Геологическая и геохимическая работа живых организмов

Русский учёный В.И. Вернадский ещё в 1921 г. показал, что главным фактором поддержания и направленного изменения химического состава Океана является жизнедеятельность населяющих его организмов. Несмотря на малую концентрацию химических веществ в морской воде, в морях и океанах осаждаются огромные массы карбонатов кальция и магния, оксидов кремния, а также фосфатов кальция и других соединений. Это происходит благодаря живым морским организмам, которые в процессе своей жизнедеятельности захватывают необходимые им вещества, переводят их из растворённого в нерастворимое состояние, а после отмирания выводят в осадок.

Чем меньше организм, тем более краток его жизненный цикл, тем больше его многочисленных поколений и, следовательно, тем большая масса продуктов их отмирания поступает в осадок.

В этом процессе особенно эффективна роль организмов-фильтраторов. Непрерывно пропуская сквозь себя морскую воду, они отфильтровывают все содержащиеся в ней вещества и необходимые из них используют для построения скелета и мягких тканей. Организмов-фильтраторов много среди бентосных форм, но особенно велико значение фильтраторов планктона.

Основу органического мира Океана составляют продуценты – фотосинтезирующие организмы, использующие энергию солнечных лучей для фотосинтеза первичного органического вещества, энергия которого необходима для организмов-консументов. Главными среди фотосинтезирующих организмов являются диатомовые водоросли, половину массы которых составляет оксид кремния (опал). Срок жизни диатомей около суток. На протяжении года сменяется около 370 поколений. Нетрудно представить, какое количество кремния извлекается ими из воды Мирового океана и поступает в осадки.

Другие планктонные организмы извлекают путём биофильтрации ещё большие массы карбонатов кальция и магния, которые идут на построение их скелетов и раковинок, а после отмирания аккумулируются в осадках.

По данным А. П. Лисицына, ежегодная продукция планктона (т.е. масса планктонных организмов, образующаяся на протяжении года) во много раз превышает огромную массу веществ, поступающих в Океан с речным стоком, вулканическими выбросами и эоловой пылью.

 

14.4. Осадкообразование в морях и океанах

Один из главных результатов разнообразных процессов, совершающихся в системе Мирового океана, - накопление осадков, из которых затем образуются осадочные горные породы. Наука, изучающая образование осадков, превращение их в осадочные горные породы, строение, состав т свойства этих пород, называется литологией.

Условия осадкообразования. Осадкообразование происходит разными путями. Главным источником поступления осадочного материала являются горные породы и продукты, образовавшиеся в результате выветривания, которые выносятся реками, ветром и ледниками. Основная масса осадочного материала поступает в виде твёрдых частиц разного размера. Небольшое количество твёрдых частиц поступает в осадки также в результате абразионных процессов, вулканических извержений и осаждения космической пыли.

Образование большей части осадков происходит в результате сложного взаимодействия биологических, физико-химических и механических процессов. Осаждение поступивших в морской бассейн веществ происходит не равномерно по всей акватории, а определённым образом в разных обстановках. Каждому морфологическому элементу дна соответствуют определённые условия и им соответствующие осадки. Выделяют следующие зоны осадконакопления: прибрежная (литораль), мелководная (сублитораль), глубоководная (батиаль) и наиболее глубоководная (абиссаль).

Прибрежная зона, покрываемая водой во время приливов и осушаемая в отливы, называется литоралью (лат. litoralis – берег). Для зоны характерны динамичность и разнообразие условий, что отражается на пестроте осадков. Участки, покрытые илистыми осадками, на небольшом расстоянии сменяются скоплениями песка, гальки и валунов. Помимо терригенного материала, могут образовываться обильные аккумуляции обломков раковин. Некоторые пляжи целиком состоят из ракушнякового детритуса (лат. detritus – перетёртый). В значительном количестве здесь накапливаются отмершие водоросли. У берегов с пологими склонами развиты песчаные пляжи; откладываются илы, часто образуются валы из водорослей и разбитых раковин. На берегах с крутыми склонами осадки состоят из гальки, гравия, крупных валунов.

Мелководная зона занимает область шельфа и простирается до глубины 150-200 м. Ветровое волнение распространяется на всю глубину, поэтому весь обломочный материал подвергается сортировке по размеру. Ближе к берегу располагаются более крупные частицы, а по мере удаления от береговой линии размеры частиц уменьшаются и песчаные частицы сменяются илистыми. В отдельных местах образуются крупные песчаные банки (англ. bank – отмель), к которым часто приурочены колонии устриц. Для шельфа также типичны осадки из целых и раздробленных раковин моллюсков – ракушняки.

На участках перехода от шельфа к континентальному склону и в верхней части последнего откладываются тонкопесчаные осадки с примесью глауконита – слюдоподобного минерала зелёного цвета. Здесь же образуются скопления фосфатов кальция – фосфоритов. Процесс их образования происходит следующим образом. Фосфор входит в состав животных белков и при их разрушении и доступе кислорода образует фосфат-ион. Разложение органических остатков наиболее энергично происходит на глубине 350-1000 м, где морские воды обогащаются CO₂ и PO₄^3-. Поднимаясь с восходящими течениями, вода поступает в зону шельфа, где из-за уменьшения давления уменьшается содержание CO₂, а ионы кальция соединяются с фосфат-ионами и происходит выпадение фосфата кальция. В дальнейшем в результате процессов диагенеза образуются конкреции скрытокристаллического апатита – так называемые фосфориты.

Специфические осадки образуются в заливах, отшнурованных косами или перемычками от моря, в которые морская вода поступает ограниченно. В этих условиях происходит кристаллизация и осаждение водорастворимых солей (напр., залив Кара-Богаз-Гол Каспийского моря, залив Азовского моря – Сиваш).

Совершенно особая обстановка, исключительно важная для осадкообразования по всей системе Мирового океана, сложилась в приустьевых участках морей, где происходит встреча пресных речных вод, несущих растворённые вещества и взвеси мелкообломочного материала, с солёной морской водой. Резкое изменение скорости речного потока при его впадении в море влечёт за собой выпадение относительно крупных обломочных частиц. Изменение щёлочно-кислотных свойств (величины pH) речных вод при смешивании их с морскими вызывает коагуляцию тонких взвесей твёрдых терригенных частиц и коллоидных растворов органических соединений и оксидов железа, которые в большом количестве содержатся в речных водах. Скоагулированные сгустки этих веществ не только сами осаждаются, но одновременно увлекают в осадок тяжёлые металлы и другие химические элементы, которые содержатся в речной воде в рассеянном состоянии. На участке река – море выпадает до 90-95% терригенного взвешенного материала, а вместе с ними большая часть находящихся в воде элементов. Происходящие здесь процессы изменяют состав воды. Таким образом, приустьевые участки моря играют роль так называемых «геохимических ловушек» для выносимых с суши тяжёлых металлов и растворимых органических веществ. Высокая концентрация различных веществ, в том числе и необходимых для живых организмов обусловливают обильный и разнообразный органический мир.

Коралловые рифы. Особое положение среди биогенных образований Океана занимают коралловые рифы, сложенные карбонатными скелетами кораллов, мшанок, раковинами моллюсков, которые прочно сцементированы скоплениями остатков микроскопических известковых водорослей. Колонии коралловых полипов образуются на глубине от 1-2 м до 50-70 м. Условием их существования является тёплая (23-26ºС) прозрачная морская вода нормальной солёности, без замутняющих взвесей. Даже небольшое замутнение стекающей с берега дождевой водой, равно как и опреснение, приводит к гибели коралловых полипов. Образование колоний коралловых полипов ограничено в настоящее время практически тропиками.

Ч. Дарвин выделил три типа коралловых рифов (береговые, барьерные и кольцевые). Береговые рифы образуются на дне в непосредственной близости от берега. Барьерные рифы – мощные сооружения, простирающиеся параллельно берегу и отделённые от него мелководным заливом – вытянутой лагуной (напр., Большой Барьерный риф у восточных берегов Австралии). Наиболее оригинальны кольцевые рифы, или атоллы, распространённые в центральных частях Тихого и Индийского океанов. Внутри кольца рифов находится лагуна, сообщающаяся с морем. Атолл имеет форму массивной башни с отвесными стенами, уходящими на большую глубину. Образование атоллов связано с постепенным погружением выступов океанического дна, возможно, вулканов, как предполагал Ч. Дарвин. Поверхность атоллов выступает на 1,5-2 м над уровнем Океана и представляет собой абразионную платформу, покрытую коралловым песком. В кавернах рифовых известняков содержится солёная морская вода, на которой «плавает» более лёгкая дождевая пресная вода, находящаяся в песке. Атоллы являются настоящим оазисом в безжизненной океанской пустыне. В зарослях кустарников и кокосовых пальм гнездятся колонии птиц, рифы ниже уровня воды насыщены многочисленными морскими обитателями, на абразионной приливно-отливной платформе растут экзотические мангровые деревья, получающие элементы минерального питания не из почвы, а из морской воды.

Глубоководная зона (батиаль) расположена с глубины 2500 м. На большей части ложа Океана залегают специфические глубоководные океанические илы. Они представлены либо известковыми илами светло-серого цвета, либо синевато-серыми глинистыми илами. Таким образом, хотя глинистые илы состоят преимущественно из терригенное частиц, но имеют биогенное происхождение. Планктонные организмы-фильтраторы отфильтровывают ненужные вещества и выделяют их в виде пеллетов – комочков размером 0,01-1 мм. По причине того, что величина комочков в сотни и тысячи раз превышает размеры высокодисперсных глинистых частиц, они соответственно быстрее осаждаются на дно. Известковые илы также имеют биогенное происхождение, т.к. в их составе присутствуют панцири и скорлупки планктонных организмов. Для батиальных осадков наиболее характерны глобигериновые илы.

Среди них глубоководных осадков выделяются гляциально-морские отложения айсбергов, распространённые в районах, окружающих Антарктиду.

На составе океанических илов сказывается климатическая зональность: в холодных областях преобладают кремнистые илы, а тропических – известковые.

Наиболее глубокие – абиссальные осадки залегают на глубинах более 4500-5000 м. Ниже указанной глубины вода усиливает свою растворяющую способность, вследствие чего карбонатные пеллеты растворяются и известковые илы на этих глубинах отсутствуют. Здесь распространёнными осадками являются радиоляриевые илы и так называемая красная глубоководная глина. Радиоляриевые илы состоят из опаловых скелетов радиолярий с примесью скорлупок диатомей и высокодисперсных частиц. Красная глубоководная глина сложена высокодисперсными частицами вулканических выбросов, глинистых минералов и гидроксидов железа. Характерной примесью наиболее глубоководных осадков являются «космические шарики», состоящие из силикатного стекла или никелистого железа, размером до 0,5 мм.

Огромные пространства океанического ложа, особенно в Тихом и Индийском океанах покрыты железомарганцевыми конкрециями. Они имеют округлую, уплощённую форму, размером 3-7 см в поперечнике. В конкрециях также концентрируется никель, кобальт, медь и другие металлы. В некоторых местах конкреции покрывают 50% поверхности дна и их содержание достигает 40 кг на 1 м².

Важной частью осадков ложа Океана являются осадки эндогенного происхождения, вынесенные подводными вулканическими извержениями и гидротермами. С последними связаны металлоносные осадки. При выходе гидротерм придонные воды обогащаются взвесями оксидов железа, марганцем, медью, цинком и другими металлами. По данным А.П. Лисицына, гидротермы поставляют в океан более 2/3 всей ежегодно поступающей в Океан массы железа и марганца.

Диагенез осадков. Свежеотложенные осадки населяют огромное количество бактерий. В процессе своей жизнедеятельности они изменяют физико-химические условия среды. При этом изменяется газовый состав. Постепенно уменьшается содержание свободного кислорода и за счёт разложения органического вещества увеличивается содержание аммиака, метана, углекислого газа и других газов. Необходимый им кислород специализированные бактерии извлекают из гидроксидов железа и марганца. Это сопровождается образованием различных минералов. В дальнейшем бактерии для получения кислорода начинают разрушать малостойкие минералы, в частности сульфаты. При этом происходит возникновение сероводорода и физико-химические условия приобретают ясно выраженный восстановительный характер.

В результате процесса диагенеза из осадков образуются осадочные горные породы. Осадки уплотняются, происходит перераспределение вещества. Рыхлые осадки цементируются. Обычно новообразованные минералы представлены карбонатами (кальцит, доломит, сидерит), гидроксидами железа, опалом и халцедоном.

В дальнейшем, по мере увеличения давления от новых и новых осадков, происходит окаменение пород. Породы теряют воду, уменьшается объём пор, местами происходит перекристаллизация отдельных минералов. Органические вещества в зависимости от их исходного состава и биохимических процессов превращаются в каменный уголь или углеводороды.

Глава 15

ПОЧВООБРАЗУЮЩИЕ ПОРОДЫ