Общая геология - Якушова А.Ф.
ISBN 5—211—00131—1
Скачать (прямая ссылка):
В железомарганцевых конкрециях содержится более 30 химических элементов, из них наибольшее значение имеют Mn, Fe, Со, Ni, Cu. Ориентировочные оценки общего количества железомарганцевых конкреций в Тихом океане неоднозначны. В зонах наибольшей рудной концентрации запасы конкреций оценены в-340 млрд т и более. Железомарганцевые конкреции встречаются и в морях — Черном, Баренцевом и др.
Образование конкреций возможно в результате: 1) выпадения на дно из взвешенного в воде (взвеси) железомарганцевого материала и последующего преобразования его в верхней части осад-
*ка (седиментационный тип); 2) перемещения элементов из более нижнего, восстановленного, слоя осадков в верхний, окисленный, и связывания их в конкреции на границе вода — осадок (диаге-нетический тип, см, ниже о диагенезе).
Помимо железомарганцевых конкреций в пределах рифтов сре-динно-океанских хребтов установлены специфические металлоносные осадки, обогащенные Fe, Mn, Cu, Zn и рядом рассеянных элементов. Их формирование связано с выходом горячих гидротермальных растворов, выносящих различные элементы. Подобным примером являются гидротермальные растворы, выходящие на глубине 2000 м в рифтовой зоне Красного моря и выносящие Fe, Cu, Zn и другие элементы.
По данным А. П. Лисицына (Л978) 7 наибольшие площади в Тихом океане занимают полигенные осадки (39,43% от площади океана) и несколько меньше распространены карбонатные органогенные осадки (33,63%). Иное соотношение в Атлантическом и Индийском океанах, где в каждом из них свыше 53% площади покрыто органогенными карбонатными осадками и на меньших площадях распространены полигенные и другие типы осадков. В Индийском океане возрастает роль кремнистых осадков (12,50%), главным образом за счет диатомовых илов.
Мощность рыхлого осадочного слоя на дне Мирового океана изменяется от 0—50 м до 2—3 км и более. В среднем она составляет 300—400 м (при максимальном значении 2500—3000 м) в периферических частях океанов гумидных зон близ устья крупных рек, выносящих огромное количество осадочного материала. В зонах континентального подножия наблюдаются максимальные мощности осадков — местами до 15—20 км. Это зоны лавинной седиментации, по А. П. Лисицыну; здесь происходит основная разгрузка сносимого с континентов материала. В пределах сре-динно-океанских хребтов распределение рыхлых осадков неравномерно, а мощность минимальна. Они накапливаются главным образом в понижениях между возвышенными гребнями и пиками. Мощность осадков в глубоководных желобах в ряде случаев от 1000 до 2000 м, местами до 3000 м, но иногда (Чилийско-Перуанский желоб) лишь первые сотни метров. Максимальная мощность — около 4000 м — отмечена в желобе Пуэрто-Рико.
4. НАКОПЛЕНИЕ ОСАДКОВ В ЛАГУНАХ И СОЛЕРОДНЫХ БАССЕЙНАХ
Процесс осадконакопления в лагунах, отделенных от моря барами, или пересыпями, своеобразен. Основная особенность лагун — изменение солености воды по сравнению с соленостью морских вод. Нормальную соленость морских вод нарушают: 1) интенсивное испарение, вызывающее повышение содержания солей в воде, вплоть до полного насыщения; 2) принос пресной воды реками, что понижает соленость вод в лагунах.
Наиболее яркий пример засоленной лагуны — Кара-Богаз-Гол,
сообщающийся с Каспийским морем узким проливом. Воды Каспия, поступающие в Кара-Богаз-Гол, сильно нагреваются и в условиях жаркого и сухого климата интенсивно испаряются. Вследствие этого концентрация солей в Кара-Богаз-Голе превосходит соленость вод Каспийского бассейна более чем в 20 раз. В зимние периоды в Кара-Богаз-Голе выпадает мирабилит (Na2SO4X ХЮНгО), большая часть которого растворяется в летнее время. Изменение условий питания лагуны и концентрации раствора вызывает садку других солей. Так, в 1930 г. здесь одновременно с мирабилитом начал выделяться галит (NaCl), что явилось результатом понижения уровня Каспийского моря, уменьшения! притока вод в лагуну и связанного с этим повышения концентрации солей. По данным А. А. Иванова, повышенная концентрация солей в истории Кара-Богаз-Гола повторялась три раза. Буровые скважины под современной залежью солей вскрыли слой карбо-натно-гипсового ила. Ниже залегает средний соляной горизонт, представленный каменной солью и глауберитом — CaNa2(SO4J2, под которым вновь встречены илы, покрывающие нижний соляной горизонт, сложенный каменной солью, мирабилитом, глаубе-ритом и астраханитом — Na2MgI(SO4^: ©месте с водой Каспия в Кара-Богаз-Гол через пролив приносится много планктона, который, отмирая, концентрируется в черном иле, где происходит значительное выделение сероводорода.
Своеобразное осадконакопление отмечается в лагунах атоллов. Там накапливается преимущественно карбонатный материал — обломки и тонкий детрит различных организмов (кораллов,, известковых водорослей, фораминифер). Иногда в лагунах развиваются мангровые заросли, особенно обычные в районе Большого Барьерного рифа.
Отложения солеродных морских бассейнов. В осадочных отложениях многих районов СССР и за рубежом широко развиты мощные толщи солей (эзапориты), находящиеся сейчас на больших глубинах от поверхности. Накопление солей (галогенез) происходило в различные эпохи геологической истории Земли в крупных морских солеродных бассейнах в условиях аридного климата. Эти бассейны представляли собой или обширные депрессии краевых зон эпиконтинентальных морей, или внутриконтиненталь-ные полузамкнутые солеродные моря. Морские воды могли поступать в них через проливы, зоны мелководий и отмелей, разделенных возвышенностями, рифогенньгми поднятиями и другими естественными преградами между солеродными бассейнами и питающими их морскими водоемами. В пределах платформ гало генез наиболее мощно развивался в крупных краевых прогибах, во впадинах и других отрицательных структурах, испытывающих прогибание одновременно с соленакоплением. Ярким примером га-логенеза краевых частей эпиконтинентальных морей является кембрийский Ангаро-Ленский солеродный бассейн, приуроченный к одноименному краевому прогибу. По данным А. А. Иванова (1972), возможная площадь распространения галогенных отло-
