Геохимия поровых растворов




Главная
Новости
Строительство
Ремонт
Дизайн и интерьер
Строительная теплофизика
Прочность сплавов
Основания и фундаменты
Осадочные породы
Прочность дорог
Минералогия глин
Краны башенные
Справочник токаря
Цементный бетон




13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017





Яндекс.Метрика
         » » Геохимия поровых растворов

Геохимия поровых растворов

05.09.2017


Под поровыми водами (растворами) понимаются воды, насыщающие поры горных пород, тонкие капилляры, микротрещины и межзерновое пространство. В породах они удерживаются силами межмолекулярного сцепления, а также системой замкнутых пустот. В отличие от прочносвязанных форм воды (кристаллизационная, гигроскопическая и др.) поровые растворы активно участвуют в геохимических процессах.
Поровым водам принадлежит большая роль при диагенезе осадков. Их объем может достигать 60% от объема осадка и более. Считают, что первоначальный их состав унаследован при седиментации. Их минерализация колеблется в значительных пределах, они могут быть как пресными, так и солеными.
В большинстве случаев минерализация поровых вод в глинах ниже, чем в подземных и трещинных водах водоносных горизонтов. Вместе с тем минерализация поровых рассолов, осадков бессточных озер Калифорнии и Орегона, по данным Дж. Блейра и др., в 5 раз превосходит минерализацию озерной воды (достигая 200 г/кг).
Ведущая роль, по мнению авторов, в формировании поровых рассолов указанных озер принадлежит CO2. Поровые воды обогащаются SiO2 (до 790 мг/кг) и Na и обедняются К, который сорбируется глинистыми частицами.
Изучение проблемы связи состава водной вытяжки и поровых растворов показывает, что при сопоставлении минерализации водных вытяжек с поровыми растворами из одних и тех же пород и пересчитанных на одну и ту же величину навески (например, 100 г породы) обнаруживаются более высокие значения минерализации водных вытяжек по сравнению с поровыми растворами. В частности, в проведенных опытах в водной вытяжке Na+ К больше в 4 раза, хлора почти в 5, гидрокарбонатов в 2 раза, чем в поровом растворе. Эти данные показывают, что в процессе приготовления водных вытяжек происходит дополнительное растворение минеральных компонентов, содержащихся в породе. В связи с этим несомненно более правильное представление о солевом составе водной фазы породы могут дать поровые растворы.
В зоне замедленного водообмена и особенно в водах застойного режима (где скорость движения не превышает 1—3 м) наблюдается большая сходимость между химическим составом поровых вод, водных вытяжек и подземных вод, отмечается, что катионная часть поровых растворов водных вытяжек и вод из одних и тех же горизонтов более сходна между собой, чем анионная. Состав поровых вод в определенной степени связан с минералогическим составом пород.
Опыты У. Энгельгардта и К. Гейда по изменению концентрации поровых растворов в процессе сжатия глинистых осадков показали, что на этот процесс влияет минералогический состав отложений. Отжимались чистые каолинитовые и монтмориллонитовые илы, насыщенные раствором NaCl и CaCl2 в интервале от 30 до 3200 атм.
При опытах с монтмориллонитом было установлено, что с увеличением давления от 30 до 800 атм концентрация поровых растворов уменьшается. Это объясняется сорбцией ионов Na и К монтмориллонитом при сжатии ила. Однако при дальнейшем увеличении давления (до 3200 атм) в связи с полным использованием сорбционной емкости и одновременным уменьшением пористости ила вновь наблюдаются повышенные концентрации солей в поровых растворах. При сжатии каолинитовых глин не происходит заметного изменения концентраций солей в поровых растворах. Оказалось также, что темп сжатия и текстурные свойства илов зависят от концентрации поровых растворов. В насыщенных солями илах глинистые минералы образуют агрегатные сростки, препятствующие быстрому сжатию.
Э. Календер изучал поровые воды донных осадков оз. Мичиган и Верхнего. Содержание Ca и Mg в этих водах (28—45 и 4—15 г/т соответственно) значительно превышает их содержание в озерных водах (12—33 и 2,8—11 г/т). Поровые воды оз. Мичиган находятся в равновесии с кальцитом и доломитом, поровые воды осадков оз. Верхнего — только с кальцитом. Все поровые воды находятся в равновесии с каолинитом и приближаются к равновесию с монтмориллонитом, хлоритом и аморфным кремнеземом.
В поровых водах оз. Мичиган выше содержание таких элементов, как Mn, Cu, Ni и Zn, чем обычно в поровых водах морских осадков, хотя содержание этих элементов в морской воде и воде оз. Мичиган почти одинаковое. Большая часть Ca и Mg в осадках указанных озер входит в состав кальцита и доломита. Часть Mg, а также не менее 60% всего Fe осадков связана с глинистыми минералами, преимущественно хлоритом. Остальное железо и практически весь марганец присутствуют в виде аутигенных гидроокислов.
Существует зависимость между составом поровых вод и температурой, при которой они сжимаются. Согласно данным Дж. Бишофа и др., повышение температуры (в интервале 5—22,5 °С) влечет за собой десорбцию К и Cl и их переход в поровые воды, тогда как тот же эффект способствует более прочному связыванию Mg и Ca в ионообменном комплексе. Опыты выполнялись на современных зеленых глинистых илах. В водах из нагретых образцов по сравнению с охлажденными содержание К увеличивалось на 13,3%, Cl — 1,4%, тогда как содержание Mg и Ca уменьшается соответственно на 2,5 и 4,9%.
Одним из основных процессов формирования подземных вод является фильтрация атмосферных вод, в результате которой происходит вытеснение и замещение как подвижных вод более высокой минерализации, так и поровых растворов. Интенсивность этого процесса определяется геологическим строением отложений, литологическими особенностями пород и фактором времени. По-видимому, в благоприятных условиях в природе могут некоторое время сохраняться седиментационные поровые растворы. Анализы поровых вод океанических: осадков (от плейстоцена до сеномана, 70—80 млн. лет) на типичном океаническом дне (в Атлантическом океане) показывают, что по общей солености и по содержанию Cl, Na, Ca, К, Mg и других основных компонентов они практически тождественны современной морской воде. Отмечается ничтожное уменьшение содержания SO4в2- (и то не всегда, как указывает Н.М. Страхов) и соответственно прирост HCO3-, что объясняется очень слабо протекающими процессами редукции в илах.
Эти данные показывают, что на протяжении последних 70—80 млн. лет солевой состав океана оставался постоянным. Н.М. Страхов допускает постоянство основного солевого состава океанической воды с конца рифея.
В отличие от типичного океанического дна, поровые растворы отложений Мексиканского залива характеризуются тем, что в районе развития соляных куполов наблюдается рост общей солености с глубиной. Кроме того, в одной из скважин на глубине 140 м была встречена резкоопресненная вода. Эта скважина расположена примерно в 70 км от Миссисипской дельты.
По мнению Ф.Т. Мангейма, опреснение поровых вод (с содержанием всего 60 мг/л) вызвано возможной связью с грунтовыми водами континента в прошлом или даже в настоящий момент.
Особенности распределения Cl- в интерстициальных водах в илистых отложениях палеогена на острове Хоккайдо изучали Кома Такэси и Сагава Акира. Содержание Cl- колеблется в широких пределах (от 188 до 8840 мг/л). Это указывает на различный генезис отложений. По мнению авторов, все образцы с нормальной или повышенной концентрацией Cl-относятся к несомненно морским образованиям. Низкие отношения Cl- связаны с отложениями, которые накапливались либо в пресноводных водоемах, либо испытали разбавление метеорными водами. Можно привести и другие примеры захоронения древних высокоминерализованных хлоридно-натриевых вод морского происхождения. На такой факт указывают Л.И. Номикос и П.А. Крюков, которые изучали меловые глины в районе Кавказских минеральных вод. Однако в этом районе ниже указанного возраста глин залегают песчанистые породы нижнего мела (альб, апт) и известняки валанжина, в которых соленые воды морского происхождения вытеснены инфильтрационными атмосферными водами. При этом поровые растворы также опреснились.
Состав поровых растворов может значительно изменяться в зоне тектонических нарушений в результате смешения различных вод.
На стадии диагенеза происходит изменение химизма поровых растворов. Прежде всего идет развитие восстановительных процессов. Расходуется сначала свободный кислород, затем связанный с железом, марганцем, серой, в результате уменьшается Eh и pH. Создаются условия для растворения и переотложения вещества, возникновения конкреционных образований, сокращения порового пространства.
Наиболее интенсивные диагенетические изменения происходят в илах в пределах десятка сантиметров и первых метров песчаных пород. Под влиянием процессов диагенеза поровые морские воды чаще всего метаморфизуются в бикарбонатно-натриевые и хлоридно-кальциевые воды.
Шарма Гхансьям изучал взаимоотношение осадка и морской воды в ледниково-морских отложениях юго-восточной Аляски. Сравнивался химический состав поровых вод осадков и придонных вод. По сравнению с придонными водами суммарная минерализация поровых вод меньше, чем придонных. В поровых водах уменьшается концентрация Ca, но возрастает концентрация Na, К и Mg. Содержание Mn в поровых водах уменьшается с глубиной. Значения pH поровых вод 7,1—7,5; придонных — 7,1—8,4. В процессе исследований связь между составом поровых вод и содержаниями хлорита и иллита не обнаружена. Вместе с тем отмечается, что с увеличением алевритовой фракции в осадке возрастает содержание Na в поровых водах.
На процессы диагенеза и метаморфизацию поровых вод влияют состав седиментационных вод, степень дисперсности отложений, минералогический состав, емкость поглощения глинистой фракции, состав поглощенных катионов, гидратированность материала, содержание органического вещества и карбонатов.
При увеличении давления и уплотнении пород отжимается большое количество поровой воды. При этом постепенно уменьшается минерализация выжимаемых поровых вод, в первую очередь за счет труднорастворимых соединений. Первые порции отжимов воды при лабораторных исследованиях обогащены легкоподвижными компонентами (Na-, Cl, J). В последующих порциях относительно увеличивается содержание Ca2+, Mg2+, SO4в2-, а также ряда микрокомпонентов — брома, фтора и др. Последующие порции поровых растворов более кислые (по значениям pH).
Следует указать также, что часть органического вещества попадает в состав поровых вод. При давлении часть битумов отжимается и они становятся доступными для экстракции.
В последние годы поровые растворы изучаются в Институте геохимии и геофизики АН Белоруссии. Опубликован ряд сообщений по этому вопросу. Автор изучал особенности поровых растворов четвертичных и третичных отложений (табл. 17) с целью выявления отдельных фациальных особенностей. Установлено, что химический состав поровых растворов отражает существующую гидрогеохимическую и гидродинамическую зональность. Так, в зоне интенсивного водообмена (она простирается в Белоруссии до глубины около 300 м и частично включает отложения юры) господствуют пресные воды и в химическом составе поровых растворов преобладают гидрокарбонаты, второе место в анионной части принадлежит хлору. Катионы (в порядке преобладания) представлены кальцием, магнием и натрием. Поровые растворы гидрокарбонатно-хлоридные, кальциево-магниевые. Вниз по разрезу (примерно с глубины 300 м) начинают преобладать сульфаты и натрий. В таблице приведены данные Л.И. Матвеевой по Давыдовской площади в Белоруссии.

В составе анионов возрастает роль Cl, с глубиной преобладание гидрокарбонатов над сульфатами постепенно сменяется обратным взаимоотношением. В катионной части поровых растворов возрастает относительное содержание Mg по отношению к Ca. С одной стороны, в этой зоне начинает сказываться влияние остаточного морского комплекса элементов, с другой, это зона замедленного движения подземных вод.
В процессе исследований было установлено, что породы глубже 3000 м оказались практически неотжимаемыми.
Проведенные нами исследования кайнозойских отложений Полесья показали, что в пределах зоны активного водообмена отдельные геохимические фации также характеризуются специфическими особенностями. Образец черной глины (7914-1) из нижней части разреза Стародубка в Гомельской области характеризуется более высокими содержаниями по сравнению с другими образцами Na и Cl. Он взят из отложений верхнего олигоцена. Черные глины залегают на морских глауконитовых песках. Однако до последнего времени считалось, что эти глины пресноводные и собственно с них начинается континентальная история развития Полесья в кайнозое. Повышенные содержания Cl и Na, более высокие значения коэффициента Na+K/Ca+Mg дают основание считать, что в них остались следы влияния морской воды и эти глины скорее прибрежно-морские. Они также отличаются более высокими содержаниями V и Ni, что, по данным Кейта и Дегенса, является характерной чертой органической фракции морских отложений. Образцы 7914-3 и 7914-5 взяты в том же разрезе Стародубка выше и представляют собой пестроцветные глины. В глинистой фракции этих глин резко преобладает каолинит. Они характеризуются пониженными содержаниями большинства катионов и анионов. Особенностью их является более высокое содержание железа в поровых растворах. pH поровых растворов из них значительно отличается от pH водных вытяжек.
Образцы 7608-1 (д. Славинск) и 7607-2 (д. Белановичи, Петриковский район Гомельской области) взяты из двух близкорасположенных обнажений и, как мы предполагаем, из одного и того же горизонта верхнемиоценовых глин. Характерная черта состава глинистой фракции — высокое содержание монтмориллонита. Образец 7607-2 представляет собой черную глину с содержанием органического вещества около 0.5%, образец 7608-1 —серую глину с очень низким содержанием органического вещества. Образцы обращают на себя внимание несколько более высоким содержанием К.
Ранее нами было установлено, что вверх по стратиграфическому разрезу растет количество рассеянного органического вещества и изменяется отношение битумов и гуминовых кислот в пользу последних. Как видно из нашей таблицы, верхнемиоценовые и особенно четвертичные отложения резко отличаются по содержанию SO4, что, вероятно, связано с присутствием рассеянного органического вещества в породах и его преобразованием (табл. 17).
Характерной чертой поровых растворов из четвертичных отложений является также высокое содержание Ca2+.
Приведенные выше особенности поровых растворов находят отражение и при изучении поглощенного комплекса глинистых отложений. При изучении познаньских глин в ПНР нами было обнаружено, что отношение K+ + Na+/Ca2+ + Mg2+ изменяется с 0,71 на глубине 97,0 м до 0,20 на глубине 60,0—62,4 м, т. е. в самой верхней части этого горизонта. Возможно, это связано с переходом от аридного климата и морских условий литогенеза к гумидным и пресноводным условиям среды. В существенно монтмориллонитовых познаньских глинах были обнаружены образцы, где в поглощенном комплексе преобладал К, что согласуется с нашими данными, полученными на основании изучения поровых растворов. Выше мы указывали, что в верхнемиоценовых глинах Полесья несколько больше К по сравнению с другими образцами, особенно верхнеолигоценовыми. Вверх по стратиграфическому разрезу коэффициент щелочности в поглощенном комплексе еще больше уменьшается, и в четвертичных отложениях он может иметь значения 0,1 и меньше.
IV. Гидрогеохимические ореолы рассеяния континентального гидрогенеза. Континентальный гидрогенез часто сопровождается образованием рудных гидрогеохимических аномалий и ореолов рассеяния многих химических элементов. Наиболее активную роль в их образовании играют речные и грунтовые воды, глубинные воды источников, промывающих месторождения, нефтяные воды в районах нефтяных структур, горячие источники, выходящие на поверхность в районах современного вулканизма, процессы испарения, инфильтрации и вторичного замещения и др.
Труднорастворимые минералы и химические соединения переносятся механическим путем, а легкоподвижные соединения — в водных растворах, образуя различные генетические и геоморфологические типы водных ореолов рассеяния. В рудных районах гидрогеохимические аномалии и ореолы рассеяния богаты медью, никелем, цинком, свинцом и др. Глубинные воды, особенно минерализованные, дренирующие осадочную толщу, нередко образуют ореолы рассеяния и провинции, обогащенные редкими и радиоактивными элементами (литием, ураном, радием, фтором, йодом). С термальными водами в ряде случаев связано образование аномальных концентраций ртути, сурьмы, марганца, вольфрама, бора, золото-серебряных и флюоритовых и др. Нефтяные воды обогащают породы повышенным количеством йода, брома, бора, бария, железа, стронция, радия. Как отмечалось выше, содержание брома в этих водах иногда достигает 500 мг/л, йода — 5—50 мг/л и выше.
Все гидрогеохимические ореолы можно разделить на рудные и безрудные. Различают также простые и комплексные ореолы рассеяния (аномалии). Интенсивность проявления гидрогеохимических ореолов определяется степенью контрастности (отношение аномальных величин поисковых признаков к фоновым) и условиями формирования и распространения рудных и ореольных вод. Влияют на характер и формы ореолов рассеяния структура, морфология рудных тел, их минералогический состав, степень окисления, условия миграции вод. Все эти условия приводят к огромному разнообразию гидрохимических ореолов рассеяния и трудности их интерпретации.
X.Е. Хокc и Дж. С. Уэбб выделяют три главных фактора, определяющих выдержанность гидрогеохимических ореолов: 1) контрастность у источника аномалии, 2) разбавление водой из неминерализованных областей и 3) осадительные бактерии, извлекающие элементы из растворов. Контрастность гидрогеохимических ореолов может колебаться в широких пределах в зависимости от характера минералогических парагенезисов и их изменения процессами выветривания и окисления, высвобождения растворимых металлов, скорости движения воды и влияния на нее эндогенных и экзогенных факторов (тектонических, климатических). Увеличение объемов воды способствует разбавлению гидрогеохимических ореолов. Выпадение в осадок солей и металлов также сопровождается ее затуханием. Осаждение могут вызвать изменение окислительно-восстановительной среды, смешение вод с различными кислотными и щелочными свойствами, поступление в раствор большого количества органического вещества и т. д.
В общем, наиболее контрастные гидрогеохимические ореолы образуются в условиях интенсивного окисления сульфидных минералов и наличия легко растворимых пород, продолжительного однообразного гидрогеохимического режима; слабо контрастные — в условиях трудно окисляемых и трудно растворимых минералов рудных тел и коренных пород, резких и частых колебаний гидрогеохимического режима. Гидрогеохимическими показателями контрастности являются колебания в пороговом и фоновом содержании рудных элементов, характерных для ореолов (рис. 36), связанные с ними примеси-спутники, изменения в минерализации растворов и др. Формы гидрогеохимических ореолов отражают геологические и геохимические условия их образования.

Все компоненты вод, содержание которых может изменяться под влиянием рудных тел и первичных и вторичных ореолов рассеяния, представляют собой гидрохимические поисковые признаки. Выбор их должен диктоваться конкретными условиями каждого исследуемого района.
В качестве гидрохимических поисковых признаков используются аномальные содержания в водах Cu, Zn, Mo, As, Ni, Nb, Be, Zr, SO , аномальные значения pH и Eh, аномальные величины общей минерализации и коэффициентов SO4/C1, SO4/HCO3, Cl/HCO3, аномально повышенная распространенность микрокомпонентов, аномальная металлоносность и типы вод. На этом основании гидрохимические поисковые признаки подразделяют на рудные (присутствующие только в рудных водах) и ореольные (в ореольных и рудных водах). По отношению к типам месторождений гидрогеохимические поисковые признаки делятся на прямые (аномальное содержание в воде рудного металла) и косвенные (аномальное содержание в воде металлов-спутников или компонентов, образующихся при разрушении минералов).
В основу такой классификации положены весьма важные в практическом отношении особенности поисковых признаков, связанные с расстояниями, на которых могут быть прослежены в стороны от рудного тела аномальные значения того или иного компонента минерализации и степень трудности установления связи изменений в химическом составе воды с влиянием поискового рудного тела.
Ореольными гидрохимическими признаками являются компоненты минерализации, повышенные содержания которых могут распространяться на значительные расстояния от рудных тел, а также те, которые образуются только в ореольных водах. Сюда относятся элементы, переносимые рудными водами и имеющие пределы возможных содержаний в них (Mo, Zn, Ni, Ag, SC4в2-), образующиеся при взаимодействии с первичными и вторичными ореолами рассеяния месторождений в породах (Li, В, F, Cl, Ba) и вследствие разрушения вмещающих пород агрессивными водами (Ti, Cr, Mn и др.). К рудным гидрохимическим поисковым признакам относятся аномальные значения компонентов, которые прослеживаются в основном в пределах распространения рудных вод. Это повышенные содержания металлов, сохраняющиеся преимущественно в водах с низкой pH, т. е. металлов в форме гидроокисей или карбонатов (Sb, Sn, Bi, In, Fe, Al, Co, Cd, Pb и др.). Такие аномалии возникают обычно в местах непосредственного контакта воды с окисляющимися сульфидными минералами.
Закономерности распределения аномальных значений компонентов — поисковых признаков — весьма сложны, и их интерпретация должна проводиться с учетом возможного влияния не только сульфидных рудных тел (легко интерпретируемые поисковые признаки — Mo, Cu, Co, Cd, Sb и др.), но и других причин (трудно интерпретируемые признаки — SO4в2-, Zn, pH, общая минерализация, Fe, Al и др.): наличия высоких содержаний элементов не только в гидротермальных жйлах, но и в других породах; повышения содержания элемента при увеличении пути движения вод (особенно для компонентов с высоким кларком — SO4в2-, Cl); преобладания испарения над фильтрацией (выпадения соединений Zn, U из раствора); интенсивного выветривания пород, когда в воду переходят элементы, присутствующие в породах в виде изоморфной примеси, и в других случаях.
При общих поисковых работах наибольшее значение имеют ореольные поисковые признаки, при детальных — рудные. Один признак можно использовать лишь в хорошо изученных районах при детальных исследованиях. Применение данных спектрального анализа (на большое число компонентов) позволяет использовать в качестве поискового признака характер ассоциации элементов в водах и их распространение.
Для районов с интенсивным водообменом величины гидрохимических поисковых признаков могут значительно колебаться во времени. Для определения этих колебаний проводят режимные гидрогеохимические наблюдения. Они должны охватывать весь период поисков, а еще лучше — весь календарный год. На основании данных этих наблюдений строят графики изменения концентраций компонентов во времени. При выделении участков гидрогеохимических ореолов учитывается направление движения подземных и поверхностных вод, возможность неодинакового проявления аномалий в разных типах вод (оконтуривание лучше производить отдельно для каждого типа вод), зональность гидрогеохимической аномалии. После оконтуривания разделяют аномалии по ассоциациям поисковых признаков и контрастности.
Гидрогеохимический метод поисков полезных ископаемых позволяет оценивать перспективность глубоко залегающих горизонтов земной коры (глубинность метода), водные ореолы имеют значительную протяженность и устойчивость в широком диапазоне условий. Данные гидрогеохимических поисков могут широко привлекаться к решению вопросов литологии, стратиграфии, магматизма, металлогении изучаемых территорий.
К недостаткам метода следует отнести невозможность его применения в районах с малым количеством водопроявлений, трудность интерпретации гидрогеохимических аномалий и невозможность количественной оценки масштаба оруденения, изменение во времени компонентов минерализации вод и необходимость в связи с этим проведения режимных наблюдений.
V. Процессы и продукты океанического гидрогенеза. В настоящее время океаническая и морская гидросферы охватывают более 2/3 поверхности планеты. В изучение океанической гидросферы, ее осадков, биологической жизни, геохимических процессов и других вопросов большой вклад внесли многие ученые. В числе трудов этих ученых особенно выделяются работы, связанные с океаническими экспедициями советских и зарубежных ученых в последние годы. Из авторов, посвятивших свои работы изучению вод и отложений океанического и морского дна, необходимо отметить К. Муррея и А.Ф. Ренарда, X.У. Свердрупа, М.У. Джонсона и P.X. Флеминга Ю.М. Шокальского, Ж. Буркара, Н.М. Страхова, У.У. Руби, А.П. Виноградова, Г.У. Менарда, Ф.П. Шепарда, П.Л. Безрукова, А.П. Лисицына, О.К. Леонтьева, Дж. Mepo и др.
Характерной особенностью морской воды является ее соленость. Средняя соленость морской воды принимается за 35% о (при хлорности 19%, принимаемой за стандартную концентрацию морской воды). Хлорность — это количество хлора в г/кг, эквивалентное всей сумме галогенов. В создании солености главную роль играют основные катионы Na, Mg, Ca и К и анионы (Cl, Br, SO4, CO3).
Представление о геохимическом балансе важнейших элементов в морской воде дает табл. 18. Некоторые из элементов (В, Cl, S, Br, J) присутствуют в морской воде в значительно большем количестве, чем их поступило в результате выветривания. Предполагают, что «избыток» их связан с вулканической деятельностью и ювенильными водами, поступающими из магматических пород на земную поверхность.

Отмечается большой дефицит в морской воде (по сравнению с пресными) многовалентных элементов, что, очевидно, связано с геохимическими свойствами элементов, в частности с их ионными потенциалами и большой способностью к поглощению и гидролизу. Обращает на себя внимание небольшое содержание в морской воде ядовитых элементов (Se, As), которые образуют растворимый комплекс анионов и поэтому могли бы накапливаться в растворах. Воды океана находятся в равновесии с газами атмосферы, проникающими до самого дна, с осадками дна и иловой водой, играющей большую роль в гальмиролизе и диагенезе осадков. Придонные иловые воды океанов и морей значительно обеднены кислородом и часто обогащены углекислотой, а иногда сероводородом и метаном (рис. 37). Географическое положение бассейна, характер и глубина дна, гумидность или аридность климата, концентрация солей оказывают большое влияние на солевой и газовый режим океанической гидросферы.

Литологическое и геохимическое разнообразие отложений океанической гидросферы определяется многими факторами и процессами: характером бассейнов, их географическим положением, взаимоотношением с сушей, тектоническими движениями, биологической жизнью и т. д. Важнейшее значение имеют соленосность, pH и En воды, содержание кислорода и углекислоты, поступление газов из ювенильных источников, процессы механической и химической дифференциации осадочного материала, поступающего на морское дно.
Наибольшим разнообразием геохимических условий характеризуется мелководная (шельфовая) зона и прибрежная лагунная зона моря, наименьшим — ложе Мирового океана. Мелководная зона (глубины 200—300 м) включает часть морского дна, известную под названием континентального шельфа, или материковой отмели.
Характерной особенностью шельфовой зоны морского дна является ее тесная связь с континентом и большая биологическая продуктивность организмов по сравнению с глубинными зонами океанического дна.
Специфическими геохимическими областями образования осадков являются лагуны, особенно в тропических и экваториальных зонах. Здесь наряду с терригенным материалом широко представлены химические осадки (гипс, ангидрит, мирабилит и каменная соль), а также глинистые илы, обогащенные органическим веществом. Отложения лагун в земной коре известны от начала архея до настоящего времени. Максимального распространения они достигают в периоды интенсивных горообразовательных движений, когда очертания морей и суши меняются.
При геохимическом изучении осадков морского дна очень важно выявить основные закономерности поведения и распределения главных химических элементов в сложных условиях гидросферы.
Изучая и сопоставляя закономерности и концентрации различных элементов в рудных фациях и кларковое содержание их, Н.М. Страхов выделил четыре группы концентрации элементов.
Первую группу составляют соединения, названные им кластофильными. К ним относятся железо, марганец, фосфор, алюминий. Название кластофильных они получили потому, что распределение их кларковых содержаний отвечает распределению глинистой фракции обломочного материала в условиях водоемов. Рудные фации железа, марганца и фосфора тяготеют к прибрежным зонам широких водоемов и сосредоточиваются в песках, крупных и мелких алевролитах.
Вторую группу компонентов составляют органические вещества и кремнезем, осажденные в водоеме химическим или биологическим путем. Высокие концентрации их развиваются главным образом на удаленном от берега конце фациального профиля кларков.
Третью группу составляют накопления известняка и доломита, которые часто занимают большие площади. Доломиты тяготеют к мелководью, известняки часто образуются и в более глубоководных областях.
К четвертой группе относятся галогенные накопления (гипсы, каменная соль, калийные соли), а также угли. Образование их приурочены обычно к зоне лагун, обрамляющих моря.
Последние 25 лет характеризуются широким изучением глубоководных океанических отложений, которые занимают больше половины всей площади дна Мирового океана.
Главные продукты глубоководной фациальной обстановки — гидротроилитовый голубой ил, зеленый ил и песок, диатомовый (известковый) ил и песок, красный ил и глина, радиоляриевый и птероподовый ил и др. В их распространении на океаническом дне также имеют место определенные географические закономерности. Охарактеризуем лишь некоторые вопросы морского и океанического гидрогенеза.