ЛИТОЛОГИЯ И ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ, 2004, № 3, с. 304-326
УДК 551.794.143(265.53)
ГОЛОЦЕНОВОЕ КРЕМНЕНАКОПЛЕНИЕ В ОХОТСКОМ МОРЕ
© 2004 г. Ю. Г. Волохин, А. С. Астахов*, Н. Г. Ващенкова*
Дальневосточный геологический институт Дальневосточного отделения РАН 690022 Владивосток, проспект 100-летия Владивостока, 159, E-mail: fegi@online.marine.su * Тихоокеанский океанологический институт Дальневосточного отделения РАН 690041 Владивосток, ул. Балтийская, 43 Поступила в редакцию 06.12.2002 г.
Изучены минеральный и химический состав, физические свойства диатомовых глинисто-кремнистых илов Охотского моря, определены абсолютные массы кремненакопления. Моделируемый химический состав пород по содержанию кремнезема близок к позднеюрским и оленекско-среднеани-зийским силицитам южного Сихотэ-Алиня. Толщина голоценового кремнистого горизонта и абсолютные массы накопления кремнезема зависели от биопродуктивности в верхней части водной толщи и топографии дна бассейна. Абсолютные массы SiO2 ам. (0.05-5.7) и SiO2 св. (0.5-11.6 г/см2 за 1000 лет) минимальны на подводных возвышенностях и максимальны в котловинах у подножья склонов. Они по порядку величин сопоставимы с абсолютными массами накопления SiO2 св. в триасовом и позднеюрском бассейнах Сихотэ-Алиня (0.33-3 г/см2 за 1000 лет). Сравнительный анализ вещественного состава и абсолютные массы кремнезема показывают возможность накопления кремневых толщ триаса и поздней юры Сихотэ-Алиня в окраинно-морском бассейне вблизи континентальной суши.
К одной из актуальных задач геологии П.Л. Безруков [1970] относил подробное сопоставление близких по составу формаций окраинных частей Тихого океана и окружающих участков суши. Кремненакопление в современных морских бассейнах привлекает внимание геологов в качестве возможной модели формирования фанерозойских кремневых пород и формаций. Последние нередко считаются планктоногенны-ми океаническими образованиями, накопившимися на глубинах ниже критической глубины кар-бонатонакопления и оказавшимися вблизи континентальных окраин вследствие значительного перемещения и субдукции океанических плит [Брагин и др., 1988; Брагин, 1991; Натальин, 1991; Голозубов и др., 1992; Зябрев, 1994; Ханчук и др., 1995; Голозубов, Ханчук, 1995; Маркевич и др., 2000; Парфенов и др., 1998; Филиппов, 2001; Popova et al., 1999 и др.]. По мнению других исследователей, образование кремневых формаций складчатых областей возможно в окраинно-кон-тинентальных и внутриконтинентальных бассейнах, а обстановки седиментации или генезис древних силицитов могли существенно отличаться от таковых современных океанических радиолярие-вых илов [Хворова, 1968; 1980; Jenkyns, Winterer, 1982; Hein, Karl, 1983; Iijima et al., 1978; 1989; Iijima, Utada, 1983; Гречин, 1987; Волохин, 1985; Лихт, 1993; Vecsei et al., 1989; DeWeaver, 1989].
Сравнение современных и древних кремнистых отложений сталкивается с различными труд-
ностями. Ему препятствуют: несопоставимость и неполнота данных о строении, возрасте и составе современных кремнистых илов и толщ силицитов, разный временной масштаб сравниваемых явлений, ограничивающие применение историко-геологического подхода к современным отложениям и сравнительно-литологического - к древним кремневым формациям. Несхожесть современных и древних биоценозов и природных ландшафтов также создают некоторые проблемы методологического и методического свойства.
Охотское море - это один из типичных окра-инно-континентальных бассейнов с современным биогенным кремненакоплением. Строение голо-ценовых отложений, их минералогия и геохимия, распределение и механизм накопления биогенного кремнезема в Охотском море достаточно хорошо изучены [Безруков, 1960; 1970; Безруков и др., 1970; Жузе, 1962; Петелин, 1957; Невесский, 1957; Захарова и др., 1977; Кругликова, 1969; Лисицын, 19666, 1970; Курносов, Мурдмаа, 1978; Горбарен-ко, 1991; Горбаренко и др., 1988а, б; 2000; Воронова, Ильев, 1997; Воронова, 1997; Грецкая, 1997; Астахов, 2001; Черепанова, 1999; Пушкарь, Черепанова, 2001; Aoki, Oinuma, 1988; Cruise report..., 1999; 2000 и др.]. Представленные в статье результаты изучения вещественного состава, физических свойств, данные по скоростям накопления кремнезема в голоценовом горизонте Охотского моря получены с целью количественного сравнения характеристик современного и древнего
138° 142° 146° 150° 154° 158° 162°
60°
56°
52°
48°
44°
Рис. 1. Распределение аутигенного кремнезема в поверхностном слое осадков Охотского моря, по П.Л. Безрукову [1960], и местоположение станций отбора проб.
1 - местоположение и номер станции; 2-7 - содержание БЮ2 аморф. (%): 2 - <10, 3 - 10-20, 4 - 20-30, 5 - 30-40, 6 - 4050, 7 - > 50.
кремненакопления. Они акцентируют внимание на тех свойствах кремнистых илов, которые обычно не привлекают внимания геологов, работающих на суше.
ОБЪЕКТЫ И МЕТОДЫ ИЗУЧЕНИЯ
Образцы для исследования были получены прямоточными и гидростатическими трубками в рейсах нис "Морской геофизик" (1989 г.), "Академик А. Несмеянов" (1993 г.), "Академик А. Виноградов (1992 г.) и "Академик М. Лаврентьев" (1996) (рис. 1, табл. 1). Физико-механические свойства осадков определялись в экспедиционных условиях по стандартной методике [Астахов, 1991]. Содержание твердой минеральной фазы (плотность сухого осадка) в табл. 2 рассчитано за вычетом со-
держания солей, при принятой солености иловых вод 35%с. Общий компонентный состав осадков определялся путем микроскопического изучения прозрачных препаратов.
Минеральный состав глинистой фракции (<2 мкм и 2-5 мкм) изучался с использованием рентгеновской дифрактометрии, ИКС-спектроскопии (аналитики Н.В. Груда и Г.А. Нарнов, ДВГИ). Фракции разделялись методом водной сепарации частиц в дистиллированной воде. Их минеральный состав определялся сравнением дифракто-грамм воздушно-сухих, насыщенных этиленглико-лем и прокаленных при 550°С ориентированных образцов. Содержание глинистых минералов во фракциях вычислялось по методу [Biscaye, 1965]. Содержание смешанослойных глинистых минералов определялось с использованием расчетного ко-
Таблица 1. Верхнеплейстоценовые и голоценовые илы Охотского моря: местоположение станций, скорости седиментации и абсолютные массы кремнезема
№ станции Глубина воды, м Широта, долгота Интервал колонки, см Изотопно-кислородная стадия* Скорости осад-конакопления, см/тыс. лет** Абсолютные массы, г/см2/1000 лет
осадка SiO2 аморф. SiO2 св.
89211 140 58°35.00' 0-185 I 17.5 12.3 1.61 4.89
145°28.20' 185-195 II
89224 235 57°10.00' 0-40 I 3.2 2.8 0.67 1.34
144°43.90' 40-47 II
LV27-2 1305 54°30.15' 0-410 I 32.8 12.5 3.84 6.82
144°45.15' 410-738 II >28.5 >18.5 >1.42 >4.83
LV27-5 482 54°44.09' 0-55 I 4.4 2.1 0.65 1.11
149°29.91' 55-180 II 10.9 11.1
936 1310 51°00.90' 0-160 I 12.8 4.2 1.56 2.44
148°18.80' 160-300 II 12.2 4.6
935 1110 49°17.80' 0-30 I 2.4 1.8 0.05 0.53
150°19.30' 30-290 II 22.6 15.1
934 2190 48°32.50' 0-400 I 32.0 11.2 4.61 6.47
150°40.90' 400-510 II
931 3255 48°15.10' 0-530 I 42.5 23.0 5.7 11.6
150°25.20' 530-570 II
HS-2 3300 46°58.40' 0-60 I >4.8 >7.5 >1.12 >3.08
150°58.20'
H7-974 710 55°34.00' 0-300 I >24 >15.1 >2.78 >6.8
153°37.40'
H7-986 950 54°15.80' 0-70 I 5.6 3.0 0.66 1.32
147°42.20' 70-120 II 4.3 2.4
Примечание. * Изотопно-кислородные стадии [Горбаренко, 1991; Горбаренко и др., 1988а,б; ОогЬагепко е1 а1., 2002]: I - 0-12.5 тыс. лет (голоцен), II - 12.5-24 тыс. лет (поздний плейстоцен). ** - по данным работы [Астахов и др., 2000].
эффициента монтмориллонита. Содержание каолинита в присутствии хлорита оценивалось сравнением дифрактограмм обычных препаратов с таковыми проб, прогретых при 90°С в 10%-й HCl, в течение 1 часа.
При подготовке к химическому анализу пробы осадков дважды отмывались дистиллированной водой от солей иловых вод, отделялись на центрифуге, высушивались в сушильном шкафу и истирались в агатовой ступке. Породообразующие элементы определялись стандартным химическим методом (аналитик С.П. Славкина, ДВГИ). Гигроскопическая вода (удаляемая при 105°С) вычтена и анализы приведены к реально полученным суммам. Содержание аморфного кремнезема (SiO2 аморф.), экстрагированного из осадка двукратными содовыми вытяжками на водяной бане, определено колориметрическим методом.
КРАТКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ГОЛОЦЕНОВЫХ ОСАДКОВ
Четвертичные отложения в пелагической части Охотского моря имеют отчетливо выраженное цикличное строение, обусловленное климатическими изменениями и гляциоэвстатическими колебаниями уровня моря. Кремнистые, существенно пелитовые диатомовые осадки отлагались в периоды климатических оптимумов и трансгрессий, а терригенные пелит-алевритовые илы с повышенным количеством материала ледового разноса накапливались во время оледенений и регрессий [Безруков, 1960; Бараш и др., 2001]. Стратиграфические исследования, выполненные в последние годы с использованием комплекса методов: литостратигра-фического, радиоуглеродного, климатостратигра-фических (биостратиграфические и изотопно-кислородные исследования), магнитостратиграфии и тефрохронологии, показали, что верхний слой
ГОЛОЦЕНОВОЕ КРЕМНЕНАКОПЛЕНИЕ В ОХОТСКОМ МОРЕ Таблица 2. Физические свойства голоценовых и верхнеплейстоценовых илов Охотского моря
№ станции Глубина отбора пробы, см Объемная влажность, % Плотность осадка, г/см3 Содержание минеральной фазы, г/см3 № станции Глубина отбора пробы, см Объемная влажность, % Плотность осадка, г/см3 Содержание минеральной фазы, г/см3
89211 20 74.66 1.37 0.60 935 25 73.66 1.48 0.72
60 76.55 1.37 0.58 52 79.96 1.37 0.54
100 76 1.39 0.60 97 73.60 1.43 0.67
140 65.17 1.58 0.91 142 74.80 1.45 0.68
175 64.54 1.66 0.99 182 70.60 1.50 0.77
89224 10 75.57 1.37 0.59 202 77.86 1.41 0.60
40 60.1 1.67 1.05 262 77.56 1.41 0.61
ЬУ27-5 5 52.48 1.25 0.71 295 73.66 1.48 0.72
34 57.86 1.34 0.74 327 79.94 1.42 0.59
66 38.27 1.65 1.25 365 74.90 1.44 0.66
95 43.94 1.55 1.10 412 76.50 1.45 0.66
146 38.44 1.61 1.21 450 69.86 1.57 0.85
176 31.57 1.76 1.43 480 73.84 1.49 0.73
207 30.16 1.75 1.44
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.