Роль эндогенного материала в образовании глубоководных осадков
Алла Леин, Александр Лисицын
«Природа» №5, 2020
 Алла Юльевна Леин — доктор геолого-минералогических наук, профессор, главный научный сотрудник лаборатории физико-геологических исследований Института океанологии имени П. П. Ширшова РАН (ИО РАН). Область научных интересов — глобальные биогеохимические циклы серы и углерода. Лауреат премии Правительства РФ (2012). Член редколлегии журнала «Природа». |
 Александр Петрович Лисицын — академик РАН. Более 70 лет проработал в ИО РАН, занимаясь проблемами взаимодействия геосфер и океанской седиментации. Основоположник отечественной школы морской геологии. Лауреат государственных премий (1971, 1977), премии Правительства РФ (2012) и международной премии имени Ф. Шепарда. |
Процессы седиментогенеза в глубоководных областях океана (пелагиали) приводят к образованию осадков, отличающихся от осадков других морфологических зон океана в первую очередь низким содержанием терригенного материала, что объясняется удаленностью от континентов. С континентов терригенный материал поступает в океан с речным стоком, в результате атмосферного переноса (эолового) и при абразии близлежащих пород. В составе пелагических осадков много скелетных образований планктонных микроорганизмов при очень низком содержании органического углерода (менее 0,3–0,5%). Осадки — окисленные.
Значительную характерную часть пелагических осадков составляют аутигенные (сформированные на месте) образования: железомарганцевые микро- и макроконкреции, цеолиты, барит, апатит и своеобразные глинистые минералы (сапонит, смектит, хлорит). Пелагические осадки накапливаются очень медленно, и при этом они покрывают большую часть площади ложа Мирового океана.
С появлением учения о лавинной седиментации стало очевидным, что терригенный материал практически целиком осаждается вблизи континентов, и в открытый океан поступают только тонкие пелитовые и коллоидные частицы, а также растворенные соединения и элементы [1].
Открытие системы срединно-океанических хребтов (СОХ) с активными рифтовыми зонами, протянувшимися на 60–70 тыс. км, позволило по-новому оценить источники вулканогенного материала в формировании пелагических осадков и в аутигенном Fe-Mn-минералообразовании. Процессы, которые протекают при взаимодействии изливающихся на дно горячих базальтов и холодной морской воды, приводят к образованию растворов и вулканогенной взвеси. Последние разносятся далеко за пределы срединно-океанических хребтов (рис. 1).
Еще один источник эндогенного материала — гидротермальные поля (растворы и разрушающиеся гидротермальные постройки). В 46-м рейсе научно-исследовательского судна (НИС) «Витязь» (1969) и в 69-м рейсе НИС «Дмитрий Менделеев (1979) были проведены исследования осадков на трансокеанском разрезе, от берегов Японии до Мексиканского побережья [2–4]. В экспедициях изучались отложения шельфа, континентального склона и ложа Тихого океана. Осадки этих трех зон заметно отличаются по вещественному составу: гранулометрическому, химическому и минеральному. Преобладающий грубообломочный материал шельфа с глубиной сменяется более тонкими пелитовыми осадками (образующимися в основном из коллоидных частиц) с минимальным количеством терригенного материала. По А. П. Лисицыну, шельф и континентальный склон представляют собой зоны «лавинной седиментации», которые по существу отрезают поступление в океан продуктов речного стока, абразии берегов и др. [1]. Как показали результаты изучения отложений на трансокеанском профиле, на меньших глубинах (в гемипелагиали) осадки еще содержат материал с суши, включая органическое вещество. Это приводит к формированию под окисленными осадками мощностью 1–3 м восстановленных илов. В пелагиали же формируются тонкодисперсные отложения, в которых терригенный материал преобразован главным образом физико-химическими процессами, без участия органического вещества, содержание которого здесь не превышает 0,3–0,5%. Важнейшая отличительная особенность осадков пелагиали — увеличение в них содержания железа и марганца. Из них на стадии окислительного диагенеза образуются железомарганцевые конкреции и корки. В воде гидроксиды железа переносятся в основном в коллоидной форме, а марганец — в виде растворенного Mn2+. Рудная часть пелагических конкреций (Mn, Ni, Co, Cu, Mo, Fe, As, Ti, Zr) накапливается в красных глинах в составе аморфных гидроксидов железа и марганца. Перечисленные рудные элементы характерны для эндогенных источников, в частности для гидротермальных растворов активных рифтов.
Ежегодный поток только высокотемпературных гидротермальных растворов в Мировой океан составляет (по балансу изотопов стронция) 110 млрд т [5].
Надежным свидетельством значительного присутствия эндогенного материала в пелагических осадках служит повышенная концентрация первичного гелия — 3Не (3Не/4Не = 10−4) — по сравнению даже с коровыми породами (базальтами: MORB — 10−5 и другими — 10−8–10−7). Для красных глин пелагиали характерно повышенное содержание микро- и редкоземельных (REE) элементов.
Подсчитано, что на дно Мирового океана ежегодно поступает более 15 км3, или 40 млн т, только базальтовой лавы [6, 7]. Все жидкие и газообразные ее продукты переходят в воду. По изменению базальтов, которое наблюдается в кернах глубоководного бурения, и по прямым определениям дебита гидротерм установлено, что за один год из базальтов океана выносится 577 млн т кремния, 314 млн т кальция, 118 млн т железа, 485 млн т марганца и большое количество других элементов (рис. 2).
Рис. 2. Карта-схема срединных океанских хребтов с гидротермами и гидротермальными факелами. Толщина линий соответствует скорости (полной) спрединга (см/год), т.е. скорости поставки эндогенного вещества и тепла: 1 — менее 20, 2 — 20–50, 3 — больше 50. При минимальных скоростях спрединга (менее 10 см/год) на дно поступает малое количество эндогенного вещества. Максимальная скорость (около 140 см/год) наблюдается в Тихоокеанском срединном хребте и в южной части Индийского океана. Изолиниями показана условная интенсивность поступления эндогенного вещества (по δ3He). Серая заливка — значения более 30 с максимумом 35 в восточной части Тихого океана [8, 9, с изменениями]
Исследования последних десятилетий показали, что количество Zn, Pb, Mn и Fe, поступающих в океан с гидротермами, в десятки раз больше, чем приносимых речным стоком [10]. Таким образом, роль гидротермальных растворов в поставке в Мировой океан металлов в растворенной форме так же велика, как и участие гидротермального материала в геохимических осадочных процессах.
Наиболее явным выглядит участие эндогенного материала в образовании металлоносных осадков с повышенным содержанием Fe, Mn и целого ряда микроэлементов при очень низких содержаниях литогенных компонентов.
Анализ концентраций REE в составе Fe-Mn-конкреций в рудной провинции между разломами Кларион и Клиппертон (район 10° с. ш. в Тихом океане) показал присутствие REE из гидротермальных источников [11]. Однако у цитируемого автора этот факт не нашел объяснения. Область распространения металлоносных осадков в океане огромна. Так, в юго-восточной части Тихого океана ширина района их развития достигает 3500 км [12].
Гидротермальные растворы, не испытавшие фазовой сепарации, из-за разности температур с окружающей океанской водой обладают плавучестью. Но при подъеме растворов она уменьшается, и на определенном горизонте водной толщи всплывающий плюм уравнивается по плотности с окружающей морской водой и растекается.
Нижние границы плюма с нейтральной плавучестью находятся на расстоянии от 100 м (хребет Хуан де Фука) до 750 м (хребет Мона) от дна. Такой плюм перемещается от источника в зависимости от направления и скорости придонных течений и от морфологии дна.
Рифтовые зоны на срединно-океанических хребтах с низкой скоростью спрединга (< 6 см/год) вытянуты вдоль оси спрединга и ограничены стенками высотой свыше 500 м. На низкоспрединговые хребты приходится 24% встречаемости гидротермальных полей. В таких рифтовых зонах все гидротермальное вещество, находящееся в плюме с нейтральной плавучестью, рано или поздно осаждается в пределах рифтовой долины.
Рифтовые зоны с высокими скоростями спрединга (от > 6 до 18 см/год), на которые приходится 68% встречаемости гидротермальных полей, имеют форму пологого валообразного поднятия с небольшим грабеном вместо продольной долины. При этом плюм с нейтральной плавучестью под действием придонных течений может перемещаться на тысячи километров. Гидротермальное вещество плюма рассеивается на большой площади, а на поверхности океанского дна формируются поля металлоносных осадков с содержанием до 10% Fe и Mn (в расчете на абиогенное вещество осадка).
Гидротермальные растворы лишь частично разгружаются вблизи устьев источника. Основная же масса гидротермального материала (> 90%) в форме растворов, взвесей и газов теряет связь с источником и включается в общий круговорот вещества в глубинных водах океана.
Таким образом, видимо, морфологией рифтовых зон СОХ и разной скоростью спрединга объясняется небольшое количество или отсутствие полей металлоносных осадков в Атлантическом океане (по сравнению с областью распространения металлоносных осадков и красных глин в Тихом океане).
Это заключение требует дальнейшего изучения, но уже сегодня можно говорить о сопоставимом по масштабам участии экзогенного и эндогенного материала в океанской седиментации, с преобладанием экзогенного вблизи континентов (литораль — шельф — склон) и эндогенного материала в пелагиали (ложе океана).
Исследования проведены в рамках государственного задания Министерства науки и высшего образования РФ (тема № 0149-2019-0007) и при финансовой поддержке Российского научного фонда (проект 20-17-00157).
Литература
1. Лисицын А. П. Лавинная седиментация и перерывы в осадконакоплении в морях и океанах. М., 1988.
2. Геохимия диагенеза осадков Тихого океана (трансокеанский профиль) / Ред. Э. Остроумов. М., 1980.
3. Литология и геохимия осадков Тихого океана (трансокеанский профиль). М., 1979.
4. Биогеохимия диагенеза осадков океана (трансокеанский профиль). М., 1976.
5. Palmer M. R., Edmond J. M. The strontium isotope budget in the modern ocean // Earth and Planet. Sci. Lett. 1989; 92(1): 11–26.
6. Лисицын А. П. Процессы океанской седиментации. М., 1978.
7. Лисицын А. П., Сагалевич А. М. Главные открытия в океане // Наука в России. 2001; (1): 15–25.
8. Baker E. T., German C. R. On the global distribution of hydrothermal vent fields in mid-ocean ridges: hydrothermal interactions between the lithosphere and oceans. C. R. German, J. Lin, L. M. Parson, D. S. Washington (eds.). Geophys. Monogr. Ser. 2004; 148: 245–266.
9. Beaulien S. E., Baker E. T., German C. R. Where are the undiscovered hydrothermal vents on oceanic sprending ridges? // Deep-Sea Res. Part I: Topical studies in Oceanography. 2015; 121: 201–212.
10. Богданов Ю. А., Леин А. Ю., Лисицын А. П. Полиметаллические руды в рифтах Срединно-Атлантического хребта (15–40°с. ш.): минералогия, геохимия, генезис. М., 2015.
11. Дубинин А. В. Геохимия редкоземельных элементов в океане. М., 2006.
12. Bonnatti E. Mechanism of deep-sea volcanism in the South Pacific // Res. Geochem. 1967; 2: 215–221.
-
Результаты численных экспериментов, выполненных на основе матаппарата вихревой гидродинамики, показали, что он является адекватным, эффективным, непротиворечащим законам физики средством для генерации новых знаний, в изучение и прогнозирование процессов в геосредах.
Анализ результатов плюм-диапировой тектоники показал, что деление на плиты твёрдых оболочек планет происходит за счет векторного потенциала гравитационного поля, имеющего тангенциальную составляющую, приводящую к их вращению.
Литосферные плиты плавать не могут т. к. плотно упакованы и составляют одно целое с твёрдой мантией. Они разделяются скачком плотности, отличаются вязкостью и имеют только вертикальные движения, вращаясь вокруг своего центра.
Субдукционных процессов не существует, такой процесс противоречит законам физики. Твёрдые литосферные плиты не могут погружаться в твёрдую мантию, кроме того, их плотность меньше плотности мантийных пород на 10-30%.
Конвекции в твёрдом и стратифицированном по плотности теле мантии быть не может (прочные связи). Мантия и кора одна целая среда, отличаются только плотностью и вязкостью, у коры плотность меньше на 10-30%, а вязкость больше на 2-3 порядка (в 100-1000 раз)
Температура в мантии растёт с глубиной равномерно, даже при жидком её состоянии для возникновения тепловой конвекции и преодоления скачков плотности нужны источники, повышающие температуру как минимум на 900-1000 градусов т.к. коэффициент теплового расширения пород 0.00001 на градус.
Формирование рифта возможно только при погружении частично закристаллизованных пластичных мантийных пород, вынесенных диапиром. При этом на бортах формирующейся рифтовой зоны будет возникать обратный восходящий поток вещества с вращением, который приведет к вздыманию ее краевых частей и подъему изотермы, т.е. к горообразованию с формированием магматических очагов и термальных источников. Перемычки между впадинами образуются за счет обратного потока вещества у протяжённых рифтов, чем протяженней рифт, тем больше перемычек он имеет. Причём количество перемычек обратно пропорционально вязкости пород
Во всех пограничных слоях разных сред (оболочек Земли) существует скачёк плотности, который активизирует (генерирует) тангенциальные силы гравитационного поля, а те в свою очередь формируют вихревые потоки. За счёт этих же сил верхняя твёрдая оболочка Земли (литосфера) разбита на плиты, а те в свою очередь на более мелкие блоки верхней более твёрдой коры. Эти же силы приводят к вращению плит и блоков, но за счёт контакта (сцепления) со своими соседями вращение вырождается в собственный (свободный) колебательный процесс, который генерирует напряжение в плитах и блоках. Срыв сцепления приводит к толчкам (землетрясению) за счёт которых происходит разгрузка напряжений, а затем следующий этап их накопления.
Рис. 1. Карта-схема срединных океанских хребтов с расположением гидротермальных полей. 1 — границы континентов, 2 — срединные хребты, 3 — векторы и скорости движения (см/год) плит, 4 — гидротермальные поля, 5–6 — гидротермальные поля, исследованные с помощью обитаемых подводных аппаратов: 5 — в зарубежных экспедициях, 6 — в рейсах ИО РАН