Соотношение осадков в разных зонах океанов

Тип осадков	Область распространения, 106 км2	Доля от общей площади океанов, %	Количество осадков, 1015 т
Шельфовый
Батиальный
Пелагический
Всего

Если принять, что осадочные породы суши составляют около 480 · 10¹⁵ т, то океанические осадки составят 1220 · 10¹⁵ т, или 70 % всех осадков планеты.

Осадочные породы образуются в результате взаимодействия лито­сферы, атмосферы и живого вещества. Поэтому в формировании осадоч­ных образований участвует ряд экзогенных процессов – выветрива­ние, эрозия, седиментация и диагенез, но ни один из этих процессов не действует изолированно.

В процессе выветривания коренных изверженных горных пород образует­ся в значительной мере вещественный состав осадочных пород, кото­рый в минералогическом отношении характеризуется двумя различны­ми типами материала: остаточными минералами (механического разрушения коренных пород) и новообразованными минералами (продукты химического выветривания).

Эрозия и перенос выветренного материала зависят от скорости водных потоков. Чем больше силы сцепления между частицами, тем выше должна быть скорость потока, необходимая для размыва почвы осадка, коры выветривания. Происходит механическая дифференциа­ция материала в зависимости от крупности частиц (зёрен). Чем боль­ше скорость потока, тем крупнее частицы он может приносить.

Механическая дифференциация продолжается и при пос­туплении материала в относительно стоячие водоёмы, где она зави­сит от плотности и крупности обломков (частиц). Осаждение мелких обломочных частиц в стоячих водоемах в основном подчиняется закону Стокса: скорость осаждения частиц пропорциональна плотности и крупности частиц.

Формирование многих осадочных горных пород начинается с образования свежих осадков, впоследствии подвергающихся диаге­незу.

Геохимическая классификация осадков

1. Остаточные продукты – неразложившийся материал – галечник, гравий, песок.

2. Гидролизаты – продукты гидролиза, частично или пол­ностью разложенный материал, дающий начало образованию глин, бокситов.

3. Оксидаты – преимущественно гидроксиды железа и марганца, возникающие в богатых кислородом морях и озёрах.

4. Редусаты – осадки, образованные в восстановительных усло­виях, – сульфидные и другие отложения в застойных условиях.

5. Продукты осаждения – осадки, отложенные в результате пре­вышения произведения растворимости.

6. Эвапориты – осадки, образовавшиеся при испарении природных растворов.

7. Биолиты – органогенные осадки.

Кластический (детритовый) материал терригенных отложений, устойчивых продуктов выветривания служит в значительной мере относительно инертным фоном, на котором развиваются химические процессы осаждения осадков.

Важнейшими параметрами, определяющими химическое осажде­ние веществ из природных водных растворов, служат концентрация водородных ионов (рН) и окислительно-восстановительный потенци­ал (Eh).

Окислительно-восстановительный потенциал – это сила, с кото­рой атомы или ионы стремятся отдать или получить электроны. Потенциал Еh определяет (окислительную) восстановительную, способность, изме­ряется в вольтах и служит количественной мерой окисления или склонности окислительно-восстановительной системы к освобождению электронов. Величина Еh характери­зует относительную по сравнению с водородом тенденцию окислителя к присоединению электронов в стандартных усло­виях. Величина Еh окислительно-восстановительной реакции Н₂ = 2Н⁺ + 2ē принимается равной нулю.

При положительном значении потенциала (+Eh) он имеет преи­мущественно окислительный, а при отрицательном (–Eh) – преиму­щественно восстановительный характер. Некоторые реакции, имею­щие геохимическое значение, характеризуются следующими значения (Eh) (в порядке уменьшения):

Уравнение полуреакции (востановления)	Еh, В
Мn2+ = Мn3+ + е-	+1,84
2Н2О = О2 + 4Н+ + 4 е-	+1,23
Fе2+ = Fе3+ + е-	+0,77
4ОН– = О2 + 2Н2О + 2 е-	+0,40
Н2 = 2Н+ + 2 е-
Мn(ОН)2 + ОН– = Мn(ОН)3 + е-	–0,40
Fе(ОН)2 + ОН– = Fе(ОН)3 + е-	–0,56

Восстановленная форма имеет достаточно энер­гии, чтобы восстановить окисленную форму с более высоким потенциалом. Например, ион Fe²⁺ восстанавливает ион Мn³⁺, Н₂ вос­станавливает ион Fe³⁺, Мn(ОН)₂ восстанавливает ион Н⁺ (то есть освобождает Н₂ из воды).

Если реакции протекают без участия ионов воды, то их окислитель­но-восстановительные потенциалы не зависят от рН среды. Но в неко­торых случаях, как, например, при реакции 2Н⁺ + 2 е^- = 2Н, имеет­ся вполне определённая зависимость. Так, значение Eh = 0 при рН = 0, но при рН = 7 оно становится равным –0,42 В, а при рН = 14 Eh = – 0,84 В. В подобных случаях очевидно, что Eh будет иметь разное значение в кислотных и основных средах. Так, окислительная направленность различных форм кислорода будет характеризоваться следующими положительными значениями Eh: .

среда	О	О3	Н2О2	О2
кислотная	2,42	2,07	1,77	1,23
основная	1,59	1,24	0,88	0,40

Очевидно, что окислительная тенденция наиболее отчётливо выра­жена у атомарного кислорода.

В природных водах, в которых происходит осадкообразование, зна­чения рН и Eh колеблются в определённых пределах. В нормальных морских условиях со свободной циркуляцией воды значения рН изменяются от 8,2 у поверхности до 7,8 на морском дне (крайние значения 7,5 и 8,4); значения Eh у поверхности находятся в пределах от 0,2 до 0,4В, на дне - от 0,1 до 0,3В. В целом морская вода представляет собой слабую окислительную среду.

В замкнутых водоёмах в условиях гумидного климата (типа Чёрного моря, фиордов, некоторых озёр) ограниченность циркуляции мо­жет вызывать заметное изменение рН и Eh среды: рН колеблет­ся от 8,0 у поверхности до 7 на дне; Eh у поверхности 0,1, а на дне может приобретать отрицательные значения до –0,3 В.

В замкнутых водоёмах аридного климата с прогрессивным испа­рением рН может быть в пределах 8-9, a Eh – от 0 до +0,1 В.

Окислительно-восстановительные условия в морской среде определяются деятельностью живых организмов. Растворённый кислород увеличивает Eh, умень­шение О₂ и увеличение СО₂ способствует понижению Eh. Сероводород Н₂S создаёт восстановительные ус­ловия с отрицательными значениями Eh.

Ниже отмечены условия образования осадков, ко­торые сопровождаются химическими процессами различной степени интенсивности.

Глинистые породы – это наиболее распространённые горные породы среди всех осадочных образований. Их формирование начинается с образования глинистых минералов как продуктов выветривания преи­мущественно полевых шпатов.

Глинистые минералы представлены водными силикатами со слоис­тыми кристаллическими решётками, состоящими из слоёв кремнекислородных тетра­эдров SiО₄ образующих гексагональные конфигурации и соеди­нённые с октаэдрическими слоями. Главные глинистые минералы – каолинит, галлуазит, иллит, монтмориллонит. Со структурой и составом этих минералов связаны гео­химические свойства глин, их способность отдавать или поглощать ионы различных элементов в водной среде (рис. 10).

Минералы группы каолинита состоят из одного октаэдрического и одного тетраэдрического листов. Отдельные слои связаны водород­ной связью с участием ионов ОН^–. Основными катионами, связывающими каолинитовую структуру, являются Si⁴⁺ и Al³⁺. Связь их настолько проч­ная, что В. И. Вернадский выдвинул гипотезу о «каолиновом ядре». В зависимости от наложения слоёв, имеющих состав Al₄(OH)₈Si₄О₁₀, выделяются разновидности: каолинит (1 слой), диккит (2 слоя) и накрит (4 слоя). Толщина слоя минералов 0,72 нм. Диккит и накрит являются минералами гидротермального происхождения и редко встречаются в осадочных по­родах.

Группа галлуазита по химическому составу и структуре похожа на каолинит. Но между элементарными ячейками структуры каоли­нита минералы этой группы содержат слой воды, которая увеличивает толщину минерального слоя до 1,01 нм.

Структура минералов группы монтмориллонита представляет ком­бинацию одного октаэдрического и двух тетраэдрических листов. Идеальная формула монтмориллонита Al₄(Si₄О₁₀)₂(OH)₄ · хН₂О. Отношение Si/А1 = 2 (в каолините оно равно 1). Природный монтмо­риллонит часто содержит магний, некоторое количество оксидного железа и в небольших количествах другие катионы.

Рис. 10. Структура глинистых минералов:

А – каолинит Al₄Si₄О₁₀(OH)₈;

Б – монтмориллонит Al₄(Si₄О₁₀)₂(OH)₄ · хН₂О;

В – иллит К_gAl₄(Si_{8 – 4} Аl₄)О₂₀(OH)₄;

Г – мусковит К₂Al₄(Si₆Аl₂)О₂₀(OH)₄

Структура иллита близка к структуре гидрослюд. По составу и структуре он отличается от мусковита тем, что содержит больше во­ды и примерно вдвое меньше калия. Иллит – аутигенный минерал, но может возникнуть и при выщелачивании мусковита. Структура иллита также может возникнуть из идеального монтмориллонита посредством замещения 10-15 % атомов кремния атомами алюминием. В результате такого замеще­ния возникает избыток отрицательных зарядов, которые компенси­руются соответствующим количеством ионов К⁺ (иногда Nа⁺), занимающих место между алюмосиликатными слоями.

Образование глин в природе определяется главным образом двумя факторами – химическим составом первоначального материала и фи­зико-химическими условиями среды. Так, формирование каолинита происходит преимущественно в кислой среде из полевых шпатов, посредством выщелачивания оснований. Образование монтмориллонита тре­бует присутствия оснований, в частности гидроксида магния, поэтому железисто-магнезиальные силикаты, анортиты, вулканические стёкла и туфы обычно превращаются в минерал монтмориллонитовой группы.

Иллит, распространёный в глинах и новейших морских илах, присут­ствует во многих почвах. Он может возникать из других глинистых минералов в процессе диагенеза. Превращение монтмориллонита в ил­лит может быть важным фактором удаления ионов калия из природных вод.

Благодаря своей структуре по возможности ионного обмена, изо­морфных замещений и поглощения различных количеств воды глинистые минералы отличаются большим разнообразием химического состава. Ещё более резкие различия встречаются в составе самих глин различного типа и происхождения.

Образование глинистых минералов происходит при определённых значениях рН и Eh (рис. 11).

Глинистые минералы группы каолинита образуются в кислотной среде со значительным избытком ионов Н⁺, который вытесняет ионы щелочных металлов. Опреде­лять интенсивность реакции окисления или восстановления должен потенциал среды Eh. Для формирования иллита благоприятны слабоосновные условия.

Образования минералов груп­пы монтмориллонита происхо­дят в среде, противоположной среде формирования каолинита и галлуазита: значения рН среды долж­ны быть достаточно высокими (щелочная среда), a Eh должен иметь такие значения, при кото­рых железо удалялось бы в рас­творимой форме.

Рис. 11. Условия, необходимые для об­разования глинистых минералов

Глины обладают свойством концентрировать некоторые хи­мические элементы. Так, разли­чия в химическом составе неко­торых глинистых минералов связаны с изоморфным замеще­нием, ионным обменом и сорб­цией. Изоморфизм обусловлива­ется возможностью замещения в октаэдрических сетках в шес­терной координации, в тетраэдрических сетках в четверной координации и в межсиликатных слоях, пространственно наибо­лее ёмких. По размерам и заря­ду ион Ga³⁺ может замещать ион Al³⁺ особенно в шестерной коор­динации. В четверной координа­ции взаимно изоморфно заме­щаются ионы Si⁴⁺ и А1³⁺. В четверной координации ион бора В³⁺ может замещать ион А1³⁺.

Явления абсорбции обусловлены наличием нескомпенсированных связей в глинистых минералах. Они являются частью процессов ионного обмена. В глинистых минералах обменными могут быть как катионы, так и анионы. В минералах структуры типа каолинита – галлуазита преобладает абсорбция анионов, в иллите – абсорбция катионов.

При катионном обмене наиболее часто в реакциях принимают учас­тие щелочные и щелочноземельные элементы, отчасти и ион аммония NH₄⁺. Наиболее активно сорбируются крупные ионы металлов К⁺, Rb⁺, Сs⁺ в монтмориллонитах и гидрослюдах из разбавленных водных раство­ров, в то время как ионы Li⁺ и Na⁺ преимущественно остаются в растворах. Опыты по обмену в глинистых минералах показали, что ионно-обменная способность возрастает в рядах:

Li < Na < K < Rb < Cs и Mg < Са < Sr < Ва.

Причина такой последовательности свойств, по-видимо­му, связана с поляризацией ионов. Ионы большего размера поляри­зуются легче, поэтому эффект поляризации возрастает от Li⁺ к Cs⁺ и от Mg²⁺ к Ва²⁺. При сильной поляризации, вероятно, происходит обмен электронами и увеличение степени ковалентной связи абсор­бированного иона.

Из анионов могут абсорбировать­ся глинистыми минералами или обмениваться с ними F^–, С1^–, NO₃^–, SO₄^2–, PO₄^3–, AsO₄^3–. Ионный обмен этого типа связан с замещением гидроксид-иона ОН^– в межплоскостных положениях или по краям глинистых минералов.

В процессах ионного обмена могут участвовать также органи­ческие соединения. Об этом свидетельствуют факты ассоциации ор­ганических веществ с глинистыми минералами. Они довольно прочно связаны с глинистыми частицами, но характер этой фиксации не ясен.

Химические осадки, к которым относятся осадки, образовавшиеся в разных условиях окисления – восстановления (оксиды, соли кисло­родных кислот, сульфиды), испарения и биогеохимической деятель­ности организмов. Химические осадки встречаются или в виде отно­сительно чистых образований (представленных, например, известня­ками, доломитами, гипсами), или в виде примесей к кластическому терригенному материалу. Конечный химический продукт осаждения может встречаться в смеси с любым количеством обломочного материа­ла. Собственно к химическим осадкам относятся карбонаты – известняки и доломиты, сульфаты – ангидрит и гипс, хлориды – галит, сильвин и карналлит, кремнистые образования, соединения железа – гематит, лимонит и сидерит, силикаты, соединения марганца — ро­дохрозит, фосфаты.

Химические осадки образуются за счёт ионов, растворённых в воде.

Осадки морского происхождения подразделяются на три класса:

- осадки нормальных морских бассейнов со свободной циркуля­цией воды;

- осадки замкнутых бассейнов в условиях гумидного кли­мата;

- осадки замкнутых бассейнов в условиях аридного климата.

Поведение ионов в воде в зависимости от изменения значений рН и Eh подразделяют на четыре типа.

1. Соединения, поведение которых не зависит от величины Eh и рН. Концентрации этих соединений не подвержены изменению Eh и рН в природных условиях. Они не обра­зуют комплексов с водородными Н⁺ или гидроксильными ОН^- ио­нами, поэтому их поведение не зависит от величины рН.

2. Соединения, поведение которых зависит от величины рН. Кон­центрации ионов этих соединений очень чувствительны к изменениям рН, так как они образуют прочные комплексы с ионами Н⁺ или ОН^- и не чувствительны к изменениям значений Eh.

3. Соединения, поведение которых зависит от величины Eh. Кон­центрации ионов этих соединений в растворе чувствительны к изменениям значений Eh, но не зависят от значений рН. Например, при высоких значениях Еh ион железа(II) в основном переходит в ион железа(III) и его доля в общем железе, находящемся в растворе, становится исключи­тельно малой. Кроме того, ион железа(II) не чувствителен к изменениями значений рН, так как он не образует заметного количества раст­воримых комплексов ни с ионом Н⁺, ни с ионом ОН^-.

4. Соединения, поведение которых зависит от величины Eh и рН. В ка­честве примера можно привести отношение сульфида к сульфату, которое увеличивается с умень­шением значений Eh и с понижением значений рН.

Реальная обстановка осадкообразования усложняется и другими факторами, в которых важное значение имеет форма переноса эле­ментов (в виде коллоидных растворов, взвесей). Огромную роль играет живое вещество Мирового океана, поэтому правильнее говорить о химико-биологическом осаждении веществ в морских водоёмах.

Различные типы растворённых веществ отличаются друг от друга не только неодинаковым сочетанием химических и биологических про­цессов осаждения и разной их интенсивностью, но и природой хими­ческого процесса, осаждающего разные компоненты (рис. 12).

Рис. 12. Схема осаждения растворённых веществ современных

морей в водной массе

Характеризуя процессы морского химико-биологического осадкообразования, Н. М. Страхов отметил три его важнейшие особенности.

1. Неполнота осадочного процесса. Из растворённых веществ переходят в осадок лишь труднораство­римые и биологически активные соединения Fe, Mn, P, СаСО₃, М_gСО₃, SiO₂ и ряд малых элементов – V, Cr, Ni, Co, Сu, частично F и др.; легкорастворимые и биологически инертные соединения – NaCl, CaSO₄, MgSО₄, F (частично), Sr (частично), В, Вг и другие остаются в растворе неопределённо долгое время и накапливаются в море. В ито­ге химико-биогенных процессов в морях гумидных зон возникает два неодинаковых образования: твёрдые минеральные фазы на дне водоё­ма, входящие в состав морских осадков будущих горных пород, и солевая масса в наддонной воде, не фиксирующаяся непосредственно в осадке, но повышающая общий запас солей в гидросфере.

2. Ведущая роль организмов в извлечении раст­ворённых веществ из воды. Химическое их осаждение под влиянием пересыщения, колебаний значений рН, сорбции играет второстепенную роль.

3. Твёрдые фазы, выделенные из раствора, прежде чем зафиксироваться на дне и войти в состав осадка, всегда в большей или меньшей степени перемещаются в горизонтальном направлении движениями воды. Поэтому всегда существует более или менее заметная, а иногда и очень большая разница между местом образования твёрдой фазы в водной массе бассейна и местом её фиксации. Степень горизонтального сноса в разных случаях разная. Наименее подвижны карбонатные, фосфатные и кремневые части скелета бентоса, особенно ниже зоны взмучивания.

Общая история возникновения и последующих изменений гумид­ных осадочных пород представлена в виде следую­щей схемы.

Стадия седиментогенеза	Этап 1 Мобилизация веществ в коре выветривания
Этап 2 Перенос веществ и осадкообразование на водосборных площадях
Этап 3 Осадкообразование в конечных водоёмах стока
Стадия диагенеза (превращение осадков в горную породу)	Этап 1 Окислительное минералообразование в груп­пе малоустойчивых компонентов осадка
Этап 2 Восстановительное минералообразование в той же группе
Этап 3 Перераспределение аутигенных минералов и возникновение стяжений; локальное уплотне­ние осадков
Стадия катагенеза	Региональная литификация горных пород под влиянием глав­ным образом усиливающегося давления; частичное преобразование устойчивых, главным образом терригенных и частью аутигенных компонентов породы
Стадия протометаморфизма	Глубокие минералогические преобразования вещества осадочных пород, их структуры и текстуры под вли­янием главным образом температуры

ГЕОХИМИЯ ОКЕАНИЧЕСКОГО ОСАДКООБРАЗОВАНИЯ

За пределами шельфовой зоны, где формируются обычные осадоч­ные породы, находится ложе Мирового океана, на огромной поверх­ности которого происходит непрерывное осаждение тонкодисперсного материала, образующего океанические илы или так называемые пела­гические осадки.

Дно Мирового океана – весьма обширная и неоднородная среда седиментации разделяется на разные части в зависимости от уда­лённости от береговой линии и глубины. Главные типы океанических осадков также в зависимости от места и условий образования подраз­деляются на шельфовые, гемипелагические и пелагические. Из 361 · 10⁶ км² площади океана 30 · 10⁶ км² (8 %) занято шельфовыми осад­ками, 63 · 10⁶ км² (18 %) – гемипелагическими и на долю пелаги­ческих осадков приходится 268 · 10⁶ км², или 74 % площади океана. Таким образом, область распространения пелагических осадков зани­мает более половины поверхности Земли.

Среди пелагических отложений выделяются известковые и крем­нистые илы, образующиеся за счёт скелетных организмов планктона. Особое место занимает красная глубоководная глина. Распростране­ние этих типов осадков представлено в табл. 8.

Таблица 8