Geochemical Peculiarities of the Pacific Pleistocene Sediments

Full Text

Данная статья продолжает цикл публикаций о геохимических особенностях плейстоценовых отложений Мирового океана [Левитан, 2024; Левитан и др., 2023, 2024]. В них мы опирались на представления А.Б. Ронова и его коллег [Ронов и др., 1990] о необходимости учета средневзвешенных химических составов различных составляющих земной коры. Структура статьи соответствует в целом структуре вышеуказанных работ по Индийскому и Атлантическому океану, что облегчает в будущем проведение сравнительного анализа. Возраст плейстоцена принимался в соответствии с данными из сводки [Gradstein et al., 2004].

Ранее был рассчитан средневзвешенный литологический состав плейстоценовых осадков Пацифики [Левитан, 2021], который необходим для вычисления средневзвешенного химического состава этих отложений и связанных с ними средних скоростей накопления и абсолютных масс химических компонентов. Указанную цель можно достичь при решении двух задач: 1) создания соответствующей базы данных и 2) расчета средних арифметических для химического состава основных типов плейстоценовых отложений Тихого океана.

Только на этой основе следует попытаться осуществить в дальнейшем сравнительный анализ химического состава плейстоцена всего Мирового океана и балансовые расчеты в системе континенты – океаны. Полученные результаты можно также использовать, например, при генетическом анализе разрезов предполагаемых участков развития океанической земной коры на континентах.

ФАКТИЧЕСКИЙ МАТЕРИАЛ

Геохимический обзор основан на данных по химическому составу плейстоценовых отложений Тихого океана, содержащихся в ряде отчетов по рейсам Международного проекта глубоководного бурения (фазы DSDP, ODP, IODP) (рис. 1). Кроме того, использованы дополнительные материалы из опубликованных литературных источников.

Рис. 1. Расположение скважин глубоководного бурения, в которых плейстоценовые отложения охарактеризованы химическими анализами.

По сравнению с другими океанами, из списка основных типов плейстоценовых отложений исчезли диамиктиты, но появились гидротермальные отложения. Для карбонатно-обломочных бентогенных осадков оригинальные материалы по их химическому составу не найдены, и мы использовали данные по составу их аналогов из Индийского океана [Левитан и др., 2023]. Указанные в монографии [Левитан, 2021] карбонатные турбидиты в Тихом океане располагаются на склонах подводных хребтов и плато, которые покрыты чехлом упомянутых бентогенных отложений. Поэтому для них также принят химический состав карбонатно-обломочных осадков.

Для характеристики химического состава пелагических глин использованы данные из работ [Волков, Фомина, 1973; Волков и др., 1974а, 1974б; Лисицына, Дворецкая, 1972; Лисицына и др., 1973; Свальнов, Гордеев, 1986; Donnelly, 1980a, 1980b; Grechin et al., 1981b; Heath et al., 1985a, 1985b; Kuykendall et al., 1971; Leggett, 1982; Lisitsin et al., 1971; Migdisov et al., 1981; Mimura et al., 2019; Ouyang et al., 2023; Ren et al., 2022].

Геохимические особенности гемипелагических глин охарактеризованы в статьях [Волков, Фомина, 1973; Волков и др., 1974а, 1974б; Левитан и др., 2013, 2015; Лисицына, Дворецкая, 1972; Лисицына и др., 1973; Bőstrom et al., 1976; Corliss et al., 1976; Donnelly, 1980a, 1980b; Donnelly, Wallace, 1976; Feng et al., 2024; Frakes, 1975; Grechin et al., 1981a; Heath et al., 1985a; Irino, Pedersen, 2000; Karpoff, 1980; Kurnosov et al., 1983; Kuykendall et al., 1971; Leggett, 1982; Murdmaa et al., 1980; Nishimura et al., 1992; Watanabe et al., 2022].

По геохимии терригенных турбидитов данных мало [Beck, Hickey-Vargas, 2022; Feng et al., 2024; Minai et al., 1986; Murdmaa et al., 1980]. Столь же немногочисленны материалы по морским пескам [Garcia, 1993; Hiscott, Gill, 1992; Irino, Pedersen, 2000; Watanabe et al., 2022].

Химический состав вулканогенных отложений охарактеризован в статьях [Волков, Фомина, 1973; Волков и др., 1974а, 1974б; Лисицына, Дворецкая, 1972; Лисицына и др., 1973; Baker et al., 1994; Beck, Hickey-Vargas, 2022; Cao et al., 1995; Donnelly, 1980a, 1980b; Furuta et al., 1986; Garcia, 1993; Grechin et al., 1981a; Hiscott, Gill, 1992; Lisitsin et al., 1971; Migdisov et al., 1981; Minai et al., 1992; Murdmaa et al., 1980; Natland, 1993; Nishimura et al., 1992; Varentsov, 1981a, 1981b].

Химизму гидротермальных (металлоносных) отложений плейстоцена в Тихом океане посвящены работы [Barrett et al., 1983; Bőstrom et al., 1976; Corliss et al., 1976; Dymond et al., 1980; Gurvich et al., 1995; Hoffert et al., 1980; Kurnosov et al., 1983; Migdisov et al., 1983; Moorby et al., 1983; Varentsov et al., 1983].

Геохимия кокколитовых илов и глин описана в статьях [Barrett et al., 1983; Beiersdorf, Natland, 1983; Cramp, Lewis, 1992; Dean, 1981; Donnelly, 1980a; Karpoff, 1980; Kurnosov et al., 1983; Leggett, 1982; Lisitsin et al., 1971; Lyle, 1986; Migdisov et al., 1983; Moorby et al., 1983; Schrader, Furbish, 1980; Varentsov, 1981b; Varentsov et al., 1981].

Для характеристики химического состава кокколитово-фораминиферовых илов и глин использованы работы [Barrett et al., 1983; Beiersdorf, Natland, 1983; Cramp, Lewis, 1992; Dean, 1981; Donnelly, 1980a; Donnelly, Wallace, 1976; Dymond et al., 1980; Karpoff, 1980; Kurnosov et al., 1983; Leggett, 1982; Lisitsin et al., 1971; Lyle, 1986; Migdisov et al., 1983; Moorby et al., 1983; Schrader, Furbish, 1980; Varentsov, 1981a; Varentsov et al., 1981].

Химический состав диатомовых илов и глин описан в статьях [Волков, Фомина, 1973; Волков и др., 1974а, 1974б; Левитан, 2000; Левитан и др., 2007; Лисицына, Дворецкая, 1972; Лисицына и др., 1973; Donnelly, 1980a; Grechin et al., 1981b; Irino, Pedersen, 2000; Kurnosov et al., 1983; Lisitsin et al., 1971; Minai et al., 1986; Murdmaa et al., 1980; Nishimura et al., 1992; Patience et al., 1990; Varentsov et al., 1981].

Геохимии диатомово-радиоляриевых илов посвящены работы [Волков, Фомина, 1973; Волков и др., 1974а, 1974б; Левитан, 2000; Лисицына, Дворецкая, 1972; Лисицына и др., 1973; Свальнов, Гордеев, 1986; Donnelly, 1980a; Grechin et al., 1981b; Lisitsin et al., 1971; Varentsov et al., 1981].

Данный геохимический обзор основан, главным образом, на материалах глубоководного бурения, которое началось в конце 1960-х гг.; это обстоятельство объясняет большое число относительно “старых” литературных ссылок.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

В статье применены методы исследования, которые ранее подробно описаны в работах [Левитан и др., 2023, 2024]. Авторам пришлось провести критический анализ полученной выборки. При этом были исправлены ошибки и опечатки в первичных данных; проделана большая работа по определению точных литотипов всех проб, для которых имелись химические анализы; литотипы привязаны к ранее выделенным [Левитан, 2021] основным типам отложений; выбракованы “ураганные” содержания химических компонентов. В связи с тем, что в монографии [Левитан, 2021] не были рассчитаны массы сухого вещества гидротермальных и гидротермально-измененных пород, в настоящей статье приводятся в табличном виде только данные по их среднеарифметическому химическому составу (т.е. без расчета средневзвешенного химического состава, скоростей накопления и абсолютных масс). Материалы по химическому составу бентогенных карбонатов и карбонатно-обломочных отложений, а также по карбонатным турбидитам, как указывалось выше, не найдены. Всего в нашей выборке по плейстоценовым осадкам Пацифики учтены результаты химического анализа 4139 проб, включающие 47316 элементо-определений. Для работы с выборкой использовались методы математической статистики из пакета Statgraphics plus версия 5.

ПОЛУЧЕННЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ И ИХ ОБСУЖДЕНИЕ

Средний химический состав

Рассмотрение химических составов плейстоценовых отложений Тихого океана свидетельствует о значительных колебаниях содержаний исследованных элементов в каждом из изученных типов осадков. Такие колебания вызваны как возрастными изменениями, связанными с эволюцией основных осадкообразующих процессов и флюктуациями параметров седиментации, так и пространственными факторами (сменой питающих провинций, фациальной изменчивостью и т.д.). Например, в работе [Gurvich et al., 1995] авторы продемонстрировали различия в химическом составе осадков на востоке экваториальной зоны Тихого океана соответственно возрастом от 2 до 1 млн лет и от 1 до 0 млн лет, что было обусловлено сменой литологического состава. В статье [Lamy et al., 1998] было показано, как состав четвертичных гемипелагических глин на юго-востоке Тихого океана вдоль континентальной окраины Чили менялся в соответствии со сменой питающих провинций. Такого рода примеры легко продолжить.

Таблицы 1 и 2 содержат результаты расчета средних арифметических содержаний петрогенных и редких элементов в основных типах плейстоценовых отложений Пацифики. В табл. 2 приведены также средние составы бескарбонатного вещества (бкв) планктоногенных карбонатов. Рассмотрим коэффициенты сравнения (КС), т.е. частные от деления средних содержаний химических компонентов в относительно близких по составу осадках (табл. 3).

Таблица 1. Средние арифметические содержания химических элементов в плейстоценовых литогенных отложениях Тихого океана (содержания петрогенных компонентов даны в мас. %, редких элементов – в г/т)

Примечания. Н.о. – не определялся; тире ‒ число проб, меньшее 7; ППП – потери при прокаливании; в числителе – колебания значений, в знаменателе – среднее арифметическое; n – число проб; 1–5 – типы отложений: 1 – пелагические глины; 2 – гемипелагические глины; 3 – терригенные турбидиты; 4 – морские пески; 5 – вулканогенные отложения; 6 – гидротермальные отложения.

Таблица 2. Средние содержания химических элементов в плейстоценовых биогенных отложениях Тихого океана (содержания петрогенных компонентов даны в мас. %, редких элементов – в г/т)

Примечания. Н.о. – не определялся; тире – число проб, меньшее 7; ППП – потери при прокаливании; в числителе – колебания значений, в знаменателе – среднее арифметическое; n – число проб; 1–7 – типы отложений: 1 – кокколитовые глины и илы; 2 – кокколитово-фораминиферовые глины и илы; 3 – диатомовые глины и илы; 4 – диатомово-радиоляриевые илы и глины; 5 – бкв кокколитовых глин и илов; 6 – бкв кокколитово-фораминиферовых глин и илов.

Таблица 3. Коэффициенты сравнения (КС) пар отложений

Примечания. Н.о. – не определялся; тире – число проб, меньшее 7; ППП – потери при прокаливании. 1 – пелагические глины / гемипелагические глины; 2 – терригенные турбидиты / гемипелагические глины; 3 – терригенные турбидиты / морские пески; 4 – вулканогенные отложения / гемипелагические глины; 5 – гидротермальные отложения / вулканогенные отложения; 6 – кокколитовые осадки / кокколитово-фораминиферовые осадки; 7 – кокколитовые осадки / кокколитовофораминиферовые осадки (КС для бескарбонатного вещества); 8 – диатомовые осадки / диатомово-радиоляриевые осадки.

Для отношений содержания в пелагических глинах к содержанию в гемипелагических глинах выделены 4 группы КС: 1) <0.7 (CaO, Na₂O; Cr, Se, Sr, Ta); 2) от 0.7 до 1.4 (SiO₂, TiO₂, Al₂O₃, Fe₂O₃, MgO, K₂O, P₂O₅; Li, Sc, V, Ba, Nb); 3) от 1.4 до 2.0 (Zn, Rb, Mo, Zr, Ga, Ce); 4) более 2.0 (MnO, Sn, Co, Ni, Cu, La, Pr, Nd, Sm, Eu, Dy, Ho, Er, Yb). Судя по оксидам петрогенных элементов, первая группа сформирована за счет: 1) аккумуляции пелагических глин ниже уровня карбонатной компенсации и 2) большего содержания иллита в гемипелагических глинах. Во второй группе расположены химические компоненты примерно одинакового содержания, преобладающие в терригенной матрице. Ситуация с третьей группой наиболее непонятна. Одно из предположений связывает повышенные содержания отмеченных элементов в пелагических глинах с их преимущественной сорбцией самой тонкой гранулометрической фракцией. В четвертой группе обращает на себя внимание уникально высокий КС для Sn (46.37!) и довольно высокое значение для Cu (7.41). Не исключено, что отмеченное очень высокое содержание Sn в пелагических глинах является результатом проявления большого числа анализов осадков одного из районов Северо-Западной котловины, выявленного в базе данных. Присутствие остальных элементов объясняется: 1) доминированием в пелагических глинах гидрогенной формы MnO – прекрасного сорбента для большинства других элементов; 2) наличием в пелагических глинах повышенных концентраций костного детрита рыб, всегда обогащенного многими РЗЭ (редкоземельными элементами) [Ren et al., 2022].

В пелагических глинах обращают на себя внимание также высокие концентрации Al₂O₃ и K₂O. Для этого существуют несколько причин. Во-первых, заметная доля в нашей выборке цеолитовых (филлипситовых) глин. Во-вторых, широкое распространение на суше (в том числе и на островах) в тропической зоне Пацифики каолинитов и латеритов [Zheng et al., 2022]. Повышенных концентраций растворенного Al вниз по разрезу водной толщи не отмечено [Zheng et al., 2022].

Анализ КС, рассчитанных как отношение содержания химического компонента в терригенных турбидитах к его содержанию в гемипелагических глинах, выявил, что КС большинства элементов попадают в группу от 0.7 до 1.4, что подразумевает очень близкие источники питания осадочным материалом. Это естественно, т.к. обе группы отложений относятся к гемипелагической мегафациальной зоне океана, и турбидиты представлены преимущественно дистальными разновидностями. Лишь КС по K₂O и Rb имеют слабо повышенные значения.

КС в терригенных турбидитах и морских песках свидетельствуют о большом сходстве их составов, что естественно для терригенной группы отложений. Несколько пониженные КС по СаО объясняются, скорее всего, присутствием в шельфовых песках раковинного детрита. Заметное повышение КС для K₂O и Rb, вероятно, следует объяснить явно более тонким гранулометрическим составом турбидитов.

Существенный интерес представляют КС, рассчитанные как отношение содержания химических компонентов в вулканогенных отложениях к гемипелагическим глинам. Уместно отметить довольно сложный состав вулканогенных отложений плейстоцена в Тихом океане. К ним относятся: вулканические пеплы различного состава, происходящие из отличающихся геодинамических обстановок; вулканогенные турбидиты, туфы и туффиты, эдафогенные отложения, вулкано-терригенные осадки. Критический анализ имеющейся выборки показал, что рассматриваемые отложения сосредоточены, главным образом, в плейстоценовых разрезах западной части Тихого океана. При этом они слагают зачастую лишь относительно небольшую долю от их объема.

В рассматриваемой паре типов отложений только K₂O, V, Se, Ba и Mo имеют КС менее 0.7. КС выше 1.4 обладает лишь Tm. КС подавляющего числа изученных элементов попали в группу от 0.7 до 1.4, что свидетельствует о практически одинаковом химическом составе обеих групп отложений. Как представляется, такая закономерность (основанная на весьма значительном числе анализов, представленных в табл. 1) указывает на преимущественно вулканогенный характер пород водосборов для западной, северной и восточной частей океанов, что вполне естественно для активных континентальных окраин Пацифики. Отсюда следует, что в своей основе группу гемипелагических глин в плейстоцене Тихого океана в принципе можно отнести к вулкано-терригенным отложениям.

Океанические гидротермальные и гидротермально-измененные осадки наиболее развиты именно в Тихом океане. Они распространены в Калифорнийском заливе, Галапагосском рифте, на Восточно-Тихоокеанском поднятии (ВТП) и в депрессии Бауэр, в котловине Лау, в троге Окинава и во многих других районах. К сожалению, не удалось получить представление об их объемах и массах по данным глубоководного бурения. Огромные площади развития металлоносных осадков на ВТП описаны только для голоцена и верхов плейстоцена [Лисицын и др., 1976; Деков, 1994].

Анализ КС, рассчитанных по отношениям содержаний химических компонентов в гидротермальных отложениях к содержаниям в вулканогенных отложениях, выявил, что КС от 0.7 до 1.4, свидетельствующие о примерно одинаковой концентрации, характеризуют лишь MgO, K₂O, P₂O₅; Cu, Zn и Y. Обогащение вулканогенных осадков (КС менее 0.7) отмечено для SiO₂, TiO₂, Al₂O₃, CaO, Na₂O; V, Cr, Rb, Ga, Zr и РЗЭ. В свою очередь гидротермальные отложения слабо обогащены (КС от 1.4 до 2.0) Fe₂O₃ и Co, а заметное обогащение (КС больше 2.0) характерно для MnO (30.2!), Ni, Sr, Mo (41.5!), Ba и Pb.

КС в кокколитовых илах и глинах по отношению к кокколитово-фораминиферовым илам и глинам показали их существенное сходство (КС от 0.7 до 1.4) по большому числу химических компонентов (SiO₂, Al₂O₃, Fe₂O₃, MgO, CaO, Na₂O, K₂O, P₂O₅, ППП (потерь при прокаливании); Li, Sc, Cr, Ni, Cu, Rb, Sr, Zr, Cs, Ce, Sm, Yb). КС менее 0.7 характерны для TiO₂, MnO; Co, Ba, Mo, Y, Sb, La, Eu, Tb, Lu. Некоторое обогащение кокколитовых илов и глин (КС от 1.4 до 2.0) выявлено для V, Zn, Pb, B. Более заметное обогащение (КС больше 2.0) – не отмечено совсем. Естественно, что при практически одинаковой карбонатности средних составов обеих основных групп планктоногенных карбонатов КС бескарбонатного вещества (бкв) этих групп по сути дела не отличаются от КС натуральных осадков (см. табл. 3). При этом данные по ППП, Sr, Ba из расчетов были, естественно, исключены.

По указанным выше причинам КС для карбонатно-обломочных и бентогенных карбонатов по отношению к планктоногенным карбонатам не рассчитывались. Отметим только, судя по данным для Индийского океана [Левитан и др., 2023], явное обогащение первого типа отложений по отношению ко второму CaO и Sr, и – в меньшей степени – MgO.

Для биогенных кремнистых осадков плейстоцена Тихого океана рассмотрим КС в диатомовых илах и глинах по отношению к диатомово-радиоляриевым отложениям. Близкие КС (от 0.7 до 1.4) рассчитаны для SiO₂, TiO₂, Al₂O₃, CaO, K₂O; Cr и Zn. При этом нельзя не отметить, что содержание SiO₂ (в мас. %) в диатомовых осадках существенно выше, чем в диатомово-радиоляриевых (72.30 и 54.86 соответственно, см. табл. 2). Диатомово-радиоляриевые отложения обогащены (КС менее 0.7) Fe₂O₃, MnO, MgO, P₂O₅, ППП; Li, Co, Ni, Cu. Представляется, что для объяснения такого явления следует иметь в виду два обстоятельства: 1) вышеуказанное относительно низкое содержание SiO₂ (за счет биогенного опала) и 2) приуроченность большинства проб этих осадков к зоне Кларион-Клиппертон с повышенной первичной продукцией и развитием железо-марганцевых конкреций. Только для Na₂O известен повышенный КС (2.0).

Нормализуем литогенное вещество по PAAS (постархейским австралийским глинистым сланцам) [Тейлор, Мак-Леннан, 1988] (рис. 2). Анализ полученных данных показал, что в принципе гемипелагические глины и вулканогенные отложения довольно близки по составу к PAAS. При этом указанные отложения заметно обогащены CaO и Na₂O, и обеднены Cr. Относительно них (и PAAS) пелагические глины обогащены MnO, Co, Ni, Cu. Гидротермальные отложения сравнительно с PAAS имеют существенно более высокие содержания MnO (!), CaO, Na₂O; Ni и Pb (!), а явно обеднены –Al₂O₃, Fe₂O₃; Cr, Ga, Zr, Yb. Бескарбонатное вещество планктоногенных карбонатов достаточно близко по составу к PAAS.

Рис. 2. Спайдер-диаграмма химического состава плейстоценовых осадков по отношению к составу PAAS.

1 – пелагические глины; 2 – гемипелагические глины; 3 – вулканогенные отложения; 4 – гидротермальные отложения; 5 – бескарбонатное вещество (бкв) кокколитовых илов и глин; 6 – бескарбонатное вещество (бкв) кокколитово-фораминиферовых илов и глин; 7 – диатомовые илы и глины; 8 – диатомово-радиоляриевые илы и глины.

В целом считаем необходимым указать на обеднение всех исследованных плейстоценовых отложений Тихого океана Cr относительно PAAS. Вероятнее всего, это явление связано с господством окислительных условий седиментации на большей части площади дна Тихого океана [Brugmann et al., 2023], а также с огромными размерами областей с самыми низкими скоростями седиментации.

Отдельно рассмотрим результаты нормализации на PAAS РЗЭ (рис. 3а, 3б). Гемипелагические глины и вулканогенные отложения по составу очень близки к PAAS. При этом легкими РЗЭ (La, Ce, Pr, Nd) и частью тяжелых (Yb, Lu) они несколько обеднены по сравнению с PAAS, а по остальным (кроме Tm) имеют практически тот же состав. Пелагические глины заметно обогащены РЗЭ (за исключением Ce), что можно связать с фракцией фосфатов [Ren et al., 2022], а гидротермальные отложения столь же сильно обеднены. Обогащение пелагических глин РЗЭ (и Y) неоднократно фиксировалось в литературе и для других океанов [Дубинин, Розанов, 2001; Дубинин, Римская-Корсакова, 2011; Yasukawa et al., 2015]. Это дает основание для поиска в Мировом океане участков глубоководных котловин с достаточно высокими концентрациями РЗЭ в осадках с точки зрения практического использования в будущем.

Рис. 3. Спайдер-диаграмма состава редкоземельных элементов по отношению к составу PAAS.

а – в ряде литогенных осадков плейстоцена (1 – пелагические глины, 2 – гемипелагические глины, 3 – морские пески, 4 – вулканогенные отложения, 5 – гидротермальные отложения); б ‒ в биогенных осадках (1 – кокколитовые илы и глины, 2 – кокколитово-фораминиферовые илы и глины, 3 – диатомовые илы и глины).

Для карбонатных осадков, скорее всего, характерна хорошо выраженная отрицательная Ce- аномалия и слабее проявленная отрицательная Sm-аномалия. Диатомовые илы заметно отличаются от карбонатных по отношениям к PAAS содержаний Ce, Nd, Tb.

Состав более крупнозернистых литогенных осадков, а также гидротермальных отложений был нормирован на состав UCC (верхней континентальной коры) [Rudnick, Gao, 2003] (рис. 4). Полученные данные свидетельствуют о том, что морские пески, терригенные турбидиты и вулканогенные отложения в целом отвечают составу UCC. Гидротермальные отложения, напротив, резко отличаются от UCC: они явно обогащены Fe₂O₃, Co, Cu, Ba, Pb (в 6.9 раз) и Mo (в 41.7 раз!); обеднены TiO₂, Al₂O₃, Cr, Ga, Zr (наиболее сильно) и Yb.

Рис. 4. Спайдер-диаграмма химического состава плейстоценовых осадков по отношению к составу UCC.

1 – терригенные турбидиты; 2 – морские пески; 3 – вулканогенные отложения; 4 – гидротермальные отложения.

Результаты применения методов математической статистики. Для корреляционного анализа были использованы компоненты химического состава (оксиды петрогенных элементов, а также некоторые микроэлементы) в тех типах отложений, которые полностью охарактеризованы этими компонентами.

Корреляционная матрица (табл. 4) охватывает все типы плейстоценовых отложений Тихого океана за исключением гидротермальных. По результатам ее анализа представляется возможным указать на четыре главные геохимические ассоциации: 1) кремнисто-литогенную (SiO₂, TiO₂, Al₂O₃, Fe₂O₃, MgO, Na₂O, K₂O; Sr); 2) алюмосиликатную (TiO₂, Al₂O₃, Fe₂O₃, MgO, Na₂O, K₂O; Sr, V, Sc, Cr, Zn, Rb, Ba, Pb, Zr, Nb, Ce, Pr, Nd); 3) марганцевую (MnO, P₂O₅; Li, Co, Ni, Cu); 4) карбонатную (CaO, ППП; As, Se, Mo, Ta, Y).

Таблица 4. Коэффициенты корреляции Пирсона

На основе табл. 1, 2 и, особенно, табл. 4 мы провели факторный анализ в разновидности главных компонент с варимаксным вращением. В результате были выделены три основных фактора; в сумме их коэффициенты вариации составляют 93.223%. В первом факторе (коэффициент вариации равен 68.989%) положительную нагрузку несут в основном SiO₂, Fe₂O₃, а также MgO, Na₂O, K₂O, а отрицательную – СаО (рис. 5). Коэффициент вариации второго фактора равен 16.694%. В нем основная положительная нагрузка приходится на MnO, а отрицательная – на Na₂O. В третьем факторе (коэффициент вариации равен 7.540%) относительно небольшие положительные нагрузки приходятся на K₂O и Fe₂O₃. Примерно такой же величины отрицательная факторная нагрузка характеризует MnO. Можно предположить, что первый фактор основан на подавляющей части литогенного материала, а также на биогенном (карбонатном, прежде всего, и кремнистом) веществе. Второй фактор учитывает роль гидрогенного процесса. Третий фактор, как представляется, может быть обусловлен ролью сноса осадочного материала с океанических островов в пелагические глины. Вероятно, интерпретация третьего фактора требует дополнительных исследований.

Рис. 5. Результаты факторного анализа.

Средневзвешенный химический состав

Для расчета средневзвешенного химического состава требуется умножить массы сухого осадочного вещества основных типов плейстоценовых отложений Тихого океана на их средний арифметический химический состав и разделить на 100. Масса сухого осадочного вещества (в 10¹⁸ г) пелагических глин – 541.3, гемипелагических глин – 1463.6, терригенных турбидитов – 621.6, морских песков – 218.0, вулканогенных отложений – 18.6, кокколитовых илов и глин – 366.8, кокколитово-фораминиферовые илов и глин – 310.1, бентогенных карбонатов и карбонатно-обломочных отложениий – 110.1, карбонатных турбидитов – 22.5, диатомовых илов и глин – 117.7, диатомово-радиоляриевых илов и глин – 84.0 [Левитан, 2021]. Их средний арифметический химический состав приведен выше в табл. 1 и 2.

Результаты расчета средневзвешенных химических составов (в 10¹⁸ г) раздельно для литогенных отложений (без гидротермального вещества) и для биогенных отложений приведены соответственно в табл. 5 и 6. Полученные данные позволили составить первые представления о массах химических компонентов в плейстоценовом стратоне Тихого океана (в 10¹⁸ г): SiO₂ – 1910.85, TiO₂ – 23.15, Al₂O₃ – 610.03, Fe₂O₃ – 298.46, MnO – 8.22, MgO – 92.83, CaO – 394.22, Na₂O – 85.00, K₂O – 117.84, P₂O₅ – 6.37, ППП – 375.01.

Таблица 5. Средний взвешенный химический состав плейстоценовых литогенных отложений Тихого океана (массы химических компонентов даны в 10¹⁸ г)

Примечания. Н.о. – не определялся; тире – число проб, меньшее 7; ППП – потери при прокаливании; n – число проб; 1–5 – типы отложений: 1 – пелагические глины; 2 – гемипелагические глины; 3 – терригенные турбидиты; 4 – морские пески; 5 – вулканогенные отложения.

Таблица 6. Средний взвешенный химический состав плейстоценовых биогенных отложений Тихого океана (массы химических компонентов даны в 10¹⁸ г)

Примечания. Н.о. – не определялся; тире – число проб, меньшее 7; ППП – потери при прокаливании; в числителе – колебания значений, в знаменателе – среднее арифметическое; n – число проб; 1–7 – типы отложений: 1 – кокколитовые глины и илы; 2 – кокколитово-фораминиферовые глины и илы; 3 – диатомовые глины и илы; 4 – диатомово-радиоляриевые илы и глины; 5 – бентогенные и карбонатно-обломочные отложения; 6 – карбонатные турбидиты.

Приведенные результаты требуют комментариев. Только данные по Fe₂O₃, MnO, MgO, CaO являются полностью валидными. Остальные значения получены без учета отсутствующих данных по бентогенным карбонатам и карбонатно-обломочным отложениям, а также по карбонатным турбидитам. В указанных типах карбонатных отложений среднее содержание СаСО₃ заметно превышает 90%, поэтому приведенные результаты практически очень близки к истинным (за исключением ППП). Минимальные массы (в 10¹⁸ г) ряда редких элементов составляют: Li – 0.130, V – 0.398, Cr – 0.196, Co – 0.089, Ni – 0.278, Cu – 0.409, Zn – 0.394, Sr – 1.965, Ba – 2.731, Zr – 0.429.

По массам петрогенных оксидов можно рассчитать средний арифметический химический состав плейстоценовых отложений Тихого океана, разделив приведенные в данном разделе результаты на общую сухую массу плейстоцена (3874.3 × 10¹⁸ г [Левитан, 2021]). В итоге получается следующий состав (в мас. %): SiO₂ – 49.32, TiO₂ – 0.60, Al₂O₃ – 15.75, Fe₂O₃ – 7.70, MnO – 0.21, MgO – 2.40, CaO – 10.18, Na₂O – 2.19, K₂O – 3.04, P₂O₅ – 0.16. При этом на долю ППП приходится 8.45 мас. %.

Все показанные в табл. 5 и 6 содержания оксидов петрогенных элементов для типов осадков пересчитаны на %, исходя из общей суммы для каждого компонента, равной 100%. При рассмотрении структуры распределения масс компонентов в осадках (в %) намечаются четыре основных тренда (рис. 6).

Рис. 6. Циклограммы средневзвешенного химического состава плейстоценовых отложений (в %).

1 – пелагические глины; 2 – гемипелагические глины; 3 – терригенные турбидиты; 4 – морские пески; 5 – вулканогенные отложения; 6 – кокколитовые илы и глины; 7 – кокколитово-фораминиферовые илы и глины; 8 – диатомовые илы и глины; 9 – диатомово-радиоляриевые илы и глины; 10 – бентогенные карбонаты и карбонатно-обломочные отложения; 11 – карбонатные турбидиты.

По первому тренду распределяются SiO₂, TiO₂, Na₂O, K₂O. Это обусловлено, главным образом, рядом уменьшающихся масс сухого вещества основных типов литогенных отложений, приведенных в начале настоящего параграфа. Здесь на первом месте расположены массы гемипелагических глин, на втором – терригенных турбидитов, на третьем – пелагических глин, на четвертом – морских песков.

Второй тренд представлен распределением Al₂O₃, Fe₂O₃, MgO, P₂O₅. В этом случае также действует в основном уменьшение масс типов литогенных отложений, но на первом месте расположены массы гемипелагических глин, на втором – пелагических глин, на третьем – терригенных турбидитов, на четвертом – морских песков.

Отдельный тренд характеризует распределение MnO, в котором на первом месте находятся его массы в пелагических глинах, на втором – в гемипелагических глинах, на третьем – в кокколитово-фораминиферовых илах и глинах, а на четвертом – в кокколитовых илах и глинах. Стоит отметить повышенную массу MnO в диатомово-радиоляриевых илах. Таким образом, наряду с массами основных типов плейстоценовых отложений важную роль играет и содержание в них MnO.

Наконец, четвертый тренд представлен распределением СаО, где первые три места занимают основные типы карбонатных отложений в соответствии с их массами: 1) кокколитовые илы и глины; 2) кокколитово-фораминиферовые илы и глины; 3) бентогенные карбонаты и карбонатно-обломочные отложения.

Средние скорости накопления химических элементов

Этот параметр необходим для сравнительных анализов плейстоценовых отложений Тихого океана как с другими океанами внутри плейстоценового стратона, так и с отложениями иных стратиграфических подразделений внутри осадочного чехла Мирового океана. Поскольку для нашей базы данных был выбран именно плейстоцен, продолжительность которого по “старой” шкале [Gradstein et al., 2004] равна 1.79 млн лет, то величины в нижеследующих табл. 7 и 8 получаются при делении соответствующих значений табл. 5 и 6 на 1.79 млн лет. Естественно, что структуры табл. 7 и 8 точно повторяют структуры табл. 5 и 6, поэтому ниже отдельные описания табл. 7 и 8 не даются.

Таблица 7. Скорости накопления химических компонентов плейстоценовых литогенных отложений Тихого океана (в 10¹⁸ г/млн лет)