CC BY
8
12 Никитин М Ю Неотектоника Горного Дагестана // Геология и полезные ископаемые Большого Кавказа М , 1987 С 221-238
13 Панина Л В Формирование структуры центральной части Терско-Каспийского передового прогиба (Терско-Сунженская область) // Тектоника и формации Большого Кавказа М , 1988 С 58-77
14 Панина Л В Стадии формирования молассовых комплексов Кавказского сегмента Альпийского пояса // Вестн Моек ун-та Сер 4 Геология 1998 №2 С 11—16
15 Расцветаев Л М Тектодинамические условия формирования альпийской структуры Большого Кавказа // Геология и полезные ископаемые Большого Кавказа М , 1987 С 69-96
16 Рычагов Г И Влияние неотектонических движений на положение береговых линий хвалынских морей в преде-
лах Дагестана // Комплексные исследования Каспийского моря 1972 Вып 3 С 127-133
17 Улицкий ЮА, Тураев И А, Сырнев И Л и др Основные черты строения верхнеплиоценово-четвертичных отложений Северо-Западного Прикаспия в связи с выявлением особенностей мезозойского структурного плана // Структурно-геоморфологические исследования при изучении нефтегазоносных бассейнов Л , 1967 С 180—186
18 Федоров П В Плейстоцен Понто-Каспия М, 1978
19 Хаин В Е, Соколов Б А О возможных соотношениях структур Донецкого кряжа и так называемого Кряжа Карпинского//Докл АН СССР 1991 Т 321 №1 С 180-183
20 Якушова А Ф, Сягаев НА, Чистяков А А Методика и некоторые результаты структурно-геоморфологических исследований в Восточном Предкавказье и Северо-Запад-ном Прикаспии // Структурно-геоморфологические исследования в Прикаспии Вып 7 Л , 1962 С 346—377
Поступила в редакцию 09 03 2004
УДК 551 35
Ж.В. Домбровская, Д.Д. Котельников, А.Д. Слукин, H.A. Солодкова
ИСТОЧНИКИ НАКОПЛЕНИЯ И РАННЯЯ СТАДИЯ ПРЕОБРАЗОВАНИЯ ДОННЫХ ОСАДКОВ ВОСТОЧНОЙ АТЛАНТИКИ У ПОБЕРЕЖЬЯ САХАРЫ
Задачи исследования, местоположение объекта и источники накопления материала
При изучении современных осадков и содержащихся в них глинистых минералов большое значение имеет взаимосвязь между природой поступающего с сущи материала и гидрогеохимическим характером бассейна седиментации, что (с учетом литологических особенностей накапливающихся осадков на ранних стадиях осадочного процесса) определяет масштабы и направленность изменения терригенных минералов и образования аутигенных минералов, особенно глинистого типа
Район проведенных нами исследований' приурочен к границе Западной Сахары и Мавритании северо-западнее м Кап-Блан (рис 1) Он относится к северной аридной зоне, так как расположен вблизи южной ее границы с экваториальной гумидной зоной Изученный район примыкает на суше к пустыне Сахара, которая является одним из крупнейших в мире источников аэрозолей [5] Вследствие аридного климата на прилегающем участке континента, т е отсутствия в настоящее время в его пределах гумидного химического выветривания пород, слагающих сушу, а также крупных водотоков, с континента в океан по-
ступает (по сравнению с другими районами) незначительное количество обломочного материала
Одна из характерных особенностей осадконакоп-ления в рассматриваемом районе (в отличие от гумид-ных областей [6, 12]) — поступление в его пределы эолового материала преимущественно алевропелито-вой размерности Многими исследователями установлена существенная роль эолового материала в формировании морских осадков и проведена приблизительная оценка величины его поступления в сопоставлении с другими осадкообразующими факторами [1,5, 11, 12, 22] Согласно данным этих исследователей, наибольшее количество эоловой пыли образуется в аридных областях Земли, а максимально интенсивно она осаждается на поверхности ближнего шельфа, на границах аридных и гумидных зон
Другой фактор, во многом определяющий условия осадконакопления в изученном нами районе, — его приуроченность к области проявления Канарского апвеллинга Холодные глубинные воды, обогащенные органическим веществом (ОВ) и обедненные кислородом, активно воздействуют в слое фотосинтеза на жизнедеятельность планктонных организмов, остатки которых представляют важный источник накопления донных осадков Апвеллинг влияет, кроме
1 Работы велись во время 26-го рейса научно-исследовательского судна "Академик Мстислав Келдыш" в декабре 1991 г у берегов Северо-Западной Африки
того, на окислительно-восстановительные процессы в верхних слоях донных осадков [23] Отложения, образующиеся в зоне действия апвеллингов, некоторые исследователи выделяют в самостоятельные фациальные комплексы [7, 16]
Эоловый материал — источник образования донных осадков
Северная аридная зона, особенно территория, в пределах которой расположен рассматриваемый полигон, характеризуется высоким темпом поступления эолового материала из Сахары Область сноса этого материала с континента представляет собой равнинную поверхность с абсолютными отметками до 450 м, сложенную меловыми и палеогеновыми осадочными породами
Высокую концентрацию эолового материала над водами Атлантики в результате поступления из пустынь Африки ранее отмечали многие исследователи [1, 11—13] Авторы статьи непосредственно наблюдали перенос эолового материала из пределов Сахары через Атлантику во время 26-го рейса НИС "Академик М Келдыш" Когда 19 декабря 1991 г судно приблизилось к району исследований, ограниченному координатами 22°00' —21°20' сш и 17°09' -17°59' зд (рис 1, б), небо было безоблачным, воздух прозрачен и берега Африки хорошо просматривались в бинокль К вечеру этого дня стал дуть сильный (до 14 м/с) северо-восточный ветер — хамсин Он нес горячий воздух с большим количеством пыли Утром 20 декабря воздух заполнился пылью, видимость практически отсутствовала, солнце едва просвечивало сквозь образовавшуюся пелену В результате все судно, включая как горизонтальные, так и вертикальные его поверхности, покрылось тонким (до 2 мм) слоем пыли Для сбора пыли на анализ с учетом необходимой чистоты проведения эксперимента были подготовлены специальные подносы Они находились над палубой, поэтому на них могла осесть только атмосферная пыль На следующее утро (21 12 1991) в районе с координатами 2Г55' сш и17°24'зд пыль была собрана (пр 2680)
Анализ эоловой пыли показал, что она представлена пелит-алевритовым материалом красно-бурой окраски, что обусловлено присутствием оксидов и гидроксидов железа Алевритовая часть пыли состоит из кварца, полевых шпатов и галита с небольшой примесью кальцита, амфиболов и гипса (табл 1, пр 2680)
Рис 1 Местоположение научно-исследовательского полигона (П) во время 26-го рейса НИС "Академик Мстислав Келдыш" в декабре 1991 г у берегов Северо-Западной Африки (а) и точек отбора проб на полигоне (б) 1—3 — геоморфологические структуры дна 1 — шельф, 2 — континентальный склон и континентальное подножие, 3 — ложе океана, 4 — вулканические острова I— Мадейра, II — Канарские, III— Зеленого Мыса, 5— граница бессточной области
на севере Африки
Химический анализ этой пробы сделан не только для исходного материала (табл 1, А, пр 2680), но и для материала, обработанного водой, в которой соли были растворены (табл 1, Б, пр 2680)
Отметим, что плотная пыль в атмосфере держалась здесь почти ежедневно до окончания исследовательских работ на полигоне, те до 28 декабря 1991 г , недаром этот район АП Лисицын назвал Морем Мрака [12]
В эоловом материале в рассматриваемом регионе (табл 1, пр 2680) доминирует кварц (-34%), содержание его, по данным многих исследователей, достигает в этом материале даже 50% Необходимо отметить, что южнее района исследования, на островах Лос, сложенных средними породами щелочного типа, которые не содержат кварца, латеритная зона боксито-носного профиля выветривания насыщена зернами кварца, также принесенного ветром с Африканского материка В частности, такое же высокое содержание этого минерала отмечается в аэрозолях из западной части северной пассатной зоны Тихого океана, где оно, как и в Африканском регионе, связано с выносом материала из богатых кварцем австралийских пустынь
Африканская пыль также характеризуется высокой концентрацией (-30%) полевых шпатов, причем содержание легко выветривающихся разностей этих минералов (плагиоклазов) и трудно разлагающихся
Таблица 1
Минеральный состав (%) эолового материала, собранного на палубе судна, и донных осадков Восточной Атлантики у побережья Сахары по данным полуколичественного рентген-дифрактометрического анализа
Минералы А Б
I II III I II III
2680* 2669 2574 2575 2670 2677 2680 2669 2574 2575 2670 2677
Кварц 33,9 30,4 13,0 29,5 36,9 30,1 35,59 79,04 86,71 89,97 78,60 42,74
Микроклин 15,1 2,5 + 1,4 1,4 2,2 15,86 6,50 + 4,27 2,98 3,12
Плагиоклазы 14,9 0,3 0,5 0,6 5,0 7,4 15,65 0,78 3,34 1,83 10,65 10,51
Амфиболы 0,7 + 0,2 0,2 0,6 2,7 0,74 + 1,33 0,61 1,28 3,83
Галит 12,3 1,8 1,3 1,1 0,9 5,2 12,92 4,68 8,67 3,35 1,92 7,38
Гипс 0,4 — — — — — 0,42 — — — — —
Минералы со слюдистой м ** структурой 11,0 + + + 14,3 11,55 + + + 20,31
Каолинит 4,0 + + + 0,8 4,4 4,20 + + + 1,70 6,25
Хлорит 2,9 + + + + + 3,05 + + + + +
Монтмориллонит-гидро-слюдистое смешанослой-ное образование + 3,5 + + 1,4 4,0 + 9,10 + + 2,98 5,68
Палыгорскит + + + + + + + + + + + +
Сепиолит + + + + + + + + + + + +
Арагонит — 32,0 65,1 44,5 34,0 —
Кальцит 4,9 29,3 19,9 22,7 19,0 29,6
Сумма карбонатов 4,9 61,3 85,0 67,2 53,0 29,6
Примечания А — анализы валовых проб, Б — анализы, пересчитанные на бескарбонатное вещество I — эоловый красноцветный пелит-алевритовый материал, II — осадки шельфа, представленные зеленовато-серым детрито-ракушечным песком, III — осадки континентального склона и подножия, представленные серовато-зелеными алевритовыми и темно-зелеными пелитовыми илами Местоположение проб см на рис 1 и 3 Исследование проводилось на дифрактомере ДРОН-3, сопряженном с компьютером IBM РХ/ХТ Прочерк — минерал не установлен, + — количественное содержание минерала не определено, *— номера проб, — в пробе 2680 преобладает гидрослюда, в пробе 2677 — глауконит
(микроклина) одинаково (табл 1, пр 2680), что подчеркивает поступление их из области, в которой отсутствует гумидное химическое выветривание В то же время в эоловой взвеси практически не содержатся легко выветривающиеся темноцветные минералы Так, количество амфиболов во взвеси составляет лишь 0,7% Это может быть связано как с типом пород в областях сноса, так и с сепарацией минералов по удельному весу в процессе их эоловой транспортировки Содержание галита в некоторых пробах эолового материала достигает 46% (табл 2, пр. 2680), что обусловлено привносом его с материка, где развиты отложения крупных соленосных палеобассейнов триасового и юрского возраста [7] В частности, вблизи района работ, на юго-восточной границе Западной Сахары и Мавритании, издавна разрабатываются месторождения солей Гипс, как известно, также является типичным компонентом как соленосных формаций, так и пустынных образований
Среди глинистых минералов, которые составляют около 20%, резко преобладает гидрослюда (табл 1, пр 2680) В подчиненном количестве содержатся каолинит, триоктаэдрический хлорит и диоктаэдри-
ческие разбухающие минералы В ассоциации с этими слоистыми силикатами наблюдается небольшая примесь слоисто-цепочечных магнезиальных силикатов (палыгорскита и сепиолита)
На дифрактометрических кривых (рис 2, пр 2680) гидрослюде соответствует серия рефлексов, кратных 10 А, не изменяющихся при различной обработке исходного материала По данным электронографии (табл 3, пр 2680), этот минерал характеризуется наиболее устойчивой в природе [9] политипной модификацией 2М, Резкое преобладание гидрослюды 2М, — характерная особенность эолового материала аридных зон [22]
Каолиниту свойственна серия рефлексов, кратных 7,15 А, которые исчезают после прокаливания проб при 600° С, но сохраняются после обработки материала в течение 8 часов 10-процентным раствором теплой (80° С) НС1 Наличие в эоловой пыли каолинита, особенно в ассоциации с гидрослюдой 2МР указывает, что ветровой эрозии на континенте подвергались продукты гумидного выветривания кислых слюдистых пород мусковитового типа Эти минералы воз-
Таблица 2
Химический состав (мас.%) эолового материала, собранного на палубе судна, и донных осадков
Восточной Атлантики у побережья Сахары
Оксиды А Б
I II III I II III
2680* 2669 2574 2575 2670 2677 2680 2669 2574 2575 2670 2677
БЮг 23,63 24,30 3,52 18,61 9,68 25,33 56,95 44,23 42,42 38,15 42,20 39,01
ТЮ2 0,35 0,40 0,10 0,40 0,08 0,18 0,84 0,73 1,20 0,82 0,35 0,28
АЬОз 5,32 6,66 0,95 6,35 1,78 9,58 12,82 12,12 11,45 13,02 7,76 14,75
Ре2Оз+РеО 2,85 2,51 0,36 2,46 1,47 3,14 6,87 4,57 4,34 5,04 6,41 4,84
МпО 0,07 0,03 0,02 0,03 0,02 0,04 0,17 0,05 0,24 0,06 0,08 0,06
МяО 3,80 3,10 1,30 2,61 1,51 5,50 9,16 5,64 — 5,35 6,58 8,47
СаО 7,46 28,88 49,20 29,78 47,44 27,75 6,58 6,93 — 2,54 17,75 12,80
N820 22,79 0,62 1,09 0,80 1,20 4,95 — 1,13 13,13 1,64 5,23 7,62
К20 1,31 1,13 0,15 1,00 0,45 1,87 — 2,06 1,81 2,05 1,96 2,88
Н20+ 2,12 4,71 1,72 5,76 1,50 4,66 9,42 8,57 20,73 11,81 6,54 7,18
Н20~ 3,10 1,70 0,72 2,67 1,03 3,00 3,09 8,68 5,47 4,49 4,62
С02 2,12 19,74 41,10 22,47 34,15 15,31 — — — — — —
Сорг н о 5,56 н о 6,39 0,26 2,07 н о 10,12 н о 13,10 1,13 3,19
БОз 2,93 н о « н о н о н о — н о н о н о н о
Б н о 0,26 0,05 0,13 0,26 0,16 н о 0,47 — 0,27 1,13 0,25
С1 27,90 н о н о н о н о н о — н о н о н о н о н о
Сумма 103,62 99,60 100,28 99,46 100,83 103,54 102,81 99,71 104,00 99,32 101,61 105,95
Карбонаты 4,81 44,81 91,96 51,01 77,52 34,75
Галит 46,04 нет нет нет нет нет
Гипс 6,28
Примечания А — анализы фракции <0,01 мм валовых проб, Б — анализы I, II, III пересчитаны на бескарбонатное вещество, I — на безгалитное и безгипсовое вещество, I — эоловый материал, И, III — см табл 1 Местоположение проб см на рис 1, 3, * — номера, проб, н о — не обнаружено Аналитики М Н Оболенская, Л С Цимлянская (ИГЕМ РАН)
никали на территории современной пустыни в мелу и палеогене, т е до наступления аридного климата
Хлорит диагностируется по серии рефлексов, кратных 14,2 А После прокаливания образцов рефлексы этой серии, как и у каолинита, исчезают, за исключением первого, причем с некоторым увеличением интенсивности, но уменьшением значения соответствующего ему межплоскостного расстояния Присутствие в эоловом материале триоктаэдрическо-го хлорита, в отличие от диоктаэдрических минералов (гидрослюд 2М1 и каолинита), связано с процессом современного, резко выраженного в аридной зоне дискретного преобразования отдельных первичных минералов магнезиально-железистого типа во вторичные — гипергенные, в частности в хлорит [8] При этом, судя по относительно большому значению параметра элементарной ячейки (табл 3, пр 2680), хлорит относится к наиболее ранней, обогащенной железом разновидности минерала Возникающий в этих условиях хлорит характеризуется весьма низкой степенью совершенства структуры, обусловленной его существенной деградацией, вплоть до возникновения в его структуре разбухающих пакетов В то же время, в отличие от каолинита, вся серия рефлексов хлорита исчезает при обработке образцов 10-процентным раствором теплой НС1
Разбухающие минералы, согласно рентгеновским данным, имеют двойственную природу (рис 2, пр 2680) Так, одна из этих фаз на дифрактометрических кривых характеризуется широкой дифракционной полосой с размытым максимумом около 15,5 А Значение последнего увеличивается до 16,8 и 17,7 А при насыщении препарата этиленгликолем или глицерином соответственно с сохранением значительной ширины Это указывает на близость минерала к собственно монтмориллониту, которому свойственна, однако, значительная неоднородность структуры Последнее подчеркивается почти полным разложением этой фазы после обработки материала 10-процентным раствором теплой НС1 Подобная дифракционная картина минерала может быть обусловлена его поли-генностью, т е образованием за счет различных фаз, те плагиоклазов и частично магнезиально-железис-тых силикатов с последующей диоктаэдризацией продуктов изменения последних
Вторая разбухающая фаза выделяется по высокому фону между рефлексами со значениями 10,4 и 15,5 А, что свидетельствует о присутствии в ассоциации глинистых минералов монтмориллонит-гидрослюдистого смешанослойного образования с переменным соотношением подчиненных неразбухающих и преобладающих разбухающих слоев, т е спектра
Рис 2 Рентген-дифрактометрические кривые фракции <0,001 мм эоловой пыли (пр 2680), донных осадков шельфа (пр 2669, 2575), континентального склона (пр 2670) и континентального подножия (пр 2677) Съемка проводилась на дифракгометре ДРОН-3, сопряженном с компьютером по программе "Х-гау" (авторы А Ю Стасов, В А Булычев, В Д Харитонов, МГУ) Полуколичественный анализ проведен безэталонным способом с использованием внутрилабораторной базы данных
разновидностей неупорядоченного типа в отдельных, статистически обособляющихся группах микроблоков минерала Генезис этой фазы связан с деградацией триоктаэдрических слюд и диоктаэдризацией остаточного материала Катионный состав октаэдрических позиций в структуре разбухающих минералов обусловлен химизмом исходного материала, а обменные катионы в межслоевых промежутках связаны с гидрогеохимическими условиями в среде минералообразо-вания [4]
Дальнейшее развитие процесса изменения магне-зиально-железистых силикатов и продуктов их первичного преобразования в аридных условиях в среде минералообразования с наличием А1 либо с полным его отсутствием при высоком содержании оксидов магния и кремния приводит к синтезу палыгорскита или сепиолита соответственно Кроме того, ими, по данным Ж Милло [15] и А И Конюхова [7], обогаще-
Таблица 3
Электронографическая характеристика глинистых минералов эолового материала, собранного на палубе судна (пр. 2680), и донных осадков Восточной Атлантики у побережья Сахары (пр. 2574, 2670 и 2677)
Номера проб Цитологический тип осадка Глинистые минералы, их политипные модификации, степень совершенства структуры и значения параметра Ь минералов, А
2680 Алеврит пелитовый красно-бурый сл2М1(б, 9,01)+ + кл(б, 8,94)+хл(9,22)
2574 Песок детрито-ракушечный зеленовато-серый сл2М1(б, 9,02)+ + кл(б, 8,94)+хл(9,22)
2670 Алеврит серовато-зеленый сл2М1(пб, 9,02)+ + кл(пб, 8,94)+хл(9,22)+м
2677 Глина болотно-зеленая сл2М1(пб, 9,01)+ + кл(пб, 8,94)+хл(9,23)+м
Примечания Условные обозначения минералы сл — слюда, кл — каолинит, хл — хлорит, м — монтмориллонит, 2М] — политипная модификация двухслойного слюдистого минерала Степень упорядоченности структуры б — беспорядочная, пб — полубеспорядочная Цифры в скобках — величина А в А Аналитик
ны также отложения мелового и палеогенового возраста вдоль всего северо-западного побережья Африки
Донные осадки
В пределах изученного полигона до глубины около 100 м прослеживается широкая террасовидная ступень — шельф Затем в интервале глубины 100— 1000 м шельф переходит в континентальный склон В диапазоне 1000—1500 м выделяется вторая наклонная ступень, которая ограничена с запада новым уступом, относящимся к континентальному подножию Указанные террасовидные уровни обусловлены, по-видимому, тектоническими нарушениями
Пробы донных осадков были отобраны путем драгирования (с последующим квартованием для дальнейшего аналитического изучения) из поверхностного (придонного) слоя в разных частях шельфа, континентального склона и континентального подножия с глубин от 60 до 1900 м (рис 1 и 3, табл 4) Это позволило сравнительно изучить разные литолого-фациальные типы осадков на площади 75 х 75 км
Донные осадки в верхней части шельфа (рис 3, пр 2669) сложены грубозернистым детрито-ракушеч-ным песком, содержащим значительное количество водорослей К бровке шельфа (пр 2574 и 2575) песок становится менее грубозернистым В верхней части континентального склона (пр 2670) отложения представлены алевритовым материалом, а на континентальном подножии (пр 2677) — пелитовым илом В соответствии с этим в пределах изученного профиля можно выделить следующие литолого-фациальные типы илов (рис 3) песчаные, алевритовые и пелито-вые
Рис 3 Профиль морского дна и положение мест отбора проб грунта на шельфе — 2669, 2574, 2575, на континентальном склоне — 2670, на континентальном подножии— 2677, местоположение сбора эоловой пыли с поверхности судна — 2680, кривые изменения рН, ЕЙ и С^. в донных осадках (о-в валовой пробе, б— в бескарбонатном остатке), 1—3 — литологический состав донных осадков 1 — песок зеленовато-серый грубозернистый детрито-ракушечный, 2 — алеврит серовато-зеленый, 3 — ил пелитовый болотно-зеленый
Преимущественно песчаные илы развиты на шельфе Они имеют зеленовато-серую окраску В их составе можно выделить три гранулометрические фракции песчаную, алевритовую и глинистую Песчаная фракция занимает более 50% объема осадка В ней преобладают обломки раковин моллюсков (-55%) В меньшем количестве содержатся обломки пород (-35%) Встречаются также отдельные зерна кварца, слюд, глауконита и темноцветных минералов, которые в сумме составляют около 10% объема осадка Раковинный детрит представлен свежими, без следов растворения, угловатыми со слабосглаженными углами обломками раковин преимущественно моллюсков, кроме того, встречаются спикулы губок Обломки пород плоские, слабоокатанные Среди них наблюдается значительное количество сростков глинистых минералов темно-зеленого цвета Алевритовая фракция, составляющая -30% от объема осадка, сложена в основном зернами кварца и темноцветных минералов Они имеют округлую форму, матовую поверхность и часто заключены в железистую рубашку, что подчеркивает их преобладающее эоловое происхождение В этой же фракции встречено большое количество (-20% от объема фракции) ядер форамини-фер Глинистая фракция составляет менее 20% от объема песчаных илов и имеет зеленую окраску
Алевритовые илы развиты в верхней части материкового склона Осадки имеют серовато-зеленую окраску и (как и песчаные илы) включают три гранулометрические фракции песчаную (-25% от объема пробы), алевритовую (-50%) и глинистую (-25%) Песчаная фракция представлена обломками раковин моллюсков (-60% от объема фракции), обломками пород (-30%), фораминиферами и другим планктон-
ным материалом (-10%) Обломки раковин выщелоченные, корродированные, частично минерализованные, чем резко отличаются от свежих раковин с шельфа Алевритовая фракция сложена преимущественно фораминиферами (~45% от объема фракции), обломками раковин и пород (-40%), а также эоловым материалом, включающим кварц, полевые шпаты, амфиболы и слюды (-15%) Глинистый материал визуально близок к рассмотренному выше в песчаных илах
Пелитовые илы подняты дночерпателем из области континентального подножия Они представлены неслоистой комковатой высокопластичной глиной серо-зеленого цвета, содержащей небольшое количество тонкоалевритового материала (1—5%) В последнем преобладают круглые ядра фораминифер В меньшем количестве присутствуют хорошо окатанные зерна кварца и темноцветных минералов, сходных с теми, которые встречены в эоловом материале, отмечаются кристаллики аутигенного пирита В осадке присутствует, кроме того, незначительное количество обломков карбонатных раковин с размерами 1—2 мм и примесь эолового материала
Глинистый материал всех гранулометрических типов илов, в отличие от собственно эоловой пыли, имеет темно-зеленую окраску, которая обусловливает общий зеленовато-серый цвет изученных осадков После выделения глинистой фракции остаток приобретает светло-серую окраску
Весь обломочный материал песчаной, алевритовой и пелитовой размерности донных осадков, исключая обломки раковин и форминифер, имеет эоловое происхождение
Таблица 4
Координаты мест отбора эоловой пыли с палубы судна и донных проб грунта, соответствующие им глубины и значения рН и ЕЬ иловых вод
Обсуждение результатов
Минеральные ассоциации донных осадков существенно отличаются от таковых эолового материала Это относится в основном к количественному соотношению в них отдельных минералов и в меньшей степени к их компонентному составу (табл 1)
Основную часть осадков на шельфе и в верхней части континентального склона составляет карбонатный ракушечный детрит, содержание которого превышает 50% и иногда достигает 85% (пр 2574) Он образует карбонатные илы с высоким содержанием арагонита и магнезиального кальцита (пр 2669 и 2670) Пелитовые илы континентального подножия также карбонатные, но здесь карбонаты представлены в основном тонкодисперсным хемогенным кальцитом (пр 2677)
Наряду с карбонатами постоянным компонентом донных осадков является кварц, содержание которого составляет до 36,9% от общей массы, а в пересчете на бескарбонатное вещество его количество достигает 89,97% нерастворимого остатка (табл 1) Ареалы повышенного содержания кварца в осадках изученной нами зоны у северо-западного побережья Африки хорошо совпадают с зонами высокой концентрации эоловой пыли в воздухе [5]
Содержание полевых шпатов, особенно плагиоклазов, в крупнозернистых осадках шельфа значительно ниже, чем в эоловой пыли Отношение относительно устойчивого к выветриванию микроклина к плагиоклазам, которое в эоловом материале равно ~ 1, здесь возрастает до 2,5—8 Этот же параметр для кварца и полевых шпатов составляет на шельфе -10—15, тогда как в эоловой пыли -1 По сравнению с эоловым материалом содержание роговой обманки в донных осадках снижается в три раза Все это свидетельствует об активном разложении неустойчивых минералов в условиях слабоконсолидированных отложений шельфа, т е в открытой системе преобразования накапливающегося материала.
На континентальном склоне, как правило, у его подножия, в более мелкозернистых отложениях (пр 2670 и 2677) содержание полевых шпатов, особенно плагиоклазов, также ниже, чем в эоловых про-
бах, но значительно выше, чем в осадках шельфа (табл 1) Здесь среди полевых шпатов резко преобладают плагиоклазы, причем отношение содержания микроклина к плагиоклазам составляет 0,28—0,30 Количество же роговой обманки в рассматриваемых отложениях даже выше, чем в эоловом материале По-видимому, это объясняется не только уменьшением интенсивности растворения минералов и выноса из них химических элементов в условиях менее проницаемых отложений, те в более закрытой системе [10, 24], но и привносом относительно обогащенного темноцветными минералами обломочного вулканогенного материала Канарским течением с одноименных островов, расположенных северо-восточнее полигона (рис 1), или из подводных вулканов, широко развитых в этом районе [14]
Содержание галита в донных осадках в целом ниже, чем в эоловой взвеси, но какая-либо закономерность в его распределении не прослеживается Гипс в донных осадках не фиксируется
Глинистый материал в донных осадках представлен таким же широким спектром минералов, как и в эоловых (табл 1, рис 2) В грубозернистых разностях осадков шельфа и верхней части континентального склона содержание глинистых минералов невысокое, обычно оно не превышает нескольких процентов, однако на глубине 1900 м у подножия континентального склона оно возрастает до 30% и более (пр 2677) В глинистом материале преобладает минерал со слюдистой структурой наиболее стабильной политипной модификации 2М! [4, 9] (табл 3) В меньшем количестве присутствуют каолинит, хлорит, монтмориллонит, а также неупорядоченные монтмориллонит-гид-рослюдистые смешанослойные и слоисто-цепочечные магнезиальные минералы
Анализ дифрактометрических кривых показывает, что при близком фазовом составе глинистых минералов как в эоловом материале, так и в донных осадках указанные кривые несколько различаются в области углов 6, соответствующих основным диагностическим рефлексам разбухающих минералов Так, поступающий с континента аллотигенный глинистый материал, судя по весьма значительной полной ширине на половине высоты (ПШПВ) суммарной дифракционной полосы, которая соответствует разбухающим минералам, характеризуется значительной неоднородностью Наряду с собственно монтмориллонитом он включает широкий спектр монтмориллонит-гидрослюдистых смешанослойных образований Последние представлены гаммой статистически обособленных групп, состоящих из частиц с близким соотношением разбухающих и неразбухающих слоев Об этом свидетельствует наличие на дифракто-грамме воздушно-сухого образца (рис 2, пр 2680) ряда отдельных максимумов со значениями от 14,8 до 17,2 А в области отмеченной выше дифракционной полосы Аналогичный разброс значений в области рефлексов, отвечающих комплексам разбухающий минерал + этиленгликоль или глицерин, наблюдается также при сольватации образцов указанными органическими наполнителями и составляет 16,2—19,7 и 17—21 А Такие значения последних отражений под-
Номер пробы Координаты Глубина, м рН ЕЬ, мВ
с ш з д
2680 2Г55' 17°24' 0 — —
2669 2Г25' 17°15' 60 7,73 +123
2574 22°00' 17°24' 88 7,99 + 152
2575 2Р50' 17°24' 105 7,51 + 149
2670 2Г45' 17°29' 630 7,74 +25
2677 22°05' 17°59' 1900 7,38 -14
черкивают присутствие различных смешанослойных образований — от разновидности, характеризующейся слабой тенденцией к упорядоченности (16,2-17 А), до полной неупорядоченности (19,7—21 А) в ассоциации разбухающих минералов
В песчаных осадках, приуроченных к наиболее близкой к берегу зоне Атлантического океана (верхняя часть шельфа), в результате механической сепарации сносимых с суши продуктов и обогащения накапливающегося материала наиболее крупными фракциями глинистых минералов разбухающие разновидности последних, судя по относительно четко выраженному отражению со значениями 14—14,1 А на дифрактометрических кривых воздушно-сухих образцов (пр 2669 и 2575), отличаются большей однородностью и близки к собственно монтмориллониту Это подчеркивается, в частности, появлением довольно четких рефлексов со значениями 17,3 и 17,8 А после насыщения образцов этиленгликолем либо глицерином соответственно
В более удаленных от берега зонах седиментации, где накапливаются последовательно все менее крупнозернистые осадки (алевриты), а еще далее в сторону океана — существенно глинистые илы, дифракто-метрические кривые приобретают сходство с теми, которые характерны для эоловой пыли Это показывает, что здесь происходит осаждение более дисперсных и соответственно весьма разнообразных по соотношению разбухающих и неразбухающих слоев монт-мориллонит-гидрослюдистых смешанослойных образований, близких к тем, которые отмечены и в рассмотренном выше эоловом материале
Для глинистых минералов в эоловой пыли (пр 2680) и в донных осадках шельфа (пр 2574) характерна беспорядочная структура (табл 3) В более удаленных от берега донных осадках (пр 2670 и 2677) наблюдается полубеспорядочная структура глинистых минералов, т е степень совершенства структуры возрастает Такие структурные особенности глинистых минералов в осадках различных фациальных зон связаны со свойственной собственно монтмориллониту максимально разупорядоченной структурой по сравнению с продуктами деградации слюд, которые характеризуются первично более совершенным кристаллическим строением
В соответствии с существующими представлениями [4, 9] как прогрессивные, так и регрессивные преобразования глинистых минералов определяются в основном двумя факторами гидрохимическим составом и термобарическими условиями среды Для современных осадков, как правило, имеет значение первый фактор, связанный с катионным обменом в соответствии с восстановительной способностью химических элементов. 1л<№<К<М§<Са<Н [25] Согласно указанным выше главнейшим факторам пост-седиментационного преобразования глинистых минералов, катионный обмен связан прежде всего с перераспределением щелочных и щелочноземельных катионов в межслоевых промежутках разбухающих минералов Так, при одинаковом содержании № и Са в среде минералообразования в межслоевых промежутках разбухающих минералов предпочтительнее
будет фиксироваться Са На более позднем этапе этого процесса происходит также частичное изменение катионного состава в октаэдрических позициях структуры 2 1 и 2 2 минералов Кроме того, это включает окислительно-восстановительные реакции ряда химических элементов с переменной валентностью, особенно редукцию Ре3+, что способствует в дальнейшем генерации [191 новых, наиболее ранних минералов Так, при развитии тенденции к возникновению восстановительной обстановки по разбухающим минералам на основе поливалентных оксидов Ре может возникать глауконит, а по мере приобретения средой наиболее устойчивых восстановительных параметров и с учетом содержащегося в морской воде М§ образуется хлорит, обогащенный Ре2+
В хорошопроницаемых песчаных разностях осадков с рассматриваемого полигона, те в открытой системе, минералы как неглинистого, так и глинистого типа длительно находятся в неравновесном состоянии с водной средой В результате этого непрерывно происходит интенсивный катионный обмен между ними с предпочтительным выносом некоторых химических элементов из структуры относительно менее устойчивых в морской воде диоктаэдрических минералов — каолинита, монтмориллонита и монтмориллонит-гидрослюдистых смешанослойных образований
В тонкозернистых алевритовых и особенно в глинистых осадках по мере их уплотнения образуется закрытая система [10, 24], и вынос из нее химических элементов последовательно замедляется В таком случае преимущественно имеет место перераспределение между неустойчивыми неглинистыми компонентами, подвергающимися деструкции в замкнутых порах, поровыми растворами и глинистыми минералами При этом наблюдается последовательная адсорбция переходящих в раствор катионов дефектными позициями разбухающих глинистых минералов 14] При возникновении в среде минералообразования восстановительной обстановки происходит редукция Ре3+, в результате начинает развиваться трансформационное преобразование метастабильных силикатов, в основном монтмориллонита и монтмориллонит-гидрослюдистых смешанослойных образований, в глауконит
Несмотря на существенное отличие эоловой пыли от донных осадков, глинистые минералы в них имеют близкую фазовую характеристику, что, безусловно, свидетельствует о значительной роли эолового материала в формировании донных отложений [14] Судя по широкому спектру глинистых минералов в эоловом материале, содержащем ди- и триоктаэдри-ческие слоистые, а также слоисто-цепочечные силикаты, его образование связано с денудацией как реликтов древних гумидных кор выветривания различных горных пород (каолинит, диоктаэдрический смектит, гидрослюда 2М]), так и продуктов современного и древнего аридного изменения основных пород (хлорит, монтмориллонит-гидрослюдистые смешанослойные образования, слоисто-цепочечные магнезиальные силикаты) При этом в процессе абразии элювиального материала и переноса его эоловым способом в пределы восточной части Атлантики вследствие господствующей в среде осадконакопления восстановительной обстановки сохраняют стабильность не
только такие минералы, как гидрослюда 2М] и каолинит (в меньшей мере), но и разбухающие минералы, а самое главное, хлорит аллотигенного типа
В большинстве проб донных осадков из-за малого содержания в них глинистого материала и его плохой окристаллизованности не представляется возможным идентифицировать кристаллохимическую природу слюдистого минерала Лишь в образце 2677 последний определен комплексом методов как глауконит, тогда как в эоловом материале он относится к гидрослюде. Содержание глауконита в указанной пробе составляет более 20% Визуально он состоит из тонкочешуйчатого материала с темно-зеленой окраской Отсутствие типичных для этого минерала микро-конкреций можно объяснить, по-видимому, начальной стадией его образования С этим же связано присутствие в структуре глауконита значительного количества разбухающих слоев В данном случае этот минерал следует рассматривать как неупорядоченное смешанослойное образование, состоящее из монтмориллонит-гидрослюдистых слоев с преобладанием Ре+2 и Ре+3 в октаэдрических позициях последних [3] Ранее в осадках шельфа изученного нами района были установлены микроконкреции аутигенных силикатов с размерами 0,05—0,6 мм, сложенные смесью разбухающего хлорита и смешанослойных минералов глауконитоподобного типа [18] При этом, по И В Николаевой [17], образование глауконита связано с синтезом его из насыщенного соответствующими минералообразующими компонентами илового раствора на стадии раннего диагенеза Согласно ее мнению, глауконит образуется при рН около 7—8 и ЕЙ около 0 В частности, близкими параметрами физико-химической обстановки характеризуются донные осадки со станции 2677 (табл 4) Кислотно-щелочные параметры иловых вод донных осадков, не будучи стабильными, отличаются от рН морской воды (8,2—8,3) большей кислотностью (рис 2, табл 4) На шельфе рН колеблется от 7,51 до 7,99, а на континентальном подножии наблюдаются еще более кислые (рН 7,38) условия осадкообразования Это подчеркивает, что указанные выше параметры иловых вод вполне соответствуют условиям генерации глауконита
В генетическом аспекте глауконит обычно рассматривается как характерный минерал верхней части выделенной Н М Страховым редукционной зоны [20] Он образуется в самом верхнем слое осадка в восстановительных условиях, но при интенсивном обмене с наддонной водой, т е на контакте восстановительной и окислительной зон Как полагают Н А Лисицына и Г Ю Бутузова [14], глауконит возникает на стадии диагенеза при раскристаллизации кремнежелезистого геля В результате вначале образуется ряд смешанослойных образований, в которых по мере фиксации разбухающими слоями К из иловых вод и соответственно увеличения в структуре этих минералов количества слюдистых пакетов происходит упорядочение структуры Авторы работы [21] также считают, что образование глауконита происходит в несколько стадий первая — кристаллизация из аморфного геля разбухающей фазы с 12,5 А Следую-
щая стадия — образование 10-ангстремной фазы сначала в виде полубеспорядочных политипов, а затем упорядоченных — 1М и 2М( Установленный нами глауконитоподобный минерал из пелитовых илов континентального подножия также характеризуется политипом 2М! Учитывая, что политип 2М! при низких значениях температуры и давления не образуется, его наличие в этом случае связано, по-видимому, с преобразованием деградированных слюдистых минералов и других 2 1 разбухающих слоистых силикатов путем вхождения в их решетку адсорбированных из водной среды ионов железа и калия
Геохимические особенности осадконакопления вблизи аридных областей Африки характеризуются преимущественно хемогенными процессами, включающими накопление двух генетических типов осадков хемогенно-арагонитовых и хемогенно-глауконито-вых В местах проявления апвеллингов с их высокой продукцией биогенных компонентов [14] осадкона-копление приобретает биохемогенный характер В частности, все изученные нами отложения относятся к биохемогенному карбонатному типу осадков (о чем свидетельствует обилие в них раковин и их обломков), одному из самых распространенных в Атлантическом океане Наиболее высокое содержание карбонатов наблюдается на бровке шельфа и в верхней части континентального склона (пр 2574, 2575 и 2670) в интервале глубины 88—630 м Содержание СаСОз в осадках этой части океана достигает 92% (табл 2), поэтому их можно отнести к сильноизвестковым Биогенный материал в рассматриваемом регионе служит главным источником накопления осадков, так как в океан поступает мало терригенного материала с близлежащей суши, что обусловлено аридностью климата В более удаленных от берега частях океана (пр 2677) содержание СаС03 в осадках уменьшается
Донные осадки в апвеллинговой зоне обогащены органическим углеродом (до 6,39%, пр 2575), поэтому их можно отнести к категории сапропелевидных Высокая концентрация О В в осадках при его разложении создает физико-химические условия для развития восстановительных диагенетических процессов [2] Значения окислительно-восстановительного потенциала иловых вод очень низкие (рис 3, табл 4), они изменяются от +152 мВ на шельфе до -14 мВ на глубине 1900 м, поэтому все изученные осадки можно отнести, по классификации И И Волкова с соавторами [2], к восстановленным
В пределах изученного региона — как на шельфе, так и на континентальном склоне и его подножии — полностью отсутствует окисленный слой Причиной существования резко восстановительной обстановки, обусловленной высоким содержанием в осадках ОВ, является, как мы отмечали выше, положение рассматриваемого полигона в зоне действия Канарского ап-веллинга Поступающие сюда из глубин воды, обогащенные биогенными элементами, обеспечивают обильную генерацию различных организмов в слое фотосинтеза, которые впоследствии в виде новых форм — карбонатной и в меньшей мере кремнистой — поступают на дно Периодически в результате нарушения общей
динамики вод здесь происходят катастрофические заморы фауны, вследствие чего на дно поступает огромное количество неразложившихся органических остатков, которые создают сероводородное заражение придонной водной массы [2]
Заключение Таким образом, ранняя стадия преобразования современных осадков на рассматриваемом участке Восточной Атлантики связана в основном с разложением поступающих эоловым путем с суши галоидов, сульфатов и каркасных силикатов (табл 1, пр 2680, А и Б) Это сопровождается образованием метастабильных форм СаС03 В глинистых минералах на этой стадии происходит главным образом катионный обмен В проницаемых песчано-алев-ритовых осадках, учитывая относительную насыщен-
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1 Абрамов Р В Пыль в атмосфере над Атлантическим океаном // Условия седиментации в Атлантическом океане М , 1971 С 7—30 (Океанологические исследования, № 21)
2 Волков ИИ, Розанов А Г, Соколов В С Окислитель-но-восстановительные процессы диагенеза в осадках северозападной части Тихого океана // I Междунар геохим конгресс Осадочные процессы Т 4, кн 2 М, 1973 С 9—23
3 Дриц В А , Каменева М Ю, Сахаров Б А и др Проблемы определения реальной структуры глауконитов и родственных тонкодисперсных филлосиликатов Новосибирск, 1993
4 Дриц В А, Коссовская А Г Глинистые минералы смектиты, смешанослойные образования М , 1990
5 Емельянов ЕМ, Кооль Л В Перенос эоловой пыли и ее роль в процессах осадкообразования в Атлантическом океане // Литология и полезные ископаемые 1979 № 2 С 3-15
6 История геологического развития континентальной окраины западной части Черного моря / Под ред П И Куприна М, 1988
7 Конюхов А И Осадочные формации в зонах перехода от континента к океану М , 1987
8 Котельников ДД Особенности вторичной хлорити-зации некоторых типов железисто-магнезиальных пород (Автореферат доклада, прочитанного 29 05 1975 г) // Бюл МОИП Отд геол 1976 Т 51 Вып 1 С 148
9 Котельников Д Д, Конюхов А И Глинистые минералы осадочных пород М , 1986
10 Котельников ДД, СолодковаНА Изменение седи-ментационных микроструктур глинистых отложений в процессе литогенеза // Геология и геофизика 1999 Т 40 № 4 С 537-544
11 Лисицын А П Атмосферная и водная взвесь как необходимый материал для образования морских осадков // Тр Ин-та океанологии АН СССР Т 13 М, 1955 С 16-12
ность морской воды минералообразующими катионами, он связан с деградационными процессами изменения аллотигенных разновидностей диоктаэдричес-кого типа, характеризующихся неустойчивостью в контрастной по отношению к ним морской среде В слабопроницаемых, существенно глинистых осадках протекают аградационные процессы с прогрессирующим восстановлением дефектов кристаллической структуры слоистых силикатов Образование вторичных глинистых минералов на этой стадии преобразования донных осадков ограничивается лишь трансформационным процессом — возникновением глау-конитоподобного минерала в наименее проницаемых глинистых осадках из пелитовой литолого-фациаль-ной зоны их накопления
12 Лисицын А П Осадкообразование в океанах М ,
1974
13 Лисицын А П, Богданов ЮА, Емельянов ЕМ и др Взвешенные вещества в водах Атлантического океана // Осад-конакопление в Атлантическом океане Калининград, 1975
14 Лисицына НА, Бутузова Г Ю К вопросу о генезисе океанических глауконитов // Литология и полез ископаемые 1981 №5 С 91-97
15 Мимо Ж Геология глин (выветривание, седименто-логия, геохимия) Л , 1968
16 Мурдмаа И О Фации океанов М, 1987
17 Николаева ИВ Минералы группы глауконита в осадочных формациях Новосибирск, 1977
18 Николаева ИВ, Сенин ЮМ Аутигенные силикаты в осадках шельфа Северо-Западной Африки // Кристаллохимия и парагенезы минералов осадочных пород Новосибирск, 1975 С 13-31
20 Страхов НМ Проблемы геохимии современного океанского литогенеза М , 1976
21 Amouric М, Parron С Structure and growth mechanism of glaucomte as seen by high-resolution transmission electron microscopy // Clays and clay minerals 1985 Vol 33 N 6 P 473-482
22 Chester R, Eldetfield H, Griffin J J et al Eolian dust along the eastern margius of the Atlantic ocean // Mann Geol 1972 Vol 13 N 2 P 91-105
23 Curne R Upwelhng m the Benguela Current // Nature 1953 N 4351 P 497-500
24 Grabowska-Olszewska В, Osipov V, Socolov V Atlas of the Microstructure of Clay Soils // Panstowe wydawmctwo naukowe Warszawa, 1984
25 Grim RE Clay Mineralogy NY, 1953
Поступила в редакцию 23 12 2003
