книги из ГПНТБ / Тугаринов А.И. Общая геохимия. Краткий курс учеб. пособие

лагической части. При этом максимум концентрации железа при­ ходился па область шельфа, в то время как марганец накапливал­ ся, в основном, в районе океанического склона.

Изучая поведение марганца в осадках Русской платформы, А. Б. Ронов и А. И. Ермишкина показали, что распределение мар­ ганца в значительной мере зависит от климатических условий во время его накопления. В аридном климате марганец тяготеет ближе к материку, в гумидном при наличии большого количества гумиповых кислот в водах, которые способствуют миграции марганца, его максимальные скопления смещаются в сторону океана.

Увеличение солености и pH раствора (вод) способствует тому, что концентрация марганца растет. Интересен факт, что вокруг Бал­ тийского щита в осадках различного времени максимальные кон­ центрации марганца не были обнаружены. Это объясняется исклю­ чительно засушливым климатом, который препятствовал как раз­ ложению, так и сносу рудного материала.

§ 4. ОСАЖДЕНИЕ КАРБОНАТОВ

Третьим типом осадков, накапливающихся в условиях открытого океана и шельфа, являются карбонаты, составляющие до 20% осадочных отложений. Основными минералами их являются каль­ цит, арагонит, доломит; в восстановительных условиях главным об­ разом прибрежных частей океана и на суше (торфяники) может возникать сидерит. Арагонит с течением времени замещается каль­ цитом. Обычно наиболее близким к насыщению в морской воде яв­ ляется кальцит, с которого начинается седиментация.

Поскольку с глубиной в морской воде увеличивается содержа­ ние HCOg“, растет pH и снижается температура, глубинные воды океана близки к насыщению СаС03 и становятся явно пересыщен­ ными им при перемещении вод из глубин к поверхности океана.

Однако хемогенное отложение карбоната обычно проходит с участием живых организмов, ибо зарождению центров кристал­ лизации арагонита либо кальцита препятствует присутствие в мор­ ской воде ионов магния.

Эти два обстоятельства являются причиной садки карбонатов в виде карбонатных глин в открытом океане (в экваториальных зонах его дна) и в виде мощных выделений карбоната с сопутствую­ щими им компонентами в зонах шельфа и его склонов.

Точно так же в тесной связи с подъемом на шельф глубинных вод, обычно обогащённых фосфатом (см. гл. 8), происходило образо­ вание мощных толщ формации Фосфория (США) в области пермских проливов между поднятием Манхеттен, ограничивающим их с за­ пада, и массивом древней Американской платформы, возвышавшей­ ся к востоку от нее.

Колоссальные запасы фосфора в пределах этой формации (1,7-1012 т), в пять раз превышающие его запасы в Мировом океане

(0,32ІО12 т), подтверждали идею геологов о том, что только интен­ сивное поступление вод океана в подобный пролив могло привести к садке такого гигантского количества фосфатов.

В области непосредственной садки фосфата — франколита Са10 (P04)6F 2 (ОН)2 (COs) О — аккумулировались также остатки организмов, разложению которых способствовало появление NH3, увеличивавшее щелочность морских вод. Это значительно активи­ зировало протекание реакции типа

3Na.,P04+ 5СаС03+ NaOH = Са5(Р04)30 Н | + 5Na2C03.

При уменьшении концентрации растворенного в воде С02 с подъемом морских вод происходила и другая реакция:

Са (НС03)2 > C02f + Н20 -f СаС03|.

Доломит Ca Mg (С03)2, по экспериментальным данным и по от­ ношению Ca/Mg (отсутствие магния в различных морских организ­

формацию, имеют одинако­ вый изотопный состав п о018/0 16. Это указывает на метасоматическое

замещение кальцита доломитом, так как в случае их одновременной седиментации изотопные отношения у этих двух минералов должны были бы отличаться. С другой стороны, это не исключает замещения кальцита доломитом на стадии раннего диагенеза, при перерожде­ нии осадка вскоре после его отложения на дне морского бассейна.

А. П. Виноградов и др. полагают, что изменение отношения Ca/Mg свойственно осадкообразованию, происходившему при ином

характере атмосферы, при явном преобладании магния в денудировавшихся континентах докембрия. Так, в раннем докембрии при минимальном содержании С 02 в атмосфере карбонатное осадкооб­ разование не происходило. Появление первых карбонатов, повидимому, следует связывать с железистыми кварцитами, которые в значительной мере представляют собой метаморфизованные сиде­ риты (3 FeC03 + О-»- Fe30 4-f-3C02), так как 2—3 млрд, лет назад восстановительные условия в земной атмосфере и гидросфере посте­ пенно сменялись окислительными.

Таким образом, карбонатное осадкообразование оказывается ти­ пичным как для пелагических областей, так и для шельфовых морей, в которых к карбонатам примешивались в значительных количествах составляющие органического вещества и рудных компонентов, с ни­ ми связанных.

§ 5. ОСАДКООБРАЗОВАНИЕ В ЗОНЕ ШЕЛЬФА

Особое место в осадкообразовании занимают рудные элементы, накапливающиеся в области шельфа, мелководных морях, отделен­ ных от океана, либо седиментация в небольших проливах и бассей­ нах континентов, подвергшихся трансгрессии. Эти рудные кон­ центрации металлов, достигающие размеров огромных месторож­ дений, всегда связаны со скоплениями органического вещества — отмершего планктона, либо органического вещества, принесенного с суши, создающего резко восстановительную среду, сероводород­ ное заражение, вызывающее садку халькофильных элементов, а так­ же восстановление и осаждение таких элементов, как железо, уран, германий, ванадий и др.

Значительное число медных, колчеданных, железорудных, по­ лиметаллических и урановых залежей обязано своим существова­ нием этому процессу. Благодаря тому, что для области шельфа ха­ рактерно осаждение рудных компонентов, приходится строго раз­ личать ее и сферы открытого океана, как две самостоятельные гео­ химические зоны, из которых вторая отличается сравнительно по­ стоянным солевым составом и однородностью, в то время как при­ брежные бассейны характеризуются специфической окраской в за­ висимости от поступающего в него компонента с денудируемой части континента.

Так, например, в большинстве месторождений, образующихся

вподобных условиях, обычно наблюдается четкая последователь­ ность: в подошве пласта накапливается халькопирит, халькозин, выше следуют галенит и сфалерит (содержание последнего растет

внаправлении вверх, пока рудный горизонт не сменится известня­ ками с линзами гипса, ангидрита и каменной соли) (рис. 62).

Подобного рода разрезы характерны для Мансфельда (ГДР), Сумсара (Средняя Азия, СССР), Медного пояса (Замбия), Удокана (Восточная Сибирь, СССР).

Некоторые исследователи обращают внимание на наиболее ран­ нее выпадение меди, указывающее на ее исключительное сродство с серой. Этим, в частности, объясняется наряду с последующим выпадением свинца и цинка обычная смена во внутренней части бассейна меденосных залежей сульфидами железа (пиритом). В этом случае расположение двух зон — меди и железа — строго выдер­ живается по отношению к береговой линии: медь — ближе, же­ лезо— дальше (рис. 63).

Рис. 63. Зональное распределение рудной минерализации в осадочном медно-железорудном месторождении (Катанга).

Поскольку эта зональность сохраняется затем в слабо метаморфизованном месторождении, был сделан вывод об относительно слабом влиянии диагенеза на распределение сульфидных руд.

В другом случае, в месторождении Джезказган (Казахстан), рудная минерализация, представленная по крайней мере 20 компо­ нентами, присутствует в 12 горизонтах. Из них главными являются медь, цинк, свинец, серебро и рений. Осаждение руд происходило при активной биогенной генерации сероводорода органическим веще­ ством, присутствовавшим в осадках дельты (до 2,23%). Для Джез­ казгана отмечается характерная зональность, обусловленная после­ довательной сменой минерализации в глубь бассейна: халькозин — борнит — халькопирит — пирит.

Собственно свинцовые месторождения этого типа отличаются избирательной приуроченностью к доломитам, обогащенным орга­ ническим веществом. В Средней Азии до 80% всех известных место­ рождений свинца относится к этому типу. Свинец в доломитах со­ провождается также марганцем, цинком, серебром, кадмием, ртутью в больших количествах, а также барием, стронцием, фтором, при­

сутствующими в тех же толщах в виде самостоятельных минера­ лов — барита, целестина, флюорита. Обычно месторождения этого типа залегают в так называемых иловых впадинах, способствую­ щих развитию сероводородного заражения и засолонению бассейна. Так, в районе месторождения Джергалан были обнаружены пласты каменной соли в верхах разреза. От береговой линии эти месторо­ ждения обычно удалены, так как терригенные осадки среди них отсутствуют.

При исследовании 3. В. Студеннковой разреза Кавказской гео­ синклинали была получена характеристика распределения воль­ фрама и молибдена в осадочных породах (см. табл. 46). Эти данные показали исключительную приуроченность молибдена к сланцам, насыщенным сульфидами, особенно пиритом, в то время как вольф­ рам накапливался в основном в известняках независимо от со­ держания в них органического вещества в виде вольфрамата каль­ ция, рассеянного в массе карбоната.

Месторождения урана особенно типичны для пород, отличаю­ щихся скоплениями органического вещества. Американский гео­ химик Б. Мейсон приводит в своей книге диаграмму, на которой данные нескольких тысяч анализов укладываются на одну прямую линию, устанавливающую количественную зависимость содержания урана от присутствия органического вещества. Такая же связь характеризует уран с фосфатным веществом, оказавшимся спут­ ником ураноносных фаций, например, в нижнем палеозое. Отме­ чается четкий парагенезис подобных чисто осадочных скоплений, фигурирующих в различных континентах на протяжении послед­ них 600 млн. лет: один из них — уран, ванадий, никель, молибден, рений, Сорг и другой —- фосфор, цирконий, редкие земли, уран, торий. Характерно, что при метаморфизме, особенно последнего типа месторождений, парагенезис, хотя и частично нарушенный явлениями переотложения, сохранялся.

А. П. Виноградов, характеризуя химический состав пелагиче­ ских илов, обратил внимание на неравномерность содержания многих компонентов в донных терригенных отложениях вокруг бере­ гов континентов. Так, он привел в качестве примера скопления се­ лена вдоль берегов Калифорнии, золота — вдоль восточного побе­ режья Евразии, урана — у берегов Скандинавии, объясняя это сносом материала с суши.

На основе приведенных выше фактов можно сделать вывод, что отложения в области шельфа и на современных материках обога­ щены металлами и отражают сложную дифференциацию континен­ тального материала, умноженную непрерывно происходящим гипергенезом при главенствующей роли биогенных процессов. В то же время для океанов, за исключением марганца, мы наблюдаем относительно постоянный состав небольшого набора осадков, ли­ шенных какого-либо скопления рудных компонентов.

БИОГЕОХИМИЯ И ОРГАНИЧЕСКАЯ ГЕОХИМИЯ

Изучение биогеохимии и органической химии подразумевает исследование геохимии углерода и водорода — элементов, значи­ тельная часть соединений которых представляет собой основу жизни. Одним из главных свойств подобных соединений является способ­ ность к метаболизму — созданию и отмиранию клеток и эволюции. Многообразие форм жизни определило особое направление геохи­ мической миграции элементов, отдельные этапы которой мы поста­ раемся осветить в этой главе.

Современная геохимия включает две науки: биогеохимию и органическую геохимию. Предмет исследования первой — живое вещество и его влияние на окружающий мир (а также обратное влия­ ние); область другой — изменения органического вещества, начиная с момента его захоронения. Граница этих двух наук относится к мо­ менту прекращения обмена у живого вещества при его гибели (на­ пример, прекращение фотосинтеза).

Каковы же задачи этих наук?

§ 1. БИОГЕОХИМИЯ

Биогеохимия изучает процессы, связанные с живым веществом. Результат деятельности живого вещества выражается в создании биосферы, оболочки Земли, каждый атом которой прошел в своей истории через биогенный цикл (понятие биосферы впервые было введено в науку Ж- Б. Ламарком).

Состав биосферы определяется присутствием следующих эле­ ментов: кислорода, водорода, азота, кремния, калия, фосфора, серы, кальция и в меньшем количестве других биофильных элементов, входящих в тех или иных соотношениях в состав организмов и рас­ тений (табл. 42).

Масса живого вещества планеты, очевидно, существенно меня­ лась в течение истории Земли. Во всяком случае, существование каких-либо форм жизни 4000 млн. лет тому назад до сих пор не до­ казано. Наиболее древние формы жизни известны в настоящее время в формации фиг-три (Свазиленд, Южная Африка) и представляют собой остатки сине-зеленых водорослей группы Chroococales. Воз­ раст этой формации оценивается в 3000—3500 млн. лет. Следова­ тельно, начало жизни можно искать либо в космосе, где она могла зародиться на других планетах и после этого была занесена на

В основе жизни лежит обмен веществ (метаболизм), заключаю­ щийся в процессе самообновления и самовоспроизведения жизни. Организмам свойствен процесс ассимиляции — преобразования и поглощения получаемых ими веществ из окружающей среды и дис­ симиляции — разрушения вещества самого организма (отмирания его клеток) с выделением энергии. Оба эти процесса идут при ката­ литическом участии белков-ферментов.

В процессе ассимиляции главная роль принадлежит фотосинте­ зу — последовательно развивающимся окислительно-восстанови­ тельным реакциям при участии хлорофилла:

6СО2-р 6Н20 -р 6/4 к к а л CgHj^Oß -р 602.

Этот процесс идет с поглощением значительного количества энер­ гии солнечного излучения. Масса органического вещества, после своего отмирания захороняющегося в недрах Земли в виде угля, нефти и др., представляет собой огромные запасы законсервирован­ ной энергии Солнца.

Согласно подсчетам А. П. Виноградова, Е. И. Рабиновича и др., ежегодно происходит усвоение растениями суши и гидросферы от 70-ІО9 до 155-ІО9 т углерода. Однако эти достаточно неполные данные относятся лишь к современному моменту.

Быстрый темп эволюции жизни, геометрически возраставший во времени, привел к гигантскому ее росту в фанерозое и одновременно

кусложнению ее форм.

Врезультате постоянного поступления во внешнюю оболочку Земли углекислоты и углеводородов из глубинных зон Земли коли­ чество углерода, а вместе с тем и его прохождение через цикл жизни должно было все время возрастать. Следовательно, мы можем сегодня говорить, хотя только качественно, о значительно меньшей роли жизни и ее биомассы в геологической истории древнего докембрия по сравнению с настоящей. По мере усложнения форм жизни она

увлекала в свой жизненный цикл все большее число элементов в возраставшем их количестве. Отдельные организмы приобретали роль концентраторов элементов. Так, Л. Лоунамаа приводит пример некоторых лишайников, в которых концентрация ряда элементов достигает значительных величин (например, содержание цинка ме­ няется от 0,1 до 1% на золу).

Элементы, присутствующие в почвах, оказались весьма чувст­ вительным индикатором их пригодности для произрастания злаков и травяного покрова пастбищ, предназначенных для выпаса скота. По степени дефицитности или аномально высоких содержаний от­ дельных элементов в почвах А. П. Виноградов выделяет следующие биогеохимические провинции:

1) таежная, лесная черноземная провинция с высоким содержа­ нием стронция и дефицитом кальция, фосфора, калия, натрия, меди, иода и брома;

2) лесостепная и степная черноземная области, отличающиеся избыточным содержанием кальция, кобальта, меди, иода;