Изучен химический состав донных осадков Чукотского моря и примыкающей части Северного Ледовитого океана. С использованием методов многокомпонентной статистики проведена классификация проб, установлено, что основным фактором, определяющим кластеризацию, является разделение первично терригенного вещества по размерности в процессе осадконакопления. Второстепенными факторами являются накопление биогенного кремнистого и карбонатного вещества и хемогенное или биохимическое накопление железа, марганца и некоторых микроэлементов. Последнее проявлено на участках повышенной геодинамической активности в пределах грабен-рифтовой системы Чукотского моря.

Ключевые слова: cтатистический анализ, литохимический анализ, терригенное осадконакопление, химический состав осадков, геохимические ассоциации, Чукотское море.

ВВЕДЕНИЕ

Химический состав морских отложений является наиболее универсальным показателем условий их образования. В отличие от структуры, текстуры и минерального состава отложений он в наименьшей степени изменяется в процессе постседиментационных преобразований и, следовательно, может быть использован для реконструкции условий формирования самых древних осадочных пород. Это с успехом делается при палеофациальных, палеогеодинамических, палеоклиматических реконструкциях в различных бассейнах [Предовский, 1980; Юдович, 1981; Ефремова и Стафеев, 1985; Юдович и Кетрис, 2000; Интерпретация…, 2001]. Тем не менее, не определены принципы и возможности литохимического анализа морских отложений полярных бассейнов, в которых изначально часто отсутствуют биогенные остатки и возможности для фациально-генетического анализа минимальны.

Геохимия современного осадконакопления в Северном Ледовитом океане и в его окраинных морях имеет много специфических черт, обусловленных преимущественно его терригенным характером. Поступающий с суши терригенный материал, сформированный в холодном климате при минимальном участии процессов химического выветривания, представляет собой почти не преобразованные обломки (фрагменты) исходных горных пород, что определяет достаточно хорошую сопоставимость минералого-геохимических провинций в осадках морей и состава питающих формаций побережья [Gibbs, 1977; Nesbitt & Young, 1996; Кошелева и Яшин, 1999]. Наибольшие различия в химическом составе накапливающихся осадков в этом случае могут быть связаны с разделением терригенного вещества по гранулометрическому составу. Формирующиеся песчаноалевритовые осадки сложены преимущественно обломочными компонентами терригенного материала, обогащенными кремнием, а пелитовые осадки состоят, главным образом, из глинистых минералов, обогащенных железом, алюминием, магнием [Nesbitt & Young, 1996; Астахов и Поляков, 2000]. Согласно оценкам Д.С. Яшина [2000], голоценовые осадки Чукотского моря на 59% сформированы материалом, поступающим при размыве дна (первично терригенным), на 29% поступающем при абразии берегов (также терригенным), включая ледовый разнос, и только на 7% - за счет речного стока, в том числе за счет растворенного стока - 2%. Сведения о хемогенном осадкообразовании в Чукотском море отсутствуют. Исключением можно считать наличие железомарганцевых конкреций и корок в районе о. Врангеля [Кошелева и Яшин, 1999] и в каньоне Барроу [T. Whitledge, устное сообщение, 2005].

Биогенное осадконакопление в Арктическом бассейне имеет подчиненное значение. Известно, что на возвышенностях центральной части бассейна, где скорость осадконакопления очень мала, осадки содержат карбонатные остатки бентосных фораминифер, хотя содержание карбоната кальция в них не превышает нескольких процентов [Stein et al., 1994; Spielhagen et al., 1997]. В южной части Чукотского моря в тонкозернистых осадках повсеместно присутствуют остатки диатомей, хотя осадкообразующей роли они не играют. В отдельных пробах отмечено содержание аморфного кремнезема до 12% [Кошелева и Яшин, 1999; Астахов и др., 2010]. Содержание карбоната кальция в поверхностных осадках этого района не превышает 0.6% [Леин и др., 2007].

Геодинамический план и локализация проявлений современной геологической деятельности в Чукотском море в общих чертах контролируются грабен-рифтовой системой субмеридиональных и субширотных рифтогенных структур (рис. 1, врезка), сформированных в мезозое - раннем кайнозое и активизировавшихся в позднем кайнозое [Сенин и др., 1989; Поляк и др., 2010]. Среди неотектонических структур этой системы наиболее известен «Чукотский грабен» [Геология…, 2002], протягивающийся от Восточной Чукотки на юге до, по крайней мере, желоба Геральда в Чукотском море на севере. Он, как часть грабен-рифтовой системы, в неоген-четвертичное время претерпел активизацию, сопровождавшуюся базальтовым вулканизмом и гидротермальной деятельностью. В изученной сухопутной части его на Восточной Чукотке (Колючинско-Мечигментская зона) известны позднекайнозойские вулканиты и многочисленные гидротермальные источники с температурой изливающихся вод до 97°С [Поляк и др., 2010]. Гидротермальные источники этой зоны отличаются от других на Чукотском полуострове по составу газов с аномальным количеством признаков содержания мантийных компонент [Поляк и др., 2010]. К ней же приурочены эпицентры многочисленных мелкофокусных землетрясений малой амплитуды [Имаев и др., 2000].

Данная работа выполнена с целью определения возможностей литохимического анализа [Юдович и Кетрис, 2000] и методов многокомпонентной статистики для химической типизации отложений и реконструкции обстановок осадконакопления полярных районов. В качестве объекта выбран Чукотско-Аляскинский сектор Северного Ледовитого океана, включая Чукотское море, как типичный пример почти исключительно терригенного осадконакопления при разнообразной геодинамической ситуации.

МАТЕРИАЛЫ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

В работе использованы пробы поверхностных донных осадков, отобранные дночерпателем и гидростатической трубкой в 46 и 52 рейсах на НИС «Профессор Хромов» в 2002 и 2004 гг., в рейсе ГИСУ «Север» в 2006 г., а также полученные бокскорером во 2-ой Китайской арктической экспедиции (рис. 1).

Полученные пробы донных осадков растирались в агатовой ступке до размера менее 0.063 мм, из них отбирались навески для определения содержания биогенных элементов массой от 1 до 5 г (в зависимости от предполагаемого содержания), и навески на общий химический анализ.

Определение содержаний микроэлементов и некоторых макроэлементов (Ti, Ca, Mg) выполнялось атомно-эмиссионным методом на спектрально-аналитическом комплексе PLASMAQUANT 110 по стандартной методике [Кузьмин и Золотов, 1988; Томпсон и Уолш, 1988], разложение образцов производилось в смеси концентрированных азотной и плавиковой кислот. Содержание железа и марганца определялось колориметрическим методом на ФЭК-2 и спектрофотометре СД-46. Содержание кремния определялось весовым методом после обработки осадка фтористоводородной кислотой. Для разложения проб донных осадков с последующим определением содержаний колориметрическим методом использовались отработанные методики, подробно описанные в работе М.М. Сочевановой [1969]. Содержание ртути определялось атомно-абсорбционным методом на анализаторе ртути РА-915+ с пиролитической приставкой РП-91 для атомизации ртути в натуральном осадке по стандартной методике [Sholupov et al., 2004]. Пробы для определения содержаний ртути высушивались при комнатной температуре до воздушно-сухого состояния и растирались в агатовой ступке.

Определение компонентного состава проб производилось путем изготовления и изучения микроскопических препаратов с полуколичественным определением основных осадкообразующих компонентов (обломочная, глинистая, биогенные карбонатная и кремнистая, пирокластическая, аутигенная и др.) [Holler,1995]. Гранулометрический анализ выполнялся на анализаторе размерности частиц Analizette-22 и, частично (пробы 4615-46-35, табл. 1) водно-ситовым методом по стандартной методике [Петелин, 1965].

Содержание биогенного (аморфного) кремнезема (SiO₂ ам.) определялось колориметрическим методом в двойной содовой вытяжке на водяной бане в соответствии с методикой [Mortlock & Froelich, 1989]. Содержание общего углерода определялось на анализаторе EA1110 (Carlo-Erba), органический углерод определялся в пробах осадков после извлечения из них карбонатов однонормальным раствором HCl [Stax & Stein, 1993].

Статистическая и графическая обработка результатов исследований проводилась в пакетах стандартных программ EXCEL, STATISTICA-6.0. Карты строились в пакете SURFER-8 с интерполяцией по методу “kriging”.

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Общий химический состав осадков

По результатам полевого описания и изучения микроскопических препаратов все пробы донных осадков можно отнести к терригенным с незначительной примесью биогенного материала. По гранулометрическому составу они могут быть подразделены на разности от крупнозернистых песков до пелитов (табл. 1). Распределение их типов по площади в общем виде соответствует имеющимся картам донных осадков [8, 10]. Пески распространены на прибрежном шельфе и на банке Геральд. Пелитовые глинистые осадки покрывают внешний шельф, материковый склон и всю глубоководную часть изученного района (рис. 2). В отдельных пробах Чукотского плато и хр. Норсвинд в них при изучении микроскопических препаратов выявлены полурастворенные остатки бентосных фораминифер. Значительную часть шельфа покрывают смешанные осадки преимущественно алевритового состава с примесью как тонкозернистого глинистого материала, так и песка, гравия и гальки ледового разноса. Наиболее тонкозернистые из этих осадков покрывают выровненную поверхность с глубинами более 50 м в южной части моря, расположенную между банкой Геральд и побережьем Чукотки (Южно-укотская впадина). Здесь в осадках повсеместно отмечается повышенное (до 13.5%) содержание кремнистых остатков диатомей [Астахов и др., 2010]. Особые условия осадконакопления отмечены в каньонах Геральд и Барроу, где отдельные участки дна покрыты железомарганцевыми конкрециями, а в осадках при изучении микроскопических препаратов отмечено большое количество тонкодисперсных аморфных сульфидов железа [Астахов и др., 2008].

В распределении органического вещества и аморфного кремнезема (рис. 2) проявляются две тенденции: обычная зависимость содержаний от гранулометрического состава осадков и максимальное обогащение тонкозернистых осадков в осевой части Южно-Чукотской впадины в районе желоба Геральд, по сравнению с осадками такого же гранулометрического состава, но, например, на внешнем шельфе Чукотского моря. Указанная зона обогащения осадков биогенными компонентами очень хорошо совпадает с положением структур грабен-рифтовой системы Чукотского моря (рис. 1 врезка), и к ней же приурочены участки с аномально высокой продуктивностью бентоса [Grebmeier et al., 2006] и большой интенсивностью микробиальных процессов в верхнем слое осадков [Леин и др., 2007].

Общий химический состав осадков в значительной степени отражает их вещественный состав. По высокому содержанию кремния (рис. 3) хорошо оконтуриваются области распространения песчаных и песчано-алевритовых осадков. Они сложены обломочным терригенным материалом, в котором основную часть составляет кварц. В обогащении осадков алюминием и, частично, магнием и железом отмечается зависимость с содержанием глинистого материала в осадках. При этом распределение алюминия с обогащением им осадков Канадской котловины (рис. 3) отражает, вероятно, и известные различия в составе глинистых минералов, поступающих из бассейнов сноса. Побережья Восточно-Сибирского и Чукотского морей поставляют взвешенное вещество преимущественно иллитового (гидрослюдистого) состава [Naidu A.S., Mowatt, 1983; Spielhagen et al., 1997], с побережий моря Бофорта и с Канадского архипелага выносится преимущественно каолинитовый обогащенный алюминием материал.

В распределении железа и, особенно, марганца, сказывается существование каких-то специфических условий на отдельных участках морского дна (рис. 3). Обычное для морских отложений обогащение железом тонкозернистых осадков по сравнению с песчаными [Gibbs, 1977; Nesbitt & Young, 1996; Кошелева и Яшин, 1999; Астахов и Поляков, 2000] также проявляется, но оно имеет подчиненное значение. В распределении кальция и, частично, магния проявлено обогащение осадков Чукотского плато и хр. Норсвинд биогенными карбонатами.

Большинство микроэлементов, накапливаются, преимущественно, в тонкозернистых осадках (Co, Cr, Cu, Ni, Pb, V, Zn, Zr, Hg) (рис. 4), что характерно для терригенных отложений, содержащих возможные компоненты-концентраторы: тонкодисперсные глинистые минералы, органическое вещество, гидроксиды железа и марганца, тонкодисперсные сульфиды железа [Gibbs, 1977; Астахов и Поляков, 2000; Karageorgis et al., 2005]. Для каждого из микроэлементов можно отметить закономерности распределения, определяемые и какими-то иными особенностями вещественного состава осадков. Вариации содержаний свинца (рис. 4) почти идентичны таковым для железа (рис. 3), осадки с аномальным содержанием марганца в северо-западной части изученной площади обогащены также Zn, Ni, V, Hg, (рис. 4), распределение стронция во многом повторяет распределение кальция; хром, подобно алюминию, обогащает осадки Канадской котловины, что подчеркивает специфику различных питающих провинций на побережье.

Очень специфично распределение бария. Он накапливается в преимущественно тонкозернистых осадках юго-западной части района исследований, обогащенных аморфным кремнеземом.

Полиэлементные геохимические ассоциации

Для оценки степени близости отдельных элементов и их влияния на общий химический состав изученных проб был выполнен R-факторный анализ массива данных включающего 73 пробы и 21 признак (табл. 1, 2). На диаграмме в пространстве первого и второго R-факторов (рис. 5), определяющих, соответственно, 58.0 и 11.5% изменчивости выборки, обособляются отдельные элементы (кремний, барий) и четыре полиэлементных ассоциации. Каждая из них определяется наличием специфических особенностей минерального состава, характерных для большинства проб в выборке и приводящих к появлению характерных вариаций химического состава. В свою очередь, эти особенности возникают под действием определенных седиментологических процессов. Наиболее очевидно это для кремния, содержания которого в основном определяются наличием обломочного кварца. Концентрация его в песчано-алевритовых осадках происходит в результате разделения терригенного материала по гранулометрическому составу. Элементы, входящие в ассоциации I-IV, накапливаются преимущественно в тонкозернистых глинистых отложениях и по значениям первого R-фактора противостоят кремнию. Разделение этих элементов на три ассоциации по значениям второго R-фактора определяется, вероятно, нахождением их в определенных компонентах пелитовых осадков, в неодинаковых количествах накапливающихся в различных районах. Макроэлементы ассоциации I (Al, Fe, Mg) характерны для глинистых минералов, составляющих основу осадка - гидрослюды, монтмориллонит [Астахов и Поляков, 2000]. Микроэлементы ассоциации I могут накапливаться как глинистыми минералами, так и гидроксидами и сульфидами железа или другими аутигенными компонентами осадка. Можно предполагать, однако, что основная масса микроэлементов этой ассоциации, так же как и железа, находится в составе терригенных компонент осадков.

Хром и титан имеют относительно слабые корреляционные связи с другими элементами ассоциации I и, по значениям фактора II, обособляются от их основной группы. Очевидно это определяется уже отмеченным различием в составе терригенного материала выносимого с Чукотско-Восточносибирского и Канадско-Аляскинского побережий [Naidu A.S., Mowatt, 1983; Spielhagen et al., 1997], в результате чего осадки Канадской котловины обогащены хромом и титаном. Так как пробы этого района составляют небольшую часть изучаемой выборки, они не влияют на формирование основных парагенетических связей элементов в ассоциации I, которые определяются преобладающими пробами Чукотского моря.

Элементы ассоциации II, также накапливаюся в тонкозернистых осадках, но, очевидно, находятся в большей мере в их аутигенных компонентах, чем в терригенных. Основу ассоциации составляет марганец, хотя значимые положительные корреляционные связи он имеет только со ртутью. Остальные микроэлементы, хотя образуют повышенные содержания в осадках обогащенных марганцем, но, в такой же степени, коррелируют с микроэлементами, входящими в ассоциацию I.

Биогенные элементы ассоциаций III (Ca, Sr) и IV (SiO₂ ам., C_орг., Ba) накапливаются в осадках независимо от их гранулометрического состава, и по значению первого R-фактора занимают промежуточное положение между обломочными и глинистыми осадками. Резкое различие по значениям второго R-фактора для элементов этих ассоциаций определяется различным распространением осадков, обогащенных биогенными карбонатными и кремнистыми остатками. Первые обогащают осадки глубоководных Чукотского плато и хребта Норсвинд, вторые - осадки Южно-Чукотской впадины. Барий в данном случае выступает как элемент, накапливающийся в осадках с фитопланктоном, что характерно для северной части Тихого океана [McManus et al., 1999].

Классификация донных осадков по вариациям химического состава

(результаты Q-кластерного анализа)

Для разделения изученных проб по химическому составу был выполнен Q-кластерный анализ для 73 проб на основе содержаний 7 макро- и 14 микроэлементов. Для представления результатов выбран метод Уарда с оценкой общности по евклидовому расстоянию (рис. 6). При принятом граничном значении его 120000 все пробы подразделяются на 6 кластеров с различным химическим составом. При сопоставлении с вещественным составом осадков, анализе распространения (рис. 3, 4) и среднего химического состава кластеров (табл. 3) можно отметить, что в общем виде разделение на кластеры определяется гранулометрическим и минеральным составом отложений. Песчаные и алевритовые обломочные осадки без заметной примеси глинистого материала попали в кластер 3. Они отличаются максимальным содержанием кремния (за счет обломочного кварца) и минимальными содержаниями всех остальных макро- и микроэлементов.

Типичные глинистые осадки, распространенные в Канадской котловине, на материковом склоне и на поверхности Чукотского плато относятся к 5 и 6 кластерам. Они отличаются минимальными содержаниями кремния, максимальными - алюминия, магния и марганца, повышенными содержаниями железа и почти всех микроэлементов. Эти особенности химического состава определяются большим содержанием глинистых минералов, обогащенных алюминием (гидрослюды, каолинит), железом и магнием (хлорит) и обогащением осадков тонкодисперсными гидроксидами железа и марганца, характерным для пелагических осадков. Высокие по сравнению с шельфовыми осадками содержания Co, Cu, V, Zn, Ni, Hg в осадках кластеров 5 и 6 (табл. 3) объясняются, вероятно, тем что, тонкодисперсные компоненты осадков, как глинистые минералы, так и гидроксиды железа и марганца, отличаются способностью накапливать различными способами и в различных формах многие микроэлементы. Разделение на этом фоне глубоководных глинистых осадков на два кластера связано с большими содержаниями магния и, особенно, кальция в осадках кластера 6. Они покрывают поверхность глубоководного Чукотского плато и хребта Норсвинд, где из-за ограниченного поступления терригенного материала, в осадках увеличена доля биогенных карбонатов.

Специфические глинистые осадки с резко повышенным содержанием железа отнесены к кластеру 4. Он представлен всего двумя пробами смешанных алеврито-глинистых осадков с днища каньонов Геральд и Барроу. По формальным признакам, например, по значениям литохимического коэффициента (Fe-Mn)/Ti которые превышают 25, они могут быть отнесены к металлоносным [Батурин, 1993; Гурвич, 1998]. Вместе с этими осадками на станции 52-062 были подняты и железомарганцевые конкреции.

Осадки кластеров 1 и 2 очень близки между собой по химическому составу, промежуточному между типичными обломочными и типичными глинистыми. Территориально они распределены по всему шельфу, за исключением крайних прибрежных его частей. Литологические типы представлены пелит-алевритовыми осадками и миктитами с некоторой примесью песчаного материала ледового разноса. Глинистая и обломочная компонента в них находятся примерно в равных количествах. Осадки, обогащенные биогенными кремнистыми остатками, входят, преимущественно, в кластер 1. Пробы этого кластера образуют достаточно компактное поле в пределах Южно-Чукотской котловины, полностью перекрывающее поле распространения диатомовых илов.

Отмеченные особенности химического состава осадков могут быть проиллюстрированы на модульных диаграммах, используемых при стандартном литохимическом анализе [4]. На диаграмме гидролизатный модуль (ГМ) – железный модуль (ЖМ) точки, соответствующие изученным пробам, попали на поля силитов, сиаллитов и сиферлитов (рис. 7). Типичные песчаные осадки с высоким содержанием кремния относятся к суперсилитам и нормосилитам, тонкозернистые глинистые осадки с повышенным содержанием алюминия и железа - к группам суперсиалитов и нормосиалитов. Осадки смешанного гранулометрического и вещественного состава (глинисто-обломочные) отнесены к гипосилитам и гипосиалитам. В гипосиалиты попали и преимущественно глинистые осадки южной части моря, обогащенные биогенным кремнеземом. Осадки каньонов Геральд и Барроу с высоким содержанием железа и проба Р11, обогащенная марганцем, соответствуют сиферлитам. Выделенные при Q-кластерном анализе кластеры достаточно хорошо обособились и, в какой-то мере, разделились по различным литохимическим типам отложений. Исключение составляет кластер 6, точки которого почти полностью распределились на поле кластера 5. Для его выделения могут быть использованы другие модульные диаграммы [Юдович и Кетрис, 2000].

Типизация обстановок осадконакопления по обобщенным характеристикам химического состава осадков (Q-факторный анализ)

Для каждой пробы по результатам Q-факторного анализа (метод главных компонент без вращения), учитывающего вариации содержаний 7 макро- и 14 микроэлементов в массиве из 73 проб получены значения пяти новых переменных - Q-факторов, дающих более осредненную характеристику осадка, чем содержание химических элементов. В какой-то мере они заменяют литохимические модули, используемые при классическом литохимическом анализе [Юдович и Кетрис, 2000]. Величина факторных нагрузок определяется почти исключительно вариациями содержаний макроэлементов. Микроэлементы, как это показано на примере бария (рис. 8), и даже титан, при анализе методом главных компонент не вносят сколько-нибудь значительного вклада в изменчивость выборки.

Вариации значений первого Q-фактора определяются суммарным вкладом кремния, алюминия и железа (рис. 8), входящих в состав алюмосиликатов как основы терригенного вещества осадков. Из-за резкого преобладания терригенного осадконакопления в Чукотском море вклад этого фактора в изменчивость химического состава выборки является основным, определяющим степень близости осадка к среднему составу терригенных отложений данной выборки.

Положительные значения второго Q-фактора определяют повышенными содержаниями алюминия и железа, а также, в меньшей степени, магния и кальция (рис. 8), а отрицательные - кремния, титана и микроэлементов. Максимальные положительные значения этого фактора характерны для тонкозернистых пелитовых осадков, максимальные отрицательные значения – для песчаных. По отрицательным значениям этого фактора выделяются преимущественно песчаные отложения банки Геральд и прибрежного шельфа (рис. 9), а по положительным - глинистые глубоководные осадки. Вариации значений третьего Q-фактора определяются соотношением групп элементов Ca, Mg и, частично, Al, определяющих отрицательные значения этого фактора, и остальных макро и микроэлементов, определяющих положительные значения (рис. 8). Отрицательные значения этого фактора характерны для глубоководных тонкозернистых осадков, обогащенных биогенными карбонатами. По положительным значениям его выделяются осадки, обогащенные железом и марганцем (рис. 9). Вариации значений четвертого Q-фактора определяются, прежде всего, соотношением Fe, Ca и, частично, Mn, определяющих отрицательные значения, и Al, частично Ti, Mg и микроэлементы, определяющие положительные значения, при близких к нулевым факторных нагрузках для кремния (рис. 8). Отрицательные значения этого фактора характерны для осадков каньонов Геральд и Барроу с максимальным содержанием железа. Вариации значений пятого Q-фактора зависят от марганца, повышенные содержания которого определяют отрицательные значения. Остальные макро- и микроэлементы определяют положительные значения, при близких к нулевым факторных нагрузках для кремния. Отрицательные значения этого фактора характерны для проб северо-западной части района исследования, входящих в различные кластеры, с максимальными для пробы Р11, относящейся к кластеру 5 (табл. 3).

ОБСУЖДЕНИЕ

Приведенные результаты изучения осадков Чукотского моря и их анализа с использованием методов многокомпонентной статистики позволяют заключить, что вариации химического состава их определяются, главным образом, дифференциацией терригенного вещества по минеральному составу. Это происходит как следствие разделения его по размерности в процессе транспортировки и осаждения в водных потоках. Важным дополнительным факторами является привнос биогенного кремнистого или карбонатного материала и хемогенное или биохемогенное накопление отдельных макро и микроэлементов. В наиболее компактном виде это может быть представлено на факторной диаграмме в пространстве первых двух факторов (рис. 10), объединяющей результаты Q-факторного и Q-кластерного анализов. На ней точки, соответствующие пробам осадков кластеров 1-3 и 5 образуют фигуру почти точно очерчивающую теоретическую параболу, соответствующую 100% суммы факторных нагрузок 1 и 2 факторов. Отрицательная ветвь этой параболы образована точками, соответствующими пробам кластеров 3 и 2, положительная - кластера 5. Вершину образуют пробы кластера 1. Учитывая состав осадков входящих в эти кластеры (рис. 3, табл. 3) можно отметить, что парабола ограничивает состав осадков, сформированных исключительно алюмосиликатным веществом, терригенным или с примесью биогенного кремнистого, в различной степени дифференцированным по гранулометрическому составу.

Помимо указанных кластеров терригенных и кремнисто-терригенных осадков выделяются еще два кластера с существенной примесью осадочного материала иного генезиса (рис. 10). Осадки кластера 6 содержат карбонатные остатки бентосных фораминифер, что проявляется в обогащении их кальцием и магнием (рис. 3) и в повышенных значениях третьего Q-фактора (табл. 3, рис. 9). Пробы кластера 4 представлены металлоносными осадками с высоким содержанием железа (табл. 3), что сказывается в аномально низких значениях четвертого и повышенных положительных значениях третьего Q-факторов. Они встречены в долинах каньонов Геральд и Барроу, где на поверхности дна широко распространены железомарганцевые конкреции и, вероятно, существуют специфические гидрохимические условия, благоприятные для осаждения железа из морских вод.

Выделяются также и отдельные «аномальные» пробы, входящие в различные кластеры, но по некоторым особенностям химического состава и значениям первого и второго Q-факторов отличающиеся от других проб соответствующих кластеров (рис. 10). В «аномальной» пробе Р11, отнесенной к кластеру 5, отмечено максимальное содержание марганца (табл. 3), и, соответственно, максимальные значения пятого Q-фактора (рис. 9). Проба R13 с внешнего шельфа Чукотского моря, отнесенная к кластеру 2, резко отличается от других проб этого кластера высоким содержанием алюминия и повышенным - железа и марганца (табл. 3). Проба 06-20 с шельфа южной части Чукотского моря, относящаяся к кластеру 1, отличается высоким содержанием кальция и стронция (табл. 3), что обычно свидетельствует об обогащении осадков карбонатами. При изучении микроскопических препаратов биогенные карбонатные остатки в этой пробе не были выявлены. Вблизи этой станции в донных осадках установлены аномально высокое содержание метана [Геология…, 2002], а в колонке, отобранной в той же точке, что и дночерпательная проба 06-20, установлена очень высокая скорость метаногенеза (до 4410 нл/дм³ сут) и сульфатредукции (до 2590 мкгS/дм³ сут) в подповерхностных горизонтах осадков при относительно низком содержании органического углерода 0.52–1.05% [Леин, 2007, станция 15].

Общим для трех указанных аномальных проб и проб кластера 4 является то, что они отобраны в пределах структур активной грабен-рифтовой системы, где возможно существование эндогенных источников, подобных гидротермам Восточной Чукотки или низкотемпературным газово-флюидных источникам районов эндогенной активности с большой мощностью осадочного чехла [Sedwick et al., 1990; Hsu et al., 2003; Обжиров и др., 2000; Егоров, 2001; Кулинич и Обжиров, 2003]. Эти источники могут формировать разнообразные специфические гидрохимические условия в придонных водах, что обеспечивает многообразие способов хемогенного (биохимического) накопления отдельных элементов в донных осадках [Астахов и др., 2010].

Указанные особенности химического состава и аутигенной минерализации аномальных проб и проб четвертого кластера обычно характерны для отложений, сформированных в условиях поступления эндогенных флюидов в придонные воды и донные осадки в районах повышенной геодинамической активности [Bostrom et al., 1973; Страхов, 1976; Shankar et al., 1987; Лисицын и др., 1993; Гурвич, 1998; Karageorgis et al., 2005; Астахов и др., 2008]. Их влияние может сказываться как в прямом привносе вещества в донные осадки и придонные воды гидротермами (Fe, Mn) или холодными вентами (метан, углекислый газ), так и в изменении физико-химических условий придонных вод, в результате чего также возникают аномальные условия осадконакопления.

По значениям литохимических модулей (Fe + Mn)/Ti (рис. 11) и Al/(Al + Fe + Mn), часто используемых в качестве критериев гидротермальной поставки рудного вещества в донные осадки [Страхов, 1976; Батурин, 1993; Гурвич, 1998], помимо каньонов Геральд и Барроу выделяется также участок внешнего шельфа и склона в западной части моря, примыкающий к Чукотской котловине. Поверхностный слой осадков здесь обогащен марганцем при относительно повышенных содержаниях ряда микроэлементов. Избыточные относительно фонового терригенного материала содержания марганца в осадках морских бассейнов нормальной солености обычно связывается именно с гидротермальной деятельностью [Bostrom et al., 1973; Страхов, 1976; Shankar et al., 1987; Гурвич, 1998; Karageorgis et al., 2005; Астахов и др., 2008], хотя необходимым дополнительным условием формирования аномально высоких содержаний в шельфовых отложениях является и раннедиагенетическим перераспределение с миграцией марганца в поверхностный слой осадка [Емельянов, 1998]. Подобные особенности [Кошелева, Яшин, 1999; Геология…, 2002; Nolting et al., 1996] химического состава осадков отмечены и на сейсмоактивном шельфе восточной части моря Лаптевых, где продолжаются структуры рифтовой зоны хребта Гаккеля.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Литохимический анализ морских терригенных отложений с использованием методов многокомпонентной статистической обработки данных позволяет объективно и оперативно выделить комплексы отложений, сформированные в различных пропорциях обломочным и глинистым терригенным материалом. В общем виде это отражает разделение терригенного вещества по размерности при транспортировке его в водных потоках. Этот процесс является наиболее универсальным и однотипным во всей геологической истории и в различных климатических условиях, что позволяет использовать полученные результаты, наряду со стандартными методами литохимии, при изучении фанерозойских отложений различных структурно-формационных комплексов, в том числе в отложениях с измененными постседиментационными процессами структурой и минеральным составом. В то же время литохимический анализ морских отложений с использованием методов многокомпонентной статистической обработки позволяет наиболее объективно по сравнению с традиционным литохимическим анализом представить терригенные отложения, при формировании которых имело место дополнительное поступление биогенного или хемогенного материала, и наглядно представить результаты в компактном виде.

При анализе литохимических особенностей донных осадков Чукотского моря и прилегающей части Северного Ледовитого океана установлено, что на фоне резко преобладающего терригенного осадконакопления, на отдельных участках с замедленным осадконакоплением осадки обогащены биогенным материалом, что считается нехарактерным для полярных бассейнов. Помимо этого, установлены районы и участки с аномальными условиями осадконакопления, где заметная часть осадков представлена хемогенным материалом, накопившимся из морских или иловых вод.

Предполагается, что эти специфические гидрохимические условия в большинстве случаев возникли либо при прямом поступлении эндогенных флюидов, либо при интенсификации раннедиагенетических процессов в осадках в результате их воздействия.

Авторы признательны О.В. Дудареву, Б.И. Сиренко, В.И. Джуринскому предоставившим дополнительные пробы осадков для изучения.

Работа выполнена в рамках российско-американской программы RUSALCA, при финансовой поддержке РФФИ (гранты 09-05-98585 и 12-05-91167).

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Предовский А.А. Реконструкция условий седиментогенеза и вулканизма раннего докембрия. М.: Наука. 1980. 152 с.

2. Юдович Я.Э. Региональная геохимия осадочных пород. Л.: Наука. 1981. 276 с.

3. Ефремова С.В., Стафеев К.Г. Петрохимические методы исследования горных пород. М.: Недра. 1985. 512 с.

4. Юдович Я.Э., Кетрис М.П. Основы литохимии. СПб.: Наука 2000. 438 с.

5. Интерпретация геохимических данных. (Под ред. В.И. Склярова). М.: Интермет Инжиниринг. 2001. 288 с.

6. Gibbs R.J. Transport phases of transition metals in the Amazon and Yukon Rivers // Geol. Soc. Am. Bull. 88. № 6. 1977. P. 829-843.

7. Nesbitt H.W., Young G.M. Petrogenesis of sediments in the absence of chemical weathering: effects of abrasion and sorting on bulk composition and mineralogy // Sedimentology. 1996. V. 43. № 2. P. 341-358.

8. Кошелева В.А., Яшин Д.С. Донные осадки Арктических морей России. СПб.:ВНИИокеангеология. 1999. 286 с.

9. Астахов А.С., Поляков Д.М. Пофракционное распределение тяжелых металлов и полиэлементные геохимические ассоциации в донных осадках Японского моря // Геохимия. 2000. № 9. С. 983-994.

10. Яшин Д.С. Голоценовый седиментогенез арктических морей России // Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. С.-Пб.: ВНИИокеангеология. Вып. 3. 2000. С. 57-67.

11. Stein R., Grobe H., Wahsner M. Organic carbon, carbonate, and clay mineral distributions in eastern central Arctic Ocean surface sediments // Marine Geology. V. 104. 1994. P. 269-285.

12. Spielhagen R.F., Bisenhauer A.E. et al. Arctic Ocean evidence for late Quaternary initiation of northern Eurasian ice sheets // Geology. 1997. V. 25. № 9. P. 783-786.

13. Астахов А.С., Колесов Г.М., Дударев О.В., Иванов М.В., Колесник А.Н. Благородные металлы в донных осадках Чукотского моря // Геохимия. 2010. Т. 48. № 12. C. 1289-1301.

14. Леин А.Ю., Савичев А.С., Русанов И.И., Павлова Г.А., Крейн К., Пименов Н.В., Иванов М.В. Биогеохимические процессы в Чукотском море // Литология и полез. ископаемые. 2007. № 3. С. 247-266.

15. Сенин Б.В., Шипилов Э.В., Юнов А.Ю. Тектоника арктической зоны перехода от континента к океану. Мурманск: Кн. Изд-во. 1989. 176 с.

16. Поляк Б.Г., Лаврушин В.Ю., Чешко А.Л., Прасолов Э.М., Каменский И.Л. Новейшая тектоно-магматическая активизация Колючинско-Мечигментской зоны Чукотского полуострова (по данным о составе газов и гидротерм) // Геотектоника, 2010. № 6. С. 99-110.

17. Геология и полезные ископаемые шельфов России (атлас). Ред. М.Н. Алексеев. М.: ГЕОС. 2002.

18. Имаев В.С., Имаева Л.П., Козьмин Б.М. Сейсмотектоника Якутии. М.: ГЕОС. 2000. 227 с.

19. Кузьмин Н.М., Золотов Ю.А. Концентрирование следов элементов. М.: Наука, 1988. 230 с.

20. Томпсон М., Уолш Д.Н. Руководство по спектрометрическому анализу с индуктивно-связанной плазмой. М.: Недра, 1988. 96 с.

21. Сочеванова М.М. Ускоренный анализ осадочных горных пород с применением комплексометрии. М.: Наука, 1969. 160 с.

22. Sholupov S., Pogarev S., Ryzhov V., Mashyanov N., Stroganov A. Zeeman atomic spectrometer RA-915+ for direct determination of mercury in air and complex matrix samples // Fuel Processing Technology. 2004. V. 85. P. 473-488.

23. Holler P. Arbeitsmethoden der marinen Geowissenschaften. Stuttgart: Ferdinand Enke Verlag. 1995. 150 p.

24. Петелин В.П. Методика гранулометрического анализа морских донных осадков. М.: Наука, 1967. 128 с.

25. Mortlock R.A., Froelich P.N. A simple method for the rapid determination of biogenic opal in the pelagic marine sediments // Deep-Sea Research. 1989. V. 36(9). P. 1415-1426.

26. Stax R., Stein R. Long-term changes in the accumulation of organic carbon in Neogene sediments, Ontong Java Plateau. In: Berger W.H., Mayer L.W. et al. (Eds.), Proceeding of ODP Scientific Results, V. 130. 1993. P. 573-579.

27. Структура осадков и фации Японского моря / Лихт Ф.Р., Боцул А.И., Астахов А.С. и др. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1983. 286 с.

28. Астахов А.С., Ван Р., Гао А., Иванов М.В. Литохимические признаки современной геологической активности Чукотского моря // Докл. РАН. 2008. Т. 422. № 5. С. 683-687.

29. Колесник А.Н., Босин А.А., Марьяш А.А. Условия накопления органического вещества в донных осадках шельфа Чукотского моря / В кн.: Геология и геоэкология континентальных окраин Евразии. Вып. 2. 2010. М.: ГЕОС, С. 138-146.

30. Астахов А.С., Ван Р., Иванов М.В. Геохимия осадконакопления в Чукотском море и примыкающем секторе Арктического бассейна: химическая типизация, роль биоседиментации, влияние эндогенной активности / Геология полярных областей земли. Материалы XLII Тектонического совещания. М.: ГЕОС, 2009. Том 1. С. 28-32.

31. Grebmeier J.M., Cooper L.W., Feder H.M., Sirenko B.I. Ecosystem dynamics of the Pacific-influenced Northern Bering and Chukchi Seas in the Amerasian Arctic // Progress in Oceanography. 71. (2006). 331-361.

32. Naidu A.S., Mowatt T.C. Sources and dispersal patterns of clay minerals in surface sediments from the continental-shelf areas off Alaska // Geological Society of America Bulletin. V. 94. 1983. P. 841-854.

33. Karageorgis A.P., Anagnostou C.L., Kaberi H. Geochemistry and mineralogy of the NW Aegean Sea surface sediments: implication for river runoff and anthropogenic impact// Applied Geochemistry. 2005. V. 20. № 1. P. 69-88.

34. McManus J., Berelson W.M., Hammond D.E., Klinkhammer G.P. Barium cycling in the North Pacific: Implication for the utility of Ba as a paleoproductivity and paleoalkalinity proxy // Paleoceanography. 1999. V. 14. № 1. P. 53-61.

35. Батурин Г.Н. Руды океана. М.: Наука. 1993. 302 с.

36. Гурвич Е.Г. Металлоносные осадки Мирового океана. М.: Научный мир. 1998. 340 с.

37. Sedwick P.N., Gamo T., McMurtry C.M. Manganese and methane anomalies in the North Fiji Basin // Deeep-Sea Research., 1990. V. 37. № 5. P. 891-896.

38. Hsu S.C., Lin F.J., Jeng W.L., Chung Y.C., Shaw L.M. Hydrothermal signature in the southern Okinawa Trough detected by the sequential extraction of settling particles // Marine Chem. 2003. V. 84. P. 49-66.

39. Обжиров А.И., Астахов А.С., Астахова Н.В. Генезис и условия формирования аутигенных карбонатов в четвертичном осадочном чехле района Сахалино-Дерюгинской газовой аномалии (Охотское море) // Океанология. 2000. Т. 40. № 2. С. 280-288.

40. Егоров Ю.О. Геологическое строение и газонасыщенность морских осадков современных вулканических областей. Владивосток: Дальнаука. 2001. 137 с.

41. Кулинич Р.Г., Обжиров А.И. Барит-карбонатная минерализация, аномалии метана и геофизические поля во впадине Дерюгина (Охотское море) // Тихоокеанская геология. 2003. Т. 22. № 4. С. 35-40.

42. Boström K., Kraemer T., Gartner S. Provenance and accumulation rates of opaline silica, Al, Ti, Fe, Mn, Cu, Ni and Co in Pacific pelagic sediments // Chemical Geology. V. 11. № 2. 1973. P. 123-148.

43. Страхов Н.М. Проблемы геохимии современного океанского литогенеза // Тр. Геологического Ин-та АН СССР. М.: Наука, 1976. Вып. 292. 299 с.

44. Shankar R., Subbarao K.V., Kolla V. Geochemistry of surface sediments from the Arabian Sea // Mar. Geol. V. 76. 1987. P. 253-279.

45. Лисицын А.П., Богданов Ю.А., Воробьев П.В., Гурвич Е.Г. Гидротермальные системы и осадочные формации срединно-океанических хребтов Атлантики. 1993. М.: Наука, 256 с.

46. Емельянов Е.М. Барьерные зоны в океане. 1998. Калининград: Янтарный сказ. 411 с.

47. Nolting R.F., van Dalen M., Helder W. Distribution of trace and major elements in sediments and pore water of the Lena Delta and Laptev sea // Marine chemistry. V. 53 1996. P. 285-299.