Основы геологии

Вулканогенные осадки состоят из вулканогенного материала (лавового и пирокластического), встречаются в виде широких ареалов вокруг островных и подводных вулканов, расположение которых определяется тектонической активностью территорий. Наибольшее значение в вулканогенном осадкообразовании имеет пирокластический материал (пепел и другие, подробно описанные в гл. 11). Местами глубоководные илы состоят из тончайшего пеплового материала мелкоалевритовой и даже алевритово-пелитовой размерности.

Помимо образования вулканогенных осадков вокруг очагов вулканизма пирокластический материал образует примеси или прослои в различных генетических типах морских осадков. Известно, что пепловый материал при крупнейших извержениях типа Кракатау распространяется на огромные пространства и встречается в заметных количествах в донных морских осадках на расстоянии нескольких сотен километров. Шире всего вулканогенные осадки распространены в Тихом океане, окруженном "огненным" кольцом действующих вулканов и имеющем значительное число подводных вулканов, а также в северо-восточной части Индийского океана.

С вулканической деятельностью некоторые исследователи связывают специфические донные металлоносные осадки с повышенным содержанием железа, марганца, свинца, цинка и др., образующиеся в местах выхода гидротермальных растворов, газов. Такие осадки встречаются местами на подводных вулканах, вблизи срединно-океанических хребтов и в рифтовых зонах. Формирование их, по-видимому, связано с интенсивной поствулканической деятельностью. Важные данные подобного типа получены при исследовании донных осадков Красного моря. Гидротермальные растворы, выходящие на глубине 2000 м в рифтовой зоне Красного моря, выносят Fе, Рb, Zn, Сu и др.

Хемогенные осадки образуются в различных зонах. Оолитовые хемогенные карбонатные осадки образуются только в аридных зонах при температуре вод от 25 до 30^o С при значительном пересыщении СаСОз и в условиях мелководья до глубин не более 20 м. В этой среде обильная растительность поглощает большое количество углекислого газа, что нарушает карбонатное равновесие, вызывает пересыщенность воды СаСОз и его выпадение. Карбонат кальция выпадает в виде мелких концентрического строения шариков размером до 2 мм, называемых оолитами (греч. "оо" - яйцо, "литос" - камень). Оолитовые осадки встречаются на Большой Багамской банке, у берегов Флориды, у берегов Каспия, в Аральском и Красном морях, в Персидском заливе и в других мелководных частях морей аридных зон, где невелико поступление терригенного материала. Местами карбонат кальция накапливается в виде мелкого известкового ила песчано-алевритовой размерности.

Фосфориты образуются в виде конкреций на глубинах в зоне шельфа и прилежащей части континентального склона. У берегов Калифорнии они встречаются близ Сан-Диего на глубинах от 100 до 400 м, а близ южной оконечности Африки - на глубинах более 1000 м. Наиболее благоприятны условия для образования фосфоритов в зонах дивергенции и подъема глубинных вод, обогащенных фосфором. Не исключается возможность образования их и в стадию диагенеза, путем сложного замещения (метасоматоза) СаСОз фосфорными соединениями.

К глауконитовым осадкам относятся зеленые мелко- тонкопесчаные, местами песчано-алевритовые осадки со значительным содержанием минерала глауконита (водного алюмосиликата) оливково-зеленого цвета. Наибольшее количество глауконитовых песков и илов встречается на шельфах и в верхней части континентального склона, на глубинах от 100 до 500-1000 м (местами до 2000 м). В более глубоководных осадках глауконит встречается в виде незначительной примеси. Глауконит образуется в результате подводного выветривания и разложения на дне моря алюмосиликатных частиц, вулканического стекла или выпадает в морской воде в виде геля из коллоидных растворов, приносимых с суши. К глауконитовым пескам в большинстве случаев приурочены фосфоритовые конкреции, как в современных осадках, так и в более древних отложениях.

Железомарганцевые конкреции, как было сказано, распространены главным образом в глубоководных частях океанов, но встречаются местами и в пределах котловин окраинных и внутриконтинентальных морей. Наибольшее их скопление наблюдается в Тихом океане, где встречаются участки дна, на 30-50% покрытые конкрециями. Чаще всего они находятся в областях распространения "красных" глубоководных глин, но встречаются также и в пределах фораминиферовых осадков и др. По данным А.П. Лисицына, они представляют неправильной формы стяжения различной размерности чаще 2-5 см в поперечнике, местами свыше 5-10 см.

В образовании железомарганцевых конкреций намечаются два возможных механизма: 1) поступление с растворенным стоком рек гидратированных окислов железа и марганца, выпадающих из взвеси на дно океана и в какой-то степени преобразующихся в самом верхнем слое осадков (седиментационный тип); 2) на более поздней стадии при преобразовании осадков в горные породы, в процессе которого происходят перемещение элементов из восстановительного слоя в верхний окислительный и стяжение их в виде конкреций на границе наддонная вода - осадок. При этом существенную роль играют бактерии. Возможно, что начало образования конкреций, начинается в процессе седиментации, а продолжается во время диагенеза. В железомарганцевых конкрециях наибольшее практическое значение имеют Mn, Fe, Co, Ni, Сu. Запасы железомарганцевых конкреций исчисляются во многие сотни млрд. тонн. В настоящее время предпринимаются попытки добычи богатств со дна океана.

Отложения лагун и заливов отличаются специфическими особенностями. Хемогенные осадки засоленных лагун и заливов образуются в аридных областях, где наблюдается интенсивное испарение, приводящее к полному насыщению солями. Типичным примером современной лагуны с соленакоплением служит залив Кара-Богаз-Гол, соленость вод которого почти в 20 раз превышает минерализацию вод Каспийского моря вследствие отсутствия поступления пресной воды. Воды же Каспия, поступающее через узкий пролив, перегораживающий подводный порог, быстро испаряются. В результате из пересыщенного раствора происходит выпадение солей - мирабилита (Na₂S0₄^.10Н₂О), астраханита и др. При уменьшении поступления воды из Каспия начинают выпадать галит (NaCI) и др. Это проверено практикой последних лет, когда была предпринята попытка сооружения заградительной дамбы с целью сохранения стабильности уровня Каспийского моря, которая привела не только к изменению состава соленакопления в Кара-Богаз-Голе, но и существенному понижению его уровня. В истории геологического развития имели место крупные солеродные морские бассейны, в которых в условиях аридного климата сформировались мощные толщи солей (эвапориты), находящиеся сейчас на разных глубинах (Ангаро-Ленский, Волго-Уральско-Прикаспийский и другие солеродные бассейны).