img-417193806

о

а

о<.

C l ,

пи

х

о

а.

МСМ

CQ<У> О—1

t=C

а)

Cl

г— , а,

К

Оч

14*

212			Глава	11. Донные осадки и иловые воды океана
						Таблица 11.4
Химический состав		(% ) пелагических илов разных типов, по А. П. Виноградову
			(1967)
	Пелагические илы				Пелагические илы
Компонен­				Компонен­
ты	известко­	кремнис­	красные	ты	известко­	кремнис­	красные
	вые	тые	глины		вые	тые	глины
	Макроэлементы				Микроэлементы
Si0 2	26,96	63,91	55,34	S t	0,111	0,0230	0,045
ТЮ2	0,38	0,65	0,84	Ва	0,136	0,105	0,200
AI2O3	7,97	13,30	17,48	Си	0,0338	0,0370	0,040
Fe20 3	3,0	5,66	7,04	РЬ	0,0150	0,0180	0,0175
FeO	0,87	0,67	1,13	Со	0,0091	0,020	0,010
MnO	0,33	0,50	0,48	Ni	0,0232	0,033	0,030
CaO	0,30	0,75	0,93	Qa	0,0012	0,0018	0,0020
MgO	1,29	1,95	3,42	La	0,01	0,0080	0,0090
P2O5	0,15	0,27	0,14	Zn	0,014	0,017	0,0126
CaC03	50,09	1,09	0,79	Hf	0,0003	—	0,0006
M gC03	2,16	1,04	0,83	V	0,030	0,046	0,039

не превышающих 3500 мв Тихом океане и 4000 мв Атлантиче­ ском. При построении раковин планктонных фораминифер до­ вольно интенсивно сорбируются из воды многочисленные микро­ элементы (табл. 11.5).

Таблица 11.5

Содержание некоторых химических элементов (%) в раковинах различных видов фораминифер северной части Индийского океана, по Н. В. Беляевой

(1973)

Элементы G. metiardii О. universa G. conglobatus a

Fe	0,14— 1,5	0,26— 1,08	0,13—0,76	0,5150
Мп	0,004—0,025	0,004—0,029	0,006—0,048	0,0150
S i	0,33—4,72	0,78—6,0	0,26—3,5	1,5850
Си	0,0015—0,0122	0,002—0,0061	0,002—0,0122	0,0030
А1	0,04— 1,92	0,04—3,64	0,04— 1,68	0,7960
Mg	1,22—3,58	1,36—3,3	1,7—4,86	2,5870

П р и м е ч а н и е , а — максимально правдоподобная оценка содержания (%), полученная статистической обработкой данных.

Диатомовые и радиоляриевые илы на 40—90 % сложены аморфным кремнеземом Si02скелетных фрагментов соответствую­ щих планктонных организмов. Другая часть состава приходится

на долю глинистых фракций, известковых и иных остатков орга­ низмов.

11.2. Состав донных осадков океана

213

Наиболее глубоководные участки дна океанов заняты крас­ ными глинами, окрашенными окислами железа в бурый до крас­ ного цвет. Главная масса глинистого материала — очень мелкозер­

нистые (размером в микрометры и доли микрометра) глинистые минералы, в основном слюды (иллит, монтмориллонит и другие), постоянно отмечаются аутигенные минералы (филлипсит, гиббсит,

палагонит и другие), а также минералы окисей железа и мар­ ганца.

Рис. 11.4. Скорости современного осадкообразования в океанах, мм за 1 тыс. лет, по А. П. Лисицыну (1974).

1) <1; 2) 1— 10, 3) 10-30, 4) 30-100, 5) >100.

Мощность современных донных осадков в областях дельт и ок­ раинных морей может превышать 5 км, в пелагических районах океана она составляет 300—600 м. Абсолютный возраст, по кото­ рому рассчитывается скорость накопления отдельных слоев осад­ ков, определяется различными косвенными методами: палеомагнитными, радиометрическими (по 14С, 10Ве, Ra, Io/Th, Io/Ra), спо­ рово-пыльцевыми и др. Скорости отложения илов меняются от <1 мм/1000 лет для красных глин Тихого океана до >100 мм/

1000 лет в отдельных высокопродуктивных шельфовых районах

(рис. 11.4).

Большое значение для скорости осадконакопления имеет отно­ шение площади суши, дренируемой реками, которые впадают в океан, к площади океана. Атлантический океан имеет это отно­ шение (0,68), в 6 раз большее, чем Тихий океан (0,11). Как след­ ствие, Атлантическому океану свойственны более высокие скорости образования осадков (рис. 11.4).

214	Глава 11. Донные осадки и иловые воды океана
По мере накопления и уплотнения		осадков в их толще проис­
ходят сложные процессы	(цементация	осадков, дегидратация кол­

лоидов, окисление или восстановление металлов, образование или окисление сульфидов, ионный обмен между иловыми растворами и минералами, распад органических веществ и их глубокая метаморфизация и другие), в совокупности обеспечивающие диагенез донных осадков. В результате диагенетических преобразований

формируются осадочные породы и рудные месторождения на дне океанов и морей.

По обобщениям Е. А. Романкевича (1977), в современных осад­ ках выделяются следующие морфологические формы органического вещества: 1) органические детрит и агрегаты (устойчивые к раз­ ложению волокнистые и комковатые частицы преимущественно автохтонного происхождения); 2) остатки растительности суши и

микрофитов, пыльца и споры (преимущественно аллохтонного, а у берегов смесь авто- и аллохтонного происхождения); 3) орга­ ническое вещество биогенного известкового и кремневого скелет­

ного материала, содержащего 0,1—2,7 % Сорг в известковых обра­ зованиях и 0,2—0,4 % С0рг в кремнистых фрагментах; 4) органи­ ческое вещество, связанное пелитовым (глинистым) материалом в процессе сорбции из раствора; 5) органическое вещество костных остатков ихтиофауны, обычно составляющее доли процента, а в районах высокопродуктивных 1—6 % общего Сорг; 6) органи­ ческое вещество изверженных пород (0,1—0,2 % Сорг); 7) нефте­ продукты и другие антропогенные органические вещества, доля

которых заметна, но пока еще невелика.

Распределение Сорг в осадках Мирового океана подчиняется циркумконтинентальной и широтно-климатической зональности, выражающейся тяготением повышенных концентраций Сорг к пе­ риферийным районам океана.

Как выяснили И. И. Волков (1973) и А. Г. Розанов (1979), при содержании Сорг менее 0,5 % распад органического вещества про­ текает в аэробных условиях, при более высоких концентрациях начинаются восстановительные процессы, указывающие на недоста­ ток свободного кислорода, а в осадках с концентрацией Сорг> 1% наблюдается уже хорошо развитая восстановительная среда. Из данных табл. 11.6 вытекает, что более 2/3площади дна океана

приходится на область ложа океана с содержанием Сорг в осадках около 0,3 %. Эти осадки сохраняют окислительную обстановку

(Eh до 0,6 В) на всюисследованную толщу.

По оценке Е. А. Романкевича (1976), в слое 0—50 см минера­ лизуется до 50—75 % органического вещества, поступающего в осадки. В толще окисленных осадков ложа океана органическое вещество находится в глубокой стадии метаморфизации. В груп­ повом составе органического вещества преобладают, нераствори­ мые гумины. Следовые количества белковых соединений обнару­ живаются только в поверхностном слое осадков (0—5 см). Свя-

	11.2. Состав донных осадков океана						215
						Таблица 11:6
	Накопление Сорг в современных			осадках Мирового		океана за время голоцена,
		по Д.	Е. Гершановичу и др. (1974)
	Геомо рфологические	Площадь,		Средняя мощ­		Среднее со­	Масса Сорг в
						держание
				ность слоя
	зоны дна океана	J06	км2				осадках, 101а т
				осадков,	м	орг’ %
	Шельф	26,7		0,8		0,7	22,4
	Материковый	76,5		1,5		1,3	195,0
	склон и его под­
	ножие			0,05			5,4
	Ложе океана	257,0				0,3
	занные аминокислоты		наблюдаются		во	всей толще	осадков.

По всей вертикали окисленных осадков из углеводов доминируют

водонерастворимые полисахариды.

Несмотря на огромные площади ложа океана, абсолютная масса С0рг, поступающего в осадки этой геоморфологической зоны, составляет всего лишь 2,5% общей массы органического вещества осадков океана. Подавляющая часть Сорг отлагается в осадках шельфа и материковых склонов, где содержание Сорг меняется от 0,5 до 20 % (сухого вещества) и условия распада и минерализа­

ции органического вещества коренным образом отличаются от

условий ложа океана. Если в глубоководных красных глинах коли­ чество аэробных сапрофитных бактерий невелико (от единиц до

нескольких сотен клеток на 1 г глин) и на горизонтах порядка 3 мвстречаются лишь единичные клетки, то на литорали и шель­ фах оно возрастает до многих миллионов клеток на грамм. В вос­ становленных илах преобладают сульфатредуцирующие и появля­ ются метанообразующие бактерии. Как показали исследования

М. В. Иванова (1979), основное	количество	метана (не	менее
80 %) образуется за счет восстановления		углекислоты	водо­
родом.	(1964) и	Е. А. Романкевича
По данным О. К. Бордовского

(1974—1977), основой органического вещества окраин океана яв­

ляются гуминовое вещество и нерастворимые гумины. В 5—8-ме­ тровых слоях восстановленных осадков содержание нерастворимых

j	гуминов имеет некоторую тенденцию к увеличению с		глубиной,
|	а	содержание суммы гуминовых и фульвовых кислот возрастает
	с	18—19 до 36—38 % общей суммы органического вещества, что
	свидетельствует о процессе гумификации. Содержание		белково­

подобных веществ по колонкам грунта меняется мало (0,2—0,6 %). Сумма аминокислот отчетливо уменьшается, а отношение С/N уве­ личивается вниз по вертикали. Содержание углеводов наиболее резко падает в верхних 50—100 см осадка, причем в восстанови­ тельных условиях с глубиной растет содержание водорастворимых

216	Глава 11. Донные осадки и иловые воды океана

полисахаридов за счет деструкции водонерастворимых. Содержа­

ние свободных липидов уменьшается по вертикали осадков при­ мерно в 1,5 раза.

Диагенез органического вещества в восстановленных осадках служит основой формирования залежей нефти и рудных место­ рождений на дне океана.

11.3. Иловые воды

Грунты океана представляют собой сложную гетерогенную си-, стему, пропитанную водой, на долю которой приходится значитель­ ная часть общей массы. Влажность свежеотложенных осадков об­ ратно пропорциональна крупности частиц (табл. 11.7)."Давление накапливающегося нового осадочного материала приводит к сжа­ тию и уплотнению осадка, поэтому его влажность уменьшается по мере углубления. Однако даже на глубинах более 600 м от по­ верхности дна содержание воды все еще достигает 30 %.

V	.						Таблица 11.7
	В лаж ность	свеж еотлож енны х			осадков, по X .	Свердрупу и др. (1942)
Крупность частиц, мкм . 250—500					64— 125	4—16	1—4	<1
Содержание воды,			%
по	объему .	.	. .	45,0	46,9	66,2	85,8	98,2

Пропитывающая осадки морская вода, длительное время нахо­ дясь в тесном контакте с осадочным неорганическим и органиче­ ским веществом, вместе с ними подвергается диагенетическим пре­ образованиям, меняет свой состав и образует иловые воды разной степени метаморфизации.

Открытый океан. Вдали от берегов обменные катионы погло­ щающего комплекса взвешенных частиц, достигших дна, находятся

в состоянии равновесия с океанской водой. Пелагические осадки отличаются очень малым содержанием устойчивого к дальнейшим

преобразованиям органического вещества. Создается стабильная физико-химическая обстановка, характеризующаяся высокой сте­

пенью окисленности (Ей до +600 мВ) и близкой к нейтральной

реакцией среды. Поэтому в иловых водах поверхностного 10-ме­ трового слоя осадков наблюдаются только небольшие колебания элементов основного солевого состава, не изменяющие в целом макросостав иловых вод. Отличительной чертой иловых вод окис­ ленных осадков является уменьшение общей щелочности, сопро­ вождаемое понижением pH. С. В. Бруевичем (1967) было пока­ зано, что этот эффект обусловлен кислой природой гидратирован­ ной двуокиси марганца и адсорбцией карбонатного иона СО2-

коллоидами минералов глин и гидроокисями железа и мар­ ганца.

11.3. Иловые воды

217

Глубоководное бурение до нескольких сот метров показало, что в глубь осадочной толщи происходят существенные изменения катионного состава иловых вод, вызываемые диагенетической до­ ломитизацией карбонатов, подводным выветриванием извержен­ ных пород и силикатных минералов. Наблюдается увеличение кон­ центраций кальция и стронция, уменьшение содержания магния, тенденция к уменьшению содержания калия и натрия. Обогаще­ ние иловых вод кальцием и стронцием происходит в результате замещения магнием кальция и стронция в биогенном СаСОзОсо­ бенно заметно изменения макросостава иловых вод выражены в осадках на глубинах более 100 м от их поверхности.

Отношение Cl/Вг по вертикали существенно не отличается от нормального для вод океана. Иловые воды поверхностного слоя содержат иода в 3—8 раз больше, чем океанская вода. По верти­ кали осадков концентрации иода слабо возрастают при разруше­ нии органического вещества и отжимании части иода из твердой фазы при уплотнении осадка.

Малые количества фосфорсодержащего органического вещества не обеспечивают увеличения содержания фосфора в иловых водах. Возможный некоторый избыток фосфат-иона сразу же связывается гидроокисью железа. Градиенты концентраций фосфора, так же как и кремния, между иловыми и придонными водами отсутствуют. В иловых водах окисленных осадков только аммоний имеет кон­ центрации более высокие, чем в придонной воде. Это превышение объясняют тем, что аммонийный ион входит в состав кристалличе­ ской решетки глинистых минералов, откуда в процессе ионного обмена вытесняется калием.

Содержание в иловых водах рудных, элементов (Fe, Мп, Zn, Си), как правило, выше их содержания в океанской воде: железа в 2—30 раз, марганца в 10— 100 раз, цинка в 3—50 раз, меди в 3— 15 раз.

Окраины океана. В районах, где осадки обогащены органиче­ ским веществом и отличаются высокими темпами седиментации, химический состав иловых вод значительно меняется. На запад­ ных шельфах Африки, Центральной и Южной Америки содержа­ ние Сорг в поверхностном слое осадков составляет 3,5—20%, в связи с чем развивается восстановительная среда с практиче­ ски полным израсходованием растворенного кислорода и пони­ жением окислительно-восстановительного потенциала до +69.. .

... —260 мВ. Главный процесс, преобразующий основной солевой комплекс иловой воды в этих условиях,— микробиологическое вос­ становление сульфатов:

. 2SO4- + 4С + ЗН20 -> ЗНСОГ + H2S + HS- + С02.

Восстановление сульфатов приводит к выделению сероводорода, образованию карбонатных ионов и повышению pH,до 7,5— 8,0. При

218	Глава 11. Донные осадки и иловые воды океана
достижении	произведения растворимости СаСОз начинается его

осаждение. В результате этих процессов в иловых водах по вер­ тикали осадков понижаются концентрации сульфатов и кальция, возрастает общая щелочность, в осадках накапливаются тонкодис­ персный диагенетический кальцит, H2S и продукты его диссоциа­ ции. За счет процессов подводного выветривания повышается со­ держание калия, а содержание магния практически не меняется. По мере разложения азотсодержащей части органического веще­ ства в иловые воды переходит аммоний, концентрация которого резко возрастает уже в верхнем слое осадков и в глубь грунта достигает 3,6—4,4 ммоль/л. В иловых водах подобного типа аммо­ ний становится макрокомпонентом.

По данным глубинного бурения, все эти процессы продолжа­ ются и в глубоких слоях осадков. Начиная с горизонта 100—■ 140 м наблюдается понижение содержания магния, который соосаждается с СаС03 и частично захватывается глинистыми мине­ ралами при их перестройке.

Таким образом, в окраинных районах океана иловые воды пре­ образуются в хлоридно-щелочные бессульфатные (или малосуль­ фатные) воды, обогащенные продуктами минерализации органиче­ ского вещества. Концентрация иода по вертикали возрастает до 500-кратной по сравнению с водой океана. Накопление иода по вертикали происходит также при разложении органических ве­ ществ и при уплотнении осадков, когда часть иода из осадков отжимается в иловые воды. Наблюдаются высокие содержания ми­ нерального фосфора, превышающие в 30 раз и более концентрации его в придонных водах. Следовательно, существует постоянный поток фосфатов из осадков в придонную воду, но, по расчетам, этот поток не компенсирует поступление фосфора в донные осадки и основная часть фосфора осадков составляет ресурсы аутигенного минералообразования. Распределение фосфора по глубинам осад­ ков зависит от двух противоположно направленных процессов: на­ копление его в иловых водах при минерализации органического вещества и извлечение его из иловых вод при образовании в осад­ ках фосфатных стяжений и фосфатизации костного материала. В зависимости от преобладания одного из двух процессов возни­ кают локальные градиенты концентраций фосфора. Иловые воды продуктивных районов, как правило, пересыщены фосфатом каль­ ция, что способствует формированию фосфоритовых стяжений. Аналогичное насыщение иловых вод отмечается и по отношению к фториду кальция, который также входит в состав а-утигенных минералов, поэтому при возникновении фосфоритовых конкреций содержание фтора в иловой воде понижается.

Содержание кремния в иловых водах шельфов настолько вы­ соко, что становится близким или немного превышает раствори­ мость аморфного кремнезема. Рудообразующие металлы (Fe, Мп, Zn, Ni) в иловых водах восстановленных осадков проявляют яс­

11.4. Железомарганцевые конкреции

219

ную тенденцию к увеличению концентраций по вертикали осадков. Причем металлы переменных валентностей здесь восстанавлива­ ются до более низких степеней окисления.

11.4. Железомарганцевые конкреции •

Ярким примером результатов диагенетических процессов в усло­ виях донных осадков морей и океанов служат железомарганцевые конкреции. Оценка общих запасов конкреций на дне только Ти­ хого океана, выполненная разными авторами, колеблется от

100-109 до 1660-109 т.

Железомарганцевые конкреции формируются всегда на поверх­ ности осадков в контакте с придонной водой, содержащей кисло­ род. Нередко на больших площадях дна океана конкреции лежат очень плотно, напоминая мостовую или мозаику. Продуктивность конкреций в переходных осадках редко превышает 1 кг/м2, а в пе­ лагических достигает 40 кг/м2. Замечено, что максимальные сгу­ щения конкреций совпадают с минимальными скоростями осадко­ накопления. Типы железомарганцевых отложений чрезвычайно разнообразны: пятна, корки, обрастания, гранулы и камни разме­ ром более 10 см. Структура большинства конкреций слоистая: вокруг центрального ядра, которым может быть любой твердый предмет (зубы акул и других рыб, кремневые и известковые губки, обломки костей, зерна карбонатов, фосфатов, цеолитов и другие), нарастают концентрические слои, обогащенные гидроокислами марганца и железа, чередуясь с глинистыми прослойками. Минералы гидроокиси марганца представлены псиломеланом — mMn02-nMnO-pH2O, переменным по составу, и вернадитом — кол­ лоидным гидратом двуокиси марганца. Гидроокиси железа пред­ ставлены главным образом гидрогетитом Fe20 3-nH20. Присутст­ вуют и небольшие количества терригенных минералов (кварц, апатит, биотит, роговая обманка и другие).

Сводные данные о химическом составе океанических конкре­ ций, корок и обрастаний приведены в табл. 11.8. В зависимости от отношения Mn/Fe Н. С. Скорнякова (1976) выделила следую­ щие типы: железистые (<0,25), марганцево-железистые (0,25— 1,0), железомарганцевые (1—4) и марганцевые (> 4 ). Конкреции Индийского и Тихого океанов относятся к типу железомарганце­ вых образований, а конкреции Атлантического океана и мелковод­ ные осадки морей — к марганцево-железистым и железистым. По трактовке Н. М. Страхова и др. (1968), чем выше отношение Mn/Fe во вмещающих осадках, тем выше оно в конкрециях, при­ чем в конкрециях это отношение возрастает по сравнению с осад­ ками. Благодаря разнице скоростей осадкообразования конкреции глубоководной пелагиали океана более окислены и несут в своем составе больше соединений Мп4+(Мп02), чем конкреции мелко­ водных осадков морей.

220	Глава 11. Донные осадки и иловые воды океана

Таблица 11.8

Средний химический состав (%) океанских железомарганцевых конкреций

(сводка И. И. Волкова, 1979)

	Элемент	Т и х и й	И н д и й с к и й	:■Атланти­	Элемент	Тихий	Индийский	Атланти­
		океан	океан	ческий океан		океан	океан	ческий океан
	в	0,029	_	0,03	Ga	0,001	0,0014
	Mg	1,76	1,51	1,7	Zr	0,050	0,035	0,035
	Al	3,27	2,41	3,20	Mo	0,033	0,0313	0,0369
	Si	8,27	7,46	7,36	Ag	0,0003	— .	—
	Р	0,196	1,34	0,299	Ва	0,39	0,158	0,498
	Са	1,98	4,10	2,84	S	0,188	0,14	— .
	Ti	0,80	0,63	0,434	As	0,0114	0,0174	0,014
	Сг	0,001	0,0004	0,002	W	0,0163	0,0067	—
	Мп	17,94	14,74	14,93	TI	0,0102	0,0134	—
	Fe	11,72	13,05	13,08	Pb	0,11	0,076	0,134
	Со	0,33	0,254	0,323	Nb	0,0085	0,0031	0,0021
	Ni	0,59	0,441	0,484	u	0,00128	0,00059	0,00098
	Си	0,39	0,173	0,155	Th	0,0044	0,0044	0,0064
	Zn	0,084	0,061	0,066

В морских и окраинных океанских осадках, имеющих сравни­ тельно тонкий верхний окисленный слой и под ним мощный вос­ становленный слой,процесс конкрециеобразования протекает вдве стадии (рис. 11.5). На первой стадии процесса посредством диф­ фузионной миграции через иловые воды поверхностный слой обо­ гащается Мп, Fe, Ni, Со, Mo, Р, As и другими элементами, обра­ зующими здесь гидроокиси железа и марганца с включениями остальных элементов. На второй стадии процесса в результате диагенетического перераспределения коллоидных аморфных гидро­ окисей Fe и Мп образуются стяжения и конкреции. Это сумма процессов стягивания, дегидратации и последующей кристаллиза­ ции коллоидных гидроокисей железа и марганца. В морях и на периферии океанов конкреции формируются на фоне сравнительно высоких абсолютных скоростей осадкообразования. Поэтому они довольно быстро захораниваются под новым слоем осадков и в восстановительной зоне осадков растворяются за счет восстанов­ ления окисленных форм железа и марганца. Мп2+ и Fe2+ диффу­ зионным путем попадают в окисленную зону, где цикл повторя­ ется. В образованиях конкреций окраинного типа не приходится ожидать высоких концентраций микроэлементов по причине их низкого валового содержания в осадках. Таким образом, механизм конкрециеобразования в морях и на периферии океана является чисто диагенетическим.

В окисленных пелагических осадках океана и в их иловых во­ дах (второй тип) отсутствуют вертикальные градиенты содержа­ ния элементов—металлов, поэтому формирование конкреций может происходить только за счет запаса элементов во-вмещающем кон­