Воды морского диагенеза

Континентальная кора включает сушу, шельф, континентальный склон и занимает лишь около 47% поверхности Земли. Значительная часть этой коры (почти 39% ее площади) затоплена водами океана и морей. Геохимические процессы в субаквальной верхней части этой коры, как правило, существенно отличаются от процессов в анало­гичной субаэральной части. Субаквальная часть обычно испытывает погружение, и условия существования ее пород и подземных вод ме­няются в направлении смены окислительной обстановки на восстанов­ительную, роста температур и давления. Поэтому в самой верхней ча­сти субаквальной континентальной коры идут активные диагенетичес­кие процессы, которые заметно отличаются от аналогичных процессов в абиссальных частях океана. С глубиной эти процессы сменяются прогрессивным эпигенезом, а затем метаморфизмом пород и подземных вод. Для субаквальной части коры характерно образование, захороне­ние и накопление осадочных пород и подземных вод. Субаэ­ральная часть континентальной коры, как правило, подымается, а изменение условий существования пород и подземных вод в ней характеризуется снижением температуры и давления, сменой восстановительной обста­новки на окислительную. Поэтому для нее характерен регрессивный эпигенез на больших глубинах и гипергенез в самой верхней части. Для аэральной части коры характерно разрушение, выветривание по­род, разгрузка глубоких вод и вынос их компонентов и продуктов вы­ветривания в море.

Морской диагенезотличается от океанического более интенсивными процессами накопления грубообломочного, терригенного ма­териала, карбонатов и органического вещества. Высокие скорости осадконакопления (от 5 до 50 и более мм за тысячу лет) способ­ству­ет резкому увеличению скорости захоронения осадков и сингенетичных им седиментогенных подземных вод, накоплению мощных толщ осадочных пород и относительно быстрому росту температуры и давления. Начальная пористость в глинистых илах и карбонатных осадках (на глубинах 5 см) достигает 85% при плотности осадков 1,2-1,3 г/см³ . Доля поровой воды составляет до 60% веса такой геологической среды в момент ее зарождения. На глубине 200 м плотность этих осадков увеличивается до 1,6-1,8 г/см³, а пористость уменьшается до 50%.

Поэ­то­му морской диагенез выделяется и более широким диапазоном глубин, температур и давлений. Минимальные температуры на поверхности дон­ных осадков морей могут варьировать от -2,2⁰ С в Гудзоновом заливе до +22⁰ С в Красном море, а при глубинах менее 300-500 м может ме­няться в течение года. С глубиной температура растет пропорцио­нально геотермическому градиенту. Минимальные величины гидростати­ческого давления измеряются преимущественно единицами или даже де­сятками МПа.

Интенсивность и направленность гидрохимических процессов морского диагенеза контролируются преимущественно относительным содержанием кислорода и органического вещества в осадках. Уве­ли­чение содержания органического вещества способствует интенсифи­кации окислительно-восстановительных процессов и накоплению в осадках продуктов его разложения. Содержание органического веще­ства увеличивается от абиссальных осадков к литоральным, и в том же направлении растет интенсивность диагенетических процессов.

На большей части шельфа, на материковом склоне и в некоторых окраинных или внутренних морях осадки имеют среднее содержание ор­ганического вещества (С_орг. 3,5-8,9%). При таком содержании органи­ческого вещества свободный кислород сохраняется только в самом верхнем слое осадков, где могут существовать аэробные бактерии. По мере захоронения осадков кислород расходуется микроорганизмами на окисление органического вещества и металлов. Вследствие этого у поверхности осадков идет образование двуокиси углерода, окислов и гидроокислов железа и марганца. В этих условиях также как в океане могут образовываться железо-марганцевые конкреции. Но в условиях интенсивного осадконакопления они быстро захороняются и попадают в восстановительную среду, где восстанавливаются и переходят в ра­створ в форме Fe⁺², Mn⁺². Эти катионы диффундируют вверх, в окислен­ную зону и вновь участвуют в образовании конкреций. В таких усло­виях железо и марганец рассеиваются в большой массе осадков и не образуют больших скоплений железо-марганцевых конкреции. При недо­статке органического вещества, в условиях, где окислительно-вос­становительный потенциал меняет знак, образуются глауконит, мель­никовит и различные железистые хлориды, в которых железо как в закисной, так и в окисной форме.

Глубже в осадках после истощения свободного кислорода вслед­ствие относительно высокой концентрации сульфата основной формой дыхания бактерии становится сульфатредукция. Этот процесс идет при участии органического вещества и может быть представлен в виде уравнения:

+ 2C + 2H₂O ® + H₂S

или

2 + 4C + 3H₂O ® CO₂ + + H₂S + HS^-

Восстановление сульфатов приводит к образованию карбонатных ионов и к повышению pH. Продуктами этого разложения являются двуокись углерода, аммоний, вода, сероводород, органические и другие соединения. Сульфатредукция происходит до почти полного истощения сульфатов. Это достигается в морских осадках на глубине нескольких десятков метров.

После истощения сульфатов и свободного кислорода основным про­цессом аэробного дыхания в осадках становится ферментация и восстановление CO₂, что ведет к образованию метана. В минерализованных водах образо­вание метана идет преимущественно путем ферментации, т.е. за счет метиловых групп органических соединений:

CH₃COOH ® CH₄ + CO₂

Так образуется изотопно легкий метан при почти полном отсутствии его тяжелых гомологов. Этот метан называют биогенным. В осадках шельфа и континентального склона Мексиканского залива со­держание такого метана уменьшается с увеличением глубины моря. Его наибольшие концентрации здесь обнаружены в верхних 40 см осадков, где они варьируют от 50 до 400 мл/л воды. При достаточном коли­че­стве этот метан может выделиться из воды в виде подземного газа и мигрировать к поверхности. С захоронением и аккумуляцией этого ме­тана связывают образование до 20% мировых запасов горючего газа. В условиях достаточно низких температур и высоких давлений, на кон­тинентальном склоне и у его подножья, этот метан способен соеди­няться с водой и образовывать газогидраты, которые образуют в осадках целые прослои. Обнаружены пачки почти чистого газогидрата (90%), по данным каротажа, мощностью до 3-4 м. Процессы образова­ние и аккумуляция газогидратов на дне морей являются объектами пристального внимания, так как в них видят запасы горючего газа для тех времен, когда будут исчерпаны запасы традиционного газа. В процессе разложения органического вещества в осадках остается только его наиболее стойкая часть, неподдающаяся дальнейшему био­химическому разложению и растворению.

Величина pH в таких осадках медленно растет с глубиной от 7,3 до 8,0, а окислительно восстановительный потенциал резко уменьша­ется от +69 мВ до -227 мВ. В поверхностном слое таких осадков фор­мируется щелочная и окислительная обстановка, которая на некоторой глубине сменяется щелочной и восстановительной.

В этих условиях хлорность иловых вод, как и содержание натрия может заметно меняется вниз по разрезу, что, вероятнее всего, от­ражает изменение состава морских вод в прошлом. Содержание осталь­ных главных макрокомпонентов определяется процессами микро­био­ло­ги­ческого восстановления сульфатов. В воде снижается содержание сульфатов и кальция, растет концентрация сероводорода.

В них может быть повышенное содержание карбонатов и бикарбо­натов. Вследствие выделения большой массы двуокиси углерода боль­шая часть органодитритовых карбонатных солей переходит в раство­римые бикарбонаты. При насыщении вод карбонатами, избыток послед­них выпадает в осадок в виде аутигенного тонкодисперсного каль­ци­та. Диагенез в таких условиях сопровождается образованием карбо­натных конкреций в карбонатных осадках.

В конечном итоге в процессе морского диагенеза морские воды превращаются в хлоридно-щелочные, бессульфатные (или малосуль­фат­ные). Содержание калия в верхней части осадков может быть несколь­ко повышено благодаря процессам подводного выветривания. В раствор переходит и большая часть органодитритового кремния. Содержание кремния в воде поднимается до 30 мг/л. С повышением органического вещества увеличивается и содержание фосфора, достигая 2,0 мг/л (до 0,5 мг/л в Охотском море, до 0,7 мг/л в море Берингова). Суще­ству­ет обратная зависимость между содержанием свободного кислорода и фосфора в иловых водах. Содержание йода увеличивается относительно придонных вод иногда в 500 раз.

Осадки с очень высоким содержанием органического вещества встречаются на шельфах и континентальных склонах, в местах апве­линга, а так же в некоторых внутренних морях (Балтийском, Азов­ском). Содержание органического углерода достигает 10-20% (С_орг. бо­лее 50 г/кг). При таком содержании органического вещества диа­ге­не­тические процессы проходят только в щелочной и восстановительной обстановке. В этих условиях преобладает сульфатредукция, которая приводит к образованию и накоплению сероводорода. Последний сох­раняется благодаря низкому содержанию железа (в среднем около 0,7% веса). При высоком содержании органического вещества в гидросферу попадает так много биогенных элементов, что большое количество их не усваивается планктоном и захороняется в осадках. Тем самым эти биогенные элементы выводятся из их круговорота в гидросфере и накапливаются в осадках. Содержание фосфора в ило­вых водах у юго-западной Африки западной Южной Америки (Перу) достигает иногда 4,6 мг/л. При таком диагенезе наблюдается фосфоритизация осадков и образование фосфоритовых конкреций. Фосфат выпадает главным обра­зом в виде карбонатапатита, либо замещая костные останки животных, либо образуя фосфатные "рубашки" вокруг минеральных зерен. Области древних апвелингов являются богатейшими фосфатоносными провин­ция­ми. В иловых водах рассматриваемых районов резко возрастает содер­жание NH₄⁺, которое достигает 3,6-4,4 ммоль/л. Аммоний в таких водах становится часто одним из главных, преобладающих компонен­тов. В морской воде богатой сульфатами при избытке органического вещества образуются сульфиды меди, свинца, цинка. Окисное железо полностью переходит в закисное с образованием пирита и сидерита.

В конечном итоге при морском диагенезе формируются хлоридно-щело­­ч­ные воды с пониженным содержанием сульфатов и повышенными концентрациями бикарбонатов и продуктов разложения органического вещества. В изолированных морях, в питании которых существенную роль играет континентальный сток, формируются хлоридно-кальциевые воды.

В морских осадках поровые воды изначально представлены рас­солами с высоким содержанием сульфатов и относительно низкой и нестабильной концентрацией свободного кислорода. В континентальных озерах иловые воды чаще пресные и бессульфатные.

Все эти начальные условия и темп осадкообразования определяют интенсивность диагенетических процессов и характер их влияния на состав подземных вод.