Facies structure and quantitative parameters of the Fiji sea pleistocene sediments

Cover Page

Cite item

Abstract

Lithological-facies zonality of Neo- and Eopleistocene sediments from the Fiji Sea is described firstly. Processing of corresponding maps and isopachite schemes by volumetric method of A.B. Ronov gave us an opportunity to calculate quantitative parameters of sedimentation for revealed different types of Pleistocene sediments. Carbonate sediments dominate among other groups of sediments. In Neopleistocene carbonate plankton sediments have been accumulated more intensively than in Eopleistocene. The highest volcanic-tectonic activity is typical for Eopleistocene.

Full Text

Настоящее краткое сообщение продолжает цикл наших работ по плейстоценовым отложениям подводных окраин Мирового океана (Левитан и др., 2018 и др.). В этом цикле раздельно рассматриваются неоплейстоцен, т.е. средний и поздний плейстоцен (Q2+3, 0.01–0.80 млн лет), и эоплейстоцен, или ранний плейстоцен (Q1, 0.80–1.80 млн лет по “старой” шкале; Gradstein et al., 2004). В упомянутых публикациях, касавшихся задуговых осадочных бассейнов активных окраин на севере и западе Тихого океана, отмечено, что выводы базируются главным образом на результатах глубоководного бурения. В данном сообщении, однако, мы опишем историю формирования плейстоценовых отложений двух междуговых бассейнов, расположенных в море Фиджи.

СОВРЕМЕННЫЕ УСЛОВИЯ СЕДИМЕНТАЦИИ

Море Фиджи на севере ограничено островами Фиджи, Новой Каледонии и Новогебридским желобом. Восточной границей его являются двойные системы островных дуг и глубоководных желобов Тонга и Кермадек. С запада рассматриваемый регион ограничен подводным хребтом Норфолк, а с юга – Северным островом Новой Зеландии (рис. 1). Средняя глубина моря составляет 2740 м, а максимальная (к юго-востоку от о. Новая Каледония) равна 7633 м (Залогин, Косарев, 1999).

В рассматриваемом регионе расположены два междуговых осадочных бассейна – Лау и Южно-Фиджийский. Котловина Лау находится между подводными хребтами Тонга-Кермадек на востоке и Лау-Колвилл на западе. Гребневая поверхность хребта Тонга-Кермадек находится на глубинах около 1000 м, а поверхность хребта Лау-Колвилл – на глубинах порядка 2000 м. Котловина Лау начала формироваться в процессе спрединга примерно 5–6 млн лет назад. Ее рельеф представлен чередованием узких линейно-вытянутых в северо-восточном направлении депрессий и хребтов, отражающих рельеф океанического фундамента. В среднем относительные превышения составляют 300–400 м (порядка 2300 м глубины над хребтами и 2600–2700 м над депрессиями) (Parson et al., 1992). В котловине Лау в плейстоцене и в современную эпоху происходит активная гидротермальная деятельность, зафиксированная развитием металлоносных осадков и глубоководных полиметаллических сульфидов (Богданов и др., 2006).

 

Рис. 1. Расположение скважин глубоководного бурения в море Фиджи. Условные обозначения: 1 – скважины глубоководного бурения; 2 – поверхностные течения; 3 – изобаты. Номера на карте: 1 – Южно-Фиджийская котловина; 2 – Новогебридский глубоководный желоб; 3 – хребет Лау-Колвилл; 4 – котловина Лау; 5 – хребет Норфолк; 6 – хребет Тонга; 7 – впадина Каледония. Поверхностные течения (Ganachaud et al., 2007): СВС – Северо-Вануатская струя; ЮВС – Южно-Вануатская струя; СПТ – Субтропическое противотечение; ВОТ – Восточно-Оклендское течение. Изобаты даны в м (www.gebco.org).

 

Южно-Фиджийская котловина (с глубинами свыше 4000 м) расположена между хребтом Лау-Колвилл на востоке и хребтом Норфолк на западе. Хребет Норфолк (средняя глубина порядка 2500 м) во многих участках венчается гайотами с глубинами вершин около 1200–1600 м (www.gebco.com). В северной мелководной части моря Фиджи широко распространены коралловые постройки. Дно Южно-Фиджийской котловины изобилует подводными вулканами, проявляющими активность и в современную эпоху (Залогин, Косарев, 1999). Среди осадков поверхностного слоя абсолютно преобладают планктоногенные карбонатные илы (Маккой и др., 2003). В двух наиболее глубоких участках Южно-Фиджийской котловины несколько ниже глубины карбонатной компенсации (ССD) залегают туффитовые цеолитовые пелагические глины. Они окаймлены узкими полосами развития карбонатных глин (15–30% СаСО3).

Море Фиджи расположено в тропическом климатическом поясе. Круглый год средние температуры на поверхности моря превышают 20 °С, изменяясь от 18–23 °С на юго-востоке до 25–28 °С на севере бассейна (Залогин, Косарев, 1999). Для него типичны приливы высотой от 1.5 до 3.0 м и частые тропические ураганы.

Рассматриваемые бассейны являются частью огромного субтропического круговорота. В северной его части присутствуют направленные на запад Северно- и Южно-Вануатские струи Южно-Экваториального течения, в южной – направленные на восток Восточно-Оклендское течение и Субтропическое противотечение (Ganachaud et al., 2007) (рис. 1). В пределах изученного региона чистая первичная продукция уменьшается с юга на север от 600–800 мг С/ м2/ год севернее Новой Зеландии до 300–500 мг С/м2/год на широте о. Фиджи. В биологии чистой первичной продукцией считается разность между валовой первичной продукцией и той ее частью, которая использовалась для питания.

ФАКТИЧЕСКИЙ МАТЕРИАЛ И МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЯ

В рассматриваемом регионе совершено четыре рейса глубоководного бурения: DSDP рейс 21 (Burns et al., 1973) и рейс 30 (Andrews et al., 1975), ODP рейс 135 (Parson et al., 1992), IODP рейс 330 (Expedition..., 2011). Расположение пробуренных скважин показано на рис. 1. Из указанных отчетов по глубоководному бурению нами взяты данные по литологии и стратиграфии, а также по физическим свойствам плейстоценовых отложений. Следует отметить, что для кернов скважин, пробуренных в море Фиджи, нет результатов стратиграфического расчленения плейстоцена как для пелагических глин, так и для фораминиферовых осадков хребта Норфолк, где преимущественно разбуривались гайоты (Риджил, Ашернар и другие). Поэтому рассчитанные данные по мощностям нео- и эоплейстоцена в этих скважинах носят приблизительный характер. Основой для показанных на рис. 1 изобат послужила Генеральная батиметрическая карта Мирового океана (www.gebco.org), изданная в 2004 г.

Для сравнительно-литологического анализа использовалась литологическая карта современных осадков Тихого океана (Маккой и др., 2003). Основываясь на наших результатах работ по плейстоцену австралийских морей (Левитан и др., 2019, в печати), с определенной долей условности принято, что в среднем граница между фораминиферовыми осадками и наноилами проходит по изобате 2500 м.

ПОЛУЧЕННЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ

На основе буровых данных составлены литолого-фациальные схемы (с изопахитами) для двух возрастных срезов – неоплейстоцена и эоплейстоцена (рис. 2, 3). Схемы построены на поперечной равновеликой азимутальной картографической проекции масштаба 1:10 000 000.

В целом литолого-фациальная карта неоплейстоцена (рис. 2) для Южно-Фиджийского осадочного бассейна практически не отличается от карты современных осадков: преобладают наноилы (кокколитовые илы) и фораминиферовые осадки (в том числе фораминиферовые пески на вершинах гайотов хребта Норфолк). Чуть выше ССD в Южно-Фиджийской котловине располагаются глинистые наноилы, а ниже этой поверхности – туффитовые пелагические глины с вулканическими стеклами (частично цеолитизированными) и прослоями витрических пеплов. Мощность пелагических глин не превышает 6 м. В северном направлении мощность неоплейстоценовых осадков возрастает, достигая свыше 25 м на северном окончании Южно-Фиджийской котловины.

Неоплейстоценовые отложения осадочного бассейна Лау фациально гораздо более разнообразны. На подводных хребтах накапливались глинистые наноилы, вмещающие до 5–10% вулканического стекла, а подводные депрессии вмещали пачки переслаивания обогащенных витрокластикой глинистых наноилов (до 75% СаСО3) с различными осадками: фораминиферовыми турбидитами (скв. 834, наиболее близкая к архипелагу Фиджи); глинистыми конгломератами (скв. 835); вулканогенными турбидитами (скв. 836). На хребте Тонга неоплейстоценовые отложения представлены наноилом, переслаивающимся с вулканогенными глинами, алевритами и песком. Представляется, что доминирующая часть вулканокластики в котловине Лау сложена продуктами эксплозий на хребте Тонга (Parson et al., 1992). Мощность отложений неоплейстоцена в осадочном бассейне Лау колеблется между 25 и 50 м, изредка превышая эту величину.

Площадь распространения неоплейстоценовых осадков в море Фиджи равна 2865.2 тыс. км2 (табл. 1). Среди них доминируют наноилы и фораминиферовые илы (1163.9 и 927.5 тыс. км2 соответственно). Меньшую площадь занимают глинистые наноилы (266.5 тыс. км2), глинистые фораминиферовые илы (199.2 тыс. км2) и пелагические глины (74.2 тыс. км2). Остальная площадь занята разрезами переслаивающихся осадков различного состава.

Объем неоплейстоценовых отложений в море Фиджи составляет 31.9 тыс. км3 (табл. 1). Доля осадков разного состава от общего объема выглядит следующим образом: наноилы (35.4%), глинистые наноилы (21.6%), фораминиферовые осадки (20.4%), глинистые фораминиферовые илы (14.1%), глинистые конгломераты (4.1%), вулканогенные глины, алевриты и пески (2.5%), пелагические глины (1.6%), вулканогенные турбидиты (0.3%), фораминиферовые турбидиты (менее 0.1%).

 

Рис. 2. Литолого-фациальная карта неоплейстоценовых отложений. Условные обозначения: 1 – туффитовые цеолитовые пелагические глины; 2 – фораминиферовые осадки; 3 – глинистые фораминиферовые илы; 4 – нано (кокколитовые) илы; 5 – глинистые наноилы; 6 – переслаивание глинистых наноилов и фораминиферовых турбидитов; 7 –переслаивание глинистых наноилов и глинистых конгломератов; 8 – переслаивание вулканогенных глин и вулканогенных турбидитов; 9 – переслаивание глинистых наноилов и вулканогенных турбидитов; 10 – переслаивание вулканогенных алевритов и песков с вулканогенными турбидитами; 11 – витрические пеплы; 12 – переслаивание наноилов и тефры; 13 – область размыва; 14 – изопахиты (в м); 15 – скважины глубоководного бурения.

 

Рис. 3. Литолого-фациальная карта эоплейстоценовых отложений. Условные обозначения см. на рис. 2.

 

Литолого-фациальная карта эоплейстоцена (рис. 3) Южно-Фиджийского осадочного бассейна ничем не отличается от неоплейстоцена (в том числе и по мощностям), а вот эоплейстоценовые отложения осадочного бассейна Лау существенно отличаются от неоплейстоценовых осадков. Прежде всего, на хребте Тонга (скв. 840) и в скв. 836 осадочные образования этого возраста отсутствуют. В скв. 203 отмечено переслаивание толщи витрических пеплов с наноилами (соотношение 75/25). Скв. 838 в рассматриваемой части разреза вмещает переслаивание вулканогенных алевритовых глин с вулканогенными песчаными турбидитами (соотношение 30/70). Мощности эоплейстоценовых отложений чаще всего превышают мощности неоплейстоценовых осадков в тех же скважинах и местами (скв. 203) превышают 100 м.

Площадь распространения эоплейстоценовых осадков в море Фиджи равна 2698.7 тыс. км2 (табл. 1). Среди них доминируют фораминиферовые илы и наноилы (1045.5 и 1023.7 тыс. км2 соответственно). Меньшую площадь занимают глинистые наноилы (201.5 тыс. км2), глинистые фораминиферовые илы (189.6 тыс. км2) и пелагические глины (64.5 тыс. км2). Остальная площадь занята разрезами переслаивающихся осадков различного состава.

Объем эоплейстоценовых отложений в море Фиджи составляет 35.1 тыс. км3 (табл. 1). Доля осадков разного состава от общего объема выглядит следующим образом: фораминиферовые осадки (26.8%), наноилы (24.5%), глинистые наноилы (16.5%), глинистые фораминиферовые илы (11.7%), вулканогенные турбидиты (6.7%), вулканогенные глины и алевриты (1.3%), пелагические глины (1.1%), фораминиферовые турбидиты (0.23%).

Пересчет объемов осадков различного типа на массы сухого осадочного вещества и в дальнейшем расчет масс вещества в единицу времени позволили получить интересные данные об эволюции количественных параметров седиментации в исследованной части плейстоцена (табл. 2). В частности, вполне очевидно слабое увеличение интенсивности накопления суммы карбонатных осадков в неоплейстоцене по сравнению с эоплейстоценом (IQ2-3/IQ1 = 1.18). Этот тренд совпал с трендом в австралийских морях (Левитан и др., 2019, в печати), но выражен слабее из-за большей удаленности от областей повышенной первичной продукции у континентов. При расчете не учитывались фораминиферовые турбидиты, т.к. еще ранее было показано, что этот тип осадков, скорее, характеризует не процессы карбонатонакопления, а склоновые процессы (Левитан, Гельви, 2016).

В то же время вулкано-тектоническая активность явно была выше в эоплейстоцене (IQ2-3/IQ1 = 0.56). Здесь основной вклад внесли вулканогенные турбидиты, поступавшие со склонов поднятий фундамента в котловине Лау, хребет Тонга и витрические пеплы из различных источников. Следует отметить, что в эоплейстоцене хребет Тонга служил областью активного эффузивного магматизма. Скорее всего, указанная активизация магматической и тектонической деятельности в исследованном регионе (особенно в осадочном бассейне Лау) связана с усилением процессов субдукции Тихоокеанской литосферной плиты под островную систему Тонга-Кермадек.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В данном кратком сообщении приведены материалы по двум задуговым осадочным бассейнам, расположенным в море Фиджи, – Лау и Южно-Фиджийскому. На основе составленных литолого-фациальных карт и их обсчета по объемному методу А.Б. Ронова (1949) сделаны выводы об эволюции фациальной структуры и количественных параметров седиментации в течение эо- и неоплейстоцена.

Для обоих бассейнов характерна заметная роль вулканических пеплов и обильной примеси вулканических стекол в строении осадочного чехла. В котловине Лау вулкано-тектонические процессы были весьма активными в эоплейстоцене, в то время как «фоновое» пелагическое планктоногенное карбонатонакопление интенсифицировалось в неоплейстоцене. Относительно большая активность магматизма и тектоники в осадочном бассейне Лау по сравнению с Южно-Фиджийским осадочным бассейном, на наш взгляд, связана с большей молодостью океанического фундамента в бассейне Лау и его большей близостью к зоне субдукции.

Источник финансирования

Статья написана при частичной финансовой помощи гранта РФФИ № 17-05-00157 и Программы Президиума РАН 49П. Работа выполнена по теме госзаказа № 0137-2016-0008.

 

Таблица 1. Площади (S, тыс. км2) и объемы (V, тыс. км3) плейстоценовых отложений моря Фиджи

Возраст

Области

размыва

Фораминиферовый ил

Наноил

Глинистый

фораминифер.

ил

Глинистый

наноил

Туффитовые

цеолитовые

глины

Переслаивание наноила и

фораминиф.

турбидитов

Переслаивание наноила и вулк. турбидитов

 

S

S

V

S

V

S

V

S

V

S

V

S

V

S

V

Q1

122.7

1045.5

9.4

1023.7

8.6

189.6

4.3

201.5

4.1

64.5

0.4

14.5

0.2

60.2

2.4

Q2-3

-

927.5

6.5

1163.9

11.3

199.2

4.5

266.5

4.5

74.2

0.5

8.9

0.1

21.3

0.4

 

Возраст

Переслаивание наноила и витрических пеплов

Переслаивание глинистого наноила и глинистых конгломератов

Переслаивание туффитовых глин, вулканогенных алевритов и песков с наноилом

Переслаивание вулканогенных глин с вулканогенными турбидитами

Области

осадконакопления

 

S

V

S

V

S

V

S

V

∑S

∑V

Q1

42.6

3.2

-

-

-

-

56.6

2.5

2698.7

35.1

Q2-3

-

-

50.8

2.6

152.9

1.5

-

-

2865.2

31.9

Примечания. ∑S – суммарная площадь дна, покрытая осадками; ∑V – суммарный объем осадков.

 

Таблица 2. Массы (M, 1018 г) и массы вещества в единицу времени (I, 1018 г/млн лет) плейстоценовых отложений моря Фиджи

Возраст

Фораминиферовый ил

Наноил

Глинистый фораминиферовый ил

Глинистый наноил

Туффитовые цеолитовые глины

Фораминиферовые турбидиты

Вулканогенные турбидиты

 

M

I

M

I

M

I

M

I

M

I

M

I

M

I

Q1

6.0

6.0

2.8

2.8

3.0

3.0

1.2

1.2

0.1

0.1

0.02

0.02

1.4

1.4

Q2-3

4.2

5.3

2.9

3.7

3.1

3.9

1.9

2.4

0.1

0.2

0.04

0.05

0.1

0.1

 

Возраст

Витрические пеплы

Глинистые конгломераты

Вулканомиктовые осадки

Вулканогенные глины

M

I

M

I

M

I

M

I

Q1

0.4

0.4

0

0

0

0

0.4

0.4

Q2-3

0

0

0.4

0.5

0.7

0.9

0

0

×

About the authors

M. A. Levitan

Vernadsky Institute of geochemistry and analytical chemistry RAS

Author for correspondence.
Email: m-levitan@mail.ru
Russian Federation, Moscow

T. A. Antonova

Vernadsky Institute of geochemistry and analytical chemistry RAS

Email: m-levitan@mail.ru
Russian Federation, Moscow

A. V. Koltsova

Vernadsky Institute of geochemistry and analytical chemistry RAS

Email: m-levitan@mail.ru
Russian Federation, Moscow

References

  1. Богданов Ю.А., Лисицын А.П., Сагалевич А.М., Гурвич Е.Г. (2006) Гидротермальный рудогенез океанского дна. М.: Наука. 527 с.
  2. Залогин Б.С., Косарев А.Н. (1999) Моря. М.: Мысль. 400 с.
  3. Левитан М.А., Антонова Т.А., Кольцова А.В. (2019) Фациальная структура и количественные параметры плейстоценовых отложений подводной континентальной окраины Восточной Австралии. Геохимия (6) (в печати).
  4. Левитан М.А., Гельви Т.Н. (2016) Количественные параметры пелагической плейстоценовой седиментации в Атлантическом океане. Геохимия (12), 1091-1103.
  5. Levitan M.A., Gelvi T.N. (2016) Quantitative parameters of Pleistocene pelagic sedimentation in the Atlantic Ocean. Geochem. Int. 54 (12), 1049-1060.
  6. Левитан М.А., Гельви Т.Н., Сыромятников К.В., Чекан К.М. (2018) Фациальная структура и количественные параметры плейстоценовых отложений Берингова моря. Геохимия (4), 321-335.
  7. 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.
  8. Маккой Ф.Х., Суинт Т.Р., Пайпер Д.Ц. (2003) Типы донных осадков / Международный геолого-геофизический атлас Тихого океана (Гл. ред. Г.Б. Удинцев). М.-СПб. С. 114-115.
  9. 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.
  10. Andrews J.E., Packham G. et al. (1975) Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project, 30, Washington (U.S. Government Printing Office).
  11. Burns R.E., Andrews J.E. et al. (1973) Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project, 21, Washington (U.S. Government Printing Office).
  12. Expedition 330 Scientists (2011) Loisville Seamount Trail: implications for geodynamic mantle flow models and the geochemical evolution of primary hotspots. IODP Prel. Rept., 330. doi: 10.2204/iodp.pr.330.2011.
  13. Ganachaud A. et al. (2007) Southwest Pacific Circulation and Climate Experiment (SPICE). Part I. CLIVAR Publ. Series, 111.
  14. Gradstein F. M., Ogg J.G., Smith A.G. et al. (2004) A Geologic Time Scale 2004. Cambridge Univ. Press, 82 p.
  15. Parson L., Hawkins J., Allan J. et al. (1992) Proc. of the Ocean Drilling Program, 135: College Station, TX (Ocean Drilling Program).
  16. www.gebco.org

Supplementary files

Supplementary Files
Action
1. Fig. 1. Location of deepwater drilling wells in the Fiji Sea. Legend: 1 - deep-hole drilling wells; 2 - surface currents; 3 - isobaths. The numbers on the map: 1 - South Fijian Basin; 2 - Newhebrid deep-sea trench; 3 - Lau Colville Ridge; 4 - Lau basin; 5 - Norfolk Range; 6 - Tonga ridge; 7 - the depression of Caledonia. Surface currents (Ganachaud et al., 2007): SHS - North Vanuatu Stream; YuVS - South Vanuatu stream; SPT - Subtropical counterflow; HERE - East Auckland Current. Isobaths are given in m (www.gebco.org).

Download (417KB)
2. Fig. 2. The litho-facies map of the Neopleistocene deposits. Legend: 1 - tuffite zeolite pelagic clays; 2 - foraminiferous sediments; 3 - clay foraminiferous silts; 4 - nano (coccolithic) silts; 5 - clay nanoils; 6 - interbedding of clay nanoils and foraminiferous turbidites; 7 — crosslinking of clay nananoils and clay conglomerates; 8 - intercalation of volcanic clays and volcanic turbidites; 9 - intercalation of clay nanoils and volcanic turbidites; 10 - intercalation of volcanogenic siltstone and sand with volcanic turbidites; 11 - vitric ash; 12 - interbedding of nanoils and tephra; 13 - erosion area; 14 - isopach (in m); 15 - deep water drilling wells.

Download (443KB)
3. Fig. 3. The litho-facies map of the Eopleistocene deposits. Legend see fig. 2.

Download (391KB)

Copyright (c) 2019 Russian Academy of Sciences

This website uses cookies

You consent to our cookies if you continue to use our website.

About Cookies