Рассматриваются начальные стадии литогенеза глинистых морских осадков. Выделяется особый атлантический тип грунтов арктических морей Евразии. Описывается распределение в нем химических элементов. Определяется понятие неравномерного литогенеза. Устанавливается связь между ним, жизнедеятельностью микроорганизмов и гидрогеологическим режимом водоема. Последнее приводит к выводу о крупных изменениях режима Карского моря в недавнее время. На основании распределения марганца и радия определяется абсолютная скорость накопления осадков и устойчивость тех изменений, которые протекают в грунтах на первых стадиях литогенеза.

1. Общие замечания 

В жизни всякой горной породы, образующейся из пластического осадка, можно наметить четыре крупные этапа: диагенез - процесс физико-химического изменения осадка без утраты пластичности; литогенез - окаменение осадка, начинающееся утратой пластичности; метаморфизм - образование в твердом осадке сложных молекулярных комплексов за счет более простых; наконец, разложение, которое также протекает в твердой фазе, но, в отличие от метаморфизма, идет в обратном направлении - в сторону упрощения молекулярного состава.

Наиболее полно изучены метаморфизм и разложение, наименее полно - диагенез и литогенез. Это объясняется, вероятно, тем, что два последние процесса известны нам, главным образом, лишь по конечным результатам, в то время как разложение и метаморфизм мы наблюдаем на различных стадиях.

Настоящая статья посвящена небольшому частному вопросу о начальных стадиях литогенеза в толще пластичных илов, отложившихся в море сложного гидрологического строения. Типичным морем такого рода является крайняя северная часть Карского моря в области больших (свыше 400 м) глубин. Здесь, по глубоководным желобам, открытым в сторону Полярного бассейна, вглубь шельфового моря проникает с севера течение, несущее атлантические воды.

Схематическое строение водной массы в такой области может быть представлено так:

а) Придонный слой вод Полярного .бассейна; мощность слоя от 100 до 200 м в зависимости от глубины; температура почти постоянная от -0.8 до -0.9°; соленость около 34%.

б) Промежуточный слой - атлантическая вода; мощность слоя 100-200 м; температура от 0° до 4°; соленость больше 34%; нижняя граница размытая, неясная, верхняя - резкая.

в) Поверхностный слой - гибридные воды, получившиеся в результате перемешивания морской воды, воды сибирских рек и опресненных вод от таяния ледникового покрова; толщина слоя 100-200 м; температура колеблется в течение года от положительных значений в летний период до -1.58° в момент замерзания поверхности; соленость также подвержена сезонным колебаниям от 25 до 32%. В колебаниях толщины этого слоя и его основных гидрологических элементов значительную роль играют не только сезонные факторы, но и ветер.

Водные пространства аналогичной структуры (представленной здесь грубо схематически), не являются исключением среди шельфовых морей, окаймляющих Евразию с севера. Кроме уже упомянутого западного желоба Карского моря, к ним относятся глубоководное пространство, расположенное на востоке этого же моря вдоль берегов Северной Земли, и зона больших глубин моря Лаптевых, вдоль восточного побережья Северной Земли. К этому же типу следует отнести и ту часть Полярного бассейна, которая примыкает к склону материковой отмели.

Работами высокоширотной экспедиции на ледоколе «Садко» в 1935-1938 гг. установлено, что такому типу строения водной массы соответствует совершенно определенный тип строения грунтов. Таким образом, между двумя этими явлениями существует определенное соответствие. Анализ этих, соотношений и их природы не является темой настоящей статьи, поэтому здесь ограничимся только ссылкой на то, что мощность отдельных подразделений грунтового комплекса при прочих равных условиях является функцией интенсивности и мощности промежуточного слоя (б), т.е. интенсивности атлантической струи. Поэтому в дальнейшем для сокращения я буду называть описываемый ниже грунтовой комплекс - атлантическим типом грунтов, а соответствующий цикл осадкообразования - атлантическим циклом.

2. Характеристика грунтов атлантического типа 

Строение этого комплекса грунтов настолько выдержано, что для его общей характеристики можно привести распределение интересующих нас элементов в любой колонке, полученной трубкой Экмана из области распространения данных грунтов. Ниже это сделано для пробы № 45 (73) бис, взятой на 80°43' сев. шир. и 69°19' вост. долг, от Гринвича.

Атлантический комплекс грунтов наших северных морей характеризуется тем, что в колонках можно наблюдать два типа осадков, резко отличных друг от друга: верхняя зона содержит окисленные, а нижняя - восстановленные грунты.

Фаунистические, поверхностные горизонты этих осадков отличаются от нормальных отложений Карского моря присутствием и широким распространением в них фораминифер, обычных для Атлантики, в частности для Гренландского моря. Так например, в моих сборах З.Г. Щедриной определены: Haplophragmoides subglobosum (М. Sars), Globigerina ex gr. bulloides d’Orb., Eponides sp.

Распределение различных химических элементов в этих грунтах и их физические свойства приведены в таблице 1.

Более подробно распределение элементов дано на диаграмме фиг. 1. Что касается распределения фосфора и серы, то в этом отношении наши группы не показывают никаких особенностей против обычных осадков шельфа Евразии; по-видимому, для горизонта I-а характерно повышение концентрации фосфора, а для II-с - повышение концентрации серы. К сожалению, точность произведенных анализов недостаточна для более широких обобщений.

3. Обобщение полученных результатов 

Рассматривая приведенные результаты исследований грунтов, прежде всего отметим, что в начальных стадиях литогенез не охватывает всей толщи осадка. Окаменение породы начинается в сравнительно тонких прожилках, отдельных горизонтах, иными словами - вначале литогенез течет неравномерно.

Насколько широко развито это явление, можно видеть на фиг. 2, где нанесены литологические характеристики ряда колонок, полученных на меридиональном разрезе от 80° до 81°10' сев. шир. вдоль 69-70 меридианов вост. долг, от Гринвича.

Вполне аналогичную картину дает и восточный желоб Карского моря, так же как и глубоководная область моря Лаптевых близ восточных берегов Северной Земли, а также Полярный бассейн, вдоль шельфа. Далее, из приведенного разреза можно заключить, что, во-первых, во всех колонках имеется ряд горизонтов литогенеза, во-вторых, интересно постоянное положение верхней зоны литогенеза.

Можно утверждать, что здесь мы имеем не случайные, линзообразные скопления сцементированных грунтов, а ясно выраженный горизонт, имеющий определенное стратиграфическое положение. Если взять разрез в целом, по всему его протяжению, то положение раздела зон I - II остается исключительно постоянным: в среднем он лежит на 26±7 см от поверхности дна, т. е. горизонт выдерживается с точностью до 14 см.

В-третьих, кроме горизонта литогенеза, на разделе окисленных и восстановленных грунтов имеются еще более глубокие слои, в которых также наблюдается утрата пластичности. Положение этого «погребенного» горизонта менее определенно, и он не образует поверхности, параллельной современному дну. Однако, может быть, некогда и этот пласт был параллелен дну современного ему моря, но затем такое положение изменилось вследствие различной скорости отложения более поздних осадков, в которых процесс литогенеза не развивался. В тех местах, где накопление осадков шло усиленно, этот горизонт оказался в более глубоком залегании, чем в местах их ослабленного выпадения.

Следует обратить внимание при рассмотрении результатов на связь содержания того или иного элемента с литогенезом. Совершенно очевидно, во-первых, что консолидация не зависит от накопления кальция. В самом деле, как в верхнем, так и в нижнем горизонте литогенеза наблюдается падение его концентрации вдвое по сравнению с пластичными илами. Значит, начальный литогенез в илистых осадках не связан с повышенным содержанием кальция в породах.

Нельзя связывать его и с накоплением железа или марганца. Концентрация железа в горизонте I-с ниже, тем более в пластичных частях горизонтов I-а и I-b, где литогенеза не происходит. Наоборот, в нижней зоне, явно литогенетически измененной, почти отсутствует марганец, следовательно, литогенез не обязательно связан с повышением его концентрации. Рассматривая колебания в содержании железа и марганца, мы видим, как они незначительны: трудно даже предполагать, чтобы литогенез был вызван ими: содержание железа примерно 1.5, а марганца 0.8-1.0%. Это тем более вероятно, что концентрация в зоне I в 40 раз превосходит концентрацию в зоне II, и тем не менее в обеих зонах, имеются пластичные илы. Значит, нельзя признать причиной литогенеза накопление этих элементов. Несмотря на внешнее сходство грунтов атлантического типа с современными почвами, содержащими ортштейновые ожелезненные прослойки, все же нельзя проводить между ними аналогии.

Чтобы выяснить истинные причины литогенеза, следует выделить те физико-химические характеристики, которые являются общими для всех зон цементации. К ним относятся: высокое значение коэффициента окисления (Fe³⁺ /Fe²⁺), высокое значение электропроводности и резкое падение содержания кальция.

Как уже говорилось выше, наиболее характерно поведение коэффициента окисления: в грунтах зоны цементации практически все железо находится в состоянии высокой степени окисления; наоборот, в нижней зоне оно почти нацело восстановлено. Значение этого коэффициента в литофицированных прослоях превышает 10, обычно же держится около 20-25, но иногда (глубоководная часть моря Лаптевых) подымается до 56. То же можно сказать и о марганце, большая часть которого содержится здесь в форме высшего окисла.

Интересным вопросом, выходящим за пределы этой статьи, является вопрос о форме, в какой содержатся эти окислы.

Дело здесь совсем не так просто, как может казаться на первый взгляд. Железисто-марганцовые грунты зоны литогенеза не всегда растворяются полностью в HCl, даже при кипячении, и для переведения железа в раствор требуется дополнительное сплавление и последующее выщелачивание.

Сильное скачкообразное повышение электрического сопротивления - второй отличительный признак зоны цементации. Это может быть вызвано двумя различными причинами: либо изменением концентрации грунтового раствора, либо изменением пористости и, следовательно, живого сечения каналов, наполненных электролитом.

Что касается изменения концентрации солей, то между зонами I и II это имеет место, что очень просто устанавливается непосредственным измерением разности потенциалов между двумя железными электродами, из которых один погружен в окисленные и второй - в восстановленные грунты.

Однако различие концентраций почвенного раствора в горизонтах I-a, I-b и I- с мы уловить не могли, хотя именно на границе горизонтов I-a и I-b и происходит скачок электросопротивления.

Таким образом, дело здесь именно в изменении живого сечения, т.е. изменении пористости. Указанием на это служит и изменение удельного веса, значение которого для грунтов различных горизонтов было выведено статистически из многочисленных наблюдений; соответствующие цифры приведены в таблице 1.

Эти колебания удельного веса не могут быть объяснены изменением минералогического состава: легкая фракция во всех случаях составляет 96-99%, а тяжелая отличается постоянством минералогического состава: обычно 75-85% эпидота, пироксена и амфибола, содержание которых колеблется в очень узких пределах:

Эпидот 30.2% с колебаниями в 1.1%

Пироксен 34.1% с колебаниями в 2.0%

Амфибол 36.2% с колебаниями в 1.6%

Совершенно очевидно, что изменение живого сечения раствороаро-водящих каналов должно было бы сопровождаться изменением гранулометрического состава. Однако механический анализ, произведенный по способу Робинзона, результата не дал, что видно из диаграммы (фиг. 3), на которой точки располагаются без всякой видимой закономерности.

Это кажущееся противоречие делается понятным: оказывается, в зоне цементации имеет место резкое падение содержания коллоидных частиц. Таким образом объясняется, с одной стороны, уменьшение живого сечения и пористости, как следствие коагуляции грунтового коллоида, а с другой, - невозможность определить укрупнение частиц обычными методами механического анализа, так как выпавший гель недостаточно прочен, чтобы сохраниться при подготовке к анализу и в процессе самого анализа.

Третьей особенностью, общей для зон литогенеза, в осадках этого рода является понижение концентрации кальция. Здесь перед нами, видимо, какая-то особенность миграции этого элемента в условиях окислительной среды. Механизм этого процесса может быть темой специальной работы, так как требует дополнительных исследований. Однако при изучении некоторых процессов, происходящих в морских осадках, можно подметить, что в условиях окислительной среды на дне современных морей кальций, видимо, мигрирует из областей отложения высших окислов железа и марганца либо в морскую воду [Бруевич, 1945; Чигирин, 1939], либо в грунты зоны восстановления. Кальций как бы уступает свое место окислам железа и марганца. Возможно, что это обусловлено электролитическим процессом, возникающим на поверхности раздела, к чему мы вернемся ниже, а, может быть, связано и с изменением равновесия углекислоты под влиянием бактериальных процессов.

Наш случай является лишь частным случаем в более общей тенденции в поведении этого элемента: в море Лаптевых, к северу от Новосибирских островов, в 1937 г. я нашел в зоне цементации грунтов атлантического типа многочисленные раковины Astarte borealis, замещенные нацело железистыми высокоокисленными отложениями. От большинства раковин остались только роговые пленки, крепко сросшиеся с бурым железистым субстратом, в точности воспроизводившим форму и скульптуру раковины и заместившим первичный карбонат.

Более внимательные поиски дали возможность подобрать целую коллекцию раковин, находившихся в различных стадиях замещения. Начинается оно небольшим железистым наростом вблизи макушки, у лигамента. Одновременно под роговым слоем и под развивающимся наростом начинается растворение карбоната. Дальнейшее замещение идет параллельно со все большим и большим уходом углекислого кальция, так что в целом ряде образцов можно встретить небольшие корродированные участки карбоната, как бы растворяющиеся в буром железняке.

Нечто подобное имеет место и при образовании конкреций, в частности, в Карском море, где они бедны кальцием [Сенов, 1937], количество которого не превосходит 2.0%, т.е. близко к грунтам, описываемым нами.

Итак, процесс литогенеза в пластичных глинистых морских осадках, происходящий в естественной обстановке, протекает неравномерно. Он начинается в отдельных зонах, образующих непластичные, хрупкие прослойки в пластичных грунтах. Консолидация сопровождается окислением железа и марганца, и коагуляцией коллоидной части грунта, но без образования прочных, укрупненных частиц. Одновременно кальций, вероятно, выносится из пределов этой зоны.

4. О природе литогенеза 

Подавляющее большинство видов окислительно-восстановительных процессов в биосфере связано именно с биологическими факторами. В значительной степени это относится и к процессам коагуляции, если помнить, что многие физико-химические причины, вызывающие это явление, имеют также биогенную природу. Мною наблюдался очень редкий, но в то же время и интересный факт, относящийся к явлениям этого рода. В пластичных глинах выемки 40-го километра железной дороги участка Котлас – Княж - Погост были обнаружены участки «пылеватых плывунных синих илов», оказавшихся глинами, измененными микробиологическими процессами. Кипячение этих илов снова превратило их (по гранулометрическому составу) в первоначальные глины.

Поэтому естественно думать, что и состояние восстановительно-окислительного равновесия в морских илах - следствие происходящего в них микробиологического процесса. Что касается зараженности морских осадков бактериальной флорой, то это не подлежит сомнению после работ Б.Л. Исаченко [1934; 1937; 1945], С. Ваксмана [Waksmann, 1934], В.С. Буткевича [1938] и других. Огромная роль бактерий в геохимии кальция указана еще В.И. Вернадским [1934], а точнее установлена Х. Дрю [Drew, 1913], В. Бавендаммом [Bavendamm, 1932], наконец, прямое участие микроорганизмов в процессах восстановления доказано также Б.Л. Исаченко [Issatchenko, 1929].

Нам представляется весьма вероятным, что в интересующем нас случае дело не в зараженности илов тем или иным видом бактерий, а в том, что в различных зонах грунтового комплекса, благодаря различиям в экологической обстановке, развиваются различные микробиологические ассоциации: в одной преобладают аэробные формы, а в другой - анаэробные.

Бактериальную природу окислительного и восстановительного процессов в наших грунтах удается иллюстрировать двумя поставленными нами опытами - «обращением колонки» и «отравлением грунта».

Для проведения первого в стеклянную трубку была взята проба грунта в ненарушенном состоянии (вырезана по длине колонки, взятой трубкой Экмана). В эту пробу вошли пробы горизонтов I-а, I-b, I-c и II-a атлантических грунтов.

По оси этой пробы был сделан с обоих ее концов (т. е. со стороны I-a и II-a) канал, упиравшийся в слой I-с, т.е. зону литогенеза. Затем трубка была плотно закупорена со стороны горизонта I-а, открыта со стороны II-а и залита водой, менявшейся ежедневно в течение 17 месяцев.

В это время произошло полное «обращение» колонки: коричневые илы горизонтов I-а и I-b превратились в темные, восстановленные илы типа II-а, и, наоборот, илы II-а окислились и превратились в коричневые илы. Разница лишь в том, что несколько не совпадали оттенки цвета, что, вероятно, явилось следствием различного содержания в них марганца; никаких изменений не наступало лишь в горизонте I-с, т.е. в зоне начинавшегося литогенеза.

Этот опыт, во-первых, показывает, что система ионов железа в горизонтах I-а, и II-а находится в очень подвижном состоянии, во-вторых, что в этих горизонтах протекают обратимые процессы. В-третьих, что, если правильны наши соображения о роли аэробного и анаэробного бактериальных комплексов, то во всяком виде грунтов присутствуют оба комплекса, но превалирует тот, для которого наиболее благоприятна данная экологическая обстановка. В-четвертых, в отличие от горизонтов I-а, I-b и II-а, в горизонте I-с окислительно-восстановительная система находится в прочном необратимом состоянии.

Имеем ли мы дело, действительно, с бактериальным процессом? Для ответа на этот вопрос был произведен следующий опыт: проба сильно восстановленного естественного грунта, взятая в море Лаптевых, близ о. Фадеевского, была разделена на две части. Одна из них была оставлена на хранение в первоначальном виде под слоем воды, а к другой был предварительно примешан хлороформ. Для контроля установлено, что коллоидная часть комплекса в обеих пробах осталась неизменной. Обе пробы хранились в одинаковых температурных и световых условиях.

Начальное значение коэффициента окисления было 0.1. Повторные определения делались через двое суток, в течение первых 20 дней и через четверо суток в течение последующего времени.

Во избежание ошибок (учитывая богатство органикой и примесь хлороформа) титрование велось бихроматом с дифениламином в качестве индикатора.

Результаты определений представлены графически на фиг. 4. Приведенные данные подтверждают бактериальную природу этого процесса, поскольку он был замедлен антисептиком.

В чем же тогда секрет стабильности горизонта I-с, т.е. горизонта литогенеза? Здесь возможны две причины: или мы имеем некоторую аналогию с процессом брожения в том отношении, что в процессе развития микроорганизмов происходит выделение токсических (для данного вида флоры) веществ, накопление которых, в конце концов, прекратит бактериальный процесс. Если это так, то неравномерный литогенез является прямым следствием биохимического процесса. На такой же ход процесса косвенно указывает накопление марганца или железа, если проводить аналогию с конкрециями.

Возможно, однако, и другое толкование: образование устойчивой прослойки на границе I-II - следствие чисто электролитического процесса на поверхности раздела двух областей с существенно различной концентрацией ионов двух- и трехвалентного железа.

Если вспомнить, что природа этих концентраций биогенна, то общий вывод по этому разделу нашей статьи можно формулировать следующим образом: процесс литогенеза морских пластических осадков в своей начальной стадии определяется микробиологическими факторами. В частности, процесс неравномерного литогенеза - следствие того, что в данном осадке на различных глубинах от поверхности современного дна одновременно существуют две различные области: в верхней преобладают аэробные микробиологические процессы, в нижней - анаэробные, что определяет различную подвижность химических элементов этих областей и приводит к глубокому диагенетическому перерождению грунта, перерастающему в начальные стадии литогенеза.

5. О возрасте литогенеза 

Попытка определить темп накопления глубоководных донных осадков, т.е. в конечном счете их абсолютный возраст, была сделана впервые в 1936 г. Л. Курбатовым [Kurbatov, 1936] для конкреций, а позже, в 1937 г., им же совместно со мною [Курбатов и Ермолаев, 1937] - для отложений описываемого нами типа. Исходная предпосылка метода, предложенного Л. Курбатовым, следующая: содержание радия в верхней части колонки является следствием его выпадения из водного раствора, совместно с железом и марганцем. Небольшие колебания в валовом содержании этих элементов в горизонтах I-а, I-b и I-с, позволяют думать, что выпадение радия шло здесь также равномерно, поэтому уменьшение его содержания в глубь колонки - следствие его атомного распада. На этом основании, исходя из известного значения радиоактивных констант, можно вычислить число лет, в течение которых этот распад происходил.

Веские указания на правильность основных идей Л. Курбатова дают последние работы Урри и Пиго над грунтами Тихого океана [Urry, Piggot, 1941], где установлено распределение радия в грунтах, аналогичное нашему: максимум лежит на поверхности или несколько сдвинут внутрь, что авторы объясняют особенностями в распределении иония, а внизу происходит падение концентрации до глубины около 2 м, еще ниже концентрация радия остается почти постоянной.

Возможность содержания радия в водных растворах без одновременного содержания урана, вполне вероятна, так как после работ И. Старика [1938] и других нет сомнений в большей выщелачиваемости радия по сравнению с ураном.

Если внимательно просматривать кривые распределения марганца и радия по глубине, то заметим, что содержание радия с глубиною падает. Однако при переходе от зоны окисленных илов к восстановленным обращает на себя внимание резкий и одновременный перелом в содержании марганца и радия. Напрашивается мысль, что и выпадение радия из морской воды связано с выпадением марганца, так как в этом случае кривая содержания радия должна давать постепенное уменьшение его концентрации с глубиной, при одновременном совпадении резких перегибов в кривых, характеризующих концентрацию обоих этих элементов.

В действительности такая гипотетическая связь между осаждением марганца и радия оправдывается в целом ряде явлений. Понятна она и в нашем случае, если учесть поглотительную способность коллоидальной перекиси марганца в отношении радия [Хлопин, 1924; Ebler, Bender, 1915], с одной стороны, и что марганец в морской воде сосредоточен именно в коллоидной ее части, - с другой стороны.

Если представить себе механизм этого процесса так, как мы его изложили выше, т.е. считать, что радий выпадает из морской воды вместе с коллоидами высших окислов марганца (и, может быть, железа), то необходимо ввести в рассуждение Л. Курбатова дополнение. Следует учесть постепенное нарастание концентрации марганца к низу зоны атлантического комплекса грунтов, введя поправку на содержание радия. Для этого каждое определение радия, выполненное непосредственно для данного слоя, (R'_h) , следует помножить на отношение содержания марганца в поверхностном слое к его содержанию в рассматриваемом горизонте, что и дает нам приведенные значения R_t, т.е. такое содержание радия, которое должно было бы установиться в данном слое к моменту измерения, если бы величина ежегодного выпадения радия из морской воды была постоянной. Оценить вероятность нашей гипотезы можно, исходя из следующих соображений.

Как известно, распад радия протекает по закону, изображаемому уравнением 

R_t = R • с ^{–λ t}               (1) 

где λ = 4.36x10^-4 - постоянная распада, имеющая размерность год - 1. Логарифмируя это выражение, получаем уравнение 

lgR_t =lgR₀-λ    (2) 

т.е. логарифм приведенного содержания радия связан линейной зависимостью со временем существования осадка. Поэтому в идеальном случае график, в котором по одной оси отложены значения lgR_t, а по другой - глубина слоя колонки, должен изображать прямую линию. Чем ближе к такой теоретической прямой расположатся точки, полученные по фактическим определениям, тем вероятнее наше предположение о природе радия в осадке и о связи его с марганцем.

Результаты таких вычислений приведены графически на фиг. 5. Вероятное значение углового коэффициента этой прямой, вычисленное по методу наименьших квадратов, -

m = 0.033 + 0.005      (3) 

Отсюда вероятное значение R₀ = (1.41 ± 0.009) 10^{-12 г} радия, в соответствии с чем пределы возраста определяются из двух уравнений: 

откуда вероятный возраст слоя h = 185 мм. 

Т = 3000 ± 150 лет, (6) 

или величина среднего годичного прироста осадка за время отложения горизонтов I-а и I-b составит: 

∆h = 0.061 ± 0.004 мм/год. 

Это значение в три раза ниже того, которое было получено мной и Л. Курбатовым из предварительных данных в 1937 г.

В наших рассуждениях мы не приняли во внимание следующие три возможности - миграции марганца из нижних горизонтов вверх, увеличение количества радия вследствие распада урановых минералов и образование радия из иония. Что касается первой возможности, то она мало вероятна, как это будет показано ниже, что же касается второй, то период распада урана столь велик, что за время существования наших осадков влияние этого процесса неощутимо. Наконец, новообразование радия из иония за вычисленный нами промежуток времени вносит в наши вычисления поправки, лежащие в пределах возможной погрешности. Присутствие иония в осадках, однако, возможно, что объяснило бы постепенное нарастание радия к низу колонки.

Для дальнейшего нам необходимо еще раз обратиться к диаграмме фиг. 3; мы говорили уже, что механический анализ при его обычной методике не дает и, видимо, не может дать указаний на начинавшийся литогенез.

Эти же данные показывают нам, что на всем протяжении колонки скелетная часть грунта не дает никаких существенных изменений в крупности зерна. Поэтому мы можем утверждать, что порядок скорости отложения осадка оставался постоянным в течение всего времени отложения колонки. Это дает нам право наметить ряд новых вопросов, из которых нас интересует один, а именно - вопрос об устойчивости литогенетических изменений. Для этого оценим порядок возраста осадка, отложенного на месте современного слоя II-b. Величина эта определяется в 3 000 57/18,5 = 9 700 лет и является нижним пределом возраста литогенеза, так как он моложе, чем изменяемые им осадки.

Что касается верхнего предела, то очевидно, что литогенез в зоне горизонта II-b не может быть моложе, чем нижние горизонты верхней зоны литогенеза, т.е. он начался не менее чем 3 300 лет назад. Значит, возраст литогенеза нижней зоны лежит между 3 300 и 10 000 годами, в течение которого окисленный слой не разрушился.

Таким образом, в результате описываемого нами неравномерного литогенеза, происходит изменение пластичного осадка, достаточно устойчивое для того, чтобы сцементированные прослойки сохранялись в естественной обстановке в течение тысячелетий.

6. Литогенез и гидрологический режим 

Существует определенная зависимость между степенью окисления осадка, выпадающего из поверхностных горизонтов глубокого моря, и гидрологическим режимом последнего. Если вода достаточно аэрирована, то окисление начинается еще в процессе отложения частиц [Буткевич, 1938], так как они имеют большую удельную поверхность и длительное время соприкасаются с активной окислительной средой. Если бы на дне моря не существовало бактерий, то главная масса илов была бы представлена в значительной мере окисленными коричневыми их разностями.

На самом деле процесс течет иначе: в донных осадках, как мы уже говорили выше, существуют и аэробные и анаэробные бактериальные ценозы. Поэтому слой осадка, отложившийся на поверхности морского дна, остается окисленным или даже окисляется еще больше до тех пор, пока продолжающееся накопление субстрата не прервет газового обмена между ним и водной массой. Совершается это, конечно, постепенно, и параллельно нарастает влияние анаэробных организмов, вплоть до полного подавления аэробных. В этом крайнем состоянии коэффициент окисления падает ниже 0.1.

Если газовый режим природных вод таков, что они недостаточно насыщены кислородом, восстановительный процесс начинается непосредственно после осаждения, т.е. в самом поверхностном слое, и аэробная зона выпадает. Примером этого является Притаймырская часть моря Лаптевых, близ мыса Андрея, где отношение Fe³⁺ к Fe²⁺, даже в поверхностной грунтовой пленке, не превосходит 0.5-0.1.

Можно утверждать, что не только в обоих приведенных случаях, но и вообще направление течения бактериального процесса подчинено экологической обстановке; последняя же в свою очередь определяется гидрологическим режимом водоема.

Вопрос заключается в следующем: как могут образовываться рассматриваемые нами слоистые грунты атлантического типа, т.е. является ли их «расслоение» следствием изменения экологической обстановки, происходящего извне, со стороны водоема, или же оно может возникнуть спонтанно, изнутри осадка, в ходе его непрерывного нарастания.

Возможность спонтанного расслоения сплошной коллоидной среды под влиянием бактерий известна давно. Однако в нашем случае такой процесс маловероятен: рассматриваемые нами грунты бедны коллоидом (фиг. 3), а слои слишком малочисленны и удалены друг от друга.

О невозможности прямой аналогии между образованием грунтов атлантического типа и почвенными процессами, формирующими ортштейны, мы говорили выше. Здесь же подчеркнем, что непрерывное накопление марганца, при условии стабильности гидрологического режима, равномерное его выпадение из морской воды должны были бы дать возможность определить относительный темп накопления двух слоев, так как периоды их образования должны относиться так же, как и соответствующие концентрации этого элемента. Простой расчет показывает, что в этом случае темп накопления в горизонте II должен быть в 40 раз интенсивнее накопления в горизонте I, что было бы возможно лишь при резком изменении динамического режима водного бассейна на границе горизонтов II-I. Диаграмма на фиг. 3 показывает, что в гранулометрическом составе осадков мы не находим никаких указаний на такое изменение динамики моря.

Если считать равномерным радиевый режим в горизонтах I и II, то и здесь мы приходим к странному выводу: оказывается, что это возможно лишь при условии перерыва в осадкообразовании не менее 2 000 лет, между горизонтами I и II, что противоречит самому представлению о непрерывности.

Рассуждая таким образом, мы до сих пор игнорировали возможность миграции марганца из глубинных слоев анаэробной зоны в верхние слои. Может показаться очень правдоподобным, что наблюдаемое расслоение является следствием именно такой миграции, так как в зоне восстановительных реакций могут образоваться двухвалентные окислы марганца, более подвижные (В.И. Вернадский), чем высшая степень окисления. Имеются и прямые указания на возможность такого процесса в условиях, близких к нашим (В.И. Вернадский).

Если такая миграция происходит в действительности, то в зоне накопления марганца должны находиться два различные поколения его атомов: молодые, выпадающие сверху из морской воды, и старые, некогда также пришедшие в осадок из водной массы, впоследствии погребенные и вновь поднявшиеся в процессе предполагаемой миграции.

В этом случае концентрация радия была бы пропорциональна не общей концентрации марганца, а лишь концентрации его молодых атомов. В самом деле: со старыми атомами радий скорее всего не поднимался бы в поверхностные горизонты, так как в них мигрировали бы не коллоидные высшие окислы марганца, обладающие свойством увлекать радий, а закисные его соединения. Если же часть радия и поднималась бы из глубины со старыми атомами, то это была бы лишь его незначительная доля в общей концентрации, так как большая его часть подвергалась бы распаду.

Иными словами, чем ближе к линейной будет зависимость между логарифмом приведенной концентрации радия и глубиной того слоя, к которому эта концентрация относится, чем точнее лежали бы на одной прямой точки такого графика, тем меньше была бы роль старых атомов в общем количестве марганца в верхнем отделе.

Отбрасывая другие причины, способные повлиять на точность конечного результата, и относя все отклонения за счет влияния концентрации старых атомов, условным мерилом этого влияния можно принять степень отклонения действительных значений приведенной концентрации от корреляционной прямой; очевидно, это дает нам несколько преувеличенное представление о роли старых атомов, и это тем более интересно.

Вычисления, произведенные по такому принципу, дают максимально возможное значение концентрации старых атомов, для нижних горизонтов колонки - 13%, а для верхних - 7% от общего количества марганца.

Уменьшение числа старых атомов к верху колонки и относительное их увеличение к низу как будто указывает на то, что предполагавшаяся миграция происходит в самом деле, но ею не может быть объяснено резкое повышение концентрации марганца в верхнем отделе, наблюдаемое в атлантическом типе грунтов.

Итак, нельзя не придти к выводу, что начало расслоения осадков, приведшего к образованию грунтов атлантического типа, совпало по времени с изменением гидрологического режима в северной части Карского моря, в частности с изменением марганцового режима. Последнее обстоятельство позволяет нам выяснить, что именно здесь произошло. Для этого напомним некоторые основные особенности геохимии марганца.

Как известно, в море марганец попадает с континентов в пресных водах. Реки выносят огромные количества этого элемента [Murrey, 1887], но он тем не менее не дает заметных концентраций в зонах морей и океанов; до сих пор марганец здесь не поддается количественному определению [Murrey, Irvin, 1895]. Поэтому изменение марганцового режима поверхностных вод какого-либо морского водоема должно прежде всего сказаться на накоплении этого элемента в донных отложениях именно этого водоема, что мы и имеем в рассматриваемом случае.

Для Карского моря источник марганца ясен - марганец приносится пресными водами сибирских рек, несущих в шельфовые моря Евразии ежегодно около 5 000 куб. м пресной воды. В частности, Енисей и Пясина, собирающие свои воды на территории распространения основных изверженных пород, впадают в Карское море.

Механизм перехода марганца из воды в осадок до сих, пор еще точно не выяснен, хотя этому вопросу и посвящена обширная литература. Не вдаваясь в общее обсуждение, укажем лишь, что некоторые наши наблюдения позволяют думать, что переход марганца из воды в осадок обусловлен бактериальным процессом, для которого оптимальные условия возникают там, где пресные речные воды смешиваются с солеными морскими водами. Здесь марганец оказывается в неустойчивом состоянии и обнаруживает склонность выпадать в коллоидной форме, что создает экологическую обстановку, благоприятную для развития соответствующей бактериальной ассоциации.

Совпадение зоны окисленных грунтов с зоной максимальной концентрации марганца дает основание связывать начало формирования верхнего отдела наших колонок либо с усиленным притоком пресных вод сибирских рек (и их пресных льдов) в крайней северной области Карского моря, либо предполагать, что здесь соленые морские воды внедряются в опресненный бассейн. Последнее отпадает, так как в нижних отделах колонки встречаются остатки соленоводных организмов.

Усиление влияния сибирских рек, мне кажется, правильнее всего связывать с изменениями в общей циркуляции гидросферы, не ограничиваясь ссылкой на чисто местные причины. Если стать на эту точку зрения, то такую общую причину можно видеть в повышении интенсивности атлантического течения. Оно привело к внедрению в толщу вод Карского моря промежуточного теплого водного прослойка атлантического происхождения, что вызвало компенсационный отток поверхностных вод. Последнее, естественно, усилило поверхностные течения, и опресненные гибридные воды проникли далеко на север Карского моря. Нечто аналогичное мы наблюдаем и в настоящее время в западном секторе Арктики: колебания интенсивности выноса льдов связаны с колебаниями активности атлантического течения, проникающего в Полярный бассейн, т.е. с изменениями в общей циркуляции.

В таком случае появление грунтов атлантического типа - результат проникновения в Карское море атлантического течения, и тогда становится понятной пространственная связь между грунтами указанного типа и современным распределением гольфштремных вод. Таким образом, условием, определяющим возможность развития неравномерного литогенеза, оказывается изменение строения водной массы, однако, более глубокая зона цементации (горизонт II-а) не связана с повышением концентрации марганца. Здесь все ограничивается высоким окислением железа и его несколько повышенным содержанием.

Для решения вопроса о связи этого горизонта литогенеза с теми или иными параметрами гидрологического режима наших данных недостаточно. Остается только пожалеть об этом, так как существование отмеченной зоны указывает на какие-то крупные события в гидрологической истории Карского моря. В данном случае мы имеем дело с окислением биохимического характера; было бы интересно установить, какие вообще типы гидрологического режима благоприятны для развития аэробного комплекса бактериальной флоры. Этот вопрос отчасти освещен в работах Б.Л. Исаченко для Карского моря [Исаченко, 1937].

Данные Б.Л. Исаченко показывают, что аэробные процессы достигают максимального расцвета в зоне смешения вод различного генезиса: в проливе Вилькицкого, где течения сильно перемешивают воды, количество бактерий в 1 куб. сантиметре грунта в 10 раз превышает количество бактерий в равном объеме осадка, взятого в обычных условиях Карского моря.

Если это соотношение является общим правилом, то наличие нижней зоны литогенеза может служить указанием на более усиленную циркуляцию вод промежуточного слоя, имевшую место в Карском море 8-10 тыс. лет назад. Нельзя не отметить, что это усиление циркуляции относилось именно, к промежуточному слою, так как в гранулометрическом составе мы не находим признаков изменения динамики придонного или поверхностного горизонтов, с которыми связан перенос осадков или их перемыв. Из предыдущего видно, что ответ на вопрос об универсальной связи между режимом водной массы и неравномерным литогенезом дадут лишь новые исследования.

Сейчас можно утверждать, что причина неравномерного литогенеза заключается в изменении экологической обстановки, определяющей ход бактериальных процессов, как вследствие изменения параметров водной массы, так и ее общей динамики.

7. Заключение 

В этой статье рассмотрен небольшой частный случай литогенеза, который не дает еще права говорить об универсальности выявленных закономерностей. Однако поставленный в ней вопрос представляет интерес для всех, кто занимается изучением фаций, палеогеографическими построениями и теорией образования осадочных пород на дне морских водоемов. Работа преследует две цели: во-первых, подробнее рассмотреть процесс неравномерного литогенеза, явные следы которого мы находим в древнейших породах; во-вторых, заполнить хоть немного пробел, который до сих пор наблюдается между богатейшим фактическим материалом по донным осадкам наших морей и интерпретацией этого материала.

ЛИТЕРАТУРА

1. Бруевич С. Некоторые задачи химической океанографии Арктики, Гл. упр. Сев. мор. пути, Ленинград, 1945.

2. Буткевич В.С. О бактериальном населении морских вод в высокоарктических областях // ДАН СССР, 1938. Т. XIX, № 8.

3. Вернадский В.И. Очерки геохимии. Объед. научн.-техн. изд., 1934.

4. Вернадский В.И. История природных вод, т. I, 1933.

5. Исаченко Б.Л. Микроскопический анализ грунтов Азовского и Черного морей // Известия Государственного Гидрографического института. 1934. Т. 9.

6. Исаченко Б.Л. Микробиологическая характеристика грунтов и виды Карского моря // Труды Арктического института. 1937. Т. 82.

7. Исаченко Б.Л. Об очередных задачах микробиологического изучения воды и грунтов морей. Гл. упр. Сев. мор. пути, 1945.

8. Курбатов Л., Ермолаев М.М. К вопросу о радиоактивности и химическом составе грунтов Карского моря // Проблемы Арктики. 1937. № 2.

9. Сенов П. К методике исследования конкреций Карского моря // Проблемы Арктики. 1937. № 2.

10. Старик И. Радиоактивные методы определения геологического времени. Гос. объед. научн.-техн. изд., 1938.

11. Хлопин В.Г. Радий и его получение из русского сырья. Изд. АН СССР. 1924.

12. Чигирин Н. Система угольной кислоты в водах Полярного бассейна и Гренландского моря // Труды эксп. «Садко», 1935 г., т. 1, 1939.

13. Bavendamm W. Die microbiologische Kalkfüllung in der tropischen See. Arch, v. Microbiol. V. 3, 1932.

14. Drew H. On the Precipitation of Calciumcarbonate on the See by Morine Bacteria. // Journ. of the Mar. Biol. Assoc. of the Unit. Kingd. 1913. V, IX, № 4.

15. Ebler E., Bender W. Neue Methoden zur Gewinnung des Radiums aus Uranerzen //. Zschr. f. angew. Chemie, №№ 8, 9, 10. Jahrg. 28, 1915.

16. Issatschenko B. Zur Frage der biogenischen Bildung des Pyrits // Internat. Revue d. ges. Hydrob. uhydrogr. Bd. 22, H. 1-2, 1929.

17. Kurbatov L. // Nature. 1936. Vol. 137.

18. Murrey L. Scottish geograph., Journ. 3, Edinb. 1887.

19. Murrey I., Irvin A. Transact of Edinb. R. Soc., No. 37, 1895.

20. Seiwell H. The Distribution of oxigen, etc... Pap. in Phys. Oceanogr. 6, v. III, № 1, 1934.

21. Urry W., Piggot C. Radioactivity of ocean Sediments // Am. Journ. sci., 1941. Vol. 140, № 2.

22. Waksmann S. The Distribution and Condition of Existence of Bacteria in the See. Ec. Monogr., № 4, 1934.

Ссылка на статью: