Воды океанического диагенеза

К подземным водам океанической коры следует относить воды, залегающие ниже дна океана в наиболее глубоких его частях, глубже 4 км. Они являются наименее изученными подземным водам, несмотря на то, что распространены на большей части территории океана (74% его площади) и Земной поверхности (52,5%). Лишь в самое последнее время в их исследовании достигнуты определенные успехи, которые позволяют сформировать некоторое представление об их составе, свойствах, происхождении и условиях формирования.

Особенность существования этих вод обусловлена тем, что они распространены под мощным слоем океанической воды в относительно небольшом слое осадков (300-600 м), залегающих непосредственно на базальтах океанической коры. Такое положение предопределяет отно­сительно низкие и стабильные температуры у поверхности осадков (от -2 до 1⁰ С) и, очевидно, достаточно большой геотермический гради­ент, который достигает наибольших значений в районах спрединга и горячих точек. Минимальные гидростатические давления, которые ис­пытывают эти воды, обычно выше 40 МПа. С глубиной величина давле­ния увеличиваются.

Осадки на столь больших глубинах сложены в основном глинистыми минераламии иногда биогенным кремнеземом. Карбонатные осадки на таких глубинах практически отсутствуют. Большая часть океанической коры покрыта красными глубоководными илами, скорость накопления которых не превышает 1 мм за тысячу лет, что в десятки тысяч раз меньше их горизонтального смещения вместе с океанической плитой. Кремниевые осадки выделяются постоянством их физических свойств. Их плотность имеет значение 1,3-1,5 г/см³ и почти не меняется до глубины 600-700 м. Диатомовые илы сохраняют пористость до 75-80% в широком интервале глубин. Эти осадки отличаются очень низким со­держанием органического вещества. Содержание органического углеро­да в них не превышает 0,5% и в среднем равно 0,3%.

Диагенетические процессы на больших глубинах открытого океана идут в щелочной и окислительной обстановке. Величина pH в поровых водах верхней части осадков несколько понижена вследствие влияния гидроокисей марганца и железа и адсорбции карбонатного иона коллойдными глинистыми частицами. Однако, с глубиной щелочность заметно увеличивается до 7,4 в глинистых осадках. Окислительно-восстановительный потенциал достигает + 500-600 мВ вследствие при­сутствия свободного кислорода и ничтожного содержания орга­ничес­кого вещества. Биохимические процессы в таких осадках почти от­сутствуют, а минеральный состав иловых вод почти не отличается от вод океана. Минерализация и хлорность этих вод практически не ме­няется с глубиной, по крайней мере, до 200 м. Наблюдается прямая зависимость между изменением суммарного содержания Ca и Mg, с од­ной стороны, SO₄ и HCO₃, с другой, выраженного в эквивалентной фор­ме. Меняется преимущественно катионный состав. Заметно меняется содержание калия вследствие выветривания полевых шпатов и других калийсодержащих минералов и адсорбции его глинистыми минералами. Тем не менее, тип вод остается хлор-магниевым океаническим. Со­отношение хлора к брому существенно не меняется. Содержание иода увеличивается в 3-8 раз относительно окенических вод. Содержание фосфора и кремния с переходом из донных вод в иловые практически не меняется. Содержание фосфора в осадках больших глубин колеб­лется от 0,01 до 0,1-0,2 мг/л. Большая часть фосфора поступает из органического ве­щества и адсорбируется глинами. Даже в районах проявления гидро­термальной активности содержание фосфора низкое. Возможно, избыток фосфат-иона связывается гидроокислами железа. Со­держание кремния примерно такое же, как в придонных водах океа­на, т.е. в 20-70 раз выше, чем в поверхностных. Особенно много кремния в во­дах диато­мо­вых кремниевых осадков. Только содержание аммония существенно уве­личивается в иловых водах и достигает значительных концентраций. Это объясняется вытеснением его из глинистых минера­лов калием при катионном обмене.

Иловые воды глубоких частей океана, кроме того, обычно содер­жат заметно большие концентрации рудных элементов, прежде всего железа (в 2-30 раз), марганца (в 10-100 раз), цинка (в 3-50 раз) и меди (в 3-15 раз). Свободный кислород участвует в их окислении. Наиболее высокие концентрации железа и марганца наблюдаются в осадках около зон спрединга. Их накопление связывают с посту­пле­нием гидротермальных растворов. При ничтожном количестве органи­ческого вещества в осадках присутствуют минералы только окисного железа (красноцветные отложения). В океане это приводит к накоплению в осадках окислов и гидроокислов железа и марганца, которые часто образуют железо-марганцевые конкреции. Такие кон­креции имеют в центре ядро из обломков пород и органических остат­ков, которое окружено концентрическими оболочками из окислов и гидроокислов железа (например, Fe₂O₃ n×H₂O) и марганца (например, m×MnO₂ n×MnO p×H₂O). Их образование начинается еще на поверхности дна, продолжается во время диагенеза и заключается в электрохи­мическом осаждении коллойдных частиц, включающих окислы и гидро­окислы названных металлов, на поверхности с противоположным эле­ктрическим зарядом. Наибольшие скопления железо-марганцевых кон­креций приходятся на районы с минимальными скоростями осадконако­пления. Эти конкреции могут накапливаться в таком количестве, что образуют сплошную "мостовую". На плато Блейка такая "мостовая" за­нимает площадь около 5 тыс. км² .

Другой характерной чертой диагенеза осадков больших глубин океана, которая привлекает большое внимание, является локальное интенсивное сульфидное рудообразование, связанное с разгрузкой ги­дротермальных растворов. Эти образования представляют собой хол­мы массивных сульфидных руд высотой до 10 м. Гидротермы выходят из труб, высота которых так же достигает 10 м. Обломки этих труб слу­жат сульфидной рудой.

Изотопный состав иловых седиментогенных вод пока почти не исследован. В общих чертах он должен отражать изотопный состав донных вод бассейна. Однако, имеющиеся данные по осадкам на глубину до 100 м показывают заметный дефицит в иловых водах тяжелых стабильных изотопов водорода и кислорода, даже относительно придонных вод. Часть этого дефицита можно объяснить тем, что физически связанные воды в тех же илах заметно обогащены дейтерием и кислородом-18. Однозначного объяснения остальной и основной части дефицита пока не существует. Причины изотопного облегчения иловых вод, вероятно, связаны с влиянием процессов выветривания и изотопного обмена между кислородом кварца и воды.