CC BY
20БЮЛЛЕТЕНЬ КОМИССИИ ПО ИЗУЧЕНИЮ ЧЕТВЕРТИЧНОГО ПЕРИОДА
№ 76, 2018 г.
ФАЦИАЛЬНАЯ СТРУКТУРА И КОЛИЧЕСТВЕННЫЕ ПАРАМЕТРЫ ПЛЕЙСТОЦЕНОВЫХ ОТЛОЖЕНИЙ
МОРЕЙ КИТАЯ
М.А. Левитан, Т.А. Антонова, Т.Н. Гельви, А.В. Кольцова, Л.Г. Домарацкая
Институт геохимии и аналитической химии им. В.И. Вернадского РАН, Москва, e-mail: [email protected]
В работе описаны впервые составленные литолого-фациальные карты и схемы распределения мощностей для нео-и эоплейстоценовых отложений китайских морей. Масштаб карт и схем 1:20000000. После обработки картографических материалов объемным методом А.Б. Ронова были получены данные по площадям, объемам и массам сухого осадочного вещества для каждого из основных типов осадков по обоим возрастным срезам, а также по скорости накопления этих масс в единицу времени. В плейстоцене в изученном морском бассейне абсолютно доминировала терри-генная седиментация. В целом скорость накопления терригенного вещества явно возрастала в течение плейстоцена.
Ключевые слова: Бохайский залив, Желтое море, Восточно-Китайское море, Южно-Китайское море, неоплейстоцен, эоплейстоцен, морские осадки, скорости накопления осадочного вещества
Данная работа продолжает цикл публикаций о плейстоценовых отложениях континентальных окраин Мирового океана, начатый в статье по Берингову морю [Левитан и др., 2018]. Там же описана методика работы и применяемая стратиграфическая шкала. Повторим, что в данной серии мы рассматриваем раздельно неоплейстоцен, т.е. средний и поздний плейстоцен (0.01-0.80 млн лет) и эоплейстоцен, или ранний плейстоцен (0.80-1.80 млн лет по «старой» шкале, [Gradstein et а1., 2004]).
Настоящее сообщение посвящено китайским морям, куда входят: Бохайский залив, Желтое море, Восточно-Китайское и Южно-Китайское моря (рис. 1). На севере рассматриваемая акватория ограничена побережьями Корейского полуострова и Японии, на западе - КНР и Индокитаем, на востоке - о. Тайвань и Филиппинскими островами, на юге - о. Калимантан. Водообмен с Японским морем осуществляется через Цусимский пролив, с Филиппинским морем - через многочисленные широкие проливы между Филиппинскими островами, с индонезийскими морями - через Сингапурский пролив.
Излагаемые ниже сведения о современной седиментации в китайских морях взяты в основном
из монографии [Wang et al., 2014a]. Бохайский залив и Желтое море располагаются целиком на шельфе. Во время максимума последнего оледенения соответствующие акватории отсутствовали, а на их месте располагалась суша. В Восточно-Китайском море (площадь - 1170 тыс. км2, объем 30.3 млн км3, средняя глубина - 370 м, максимальная глубина - 2719 м) шельфы (с глубиной менее 200 м) составляют 75.6% всей площади акватории, а в Южно-Китайском море (площадь - 3500 тыс. км2, объем 424.2 млн км3, средняя глубина -1212 м, максимальная глубина - 5377 м) шельфы (с глубиной менее 200 м) составляют 52.4% всей площади акватории. В Восточно-Китайском море полоса развития глубин более 200 м тянется вдоль восточных границ бассейна и представлена Оки-навским желобом (рис. 1). В Южно-Китайском море, в его северо-восточной и центральной частях глубины изменяются в пределах от 1000 до 4300 м, а в западной и юго-западной - от 50 до 200 м. Самый юг центральной части (южнее 6° с.ш.) относится к шельфу с глубинами 50-100 м, а севернее в глубоководной котловине преобладают глубины от 2000 до 4000 м (максимально - свыше 5000 м). В котловине на юго-востоке расположена обширная подводная возвышенность, венчающа-
Рис. 1. Расположение изученных скважин и длинных колонок в китайских морях
1 - Бохайский залив; 2 - Желтое море; 3 - Восточно-Китайское море; 4 - Окинавский желоб; 5 - Южно-Китайское море. Изобаты даны в м
яся островами Спратли, а на северо-западе - подводный хребет, над которым возвышаются Пара-сельские острова (рис. 1).
Бохайский залив и северо-западная часть Желтого моря входят в умеренный климатический пояс, юго-восточная часть Желтого моря и Восточно-Китайское море - в субтропический, а Южно-Китайское - в субэкваториальный и экваториальный (www.geo-sfera.info). Все моря находятся под мощным воздействием Восточно-Азиатского муссона (с запада) и тайфунов, приходящих из Филиппинского моря. В поверхностной циркуляции китайских морей основную роль играет направленное на север теплое течение Куросио, расположенное в восточной половине акватории (рис. 1), при этом в каждом из морей имеются элементы антициклонального круговорота. Ширина течения достигает 170 км, глубина проявления в водной толще составляет около 700 м, температура колеблется в течение года от 18 до 28°С.
Китайские моря получают обильное питание терригенным материалом, главным образом, за счет крупных азиатских рек (с севера на юг): Хуанхэ (Желтой), Янцзы, Жемчужной, Красной и Меконга (рис. 1). Эти реки поставляют, соответственно, 1080, 420, 70, 130 и 160 млн т терриген-ного материала в год. Твердый сток с Индокитая и островов на восточном обрамлении китайских морей тоже имеет определенное значение, например, с о. Тайвань горные реки поставляют в Южно-Китайское море примерно 70 млн т терри-генного вещества в год.
Твердые стоки вышеуказанных крупных рек обладают специфическими чертами минерального и химического составов, которые во многом определяют составы поверхностного слоя донных осадков в морях. Например, состав взвеси р. Хуанхэ практически полностью наследуется осадками Бохайского залива и севера Желтого моря; состав осадков шельфа Восточно-Китайского моря определяется материалом, поставляемым р. Янцзы; осадки северного шельфа Южно-Китайского моря сложены веществом, поставленным р. Жемчужной. В остальных морских бассейнах состав современных осадков смешанный, т.е. отражает влияние нескольких питающих провинций.
На поверхности дна по периферии Бохайско-го залива доминируют тонкие пелитовые илы ге-мипелагического типа, а в центре - терригенные пески (рис. 2). В Желтом море пески окаймляют Корейский полуостров и формируют два больших пятна на западе бассейна, остальное пространство занято гемипелагическими пелитовыми и алевритово-пелитовыми илами. Почти вся площадь дна Восточно-Китайского моря занята песками, за исключением довольно узкой прибрежной
полосы на западе и небольшого пятна на севере, где распространены гемипелагические пелитовые и алевритово-пелитовые илы. Дно Окинавского трога выполнено фораминиферовой алевритовой глиной, вмещающей участками металлоносные осадки. На севере Южно-Китайского моря чередуются пески, гемипелагические пелитовые и алевритово-пелитовые илы, западный и южный шельфы сложены песками. В глубоководной котловине западная ее часть занята фораминиферо-выми глинами, восточная - радиоляриевыми глинами, а центр сложен глубоководными красными глинами. Отмечавшиеся выше подводные хребты и возвышенности заняты на более мелких участках дна кораллово-фораминиферовыми осадками (современная продукция СаСО3 в районе Пара-сельских островов составляет 5215 тыс. т/год, в районе островов Спратли - 8430 тыс. т/год), а на более глубоких - фораминиферовыми илами и глинами [Wang et al., 2014a].
Для стратиграфических подразделений плейстоцена в рассматриваемом регионе обзорные литолого-фациальные карты ранее не составлялись.
ФАКТИЧЕСКИЙ МАТЕРИАЛ
Для создания настоящей статьи использованы результаты нескольких рейсов глубоководного бурения: ODP Leg 185 [Plank et al., 2000], ODP Leg 195 [Salisbury et al., 2002] и IODP Leg 349 [Li et al., 2015]. Скважины рейсов 185 и 349 были пробурены в Южно-Китайском море, скважина 1202 рейса 195 - к СВ от о. Тайвань неподалеку от юго-западного окончания Окинавского желоба (рис. 1). Кроме того, в нашем распоряжении имелись данные по некоторым шельфовым скважинам, пробуренным различными китайскими компаниями на севере Южно-Китайского моря [Wang et al., 2014a], в Желтом море [Liu et al., 2016] и в заливе Бохай [Shi et al., 2016] (рис. 1). В скважинах глубоководного бурения разрезы четвертичных отложений (за исключением скв. 1202) вскрыты полностью. В шельфовых скважинах пройден, как правило, либо только неоплейстоцен, либо еще вскрыты верхи эоплейстоцена. Дополнительно нами использованы также материалы по длинным колонкам, полученным в рейсах научно-исследовательских судов Китая, Германии и Франции [Wang et al., 2014a]. Они сосредоточены, в основном, в районе Окинавского трога, или по периферии Южно-Китайского моря (рис. 1). Самые древние отложения плейстоцена в этих колонках (как правило, полученных с борта французского судна «Marion Dufresne») достигают возраста 300 тыс. лет [Wang et al., 2014b].
Рис. 2. Литологическая карта поверхностного слоя осадков китайских морей [Wang et al., 2014a], с изменениями)
1 - гравийно-песчаная смесь; 2 - слабокарбонатные (до 20% СаСО3) гемипелагические глины; 3 - кораллово-фораминиферовые осадки; 4 - радиоляриевые глины; 5 - пелагические глины; 6 - гемипелагические глины; 7 - пески; 8 - реликтовые пески
В работе использованы и сейсмостратиграфи-ческие материалы, полученные на шельфе Корейского полуострова [Yoo et al., 2016], в районе подводной дельты р. Жемчужной [Zhang et al., 2015], на шельфе восточного Индокитая [Dung et al., 2014]. Данные по батиметрии (рис. 1) взяты из карты ГЕБКО [GEBKO, 2004].
ПОЛУЧЕННЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ
На основе вышеуказанных данных и принимая во внимание карту современных осадков китайских морей (рис. 2) нами составлены в масштабе
1:20000000 (поперечная азимутальная равновеликая проекция) литолого-фациальные карты и схемы изопахит для неоплейстоцена (рис. 3, 4) и для эоплейстоцена (рис. 5, 6). По изложенным выше причинам карты для неоплейстоцена лучше обоснованы фактическим материалом.
Неоплейстоцен
Для неоплейстоценовых отложений (рис. 3) внутреннего и среднего шельфа (ориентировочно от береговой линии до изобаты 100 м) характерна цикличность строения с переслаиванием конти-
/11/ ¡ 11 !
Я Al ai S
>111
1 2
3
4
5
6
7
8 9
10 11 12
13
14
105°
110'
Рис. 3. Литолого-фациальная карта неоплейстоцена
1 - морские пески; 2 -гемипелагические глины; 3 - слабокарбонатные (до 20% СаСО3) гемипелагические глины; 4 -радиоляриевые глины; 5 - пелагические глины; 6 - кораллово-фораминиферовые осадки; 7 - переслаивание аллювиальных и морских песков; 8 - переслаивание аллювиальных глин и морских глин; 9 - переслаивание аллювиальных глин, морских песков и гемипелагических глин; 10 - переслаивание гемипелагических глин и слабокарбонатных гемипелагических глин; 11 - переслаивание гемипелагических глин и терригенных турбидитов; 12 - скважины глубоководного бурения; 13 - скважины китайских компаний; 14 - длинные колонки
Рис. 4. Схематическая карта изопахит (в м) неоплейстоценовых отложений. Залитые кружки, треугольники и крестики соответствуют условным обозначениям рис. 3, соответственно, номерам 12, 13 и 14
Рис. 5. Литолого-фациальная карта эоплейстоцена. Условные обозначения см. на рис. 3.
Рис. 6. Схематическая карта изопахит (в м) эоплейстоценовых отложений. Залитые кружки, треугольники и крестики соответствуют условным обозначениям рис. 3, номерам 12, 13 и 14.
нентальных и морских осадков. Эта цикличность четко выявлена сейсмостратиграфическими исследованиями (приморские области от Корейского полуострова на севере до полуострова Индокитай на юге) и хорошо описана по керну буровых скважин. Например, в Бохайском заливе в скв. BH08 изучены циклы, состоящие из красных тонких аллювиальных отложений, литоральных темно-серых и желто-коричневых песков, нерити-ческих темно-серых алевритов [Shi et al., 2016]. Мощность отдельных циклов составляет от 5 до 17 м, средняя мощность - 12 м. Соотношение тонких осадков и песка в неоплейстоцене равно 50:50. Мощность неоплейстоценовых отложений в данной скважине составляет 126 м. В литолого-фациальную область Бохайского залива мы сочли целесообразным включить и зону старой подводной дельты р. Хуанхэ, расположенную южнее современной дельты.
Примерно также устроена осадочная толща в районе подводной дельты р. Янцзы, при этом на основе линейной экстраполяции имеющихся данных по скоростям накопления в неоплейстоцене можно предположить, что максимальная мощность неоплейстоценовых отложений в депоцен-тре может существенно превышать 1000 м.
Необходимо отметить также повышенные мощности неоплейстоценовых осадков (по геофизическим данным) (рис. 4) в районах подводных дельт рек Красной и Меконга. Состав осадочной толщи неоплейстоцена при этом различен: более глинистый в районе устья р. Красной и более песчаный в районе устья р. Меконг. Широкое развитие песков в прибрежной зоне объясняется как небольшой глубиной дна (в зоне волнового воздействия), так и активным вдольбереговым перемещением наносов, которое особенно хорошо выражено в зоне влияния выносов р. Жемчужная [Zhang et al., 2015]. За пределами подводных дельт в неоплейстоцене преобладали переслаивавшиеся аллювиальные глинистые осадки и гемипелагиче-ские морские алевриты и глины.
Большой вклад в распределение мощностей неоплейстоценовых отложений на шельфе вносят неотектонические движения и создаваемые ими шельфовые депрессии и поднятия [Zhang et al., 2015; Dung et al., 2014].
Вышеупомянутая цикличность обусловлена, прежде всего, колебаниями уровня моря, вызванными ледниково-межледниковыми циклами [Shi et al., 2016]. При этом во время падений уровня моря в ледниковые стадии происходили регрессии и речные системы продвигались в сторону моря. Во время межледниковий происходили противоположные по направленности процессы: повышение уровня моря, затопление шельфовых
пространств, трансгрессии, отступание речных систем. Естественно, циклически изменялась и циркуляция на шельфе. В соответствии с изменениями климатических условий эволюционировала и интенсивность Восточно-Азиатского муссона [Wang et al., 2014b].
Внешний шельф постоянно находился в морских условиях. На нем широким развитием в неоплейстоцене пользовались морские пески, что связано с довольно большой гидродинамической активностью, обусловленной близостью бровки шельфа. Поэтому в данной литолого-фациальной зоне довольно много реликтовых песков. Из-за приуроченности к внешнему шельфу ряда шель-фовых депрессий (как и в Беринговом море) мощности неоплейстоценовых отложений здесь слегка повышены (между 100 и 300 м) (рис. 4).
На континентальном склоне СВ Тайваня (скв. 1202) в начале Окинавского желоба неоплейстоценовые отложения представлены переслаиванием доминирующих гемипелагических глин, содержащих до 20% СаСО3 в виде фораминифер, и терригенных турбидитов. Их общая мощность превышает 410 м. В центре желоба мощности неоплейстоценовых осадков, судя по результатам экстраполяции линейных скоростей седиментации осадков из длинных колонок, существенно (почти на порядок) уменьшаются.
На глубоководном ложе Южно-Китайского моря фациальная картина в неоплейстоцене существенно отличалась от вышеописанной для более северных китайских морей. Западная и южная части моря были заняты довольно однородными ге-мипелагическими глинами, мощность которых не превышала 100 м. На континентальном склоне ЮЗ Тайваня (скв. 1144) вскрыты 417 м неоплейстоценовых отложений, из которых вниз по разрезу до уровня 283 м встречены слабокарбонатные геми-пелагические глины, а с 283 до 400 м эти же глины обогащены примерно 10% биогенного опала, представленного радиоляриями. Таким образом, обогащение радиоляриями приходится на верхи среднеплейстоценового транзита, т.е. примерно на период с 780 до 600 тыс. лет. Южнее этой зоны (рис. 3) располагаются радиоляриевые глины (их мощность неизвестна), в контур распространения которых на максимальной глубине глубоководной котловины вклинивается небольшое поле пелагических (красных) глин, а на выдвинутом континентальном склоне центрального Лусона расположена область переслаивания гемипелаги-ческих глин и терригенных турбидитов (50:50), с единичными прослоями тефры. Такие же прослои тефры (наряду с фораминиферовыми турбидита-ми) выявлены и на южном континентальном склоне Южно-Китайского моря. Для красных глин по
аналогии с пелагиалью Мирового океана, например, в Атлантике [Левитан, Гельви, 2016] для неоплейстоцена принята мощность менее 10 м. Для континентальных склонов северо-западного и западного шельфов Южно-Китайского шельфа по геофизическим данным обнаружены подводные оползни и прослои гравититов [Zhang et al., 2015; Dung et al., 2014].
У авторов статьи нет данных по бурению подводных возвышенностей на глубоководном ложе Южно-Китайского моря, однако вполне вероятно, что венчающие их «шапки» кораллово-фораминиферовых осадков существовали и в неоплейстоцене. Об этом могут свидетельствовать редкие прослои фораминиферовых турбидитов в неоплейстоценовых осадках основания северного склона возвышенности, увенчанной островами Спратли (скв. 1433). На западе глубоководной котловины между указанными подводными возвышенностями располагался пояс слабокарбонатных гемипелагических глин мощностью менее 100 м.
В целом материалы глубоководного бурения свидетельствуют о том, что содержание карбонатных остатков в осадках неоплейстоцена возрастало в периоды межледниковий. Например, в скв. 1145 в это время даже появлялись единичные прослои кокколитовых илов.
Интересно отметить определенное сходство в распределении осадков верхов плейстоцена в Норвежско-Гренландском бассейне [Левитан и др., 2007] и в китайских морях. В обоих случаях относительно обогащенные биогенными остатками донные осадки тяготеют к восточной части бассейна, где проходит теплое течение, в то время как чисто терригенные отложения сосредоточены преимущественно в западной части, где доминируют холодные течения.
Эоплейстоцен
В эоплейстоцене в Бохайском заливе возрастает роль континентальных фаций (соотношение континентальных и морских отложений составляет 80:20) [Shi et al., 2016]. Судя по экстраполяции скоростей седиментации, возрастает по сравнению с неоплейстоценом и мощность эоплейсто-ценовых осадков (рис. 6). В подводной дельте Янцзы возрастает роль континентальных песков (до 20%) [Liu et al., 2016]. В остальном распределение типов осадков на шельфе китайских морей принципиально не отличается от неоплейстоцена (рис. 5), за исключением того, что граница распространения континентальных фаций, как правило, не превышала 90 м. В Окинавском желобе в эоплейстоцене доминируют, скорее всего, слабокарбонатные гемипелагические глины, при этом,
исходя из возраста начала формирования трога (около 2.0-1.7 млн лет) [Хаин, 2001] скорости седиментации были выше, чем в неоплейстоцене.
Судя по результатам глубоководного бурения, в целом картина распределения типов осадков в Южно-Китайском море в эоплейстоцене по сравнению с неоплейстоценом не изменилась (рис. 5). Основные изменения касаются явно уменьшившихся мощностей (и скоростей седиментации) (рис. 6). Кроме того, в эоплейстоцене скв. 1144 на севере бассейна описаны гемипелагические глины с 10-20% СаСО3, радиолярии в них отсутствуют. На континентальном склоне о. Лусон в скв. 1431 ниже 101 м в разрезе эоплейстоценовых отложений появляются редкие прослои карбонатных турбидитов.
ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ
В предыдущих разделах статьи уже отмечалось, что построенные карты для нео-плейстоцена являются существенно более обоснованными, чем для эоплейстоцена. Это обусловлено тем, что многие скважины китайских компаний и длинные колонки или не дошли до границы нео- и эоплей-стоцена, или вскрыли только верхи эоплейстоце-на. Поэтому в ряде случаев мощности эоплейсто-ценовых отложений рассчитывались лишь с помощью экстраполяции соответствующих скоростей седиментации.
Это замечание необходимо иметь в виду при анализе нижеизложенного материала, особенно табл. 1 и 2, полученных при обсчете вышеупомянутых карт объемным методом А.Б. Ронова [1949].
Итак, площадь, занятая неоплейстоценовыми осадками в китайских морях, составляет 3693,0 тыс м2. Из них 1496,0 тыс км2, или 40,5 %, составляют области переслаивания различных типов осадков. Общий объем осадков составляет 634,6 тыс. км3. В общем объеме осадков доминируют гемипелагиче-ские глины (184,3 тыс. км3), морские пески (160,8 тыс. км3) и слабокарбонатные (10-20% СаСО3) ге-мипелагические глины (143,5 тыс. км3). Объемы других типов осадков существенно меньше (табл. 1). Суммарный объем континентальных типов отложений составляет 15,1 % от общего объема неоплейстоценовых осадков.
В эоплейстоценовое время области переслаивания различных типов отложений занимали 28,4% всей площади. Общий объем осадков составляет 364,9 тыс км3. В общем объеме осадков доминируют гемипелагические глины (233,2 тыс км3), аллювиальные глины (64,0 тыс км3) и морские пески (60,1 тыс км3). Объемы других типов осадков существенно меньше (табл. 2). Суммар-
Таблица 1. Площади (Б, тыс км2) и объемы (V, тыс км3) неоплейстоценовых отложений
Типы осадков Морские пески Конт. пески Гемипела-гич. глины Аллювиал. глины Слабо карбонатные гемипелагич. глины Терриг. турбиди-ты Радиоляр. глины Пелаг. глины Коралл. форам. осадки
Б 1097 329 2187 330 1073 71 448 28 139
V 160,8 35,2 184,3 60,7 143,5 1,7 20,3 0,3 27,8
Таблица 2. Площади (Б, тыс км2) и объемы (V, тыс км3) эоплейстоценовых отложений
Типы осадков Морские пески Конт. пески Гемипела-гич. глины Аллювиал. глины Слабо карбонатные гемипелагич. глины Терриг. турбиди-ты Радиоляр. глины Пелаг. гли-ны Коралл. форам. осадки
Б 463 233 2387 771 341 59 109 57 92
V 60,1 23,3 233,2 64,0 43,0 3,0 11,0 2,2 8,5
ный объем континентальных типов отложений составляет 23,9% от общего объема эоплейстоце-новых осадков.
Некоторые результаты анализа полученных результатов являются вполне очевидными. Например, в плейстоцене вообще и в обеих проанализированных его секциях в частности доминирует терригенная седиментация. В неоплейстоцене суммарный объем терригенного вещества был заметно выше, чем в эоплейстоцене, а объем морских терригенных отложений в течение всего плейстоцена сильно превышал объем континентальных осадков.
Для более тонкого анализа имеет смысл перейти от объемов к массам сухого осадочного вещества и к массам вещества в единицу времени (табл. 3). Для этого надо воспользоваться данными по физическим свойствам осадков, взятыми из упоминавшихся выше отчетов по глубоковод-
ному бурению. Для пересчетов применим ранее опубликованную формулу [Левитан и др., 2013]. Анализ табл. 3 приводит к выводу об увеличении в неоплейстоцене по сравнению с эоплейстоце-ном скорости накопления (I) практически всех типов осадков, за исключением терригенных тур-бидитов и пелагических глин. Если ситуация с терригенными турбидитами объясняется неотектоническим развитием о. Лусон, то уменьшение накопления пелагических глин можно связать с усиленным развитием терригенной седиментации в неоплейстоцене, которая ограничила области распространения пелагических глин. Отношение суммарной скорости накопления терригенных морских осадков в неоплейстоцене к эоплейсто-цену равно 2.0.
Интересно сравнить этот вывод и данные китайских исследователей о средних абсолютных массах терригенного и карбонатного вещества
Таблица 3. Массы сухого осадочного вещества (М, 1018 г) и массы осадков в единицу времени (I, 1018 г/млн лет)
Типы осадков Морские пески Конт. пески Гемипела-гич. глины Аллювиал. глины Слабо карбонатные гемипелагич. глины Терриг. турбиди-ты Радиоляр. глины Пелаг. глины Коалл. форам. осадки
Нео-плей-стоц М 168,8 37,0 124,4 45,2 52,7 0,9 10,4 0,1 13,7
I 213,7 46,8 157,5 57,2 66,7 1,1 13,2 0,1 17,3
Эо-плей-стоц М 43,4 30,2 146,7 42,6 26,7 2,5 5,6 0,9 7,4
I 43,4 30,2 146,7 42,6 26,7 2,5 5,6 0,9 7,4
I Q2+3/I Q1 4,9 1,5 1,1 1,3 2,5 0,4 2,4 0,1 2,3
на глубоководном ложе Южно-Китайского моря, основанные на данных по 94 сейсмическим профилям, 154 скважинам китайских компаний и 6 скважинам глубоководного бурения рейса ODP 184: в среднем миоцене средние абсолютные массы терригенного и карбонатного вещества (в г/см2 в год) были равны, соответственно, 6,04 и 2,59; в позднем миоцене - 6,14 и 5,20; в плиоцене - 6,58 и 2,58; в четвертичном периоде - 12,34 и 2,52 ([Wang et al., 2014a], с изменениями). Таким образом, по данным китайских исследователей получается четкий тренд роста интенсивности терригенной седиментации со среднего миоцена по четвертичный период включительно (со взрывным ростом после плиоцена), а по нашим данным этот тренд сохранился и в течение плейстоцена (только уже для всех китайских морей).
В целом явное увеличение скорости накопления различных типов терригенных осадков в неоплейстоцене по сравнению с эоплейстоценом объясняется сочетанием ряда факторов: 1) возрастанием речного стока (см. табл. 3); 2) усилением неотектонического горообразования в Восточной Азии и на Тайване; 3) усилением муссонного режима и атмосферной циркуляции; 4) более глубокими падениями уровня моря во время оледенений. Неотектоника шельфовых областей, вероятно, демонстрирует более сложную картину во времени, поэтому местами формирование шельфовых депрессий происходило более активно в эоплей-стоцене, чем в неоплейстоцене. Судя по табл. 3, интенсивность преодоления терригенным осадочным материалом так называемого маргинального фильтра [Лисицын, 1994], т.е. зоны смешения речных и морских вод, была выше в неоплейстоцене, чем в эоплейстоцене.
Практически стабильная интенсивность кар-бонатонакопления в плиоцен-четвертичное время свидетельствует о том, что отмеченная по данным глубоководного бурения преимущественная приуроченность карбонатов к межледниковьям и эо-плейстоцену является результатом большего разбавления карбонатов терригенным материалом в неоплейстоцене и, особенно, в периоды оледенений. К сожалению, отсутствие в нашем распоряжении данных бурения по кораллово-водорослевым осадкам и некоторым другим типам отложений не позволяет реально оценить изменения в интенсивности их седиментации в течение плейстоцена.
С накоплением биогенного опала не все понятно, однако конкретные данные по скв. 1144 свидетельствуют о росте его содержаний в низах неоплейстоцена (в рамках среднеплейстоценового перехода) по сравнению с эоплейстоценом. Этот факт соответствует развиваемой нами концепции «двух океанов» в плейстоцене [Левитан, 2016].
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Система китайских морей простирается с севера на юг от Корейского полуострова до о. Калимантан, пересекая три климатических пояса: Бохайский залив и северо-западная часть Желтого моря входят в умеренный климатический пояс, юго-восточная часть Желтого моря и Восточно-Китайское море - в субтропический, а ЮжноКитайское - в субэкваториальный и экваториальный. Значительная часть рассматриваемой акватории расположена в пределах континентальных шельфов: Бохайский залив и Желтое море -полностью, Восточно-Китайское море - на 75,6%, Южно-Китайское - на 52,4%.
Основу питания китайских морей осадочным материалом составляет поставка терригенного вещества крупными азиатскими реками: Хуанхэ (Желтой), Янцзы, Жемчужной, Красной и Меконгом. Определенную роль играет также твердый сток короткими горными реками, расположенными на о. Тайвань и на полуострове Индокитай. В целом на современном этапе абсолютно доминирует терригенное осадконакопление. Некоторое значение имеет биогенная седиментация (в основном, карбонатная) на тех подводных возвышенностях Южно-Китайского моря, где разбавляющее влияние терригенного осадконакопления минимально. В этом же бассейне, в центре глубоководной котловины, отмечены небольшие участки развития радиоляриевых глин и пелагических (красных) глин.
Основные литолого-фациальные зоны осадко-накопления в нео- и эоплейстоцене охватывали внутренний и средний шельф, внешний шельф, континентальные склоны, Окинавский желоб, глубоководное ложе Южно-Китайского моря.
На внутреннем и среднем шельфе развито циклическое переслаивание континентальных (в основном, аллювиальных) и морских терригенных осадков, обусловленное, прежде всего, гляциоэв-статическими колебаниями уровня моря и связанными с ними трансгрессивно-регрессивными циклами. На внешнем шельфе накапливались морские терригенные осадки в основном песчаного состава. На континентальных склонах отмечены среди гемипелагических осадков прослои терри-генных и карбонатных турбидитов, отложений подводных оползней и других гравититов. Оки-навский желоб выполнен преимущественно слабокарбонатными пелагическими глинами. Континентальные склоны и периферия глубоководного ложа Южно-Китайского моря выполнены, в основном, гемипелагическими глинами (включая их слабокарбонатные разновидности). В центральных частях этого бассейна распространены
в котловине радиоляриевые глины и красные глины, а на подводных хребтах и возвышенностях -карбонатные осадки, включая наиболее мелководные кораллово-фораминиферовые отложения.
В течение плейстоцена, также как и для современного этапа, установлено доминирование терригенной седиментации, причем в неоплейстоцене суммарная скорость накопления морских терригенных осадков превышала величину этого параметра для эо-плейстоцена в 2 раза. Основной причиной этого явления мы считаем интенсификацию неотектонических горообразовательных движений в зоне водосбора для китайских морей, хотя в целом распределение неотектонических структур и движений в этой зоне носит довольно сложный характер.
Статья написана при финансовой поддержке гранта РФФИ №17-05-00157, гранта Программы Президиума РАН №48 и госзадания № 0137-20180008 (номер темы ГЕОХИ РАН).
Литература
Левитан М.А. Сравнительный анализ пелагического плейстоценового кремненакопления в Тихом и Индийском океанах / Геохимия, 2016, №3. С. 278-286. Левитан М.А., Балуховский А.Н., Антонова Т.А., Гель-ви Т.Н. Количественные параметры пелагической плейстоценовой седиментации в Тихом океане / Геохимия, 2013, №5. С. 387-395. Левитан М.А., Гельви Т.Н. Количественные параметры пелагической плейстоценовой седиментации в Атлантическом океане / Геохимия, 2016, №12. С. 1091-1103.
Левитан М.А., Гельви Т.Н., Сыромятников К.В., Чекан К.М. Фациальная структура и количественные параметры плейстоценовых отложений Берингова моря / Геохимия, 2018, №4 (в печати). ЛевитанМ.А., ЛаврушинЮ.А., Штайн Р. Очерки истории седиментации в Северном Ледовитом океане и морях Субарктики в течение последних 130 тыс. лет. М.: ГЕОС, 2007. 404 с. Лисицын А.П. Маргинальный фильтр океанов / Океанология 1994, №5. С. 735-748. Ронов А.Б. История осадконакопления и колебательных движений Европейской части СССР (по данным объемного метода). М.: Геофиз. ин-т АН СССР (3), 1949. 136 с. Хаин В.Е. Тектоника континентов и океанов (год 2000).
М.: Научный мир, 2001. 606 с. Dung B.V., Stattegger K., Thanh N.T., Phach P.V., Dung T. T., Thong B.H. Late Pleistocene - Holocene seismic stratigraphy of Nha Trang shelf, central Vietnam / Marine Petrol. Geol. 2014. V. 58. Р. 789-800. GEBCO (general bathymetric chart of the oceans). 2004.
International Hydrographic Organization. Gradstein F.M., Ogg J.G., Smith A.G. et al. A Geologic Time Scale. Cambridge Univ. Press, 2004. 82 p.
Li C.-F., Lin Y, KulhanekD.R. et al. Proc. IODP, 2015. V. 349. doi: 10.14379/iodp.proc.349.105.2015.
Liu J., Liu Q., ZhangX., Liu J., Wu Z., MeiX., ShiX., Zhao Q. Magnetostratigraphy of a long Quaternary sediment core in the South Yellow Sea / Quatern. Sci. Res. 2016. V. 144. P. 1-15.
Plank T., Ludden J.N., Escutia C. et al. Proc. ODP, Init. Repts., 2000. V. 185. College Station TX (Ocean Drilling Program). doi: 10.2973/odp.proc.ir. 185.101.2000.
Salisbury M.H., Shinohara M., Richter C. et al. Proc. ODP, Init. Repts., 2002. V. 195. College Station TX (Ocean Drilling Program). doi: 10.2973/odp.proc. ir.195.105.2002.
Shi X., Yao Z., Liu Q., Larrasoana J.C., Bai Y., Liu Y., Liu J., Cao P., LiX., Qiao S., WangK., FangX., Xu T. Sedimentary architecture of the Bohai Sea China over the last 1 Ma and implications for sea-level changes / Earth Planet. Sci. Lett. 2016. V. 451, 10-21.
Wang P., Li Q., Li C.-F. Geology of the China Seas. Amsterdam: Elsevier, 2014a. 687 p.
www.geosfera.info
Wang P., Li Q., Tian J. Pleistocene paleoceanography of the South China Sea: progress over the past 20 years / Mar. Geol. 2014. V. 352, 381-396.
Yoo D.-G., Lee G.-S., Kim G.-Y., Kang N.-K., Li B.-Y., Kim Y.-J., Chun J.-H., Kong G.-S. Seismic stratigraphy and depositional history of late Quaternary deposits in a tide-dominated setting: An example from the eastern Yellow Sea / Marine Petrol. Geol. 2016. V 73, 212-227.
Zhang G., Liang J., Lu J., Yang S., Zhang M., HollandM., Schultheiss P., Su X., Sha Z., Xu H., Gong Y., Fu S., Wang L., Kuang Z. Geological features, controlling factors and potential prospects of the gas hydrate oc-curence in the east part of the Pearl River Mouth Basin, South China Sea / Marine Petrol. Geol. 2015. V 67, 356-367.
Levitan M.A. Sravnitel'nyy analiz pelagicheskogo pleys-totsenovogo kremnenakopleniya v Tikhom i Indiyskom okeanakh / Geokhimiya, 2016, №3. S. 278-286.
LevitanM.A., Balukhovskiy A.N., Antonova T.A., Gel'vi T.N. Kolichestvennyye parametry pelagicheskoy pleystotse-novoy sedimentatsii v Tikhom okeane / Geokhimiya, 2013, №5. S. 387-395.
Levitan M.A., Gel'vi T.N. Kolichestvennyye parametry pelagicheskoy pleystotsenovoy sedimentatsii v Atlan-ticheskom okeane / Geokhimiya, 2016, №12. S. 10911103.
Levitan M.A., Gel'vi T.N., Syromyatnikov K.V., Che-kan K.M. Fatsial'naya struktura i kolichestvennyye pa-rametry pleystotsenovykh otlozheniy Beringova morya / Geokhimiya, 2018, №4 (v pechati).
Levitan M.A., Lavrushin YU.A., Shtayn R. Ocherki istorii sedimentatsii v Severnom Ledovitom okeane i mo-ryakh Subarktiki v techeniye poslednikh 130 tys. let. M.: GEOS, 2007. 404 s.
Lisitsyn A.P. Marginal'nyy fil'tr okeanov / Okeanologiya 1994, №5. S. 735-748.
Ronov A.B. Istoriya osadkonakopleniya i kolebatel'nykh dvizheniy Yevropeyskoy chasti SSSR (po dannym ob»yemnogo metoda). M.: Geofiz. in-t AN SSSR (3), 1949. 136 s.
M.A. Levitan, XÂ. Antonova, T.N. Gelvi, A.V. Koltsova, L.G. Domaratskaya THE FACIAL STRUCTURE AND QUANTITATIVE PARAMETERS OF THE PLEISTOCENE
DEPOSITS OF THE CHINA SEAS
This work describes for the first time the compiled lithological-facial maps and sediment thickness maps for Neo- and Eopleistocene deposits of the Chinese seas. Scale of maps and schemes ibi 1: 20,000,000. After the processing of cartographic materials by the volumetric method by A.B. Ronov, data on the areas, volumes and masses of dry matter for each of the main types of sediment for both age groups were obtained, as well as the rate of accumulation of these masses per unit time. In the Pleistocene, terrigenous sedimentation was absolutely dominant in the studied sea basin. In general, the rate of accumulation of terrigenous matter clearly increased during the Pleistocene.
Keywords: Bohai Bay, the Yellow Sea, the East China Sea, the South China Sea, Neopleistocene, Eopleistocene, marine sediments, sedimentation rate
