книги из ГПНТБ / Бабинец А.Е. Гидрогеологические и геохимические особенности глубоководных отложений Черного моря
.pdfприродных условиях H . M. Страхов [218, 225] называет формой его миграции, которая определяет суммарную геохимическую подвиж ность элемента в данных физико-географических условиях. В свою очередь, геохимическая подвижность элементов зависит от интен сивности химического выветривания в области сноса.
Подвижность разных элементов возрастает неодинаковыми тем пами, и по этому признаку их можно расположить в определенном порядке, именуемом рядом подвижности,— от наименее к наиболее
Рис. 27. Схематическая карта распространения минералов в донных осадках Черного моря (по данным В. П. Маслова и М. А. Ратеева):
/ — область распространения актинолита, 2 — граница зоны распространения дистена, 3 — зона комплекса изверженных пород, 4 — монтмориллонит с хло ритом, 5 — монтмориллонит с примесью гидрослюд, 6 — гидрослюды с малой примесью галлуазита, 7 — гидрослюды с малой примесью каолинита.
подвижным. Ряды подвижности определяются для толщ разного возраста и происхождения, в различных районах и различными методами [127, 148, 187, 218, 225]. Они в точности не совпадают один с другим, так как площади сноса осадочного материала сложены различными породами и в различных соотношениях. Кроме того, в этих породах каждый элемент находится в составе различных ми нералов, как правило, в нескольких одновременно, каждый из ко торых имеет различную растворимость. К тому же в разные эпохи и в разных палеогеографических ситуациях агенты химического вы ветривания несколько отличались по составу, насыщенности и ин тенсивности. Однако в целом наблюдается определенный порядок расположения элементов в ряду подвижности. В частности, среди микроэлементов Ti, V, Cr, Zr, Ga тяготеют к началу ряда, а Мп, Ni, Со, Си, РЬ — к концу его, т. е. относительно более подвижны.
Итак, до начала переноса решающее значение имеет химическое выветривание на водосборе, а в процессе переноса — возможность сортировки обломочного материала. Первое приводит к разрушению пород и минералов и к переводу их элементов в раствор или в
8 - 3-1361 |
113 |
|
состав взвесей. Второе ведет к отделению пелитовых фракций, сорби рующих отдельные элементы. Соответственно выступает контраст ное и упорядоченное распределение элементов в «идеальном про филе» или же, при меньшей сортированности, пестрое или сглажен ное их распределение. Упорядоченным распределение бывает, когда
максимальное |
интенсивное |
выветривание |
|
на |
водосборах |
сочета |
||||||||||||||||
ется с интенсивной сортировкой в конечных водоемах |
стока. |
|
||||||||||||||||||||
Следует помнить, что осадочное вещество мигрирует преимущест |
||||||||||||||||||||||
венно (78—84%) в составе |
твердых |
фаз, |
а не растворов, и только |
|||||||||||||||||||
1,5% |
выносимой |
|
массы |
поступает |
|
на |
дно |
вследствие |
химических |
|||||||||||||
процессов, и то главным образом при участии сорбции [225]. |
|
|
||||||||||||||||||||
Основными |
минералами, |
слагающими |
донные осадки |
Черного |
||||||||||||||||||
моря, |
являются |
|
монтмориллонит, |
хлорит, |
гидрослюды, галлуазит, |
|||||||||||||||||
актинолит, |
|
дистен, кварц, |
мусковит, |
роговые |
обманки, |
кальцит |
||||||||||||||||
и арагонит, |
встречаются |
также |
халькопирит, |
пирит |
и |
галенит |
||||||||||||||||
(рис. 27). |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
||
Даже упрощенные химические формулы этих минералов |
дают |
|||||||||||||||||||||
нам ясную картину основного элементного состава |
донных |
осад |
||||||||||||||||||||
ков — Si, AI, Ca, Fe, Mg, К, Na, С, О, H, S: |
|
|
|
|
|
|
|
|||||||||||||||
Монтмориллонит |
( ( A l , 6 7 M g ( U 3 ) [ ( O H ) |
2 / S i |
4 O 1 0 ] 0 ' 3 3 |
- 1 |
|
|
|
|
|
|||||||||||||
{ |
|
|
Na 0 i 3 3 |
„ |
„ , |
|
|
|
|
> |
|
|
|
|
|
|||||||
|
|
|
|
|
1 |
|
|
( H 2 |
0 ) 4 |
|
|
|
|
J |
|
|
|
|
|
|||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
(OH)2_x |
|
|
2 |
|
|
|
|
Гидропарагонит N a , ^ ( Н 2 0 ) л |
( A l 2 |
[AlSi3 O1 0 ] |
( H 2 0 ) x ) oo |
|
|
|
||||||||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
2 |
|
|
|
|
Гидромусковит |
Ki_x |
|
(H-jO)* { A l 2 [AlSi3 Oi0 ] (OH)?_x |
|
(Н20)х) со |
|
|
|
|
|||||||||||||
Хлорит |
(Mg, F e 2 + ) 2 |
Al 2 Si0 6 |
(0H)4 |
— (Mg, Fe2 +)3 Si 2 0 5 (0H)4 |
|
|
|
|
||||||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
2 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Галлуазит |
A l 4 |
(H 2 0) 4 |
[Si4 O1 0 ] |
2(0H) 8 |
oo |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
||||||
Каолинит |
A l 4 |
[Si4 O1 0 ] |
(0H) 8 |
oo |
|
|
|
I |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Актинолит NaCa2 Mg5 |
[ S i 4 O n ] 2 |
О (OH) |
oo |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||||||||
Роговая |
обманка |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||
обыкновенная |
(Na, К ) 0 і 5 |
_ 2 |
С а з _ 4 М § з - 8 Р |
е 2 І ( А 1 ' |
F e 2 + ) 2 [ ( ° H ) 4 | A l 2 _ 4 S i |
I 4 _ , 2 0 4 4 J |
||||||||||||||||
базальтическая |
(NaK) 2 _ 3Ca 4 Mg 4 _ 6 Fe] _ 3 Ti 0 _ 2 |
(Fe 3 + , А1)2 _з [(О, 0 H ) 4 |
A l 4 X |
|||||||||||||||||||
X Si 1 2 0 4 4 ] |
|
|
|
|
|
|
|
2 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||
Мусковит |
К { A l 2 |
[AlSi 3 0 8 ] (0H)2 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
||||||||
} oo |
|
|
|
|
|
2 |
|
|
|
|
|
|||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Глауконит |
K t _ x |
{(AI, Fe)2 |
[ A l , ^ S i 3 + ; c 0 8 ] (0H)2 ) |
|
oo |
|
|
|
|
|
||||||||||||
Дистен |
A l ^ A l ^ |
[О | Si04 ] |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||||
Кварц |
Si02 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Пирит |
FeS2 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Кальцит Ca [C03 ] |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||||
Арагонит Ca [C03 ] |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||||
Халькопирит |
FeCuS2 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||||
Галенит |
Pb |
(SeS) |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Более пристальное изучение химизма этих минералов открывает перед нами картину изоморфных замещений, возможных в той или иной среде. Так, по А, С. Поваренных (1966), монтмориллонит может
114
быть представлен следующими разновидностями: AI-, Mg- и Fe3 +- монтмориллонит; хлорит объединяет весьма изменчивые разновид ности: Fe2 + -, Fe3 + -, Mn-, Cr-, Ni-клинохлор, Mg-, Fe3 + -, Mn-ша- мозит и др.; среди гидрослюд различают К-гидропарагонит, Mgгидромусковит, магнезиогидробиотит и ферригидробиотит. В галлуазите основные примеси — Fe3 + и Сг 3 + , реже наблюдаются Mg, Ni, Zn. Состав каолинита весьма постоянен, однако и здесь отноше ние AI и Si может немного варьировать, а AI может замещаться Fe3 + и С г 3 + до 1—2%. Главными изоморфными примесями в актинолите являются (в %) Fe 2 + — до 13, Мп — до5 и AI — до 5; кроме того есть незначительное количество Na, Fe и К. В дистене отмечается, СгЗ+ (до 1,8%).
Наиболее существенными примесями (в %) в мусковите явля ются Ва — до 10, F — до 2,1, Rb — до 1,4, Li — до 1,8, Fe3 + — до 6,6, Cr — до 4,8, Fe2 + — до 3,2, Na — до 2,9, Mg — до 2,8, Ca — до 1,1; в глауконите Mg — до 6,5, Fe2 + — до 5 и Na до 0,5%; в каль ците Мп — до 16, Fe — до 13,1, Mg — до 7,3, РЬ — до 6, Zn — до 4, Sr и Ва — 3—4, Со — до 2, TR (Се или Y) — до 1—2; в арагоните Ca замещается РЬ — до 15, Zn — до 10, Sr — до 3,9, TR — около 1 и Zr — до 5, и различаются, соответственно, разновидности: Pb-, Zn-, Sr- и Tr-арагонит. В пирите химический состав изменяется в широких пределах по линии изоморфизма Fe — Ni и значительно меньше — по линии Со — Fe; содержание Ni достигает 20, Со — 14%. В халькопирите Си и Fe замещаются частично Ga и In. Состав галенита изменяется непрерывно от чистого PbS до PbSe, а устанав ливаемые в нем примеси Ag, Zn, Cd, Sn, In, Tl, Mo относятся к ме ханическим. Возможно также гетеровалентное изоморфное замеще ние 2РЬ на AgSb или AgBi. В роговых обманках — обыкновенной и базальтической — отмечается изоморфизм по линии Mg — Fe, об наруживаются изоморфные примеси (в % ) : Ті — до 10—12, К — до 6, С г 3 + — до 5, V, Zn — до 4,7, М п 2 + — до 2—3, Ni — до 0,3, Li — до 0,2, Sr — до 0,1, Fe — до 2 и редко Cl до 7.
Таким образом, упомянутые минералы в виде изоморфных при месей содержат следующие элементы: Mn, Cr, Ni, Со, Zn, F, Ва, Rb, L i , Sb, Ti, Sr, Ce, Y, Yb, Pb, Cu, Ga, In, Se, Cd, Sn, Tl, Bi, Cl, V, Mo, Be, Zr. Часть из них, а именно: V, Cr, Мп, Mo, Ga, Be, Ti, Ва, Sr, Pb, Yb, Y, Cu, Ni и Co— мы и рассматриваем в настоящем разделе.
В соответствии с представлениями о размерах строительных час тиц химических элементов и соединений находятся представления о законах строения и свойств элементов и соединений в различных состояниях. Отсюда вытекает и понимание поведения веществ в при роде — миграции химических элементов, их концентрации, рас сеяния и других закономерностей. Согласно системе ионо-атомных радиусов, предложенной В. И. Лебедевым (1969), по которой метал лические атомы в соединениях, в том числе и ионных, крупные, а
8* |
115 |
Т а б л и ц а 18
Ионо-атомные радиусы малых элементов
Ионо-атомные радиусы
Элемент
по Лебедеву, 1969 по Уэберу и Кромеру, 1965
|
|
|
|
|
I |
|
|
|
V |
1,401 и. с. |
|
1,401 |
+ 3 |
0,430 |
|||
Cr |
1,31 |
|
ат. с. |
|
1.453 |
+ 5 |
0,424 |
|
1,25 |
|
|
|
+ 2 |
0,414 |
|||
|
|
|
|
|
1,278 |
+ 3 |
0,401 |
|
Мп |
1,70 |
и. с. |
|
+ 2 |
0,388 |
|||
|
|
|
|
|
|
+ 4 |
0,365 |
|
Mo |
1,37 мет. |
|
1,520 |
+ 3 |
0,661 |
|||
|
|
|
|
|
|
+ 6 |
0,542 |
|
Ga |
1,45 |
|
|
1,254 |
+ 3 |
0,276 |
||
Be |
1,13 |
|
|
1,040 |
+ 2 |
0,139 |
||
Zr |
1,593 |
|
1,593 |
+ 4 |
0,603 |
|||
Ti |
1,477 |
|
1,477 |
+ 3 |
0,464 |
|||
Al * |
1,20 |
|
|
1,312 |
+ 4 |
0,456 |
||
|
|
+ 3 |
0,221 |
|||||
|
|
|
|
|
1,044 |
|
|
|
Si |
1,160 |
|
1,068 |
+ 4 |
(0,20) |
|||
|
|
|
|
|
(0,904) |
|
|
|
|
|
|
|
|
II |
|
|
|
Ba |
2,20 |
|
|
2,060 |
+ 2 |
0,866 |
||
Sr |
2,10 |
|
|
1,836 |
+ 2 |
0,683 |
||
Pb |
1,75 мет. |
|
1,215 |
+ 2 |
0,986 |
|||
|
2,1 |
и. с. |
|
|
+ 4 |
0,558 |
||
Yb |
1,9 |
мет. |
|
1,658 |
+ 2 |
0,656 |
||
|
|
|
|
|
|
+ 3 |
0,642 |
|
Y |
1,80 |
|
|
|
1,693 |
+ 3 |
0,640 |
|
Na |
1,86 |
|
|
1,713 |
+ |
1 |
0,278 |
|
К |
2,25 |
|
|
2,162 |
+ |
1 |
0,592 |
|
Ca |
1,90 |
|
|
|
1,690 |
+ 2 |
0,538 |
|
|
|
|
|
|
III |
|
|
|
Си |
1,28 |
|
|
|
1,191 |
+ |
1 |
0,312 |
|
1,47 |
|
|
|
|
+ 2 |
0,308 |
|
Ni |
1,60 |
|
и. с. |
1,24 |
1,139 |
+ 2 |
0,325 |
|
|
|
|
|
|
|
+ 3 |
0,319 |
|
Со |
1,62 |
|
и. с. |
1,25 |
1,181 |
+ 2 |
0,343 |
|
Fe |
1,227 |
ат. с. |
|
+ 3 |
0,336 |
|||
1,227 |
+ 2 |
0,364 |
||||||
|
1,63 |
|
и. с. |
|
|
+ з |
0,355 |
|
Mg |
1,60 |
|
|
|
1,279 |
+ 2 |
0,246 |
|
S |
0,850 |
|
|
0,810 |
—1 |
(0,81) |
||
|
|
|
|
|
0,723 |
—2 |
0,83 |
* Полужирным шрифтом выделены макроэлементы.
неметаллические атомы и образующиеся из них анионы — мелкие, по-новому решается проблема изоморфизма. Близость размеров ионо-атомных радиусов у различных атомов является более на дежным признаком их изоморфизма, чем близость эффективных
Плеяды изоморфных элементов (по В. И. Лебедеву, 1969)
1,401 |
|
/,455. |
|
1,25 |
1,278 |
1,70 |
1,520 |
|||
|
|
|
|
M _ ^ V |
|
|
|
|
|
|
|
77 fvj |
Mo |
|
|
|
|
|
(m) |
|
|
|
AS |
Р* |
|
ß |
|
|
Мф^УАІ |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Tl |
|
|
||
ш |
|
Re |
мп |
Ti |
те |
|
|
|
Te |
|
|
Ca' sr' ті' V se' Re |
|||||||||
1,254 |
/,« |
1,13 |
|
|
1,593 |
|
|
1,477 |
||
|
Fe(ôa)zn |
|
© |
|
ii^jTR |
|
|
|||
|
|
|
|
Ca' |
Se |
Si' |
||||
|
Ga |
m |
|
|
|
|
|
|||
AI |
Li' |
Al |
Si |
Fe |
Ti |
Th' U |
та |
МП' |
||
2,20 |
*® |
2,10 |
|
|
1,215 |
1,75 |
2,1 |
1,658 |
||
|
|
BQ TR |
|
Ад |
Cd |
|
|
|||
|
|
|
|
Ca |
Y' |
|
|
|
||
|
|
|
|
( V ) |
|
|
(ѣ) |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Eu |
|
|
|
fia |
Pb |
/va* |
|
Pb |
Си' |
Tl |
Zn' |
sn |
|
|
|
|
|
|
||||||
1fi93 |
1,80 |
|
1,28 |
1,47 |
1,24 |
|
1,60 |
1,25 |
||
|
Ca' |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
© |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
TP |
со |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
M |
(си) |
со |
|
|
(m) |
|
|
|
Th |
U |
ZirySNi |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
||
|
|
|
|
|
|
Rh |
Pd |
Aq' |
Zn |
|
Т а б л и ц а 19
1,37
Hb
У Al
Cr Zr w
®
1,62
Fe
Pb
Pb |
Cd |
Sn |
П р и м е ч а н и е : |
звездочкой обозначены атомы, имеющие радиус больше или |
меньше радиуса атома ведущего элемента с разницей, превышающей ± 10%; без звез дочки—разница составляет меньше, чем ±10%.
Таблица составлена В. И. Лебедевым с использованием идеи и фактических материалов К. А. Власова (1963), дополнениями и изменениями, внесенными И. Д. Бэр- неман-Старинкеаич, Д. П. Григорьевым, А. А. Кухаренко, В. А. Франк-Каменецким.
ионных радиусов. Только на основе новой системы радиусов становится понятным изоморфизм Т1 с такими несхожими по разме рам в системе эффективных ионных и атомных радиусов элементами, как Fe в дисульфидах, Мп в псиломелане, Zn в сфалерите, Pb в галените, Mo в молибдените, а также отсутствие изоморфизма с Fe в пирротине и в окислах железа.
Анализ ионно-атомных радиусов рассматриваемых элементов (табл. 18, 19) и возможности замещения ими основных химических элементов осадкообразующих минералов, а также изучение плеяд изоморфных элементов, составленных В. И. Лебедевым (1969,
117
табл. 19), позволили нам сгруппировать изученные элементы следующим образом:
I . |
V, Cr, Mn, Mo, Ga, Be, Zr, Ti |
Al, Si |
|
I I . |
Ba, Sr, Pb, Yb, Y -> Na, K, Ca |
|
|
I I I . |
Cu, Ni, Co |
Fe, Mg, S |
|
Микроэлементы первой группы могут частично изоморфно за
мещать AI и Si в алюмосиликатах, второй — Na и |
К в гидрослюдах, |
||||||||
І І І ^ І І І І І § |
|
|
а Ca—в роговых обманках и каль- |
||||||
ШМ°У' ците. |
Микроэлементы |
третьей |
|||||||
, ?" ?" ? ? |
У У ? ? |
? . |
группы, кроме сорбции из поро- |
||||||
1.1. § § |
І. і §. 1. І. s. ШУ<% |
вьіх |
растворов |
органическим ве |
|||||
|
|
|
|
|
ществом, способны также к изо |
||||
|
|
|
|
|
морфному замещению Fe, Mg и S |
||||
|
|
|
|
|
в сульфидах и роговых обманках. |
||||
|
|
|
|
|
Образование донных |
осадков |
|||
|
|
|
|
|
представляет собой исключитель |
||||
|
|
|
|
|
но сложный геохимический про |
||||
|
|
|
|
|
цесс. Главная среда, в которой |
||||
|
|
|
|
|
они формируются,— водная тол |
||||
|
|
|
|
|
ща. |
Начинается процесс с раз |
|||
|
|
|
|
|
рушения изверженных, |
осадоч |
|||
|
|
|
|
|
ных и метаморфических |
горных |
|||
|
|
|
|
|
пород и сноса этого материала в |
||||
Рис. 28. Распределение ванадия |
и мо |
морской бассейн. Здесь |
благода |
||||||
либдена по глубине на станции 1633. |
|
ря |
различным |
ионным потенци |
|||||
|
|
|
|
|
алам элементы |
либо остаются в |
|||
решетке |
поступающих в море |
минералов, |
либо |
уходят в |
раствор, |
||||
пополняя |
основной солевой |
состав морской воды. Большую роль |
восадкообразовании играют биохимические, динамические процес сы, образование аутигенных минералов и миграция химических эле ментов из нижележащих слоев. Все эти процессы создают сложную картину распределения и перераспределения химических элементов
вдонных отложениях.
На примере четырех наиболее характерных станций — 1627, 1629, 1632 и 1633 — рассмотрим характер и проследим масштабы поведения и перераспределения малых элементов в донных осадках нашего региона.
Первая группа малых элементов (V, Cr, Mn, Mo, Ga, Be, Zr и Ti) характеризуется следующим образом.
Ванадий и молибден. Анализируя кривые распределения V и Mo с глубиной (рис. 28), можно сделать вывод об их взаимосвязи, од нако Mo, в отличие от V, распространен не повсеместно. На станции 1627 от 0 до 160 см Mo нет. Он появляется в древнечерноморских отложениях и в переходной зоне к новоэвксинским. Среднее содер жание— 0,003, максимальное—0,005% отмечается в микросло истой глине (166—196 см) и в известково-глинистом иле (278—321 см). Ванадий наблюдается по всей длине колонки, причем его содержа-
118
ние прямо зависит от содержания органического вещества в осадке. Максимальное содержание — до 0,02% —приходится на известко- во-глинистые, микрослоистые илы с примесью гидротроилита (280— 320 см).
На станции 1629 молибден отмечен в интервале 60—400 см в древнечерноморских отложениях, представленных переслаиваю щимися глинистыми однородными, известково-глинистыми и сапропелевидными илами. Среднее содержание Mo на глубине 0,0003%, однако в сапропелевидных илах в интервалах 180—200 и 360—370 см наблюдается резкий скачок, до 0,001—0,003%. Ванадий распро странен по всей длине колонки и так же, как на предыдущей стан
ции, тяготеет к осадкам, |
обогащенным органическим |
веществом. |
||
Среднее его содержание |
0,003—0,004, |
максимальное — 0,01%. |
||
На станции 1632 молибден |
обнаружен |
в интервале |
0—210 см |
|
в древнечерноморских осадках |
и в переходной зоне к |
новоэвксин- |
ским, с максимальным содержанием 0,001% в сапропелевых илах, а на станции 1633 встречается только в интервале 270—300 см в переходной зоне от древнечерноморских отложений к новоэвксинским (не более 0,0003%). Кривые распределения ванадия на стан циях 1632 и 1633 аналогичны полученным на станциях 1627 и 1629. Молибдена и ванадия в однородных глинистых илах содержится меньше, чем в среднем в осадочных породах [67]. В прослоях сапро пелевидных и известково-глинистых илов, обогащенных органиче ским веществом, концентрация молибдена выше средней в несколь ко раз, а содержание ванадия превышает среднее лишь незначи тельно. По данным М. А. Глаголевой [86], ванадий переносится реками только в виде взвесей, содержание его подчинено характеру механической дифференциации и закономерно увеличивается с уменьшением размера частиц осадка, тяготея к грубопелитовой фракции.
Хром и галлий (рис. 29, 30). Хром на станции 1627 отмечен по всей длине колонки, распространен довольно равномерно, содержание колеблется в основном в пределах одного порядка. Среднее содер жание хрома — 0,005, минимальное — 0,003, а максимальное — 0,01%. Галлий также обнаружен по всей длине колонки (0,001—• 0,002%) за исключением интервалов 140—180 и 300—350 см. На станции 1629 картина вертикального распределения хрома и галлия иная. Хром рассеян повсеместно в количестве 0,003%. Галлий, напротив, распространен очень неравномерно. В современных чер номорских и верхах древнечерноморских отложений до глубины 120 см галлия нет. В древнечерноморских отложениях он появля ется от следов и максимально до 0,002%. С глубины 340 до 540 см в низах древнечерноморских — переходной зоне к новоэвксинским отложениям галлия снова нет. В новоэвксинских осадках он появ ляется с глубины 540 см и наблюдается до конца колонки — 680 см.
На станции 1632 максимальное содержание хрома 0,007—0,01% отмечено в современных черноморских отложениях. Начиная с древнечерноморских осадков распределяется хром равномерно
119
(0,003%). Галлий обнаружен в количестве 0,001% только в интер валах 0—20, 110—170, 280—310, 340—370 см. На станции 1633 со держание хрома с глубиной уменьшается от 0,007—0,01 (в совре менных черноморских и переходной зоне к древнечерноморским от ложениям) до 0,003% (в древнечерноморских отложениях). Галлия нет в интервалах 20—50, 110—140, 240—310, 410—480 см, во всех
0,002 0,004- 0,006 0.008 %
« I |
CM L |
Рис. 29. Распределение хрома |
Рис. 30. Распределение |
по глубине на станции 1633. |
бария и галлия по глуби |
|
не на станции 1633. |
остальных его обнаружено 0,001—0,002%. Содержание галлия и хрома подчинено характеру механической дифференциации и за кономерно увеличивается с уменьшением размера частичек осадка.
Распределение галлия и хрома в речных водах и размещение их в гранулометрическом спектре взвесей обусловливает их распреде ление по типам осадков. Немаловажно также их содержание в ма териале абразии берегов. Хром практически более чем наполовину мигрирует в составе взвесей, а галлий переносится исключительно во взвесях. В исследованных нами донных осадках галлий тяготеет к пелитовой, а хром — к алевритовой фракциям. Площадное рас пределение хрома и анализ магнитной фракции указывают на связь его содержания с продуктами разрушения минералов, содержащих хром, и отложением их в виде кластического материала в области шельфа и континентального склона, где хрома больше, чем в глубоко водных областях. Галлий, относящийся к весьма редким в природе элементам, в исследованных нами донных отложениях представлен
120
довольно широко. Его концентрация по глубине изменяется не только в зоне частых смен фациальных условий осадконакопления, но и там, где осадки представлены довольно однообразным комплек сом. Больше того, отмечаются случаи, когда в колонке с меняющим ся литологическим составом от известково-фораминиферового ила до песчано-глинистых осадков концентрация галлия может возрастать и падать в одной и той же литологической разности. Такое рас пределение галлия в осадке свя зано, очевидно, с определяющей ролью терригенного материала, выносимого реками в виде взве сей. Это положение подтвержда ет анализ включений, которые, как правило, содержат гораздо большее количество галлия, чем вмещающие осадки.
Титан |
и марганец |
на стан |
|
|||
циях |
1627, 1629,1632 и 1633 рас |
|
||||
пределяются симбатно |
(рис. 31). |
|
||||
Разность |
содержания |
титана и |
|
|||
марганца приближается |
к поряд |
|
||||
ку. Так, на станции 1627 от 0 до |
|
|||||
150 см современные и верхи древ |
|
|||||
нечерноморских |
отложений |
ха |
|
|||
рактеризуются |
постоянной |
кон |
|
|||
центрацией титана— 0,1%имар- |
Рис . 31 . Распределение титана и мар |
|||||
ганца — 0,01 % , затем она СНИЖа- |
ганца по глубине на станции 1633. |
|||||
ется. |
В |
интервале 150—190 см |
|
Ті — 0,005%, Мп — 0,007%, потом опять скачок в интервале 190— 280 см (0,1 и 0,01%), резкие колебания в низах древнечерноморских осадков и, наконец, концентрация возрастает в новоэвксинских отло жениях. На станции 1629 в интервале 60—400 см в древнечерномор ских отложениях (переслаивающиеся глинистые однородные, извест- ково-глинистые и сапропелевидные илы) отмечается колебание содер жания марганца (0,005—0,01%) и титана (0,05—0,1%). С глубины 400 см в переходной зоне от древнечерноморских к новоэвксинским и в новоэвксинских отложениях до конца колонки концентрация титана стабильна, составляет 0,1%, а марганца — 0,01%. На стан циях 1632 и 1633 вертикальное распределение марганца и титана такое же. Мы наблюдаем более или менее плавные изменения кон: центрации марганца по вертикали, по глубине колонок и по протя женности всех разрезов. При рассмотрении кривых изменения кон центраций по глубине максимальная концентрация марганца от мечается в основном в поверхностном слое осадка, глубже она падает. От литологического состава осадка содержание марганца зависит весьма мало, значительно больше — от наличия органического ве щества. Так, наибольшая концентрация (0,03%) отмечается у самой
12!
поверхности дна, где основную массу осадка составляют отмершие организмы — фораминиферы и другие планктонные формы. Кстати, А. П. Виноградов [68] отмечает, что планктонные организмы явля ются своеобразными агентами-поставщиками марганца в процессе донного осадкообразования. Незначительные колебания концентра ции Мп по глубине, несмотря на значительные изменения в литологическом составе осадка, объясняются прежде всего геохимическими особенностями поведения марганца в морской воде. Согласно А. П. Ви ноградову, М п + 2 , привносимый реками в виде различных смесей и соединений и освобожденный при гибели планктона (фораминифер, диатомовых водорослей и пр.) по мере опускания в глубинные слои воды переходит в М п + 4 .
Таким образом, генезис Мп в исследуемых осадках зависит прежде всего от химических процессов, происходящих в толще морской воды. Отсюда относительное постоянство концентраций Мп по глубине, несмотря на большое различие в литологическом составе осадка, который лишь слегка на нее влияет. На подчиненный характер за висимости содержания Мп от литологического состава отложений указывают результаты анализа включений, в которых содержание марганца гораздо ниже, чем в основной массе осадка. На раствори мость марганца влияют колебания окислительно-восстановитель ного потенциала осадков.
Распределение титана в осадках более-менее равномерно и за висит в основном от биогенного фактора. Наши данные находятся в полном соответствии с наблюдениями А. П. Лисицына, утверждаю щего, что Ті концентрируют фораминиферы. Кроме того, титан и его соединения входят в состав типично литогенных осадков, поступая туда в результате абразии берегов и выноса реками.
Бериллий и цирконий (рис. 32 и 33). Бериллий — один из самых малораспространенных в природе элементов, обнаружен в иссле дуемых осадках в виде следов и до 0,0005%. По глубине он распре делен весьма неравномерно и не повсеместно. Так, на станции 1627 Be отмечен в современных черноморских осадках в интервале 20—50 см (0,0001%), затем в низах древнечерноморских отложений в интервале 250—320 см (столько же) и в низах новоэвксинских в следах. На станции 1629 максимальное содержание Be (0,0003%) отмечается на глубине 10 см в современных отложениях. Глубже бериллия нет, он появляется на глубине 130 см в количестве (0,0001 % ) , а после 180 см вновь исчезает. С глубины 180 см до конца колонки (670 см) отмечены вкрапления Be (0,0001—0,0002%) на глу
бине 240, 350, |
400, 540, 570 см. На станции |
1632 бериллия нет, |
||
за исключением |
низов |
переходной |
зоны от |
древнечерноморских |
к новоэвксинским отложениям (290—310 см), |
где обнаружены его |
|||
следы. Наиболее богаты |
бериллием |
донные осадки станции 1633. |
В современных черноморских отложениях и верхах переходной зоны от современных к древнечерноморским отложениям до глубины 60 см бериллия нет, далее (60—120 см) среднее содержание его со ставляет 0,0003%. Ниже следует небольшой перерыв (120—160 см),
122