении ее и следующих таблиц необходимо иметь в виду наши перечисленные выше публикации. На еще не опубликованные данные в таблицах можно будет сослаться, опираясь на данную статью.

Таблица 1.  

Площади (S, тыс. км2), средние мощности (H, м) и объемы (V, тыс. км3) осадков плейстоцена в Тихом океане

Стратигра-фические
подразделения 		Параметры Пелагическая
область 		Берингово
море 		Японское
море 		Китайские моря Австралийские моря Море
Фиджи 		Море
Росса 		Подводная
окраина
Анд 		Подводная
окраина
Кордильер 		Все
континен-тальные
окраины
Юг Север Юг Север
Неоплейстоцен S 134 867 2176 867 3693 8992 2865 1103 213 344 347 1369 21 969
H 14 114 101 172 35 11 25 352 90 150 124 76
V 1932 249 88 635 311 32 28 75 31 52 170 1671
Эоплейстоцен S 131 854 2180 858 3702 8606 2699 1115 222 350 354 1365 21 451
H 10 117 75 96 28 13 24 59 151 73 105 56
V 1262 255 64 365 222 35 27 13 53 26 143 1203
Плейстоцен S 133 361 2178 863 3698 8799 2782 1109 218 347 351 1367 21 710
H 24 231 176 270 61 24 50 404 242 222 229 132
V 3194 504 152 1000 533 67 55 88 84 78 313 2874

Содержание табл. 1 свидетельствует о том, что далеко не все области континентальных окраин Тихого океана охвачены нашими исследованиями. В одних случаях, например, в Охотском море, нет ни одной скважины глубоководного бурения, в других, например, в преддуговом осадочном бассейне Алеутской дуги, число таких скважин слишком мало для построения литолого-фациальных карт и проведения необходимых измерений. Поэтому была проведена оценка площадей, занятых плейстоценовыми осадками в таких слабоизученных районах. В результате получены следующие данные: Охотское море – 1603 тыс. км2; море Банда – 714 тыс. км2; море Сулавеси – 453 тыс. км2; Яванское море – 552 тыс. км2; Сиамский залив – 320 тыс. км2; Татарский пролив – 91.9 тыс. км2; преддуговой бассейн Японии – 272.5 тыс. км2; Алеутский преддуговой бассейн – 287.8 тыс. км2; континентальная окраина Антарктиды – 1246.2 тыс. км2. Суммарная площадь составляет 5540.4 тыс. км2. С учетом приведенных в табл. 1 данных по континентальным окраинам, для которых были рассчитаны площади, занятые неоплейстоценовыми осадками, получаем общую площадь развития неоплейстоценовых осадков на континентальных окраинах Тихого океана 27 509 тыс. км2. Отношение площадей пелагических и окраинно-континентальных осадков в неоплейстоцене составило 4.90. Такое же соотношение для эоплейстоцена равно 4.89, и для плейстоцена в целом – 4.89.

Суммарные объемы неоплейстоценовых отложений на изученных континентальных окраинах (табл. 1) равны 1671 тыс. км3, эоплейстоценовых – 1203 тыс. км3, а плейстоценовых в сумме – 2874 тыс. км2. Отношения зафиксированных в табл. 1 объемов в пелагической области и на континентальных окраинах для указанных стратиграфических подразделений, соответственно, равны 1.16, 1.05 и 1.11. В пелагической области объемы неоплейстоценовых отложений превышают объемы эоплейстоценовых осадков в 1.53 раза, а на континентальных окраинах величина такого отношения равна 1.39.

Показанные в табл. 1 средние мощности (частные от деления объемов на площади) свидетельствуют о том, что рассматриваемая величины в пелагической области равна для неоплейстоцена 14 м, а для эоплейстоцена – 10 м. Соответственно, суммарная мощность для плейстоцена равна 24 м. В ключевых районах исследованных континентальных окраин средние мощности равны 76, 56 и 132 м, а их колебания составляют, соответственно, от 35 до 352 м, от 13 до 151 м, от 24 до 404 м. Для некоторых районов подводных окраин континентов (Япония, Чили, траверз Каскадии) отмечено частичное увеличение мощности плейстоценовых отложений за счет аккреции.

Таким образом, в среднем площади развития плейстоценовых осадков в пелагиали Тихого океана превышают такие же площади на континентальных окраинах в 4.89 раза. Соотношение объемов для плейстоцена равно 1.11 (т.е. примерно равно), а соотношение средних мощностей составляет 0.18. Следовательно, если исходить из округленных значений, то в среднем мощность осадков плейстоцена на континентальных окраинах в 5 раз выше, чем в пелагиальной части ложа Тихого океана, что и обеспечивает примерное равенство объемов.

Кроме того, в табл. 1 обращает на себя внимание, что в большинстве изученных районов Тихого океана (за исключением морей Берингова и Фиджи, северной подводной окраины Анд и южной подводной окраины Кордильер) объемы и мощности неоплейстоценовых отложений выше, чем в эоплейстоцене. Как отмечалось, такой же тренд получается и для пелагической области Тихого океана в целом. Учитывая, что объемы и мощности приводятся для натуральных осадков, а для будущих расчетов химического состава требуются данные по массам сухого осадочного вещества, то более значимыми в этом плане являются именно такие результаты, которые представлены в следующем разделе статьи.

Массы сухого осадочного вещества и массы вещества в единицу времени

Приведенные в табл. 1 данные об объемах натуральных осадков невозможно пересчитать непосредственно в массы сухих осадков, т.к. физические свойства отложений различного состава заметно отличаются друг от друга. Поэтому для получения представленных в табл. 2 результатов использованы ранее полученные результаты по массам конкретных литологических разновидностей (литотипов) для изученных районов Тихого океана.

Таблица 2.  

Массы сухого осадочного вещества (M, 1018 г) и массы вещества в единицу времени (I, 1018 г/млн лет) осадков плейстоцена в Тихом океане

Стратигра-фические
подразде-
ления 		Параметры Пелагическая
область 		Берингово
море 		Японское
море 		Китайские моря Австралийские моря Море
Фиджи 		Море
Росса 		Подводная
окраина
Анд 		Подводная
окраина
Кордильер 		Все
континен-тальные
окраины
Юг Север Юг Север
Неоплейстоцен M 969 272 46 453 231 13 28 76 20 35 159 1333
I 1181 344 58 574 299 17 35 96 25 44 201 1687
Эоплейстоцен M 722 261 43 299 185 15 26 17 45 21 127 1219
I 722 261 43 299 185 15 26 17 45 21 127 1219
Плейстоцен M 1691 533 89 752 416 28 54 93 65 56 286 2552
I 945 298 50 420 232 16 30 52 36 31 160 1426

Итак, основные данные табл. 2 выглядят следующим образом: массы сухих осадков для пелагической области Тихого океана для неоплейстоцена, эоплейстоцена и всего плейстоцена, соответственно, равны 969, 722 и 1691 × 1018 г. Суммарные величины для всех изученных континентальных окраин, соответственно, равны 1333, 1219 и 2552 × 1018 г. Таким образом, даже без учета вышеуказанных областей континентальных окраин, для которых нет данных по объемам и массам осадочного материала, получается, что суммарно на подводных континентальных окраинах Тихого океана и в неоплейстоцене, и в эоплейстоцене, и в плейстоцене в целом накапливалось заметно больше сухого осадочного вещества, чем в пелагической области. Соответствующие отношения масс равны 1.38, 1.69 и 1.51. Следовательно, в среднем в плейстоцене на континентальных окраинах Тихого океана накапливалось в 1.5 раза больше сухого осадочного вещества, чем в пелагической области, и это – без учета неисследованных континентальных окраин.

Если изучить соотношения масс осадков между нео- и эоплейстоценом, то выяснится, что в пелагической области Тихого океана, и во всех ключевых районах исследованных подводных континентальных окраин (за исключением северной окраины Анд) массы сухого осадочного вещества в неоплейстоцене были выше, чем в эоплейстоцене. В море Фиджи они остались практически без изменения.

Для каждого рассматриваемого региона величины масс сухих осадков в единицу времени (скорости аккумуляции) имеют еще большее значение, чем просто массы. Их соотношения между пелагической областью и континентальными окраинами, а также между нео- и эоплейстоценом, естественно, такие же, как и между массами осадков. Единственным (и вполне понятным) исключением является море Фиджи (табл. 2), поскольку массы нео- и эоплейстоценовых отложений очень близки, а продолжительность эоплейстоцена заметно выше, чем неоплейстоцена.

Имеющиеся в нашем распоряжении данные позволяют рассчитать так называемые абсолютные массы осадочного материала (раздельно для пелагической области и подводных континентальных окраин). Результаты расчета выглядят следующим образом (для неоплейстоцена, эоплейстоцена и всего плейстоцена, соответственно): для пелагической области – 0.909, 0.548 и 0.708 г/см2 тыс. лет; для континентальных окраин – 7.681, 5.683 и 6.567 г/см2 тыс. лет. Таким образом, на подводных окраинах средняя величина плейстоценового потока аккумулирующегося осадочного материала превышает среднее его значение для пелагической области немного менее чем в 10 раз. Отношения абсолютных масс осадков между нео- и эоплейстоценовыми величинами для континентальных окраин равно 1.352, а для пелагической области – 1.659.

Морским геологам хорошо известно, что литологический состав плейстоценовых отложений подводных континентальных окраин в Тихом океане отличается от литологического состава в пелагической области. Поэтому для интерпретации вышеприведенных данных необходима информация о литологии изученных отложений. В следующем разделе представлены соответствующие материалы по основным группам осадков: литогенным, карбонатным и кремнистым.

Массы сухого осадочного вещества основных групп осадков и осадкообразующих компонентов

В литогенную группу осадков включены доминирующие терригенные отложения, вулкано-терригенные осадки, мио- и эвпелагические глины, туффиты и редкие вулканические пеплы. К карбонатным осадкам отнесены не только собственно карбонатные планктоногенные илы и кораллово-водорослевые образования, но также глинисто-карбонатные илы и карбонатные турбидиты. В группу кремнистых осадков попали диатомовые и диатомово-радиоляриевые илы, а также диатомовые глины.

Результаты расчетов масс сухого осадочного вещества основных групп осадков приведены в табл. 3. Ее изучение показывает, что литологический состав в пелагической области и суммарно на континентальных окраинах несколько отличался. Если обобщить полученные результаты, то получится, что в пелагической области в неоплейстоцене, эоплейстоцене и плейстоцене в целом соотношение литогенных, карбонатных и кремнистых осадков составляло 67 : 28 : 5, 74 : 21 : 5 и 70 : 25 : 5, соответственно. Для всей изученной области подводных континентальных окраин рассматриваемое соотношение составляло 78 : 16 : 5, 75 : 19 : 6 и 77 : 17 : 6, соответственно. Таким образом, в целом в обеих мегафациальных областях преобладают литогенные осадки, на втором месте находятся карбонаты и на третьем – кремнистые отложения. При этом относительная роль карбонатов выше в пелагиали, а литогенных осадков – на континентальных окраинах. Относительная роль кремнистых осадков, вероятно, не изменялась. Вышеприведенные соотношения основных групп донных осадков свидетельствуют о том, что в пелагической области в неоплейстоцене по сравнению с эоплейстоценом выросло относительное значение карбонатов и поэтому (?) уменьшилось значение литогенных осадков. В области континентальных окраин слегка увеличилось относительное содержание литогенных отложений и уменьшилось – карбонатных.

Таблица 3.  

Массы сухого осадочного вещества (М, 1018 г) основных групп плейстоценовых осадков в Тихом океане

Стратигра-фические
подразде-
ления 		Осадки Пелагическая
область 		Берингово
море 		Японское
море 		Китайские моря Австралийские моря Море
Фиджи 		Море
Росса 		Подводная
окраина
Анд 		Подводная
окраина
Кордильер 		Все
континен-тальные
окраины
Юг Север Юг Север
Неоплейстоцен лит. 721 219 43 429 59 1 26 76 12 24 143 1032
карб. 300 0 0.7 14 172 12 0 0 0.8 6 8 214
кр. 58 38 1.6 10 0 0 2 0 7 5 7 71
Эоплейстоцен лит. 585 200 40 293 29 2 23 17 33 12 119 768
карб. 162 0 0.4 7 156 13 0 0 0.2 9 7 193
кр. 39 43 2.4 6 0 0 3 0 12 1 1 68
Плейстоцен лит. 1306 419 83 722 88 3 49 93 45 36 262 1800
карб. 462 0 1.1 21 328 25 0 0 1 15 15 407
кр. 97 81 4 16 0 0 5 0 19 6 8 139

Примечания. Осадки лит. – литогенные; карб. – карбонатные; кр. – кремнистые.

В то же время внимательное изучение табл. 3 свидетельствует о серьезных различиях между ключевыми районами континентальных окраин. Например, в австралийских морях и море Фиджи явно доминируют медленно накапливавшиеся карбонатные отложения; в Беринговом море, на окраине Антарктиды и на окраине Северной Америки повышена роль кремнистых отложений; на окраине южных Анд полностью преобладают литогенные осадки.

Учет перечисленных выше неисследованных нами районов континентальных окраин может слегка изменить приведенные соотношения основных групп осадков. Так, в Охотском море они, видимо, похожи на Берингово (Левитан и др., 2007); на тихоокеанской окраине Антарктиды, возможно, соотношения терригенных и кремнистых осадков те же, что и в море Росса; в Сиамском заливе доминируют литогенные осадки (Dung et al., 2014); в море Сулу увеличена относительная роль карбонатов (Rangin et al., 1990). Тем не менее, представляется, что основные литологические соотношения нами обозначены правильно.

С точки зрения генетического состава осадков более корректным является оперирование не массами основных групп осадков, а массами основных осадкообразующих компонентов: литогенного вещества, СаСО3 и биогенного опала. Для расчетов принято среднее содержание СаСО3 в карбонатных осадках 85% (соответственно, содержание литогенного вещества 15%), опала в кремнистых илах – 60% (т.е. содержание литогенного вещества равно 40%). В слабокарбонатных осадках находится в среднем 50% СаСО3 и 50% литогенного вещества, а в слабокремнистых осадках – 40% опала и 60% литогенного вещества.

Полученные результаты показаны в табл. 4. Из анализа таблицы следует, что для неоплейстоцена, эоплейстоцена и плейстоцена в целом отношения масс на континентальных окраинах к массам в пелагической области равны для литогенного вещества, СаСО3 и биогенного опала, соответственно: 1.410, 0.612, 0.409; 1.422, 0.942, 1.348; 1.415, 0.728 и 0.776. Таким образом, в неоплейстоцене массы литогенного вещества были выше на континентальных окраинах, чем в пелагиали, а биогенных компонентов – ниже. В эоплейстоцене картина была иной: преобладание масс литогенного вещества и биогенного опала на континентальных окраинах над этими же массами в пелагиали, и примерное равенство масс СаСО3 в обеих мегафациальных областях. При этом в течение плейстоцена и в пелагиали, и на континентальных окраинах произошло увеличение масс литогенного вещества и СаСО3. Масса биогенного опала, напротив, в эоплейстоцене была несколько выше на континентальных окраинах, чем в неоплейстоцене, а в пелагиали происходил рост масс этого компонента в течение всего плейстоцена.

Таблица 4.  

Массы (M, 1018 г) основных осадкообразующих компонентов плейстоценовых отложений в мегафациальных областях Тихого океана

Стратиграфические
подразделения 		Компоненты Пелагическая
область 		Все
континентальные
окраины 		$\frac{\begin{gathered} M \\ {\text{континентальных}} \\ {\text{окраин}} \\ \end{gathered} }{\begin{gathered} M \\ {\text{пелагической}} \\ {\text{области}} \\ \end{gathered} }$
Неоплейстоцен Литогенное вещество 788 1111 1.410
СаСО3 255 156 0.612
Биогенный опал 35 14 0.4
Эоплейстоцен Литогенное вещество 625 889 1.422
СаСО3 138 130 0.942
Биогенный опал 23 31 1.348
Плейстоцен Литогенное вещество 1413 2000 1.415
СаСО3 393 286 0.728
Биогенный опал 58 45 0.776

Абсолютные массы групп осадков и осадкообразующих компонентов

Результаты расчета абсолютных масс (MAR) основных групп осадков (раздельно для пелагической области и подводных континентальных окраин) для неоплейстоцена, эоплейстоцена и всего плейстоцена показаны в табл. 5. Результаты ее изучения свидетельствуют о том, что в обеих мегафациальных областях в плейстоцене сохранялась сходная структура седиментации с явным преобладанием потоков накапливавшихся на дне литогенных осадков, заметно меньшими потоками карбонатных осадков и незначительными – кремнистых. При этом абсолютные массы литогенного вещества на континентальных окраинах были больше, чем в пелагической области, более чем в 8 раз, а биогенных компонентов – только менее чем в 5 раз в среднем для плейстоцена. Отсюда следует, что для фациальной структуры пелагической области биогенная седиментация имела большее значение, чем в среднем на континентальных окраинах.

Таблица 5.  

Абсолютные массы (MAR, г/см2 х тыс. лет) групп осадков и основных осадкообразующих компонентов плейстоценовых отложений в мегафациальных областях Тихого океана

Стратиграфические
подразделения 		Осадки,
компоненты 		Пелагическая
область 		Все
континентальные
окраины 		$\frac{\begin{gathered} {\text{MAR}} \\ {\text{континентальных}} \\ {\text{окраин}} \\ \end{gathered} }{\begin{gathered} {\text{MAR}} \\ {\text{пелагической}} \\ {\text{области}} \\ \end{gathered} }$
Неоплейстоцен Литогенные осадки 0.677 5.946 8.729
Карбонатные осадки 0.282 1.233 4.372
Кремнистые осадки 0.054 0.410 7.593
Литогенное вещество 0.740 6.401 8.650
СаСО3 0.239 0.899 3.762
Биогенный опал 0.033 0.081 2.455
Эоплейстоцен Литогенные осадки 0.444 3.580 8.063
Карбонатные осадки 0.123 0.900 7.317
Кремнистые осадки 0.030 0.320 10.667
Литогенное вещество 0.474 4.144 8.743
СаСО3 0.105 0.606 5.771
Биогенный опал 0.017 0.140 8.235
Плейстоцен Литогенные осадки 0.547 4.632 8.468
Карбонатные осадки 0.194 1.047 5.397
Кремнистые осадки 0.041 0.358 8.732
Литогенное вещество 0.592 5.147 8.694
СаСО3 0.165 0.736 4.461
Биогенный опал 0.024 0.116 4.833

Однако наиболее корректными с точки зрения сравнительного анализа являются данные по абсолютным массам основных осадкообразующих компонентов (табл. 5). В итоге анализа этих данных подтвердились ранее сделанные выводы о том, что в обеих мегафациальных областях в плейстоцене сохранялась сходная структура седиментации с явным преобладанием потоков накапливавшегося на дне литогенного вещества, заметно меньшими потоками СаСО3 и незначительными – биогенного опала. При этом абсолютные массы литогенного вещества на континентальных окраинах были больше, чем в пелагической области, более чем в 8 раз, а биогенных компонентов – только менее чем в 5 раз в среднем для плейстоцена. Таким образом, подтверждается сделанный в предыдущем параметре вывод, что для фациальной структуры пелагической области биогенная седиментация имела большее значение, чем в среднем на континентальных окраинах.

Существует еще одно важное следствие анализа табл. 5. Если мы разделим MAR неоплейстоценовых основных осадкообразующих компонентов на MAR эоплейстоценовых, то в пелагической области для литогенного вещества, СаСО3 и биогенного опала получим, соответственно, значения 1.561, 2.276 и 1.941. Для мегафациальной области континентальных окраин этот ряд будет выглядеть следующим образом: 1.545, 1.483 и 0.579. Таким образом, в неоплейстоцене по сравнению с эоплейстоценом потоки всех компонентов аккумулировавшегося на дне осадочного материала выросли в пелагической области, а потоки литогенного вещества и СаСО3 увеличились на континентальных окраинах. При этом потоки биогенного опала на континентальных окраинах стали меньше. В неоплейстоцене по сравнению с эоплейстоценом в пелагической области возросла относительная роль СаСО3, в отличие от континентальных окраин.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

В статье рассмотрены данные о покрытых плейстоценовыми осадками областях дна Тихого океана, составляющих 87.3% от общей его площади (Атлас…, 1980). Полученная информация свидетельствует о существовании в плейстоцене единой седиментационной системы Тихого океана, состоящей из двух подсистем (мегафациальных областей): пелагического ложа и континентальных окраин. Эта седиментационная система является открытой, т.к. в плейстоцене, также как и в современную эпоху (Атлас…, 1980), происходил обмен веществом и энергией с Атлантическим, Индийским и Северным Ледовитым океанами, а также с приводным слоем атмосферы. Для обеих мегафациальных областей характерна близкая фациальная структура с доминированием литогенных образований, существенно меньшей ролью карбонатных осадков и очень незначительной долей кремнистых отложений.

Представляется, что эта структура, в принципе, связана, главным образом, со структурой стока с континентов. Уже давно известно, что твердый сток с материков превышает сток растворенных веществ в 2–3 раза (Страхов, 1963). В биосфере континентов преобладают пресные и ультрапресные воды с минерализацией менее 500 мг/л (Алекин, 1979). В них содержится порядка 35–58 мг/л ${\text{НСО}}_{3}^{ - },$ 12–15 мг/л Са2+, 10–13 мг/л SiO2 (цитируется по Янин, 2018). По данным А.П. Лисицына (1978), в речном стоке соотношения абсолютных масс литогенного вещества, СаСО3 и кремнекислоты составляют 92.4 : 5.7 : 1.6. В современных осадках пелагической области Тихого океана это соотношение выглядит следующим образом: 67.9 : 26.46 : 5.62 (Лисицын, 1978). Если литогенное вещество попадает в океан, главным образом, с континентов (в том числе при волновой абразии берегов, с айсбергами и при вулканических извержениях), то СО2 дополнительно может поставляться из атмосферы и при процессах подводного вулканизма. В последнем случае может поступать и некоторое (относительно малое) количество растворенного SiO2 (Богданов и др., 2006).

Из-за широкого развития природных седиментационных ловушек по обрамлению Тихого океана, где преобладают островные дуги и глубоководные желоба, можно предположить, что градиент масс осадочного материала между вышеуказанными мегафациальными областями является наибольшим именно в этом океане. В Атлантическом и Индийском океанах гораздо больше развиты пассивные окраины континентов, где таких природных ловушек существенно меньше.

Литогенное вещество в основном оседает на континентальных окраинах недалеко от районов его поставки. По нашим данным, наиболее мощные его депоцентры в неоплейстоцене были развиты в дельтовых областях великих рек Азии, в фэнах на подводной окраине Кордильер и (в виде скоплений моренного материала) на шельфе Северной Америки около зоны сочленения Аляски и Кордильер.

Поступающие в океан растворенные вещества (включая питательные вещества типа фосфатов, нитратов, растворенной органики и т.д.), как правило, разносятся течениями и в значительной степени обезличиваются. Однако и в этом случае депоцентры находятся на подводных континентальных окраинах. В качестве примеров сошлемся не только на приведенные в статье таблицы, но и укажем на гигантскую аккумуляцию карбонатов в Большом Барьерном рифе около Австралии и на мощнейшую (свыше 150 м) толщу голоценовых диатомовых илов на погруженном шельфе Земли Уилкса (Антарктида) (Esquita et al., 2010).

Общеизвестно, что континенты окаймлены полосой развития высокой первичной продукции в поверхностной водной массе океана. Причинами этого явления служат поставка питательных для планктона веществ с континентов и c региональным апвеллингом, вызванным особенностями рельефа подводных поднятий. В этой же области сосредоточены и главные локальные апвеллинги Мирового океана (в Тихом океане: Калифорнийский, Перуанский и Чилийский апвеллинги). Именно столь высокая первичная продукция и объясняет вышеупомянутые потоки биогенных осадкообразующих компонентов на дно подводных окраин Тихого океана.

Интересно, что для среднего состава взвешенного в Мировом океане осадочного вещества (Левитан, 1998) между абсолютными массами литогенного вещества, СаСО3 и биогенного опала существует соотношение 34.14 : 32.05 : 33.81. Это свидетельствует о том, что живые организмы в эвфотическом слое очень быстро аккумулируют биогенные вещества, которые в дальнейшем по мере погружения планктонных организмов после их смерти подвергаются растворению. Причем растворение в гораздо большей степени в среднем касается кремнийконцентрирующих организмов, а не карбонатконцентрирующих. Для последних фактор растворения становится определяющим только глубже поверхности критической глубины карбонатонакопления.

В соответствии с приведенными в табл. 5 данными, средние соотношения абсолютных масс осадкообразующих компонентов в плейстоценовых отложениях пелагической мегафациальной области Тихого океана равны 75.80 : 21.13 : 3.07, т.е. довольно близки к вышеприведенным соотношениям в современных осадках. Для подводных континентальных окраин эти же соотношения равны 85.80 : 12.27 : 1.93, т.е. по сравнению с пелагиалью здесь возрастает относительная роль литогенного вещества и падает относительная роль биогенных компонентов. Эти данные соответствуют результатам исследования геохимической дифференциации в океане (Гордеев, 2012), согласно которым в современной водной толще над континентальными окраинами Мирового океана господствует “геохимия взвеси”, а над пелагической областью – “геохимия растворов”, т.е. здесь преобладают растворенные формы элементов над взвешенными.

Объяснение наблюдавшихся общих закономерностей изменения количественных параметров для пелагических областей в течение плейстоцена было дано ранее (Левитан, 2017). Оно состоит в роли усилившихся горообразовательных неотектонических движений, сопровождавшихся в ряде регионов (Аляска, Кордильеры) возрастанием объемов континентальных (в том числе и горных) ледников. Все это приводило к росту поставки не только литогенного вещества, но и растворенных веществ, необходимых для биогенного осадкообразования.

Единственное исключение из этого общего правила, зафиксированное нами в пределах континентальных окраин, относится к истории кремненакопления. Ранее (Левитан, 2016) была выдвинута концепция “двух океанов” (ледового и неледового) для плейстоцена. Согласно этой концепции, в высоких широтах преобладало кремненакопление в эоплейстоцене, а в средних и низких – в неоплейстоцене. Были описаны и возможные причины этого явления. Среди рассмотренных ключевых районов на подводных континентальных окраинах Тихого океана эта концепция подтверждена данными по Берингову морю (Левитан и др., 2018б) и по антарктической окраине (Левитан и др., 2018д). Обнаруженная активизация Перуанского апвеллинга в эоплейстоцене по сравнению с неоплейстоценом объясняется его зависимостью от подъема антарктических промежуточных вод, генерируемых около Антарктиды.

В статье исследованы литологические изменения в Тихом океане в течение части четвертичного периода: с 1.8 по 0.01 млн лет. Крупные отрезки времени – неоплейстоцен и эоплейстоцен – позволили исследовать тренды этих изменений. В палеоклиматологии в это время известен общий тренд глобального похолодания, который был синхронизирован с трендом падения уровня Мирового океана, возрастанием первичной продукции и нарастанием глобального объема ледников. На этом фоне происходили разнопериодные изменения климата: ледниково-межледниковые, орбитальные, суборбитальные и другие. Естественно, что эти изменения отражались и в составе донных осадков Тихого океана. Например, ледниково-межледниковые циклы хорошо выражены в разрезах шельфов Берингова моря и китайских морей, в море Росса. Толщи переслаивания осадков различного литологического состава, отраженные на составленных литолого-фациальных картах, фиксируют перечисленные виды климатических изменений и их взаимодействие с тектоническими и палеоокеанологическими факторами.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В результате проведенных работ получены данные о литологическом составе нео- и эоплейстоценовых осадков на площади, составляющей несколько менее 90% от общей площади дна Тихого океана. Это дает основания применить в дальнейшем метод расчета средневзвешенного химического состава для неоплейстоценовых, эоплейстоценовых и плейстоценовых отложений в целом.

Нами выделены две мегафациальные области: пелагическая и подводных континентальных окраин. Сравнительный анализ материалов по обеим областям проведен по ряду количественных параметров.

В наиболее общем виде на основе вышеприведенных данных можно утверждать, что в Тихом океане площадь пелагической области в плейстоцене превышала изученную площадь подводных континентальных окраин примерно в 6 раз, а объем осадков почти одинаков. Средняя мощность плейстоценовых отложений в пелагиали равна 24 м, а на окраинах – 132 м (табл. 1). В плейстоцене масса сухого осадочного вещества основных групп осадков в пелагиали составляла около 0.7 от массы на континентальных окраинах (табл. 2), а при сопоставлении масс основных осадкообразующих компонентов эта величина равна 0.8 (табл. 4). Сравнение абсолютных масс основных осадкообразующих компонентов для плейстоцена показало, что различия между пелагической областью и мегафациальной областью подводных континентальных окраин было еще более выразительным, составляя для литогенного вещества 0.12, для СаСО3 – 0.22, а для биогенного опала – 0.21 (табл. 5). Таким образом, и по этим данным в среднем в плейстоценовых отложениях относительная роль биогенных компонентов в пелагиали была выше, чем на континентальных окраинах, хотя, конечно, абсолютные величины несопоставимы.

Теперь рассмотрим изменения основных количественных параметров в течение плейстоцена. Сравнение данных для неоплейстоцена и эоплейстоцена выявило, что массы сухого вещества в мегафациальной области континентальных окраин выросли в 1.1 раза, а в пелагиали – в 1.3 раза. Соответствующие отношения масс сухого вещества основных осадкообразующих компонентов составили для литогенного вещества пелагиали 1.3, для СаСО3 – 1.8, для опала – 1.5. На континентальных окраинах этот ряд выглядит следующим образом: 1.5, 1.2, 0.6.

Отмеченное выше возрастание в неоплейстоцене относительной роли карбонатонакопления в пелагиали по сравнению с эоплейстоценом связано с большей возможностью проникновения растворенных питательных веществ в пелагиаль по сравнению с твердым литогенным веществом, которое в большей степени задерживается седиментационными природными ловушками.

За пределами исследования в данной работе осталась информация о конкретных литотипах, вещественно-генетических типах осадков и литологических комплексах. Однако, представляет интерес то обстоятельство, что, например, терригенные турбидиты явно увеличили интенсивность своего накопления, также как и марино-гляциальные осадки, в неоплейстоцене по сравнению с эоплейстоценом в обеих мегафациальных областях. Эти и другие литологические изменения модулировали отмеченные выше тренды в седиментации в течение плейстоцена.

Работа выполнена при финансовом содействии госзадания (тема № 0137-2018-0008), гранта РФФИ № 2017-05-00157 и гранта Программы РАН по фундаментальным исследованиям I.49.

Список литературы

  1. Алекин О.А. (1979) Химический состав растворенных веществ речного стока. Химия вод океана. М.: Наука. 51-55.

  2. Атлас океанов. Термины, понятия, справочные таблицы (1980) М.: ГУНК МО СССР. С. 84-85.

  3. Богданов Ю.А., Лисицын А.П., Сагалевич А.М., Гурвич Е.Г. (2006) Гидротермальный рудогенез океанского дна. М.: Наука. 527 с.

  4. Гордеев В.В. (2012) Геохимия системы река-море. М.: ИП Матушкина И.И. 452 с.

  5. Левитан М.А. (1998) О соотношении основных компонентов вещества в современных и древних океанических осадочных потоках. ДАН. 359 (2), 220-222.

  6. Левитан М.А. (2016) Сравнительный анализ пелагического плейстоценового кремненакопления в Тихом и Индийском океанах. Геохимия (3), 278-286.

  7. Levitan M.A. (2016) Comparative analysis of pelagic Pleistocene silica accumulation in the Pacific and Indian oceans. Geochem. Int. 54 (3), 257-265.

  8. Левитан М.А. (2017) Количественные параметры плейстоценовой седиментации в Мировом океане: глобальные закономерности и региональные особенности. Геохимия (5), 413-428.

  9. Levitan M.A. (2017) Quantitative parameters of Pleistocene pelagic sedimentation in the World Ocean: global trends and regional features. Geochem. Int. 55 (5), 428-441.

  10. Левитан М.А., Гельви Т.Н. (2016) Количественные параметры пелагической плейстоценовой седиментации в Атлантическом океане. Геохимия (12), 1091-1103.

  11. Levitan M.A., Gelvi T.N. (2016) Quantitative parameters of Pleistocene pelagic sedimentation in the Atlantic Ocean. Geochem. Int. 54 (12), 1049-1060.

  12. Левитан М.А., Антонова Т.А., Гельви Т.Н. (2014) Фациальная структура и количественные параметры пелагической плейстоценовой седиментации в Индийском океане. Геохимия (4), 350-360.

  13. Levitan M.A., Antonova T.A., Gelvi T.N. (2014) Facies structure and quantitative parameters of Pleistocene pelagic sedimentation in the Indian Ocean. Geochem. Int. 52(4), 316-324.

  14. Левитан М.А., Антонова Т.А., Гельви Т.Н., Кольцова А.В., Домарацкая Л.Г. (2018г) Фациальная структура и количественные параметры плейстоценовых отложений морей Китая. Бюлл. Комиссии по изучению четвертичного периода (76), 143-156.

  15. Левитан М.А., Антонова Т.А., Домарацкая Л.Г., Кольцова А.В., Сыромятников К.В. (2018в) Фациальная структура и количественные параметры плейстоценовых отложений Японского моря. Бюлл. Комиссии по изучению четвертичного периода (76), 135-142.

  16. Левитан М.А., Балуховский А.Н., Антонова Т.А., Гельви Т.Н. (2013) Количественные параметры пелагической плейстоценовой седиментации в Тихом океане. Геохимия (5), 387-395.

  17. Levitan M.A., Balukhovsky A.N., Antonova T.A., Gelvi T.N. (2013) Quantitative parameters of Pleistocene pelagic sedimentation in the Pacific ocean. Geochem. Int. 51 (5), 345-352.

  18. Левитан М.А., Гельви Т.Н., Сыромятников К.В., Чекан К.М. (2018б) Фациальная структура и количественные параметры плейстоценовых отложений Берингова моря. Геохимия (4), 321-335.

  19. Levitan M.A., Gelvi T.N., Syromyatnikov K.V., Chekan K.D. (2018) Facies structure and quantitative parameters of Pleistocene sediments of the Bering Sea. Geochem. Int. 56 (4), 304-317.

  20. Левитан М.А., Гельви Т.Н., Домарацкая Л.Г. (2018д) Фациальная структура и количественные параметры плейстоценовых отложений подводной континентальной окраины Земли Уилкса и моря Росса (Антарктида). Вестник ИГ Коми НЦ УРО РАН (10), 17-22.

  21. Левитан М.А., Друщиц В.А., Антонова Т.А., Гельви Т.Н. (2018а) Литолого-палеогеографические особенности и количественные параметры плейстоценовых отложений Евразии. Количественные параметры мезозойско-кайнозойской седиментации: очерки. М.: 237-245.

  22. Левитан М.А., Лукша В.Л., Толмачева Н.В. (2007) История седиментации в северной части Охотского моря в течение последних 1.1 млн лет. Литология и полезные ископаемые. (3), 227-246.

  23. Лисицын А.П. (1978) Процессы океанской седиментации. М.: Наука. 392 с.

  24. Ронов А.Б. (1949) История осадконакопления и колебательных движений Европейской части СССР (по данным объемного метода). М.: Геофиз. ин-т АН СССР (3). 136 с.

  25. Ронов А.Б. (1993) Стратисфера или осадочная оболочка Земли. М.: Наука. 144 с.

  26. Страхов Н.М. (1963) Типы литогенеза и их эволюция в истории Земли. М.: Госгеолтехиздат. 535 с.

  27. Янин Е.П. (2018) Техногенные речные илы (условия формирования, вещественный состав, геохимические особенности). М.: НП “Арсо”. 415 с.

  28. Dung B.V., Stattegger K., Thanh N.T., Phach P.V., Dung T.T., Thong B.H. (2014) Late Pleistocene – Holocene seismic stratigraphy of Nha Trang shelf, central Vietnam. Marine Petrol. Geol. 58, 789-800.

  29. Escutia C., Brinkhuis H., Dunbar R., Klaus A. (2010) Unveiling climate and ice sheet history from drilling in high-latitude margins: IODP Expedition 318. Abstracts of IPY Meeting Oslo-2010. Oslo, LM 9.2-1.3.

  30. Goodell H.G., Watkins N.D. (1968) The paleomagnetic stratigraphy of the Southern Ocean: 20° West to 160° East longitude. Deep Sea Research and Oceanographic Abstracts 15 (1), 89-112.

  31. Gradstein F.M., Ogg J.G., Smith A.G. et al. (2004) A Geologic Time Scale 2004. Cambridge Univ. Press. 82.

  32. Rangin C., Silver E., von Breymann M.T. et al. (1990) Proceeding of the Ocean Drilling Program. Initial Reports 124: College Station, TX (Ocean Drillng Program).

  33. Ronov A., Khain V., Balukhovsky A. (1989) Atlas of lithological-paleogeographical maps of the World (Mesozoic and Cenozoic of continents and oceans). Leningrad: VSEGEI. 79.

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Геохимия

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал