Глауконит в донных осадках океана

Изучение закономерностей распространения и условий образования глауконита в донных осадках океана имеет большое методологическое значение, поскольку на его основе базируются генетические гипотезы, в создании которых методу актуализма принадлежит решающая роль. Исторически сложилось так, что все генетические гипотезы (органогенного, хемогенного, в том числе гальмиролитического и метасоматического происхождения глауконита) зародились у океанологов либо у геологов, изучавших современные морские осадки. В настоящее время исследование океана усиленно развивается и новый материал, в том числе по геологии глауконитоносных осадков, позволяет существенно уточнить сложившиеся представления о так называемых современных глауконитах.

Глауконит в донных осадках океана приурочен к двум группам формаций: (карбонатно?)-терригенно-кварцевым и терригенно-вулканогенным кремнисто-глинистым, которые тяготеют к погруженным частям континентальных платформ и кайнозойским геосинклинальным системам соответственно. Формации первой группы слагаются глауконитоносными терригенными и терригенно-карбонатными (биогенными) осадками шельфов и континентальных склонов; формации второй группы — глауконитоносными кремнисто-терригенно-глинистыми и кремнисто-пирокласто-терригенно-глинистыми осадками шельфа и континентального склона. Глауконитоносные формации первой группы распространены на шельфе Западной, Южной и Восточной Африки, атлантическом шельфе Северной Америки и Испании, западном и южном шельфах Австралии, на шельфе Новой Зеландии и Фольклендско-Патагонском шельфе. Глауконитоносные формации второй группы тяготеют к краевым частям Тихого океана: континентальному склону западной окраины Северной и Южной Америки, котловинам Японского и Восточно-Китайского морей, Северо-Западной впадине Тихого океана (рис. 3.6).

Карбонатно(?)-терригенно-кварцевые формации глауконитоносные

На шельфе Юго-Западной Африки (рис. 3.7) формацию слагают кварцевые и полевошпатово-кварцевые пески и алевриты и терригенные, терригенно-биогенные и биогенные (фораминиферовые) илы с копролитами и местами с зернами фосфорита. Пески и алевриты распространены как на внутреннем, так и на внешнем шельфе, терригенно-биогенные илы — преимущественно на внешнем шельфе. На внутреннем шельфе до глубины 100—150 м в составе песков резко преобладает кварц. Илистые осадки терригенные отмечаются в самой прибрежной зоне — в устье р. Купене, а в заливе Уолфиш-Бей — терригенно-биогенные диатомовые высококремнистые (до 50% аморфного SiO2) илы с высоким содержанием органического вещества (до 14 %) и зернами фосфата. Однако и другие осадки на шельфе характеризуются относительно высоким содержанием органического углерода (2—4%). Среди глинистых минералов распространены (в порядке убывания) каолинит, иллит, монтмориллонит и смешанослойные иллит-монтмориллонитовые минералы.

Кварцевые глауконитоносные пески характеризуются крупными размерами зерен (Md = 0,28 мм) и совершенной отсортированностью, чем отличаются от современных относительно более мелководных (прибрежных, дельтовых) и относительно более глубоководных (окраины внешнего шельфа и континентального склона) терригенных осадков. Кварцевые (глауконитоносные в том числе) пески тяготеют к зоне минимальной скорости накопления третичных осадков и практически нулевой — для современных. Это может указывать на реликтовое происхождение песков, о широком распространении которых на шельфах океана указывал К. Эмери, и, поскольку глаукониты в таких песках несут признаки вторичного изменения, они не могут считаться современными.
Глауконит распространен на шельфе неравномерно, — от единичных зерен до 10—90%) по весу в терригенных осадках и до 10—40 % — в терригенно-биогенных карбонатных, преимущественно на глубинах 125— 420 м, реже от 4,5 м.
Гранулометрический анализ зерен глауконита подтверждает их вторичную концентрацию в прибрежной зоне, образовавшуюся в результате перемыва первичных глауконитоносных осадков. Единичные цифры калий-аргонового возраста 0,5 млн. лет, установленные для измененного глауконита (устное сообщение Л.В. Фирсова), могут соответствовать верхней границе возрастного диапазона образования глауконита в шельфовых осадках. Таким образом, фактически возраст глауконита остается невыясненным. Присутствие древних реликтовых глауконитов в современных осадках не исключается также в связи с многочисленными выходами на шельфе и прилегающей суше Юго-Западной Африки миоценовых, палеогеновых и меловых глауконитоносных отложений. В районе, где зерна глауконита ассоциируются с терригенно-биогенными фораминиферовыми илами, почти отсутствуют зерна в виде слепков внутренних полостей раковин фораминифер, столь обычные для других районов развития фораминиферовых донных осадков. В основном раковины в осадках имеют хорошую сохранность и не содержат внутри глауконит. Редкие раковины, несущие в своих полостях глауконит, сильно растворены и разрушены, что, наряду с признаками вторичных изменений зерен глаукоиита, является аргументом в пользу его реликтового происхождения, как и вмещающих его осадков.
В шельфовых осадках протекают процессы современного фосфато- и копролитообразования, интенсивность которых пропорциональна содержанию Cорг. Фосфаты облекают корочками зерна глауконита или заполняют трещины, а копролиты включают зерна глауконита. Таким образом, по соотношению агрегатов фосфата и копролита с глауконитом можно считать, что глауконит является более ранним образованием, и это косвенно может свидетельствовать в пользу реликтового происхождения глауконита. Разиовозрастностью глауконитов и фосфатов (современное образование последних не вызывает сомнений) можно, очевидно, объяснить и пространственное расхождение концентраций этих минералов.
По внешним признакам и кристаллохимическим особенностям различаются три типа зерен глауконита: 1) черные и зеленовато-черные гладкие с глянцевитой поверхностью, довольно правильной ооидной формы или ооидов со следами пластической деформации, с редкими трещинами (так называемыми трещинами синерезиса) па поверхности; на зернах отмечаются корочки фосфата кальция; 2) зеленые зерна округлые и угловатые, с матовой поверхностью, неравномерно окрашенные, нередко осветленные с поверхности; 3) коричневато-зеленые и коричневые округлые и угловатые, неравномерно окрашенные, с одиночными глубокими либо с сеткой тонких трещин на поверхности; поверхность зерен матовая, часто шероховатая, у коричневых интенсивно ожелезненных зерен — шероховатая и глянцевитая.
Под микроскопом зерна черного цвета имеют однородную темно-зеленую окраску; зеленые, коричневато-зеленые и коричневые зерна окрашены неравномерно, пятнисто и различной интенсивности цвета. Форма их округлая и угловатая, причем обломки имеют обычно более светлую окраску.
Ожелезиение (коричневые зерна) происходит неравномерно: от отдельных пятен на поверхности до практически полных псевдоморфоз гидроокислов железа по глаукониту, реликты которого, как и реликты других ожелезненных силикатов, распознаются по ИК-спектрам (Николаева, Сепии, Голубова, 1971).
Зерна первого типа распространены на широте г. Людериц (26° ю. ш.) и южнее, до бухты Сент-Хелина (33° ю. ш.) и банки Агульяс, на глубинах 3,5—450 м; с глубиной относительное содержание черно-зеленых зерен возрастает, а черных—убывает.
Зерна второго и третьего типов встречены к северу от г. Людериц, вблизи устья р. Кунене: непосредственно к западу и югу от конуса выноса этой реки, а также вблизи банки Агульяс, причем в последнем районе — как в рыхлых осадках (в смеси с зернами черного цвета), так и в обломках сцементированных более древних (третичного и возможно мелового возраста) известняков.
На атлантическом шельфе Северной Америки глауконитоиосные осадки (рис. 3.8) имеют сходный состав: терригенные кварцевые с примесью полевого шпата пески — реликтовые, по мнению К. Эмери, и терригенно-биогенные фораминиферовые — современные. Первые лежат на глубинах от 20—80 до 140 м при мощности до 60 м; они содержат прослои известняка и обломков раковин. Биогенные фораминиферовые пески являются относительно более глубоководными, а также относительно более мелководными. Реликтовые терригениые пески имеют более грубозернистый гранулометрический состав по сравнению с песками современными, терригенно-биогенными, поскольку фиксируют, по мнению К. Эмери, положение древней береговой линии в период последнего оледенения.

Глауконит ассоциируется с терригенными и терригенно-биогенными песками на глубинах от нескольких десятков до нескольких сот метров. На внешнем шельфе, главным образом на глубинах 200—500 м в глауконитоносных осадках отмечаются коричневые конкреции фосфорита до 8 см в диаметре, особенно многочисленные с приближением к Флориде. К востоку от Флориды они погружаются к плато Блейк. Имеются сведения о третичном возрасте фосфоритовых конкреций в осадках, близком возрасту фосфоритов Флориды.
Выходы третичных и меловых отложений, в том числе глауконитоносных, на шельфе весьма многочисленны: на северо-востоке Ньюфаундленда, на Большой банке, в заливе Святого Лауренсия, у Новой Шотландии, банки Джорджия, Нью-Джерси, Флориды, в заливе Гаттерас, на плато Блэйк. Эти отложения выходят на положительных структурах, подвергающихся размыву, и поставляют компоненты третичных и меловых пород в рыхлые донные осадки. Одним из таких компонентов является глауконит, зерна которого, как и на шельфе Западной Африки, несут многочисленные признаки вторичных изменений: ожелезнения, гидратации, а также перемыва зерен с раскалыванием их на части (обломки).
Д.Л. Белл и X.Г. Гуделл изучали глауконит из фораминиферовых илов этого района шельфа. Осадок представляет собой коричневый глинистый фораминиферовый ил с примесью среднезернистых песчинок кварца, угловатых и полу окатанных. Глинистая фракция осадков на юге состоит из монтмориллонита и иллита с небольшим количеством каолинита, а на севере шельфа — из монтмориллонита с большей примесью иллита, иллит-монтмориллонитовых смешанослойных минералов (в умеренном количестве) с небольшим количеством каолинита и хлорита. Эти глинистые минералы связаны с реликтовыми осадками. В современных фораминиферовых илах на краю шельфа и континентальном склоне преобладают монтмориллонит с небольшой примесью хлорита. К северу количество монтмориллонита уменьшается, но увеличивается количество смешано-слойных монтмориллонит-иллитовых или монтмориллонит-хлоритовых минералов с небольшой примесью хлорита.
Самые высокие концентрации глауконита приурочены к фораминиферовым илам, которые авторы рассматривают как благоприятную обстановку для его формирования. Цвет глауконита варьирует от светло-зеленого до почти черного. На южной половине района преобладает глауконит от светло- до среднезеленого цвета с небольшим количеством темно-зеленых зерен. Светло-зеленые зерна формировались как внутренние ядра в раковинах микрофауны. Темно-зеленые (до черных) зерна имеют овальную форму, что, по мнению авторов, указывает на возможность механического окатывания при транспортировке или длительном обнажении на морском дне. Количество черных зерен увеличивается от Флориды к Северной Каролине, и здесь наблюдается строгое соответствие между цветом зерен и типом осадка. Большинство светлых и средней интенсивности зеленых зерен приурочено к фораминиферовым илам, тогда как более темно-окрашенные зерна встречаются обычно в реликтовых гравелитах из раковин моллюсков.
На южной половине шельфа светло-зеленые зерна состоят из разбухающего слюдоподобного минерала с примесью каолинита и представляют собой «незрелый» глауконит. Темно-зеленые зерна являются «зрелым» глауконитом и состоят из хорошо окристаллизованного минерала слюдяной структуры (с отражением 10 А). По данным Д.Л. Белла и X.Г. Гуделла, светло-зеленые зерна (по тем же образцам) состоят из монтмориллонита со следами хлорита и иллита, а темно-зеленые слагаются иллитом со следами хлорита и иллит-монтмориллонитового смешано-слойного минерала.
На севере, вблизи Каролины, светло-зеленые зерна выполняются смешанослойным монтмориллонит-иллитовым минералом с незначительной примесью хлорита; темно-зеленые микроконкреции лучше окристаллизованы и состоят в основном из минерала со слюдяной структурой и следами хлорита.
Авторы делают вывод, что состав глинистой фракции в фораминиферовых илах почти полностью соответствует составу глинистых минералов в светло-зеленых зернах глауконита. Аутигенность светло-зеленых зерен авторы обосновывают тем, что: 1) светло-зеленые зерна представляют собой ядра раковин фораминифер; 2) высокие концентрации глауконита не встречаются за пределами фораминиферовых илов и 3) состав глинистой фракции осадка и светло-зеленых зерен тождествен.
Выдержанный состав (преобладает иллит с небольшой примесью хлорита) темно-зеленых зерен глауконита на всем протяжении шельфа, отличие их состава от состава вмещающих глинистых осадков, округлая форма и отсутствие на поверхности всяких знаков аутигенного генезиса этих зерен склоняют авторов к выводу, что черно-зеленые зерна происходят из глауконитоносных отложений прилегающей континентальной равнины.
Вернемся к выводу авторов относительно аутигенности светло-зеленых глауконитовых зерен. Поскольку они имеют минеральный состав, идентичный составу глинистой фракции вмещающих осадков, постольку аутигенность минералов, заполняющих раковинки фораминифер, может быть очевидной лишь в случае аутигенного происхождения прежде всего минералов глинистой фракции вмещающих осадков. Однако в подавляющем большинстве случаев глинистые минералы в осадках являются терригенными образованиями, и если они, не претерпев почти никаких изменений, заполняют раковинки фораминифер, когда эти раковинки попадают в осадок, то сам собою напрашивается вывод о том, что природа минералов, заполнивших раковинку, будет та же, что и в глинистой фракции осадков, т. е. они являются терригенными образованиями. Форма светлых зерен в виде слепков фораминифер и тесная приуроченность их к зоне распространения фораминиферовых илов не противоречат этому выводу, а, напротив, хорошо с ним согласуются.
Отличие минерального состава зерен черного цвета от состава глинистых минералов вмещающих осадков говорит в пользу иного, чем терригенных глинистых минералов, способа образования зерен глауконита такого типа, и этот факт сам по себе не отрицает аутигенной природы последнего. Округлая форма зерен и их глянцевитая поверхность скорее соответствуют аутигенной, а не терригенной природе глауконита, а отсутствие на поверхности зерен «всяких знаков аутигенного генезиса» (каковыми авторы считают трещины) может говорить за то, что трещин и не было, иначе по таким трещинам в процессе перемыва они могли бы раскалываться (но никак не стягиваться). Округлая форма, характерная для микроконкреций, глянцевитая поверхность, однородный состав, отличный от состава терригенных глинистых минералов, более всего говорят в пользу аутигенной хемогенной природы зерен черного цвета, а их слюдяная структура вполне отвечает минералу группы глауконита.
В нашем распоряжении было несколько образцов глауконитоносных кварцевых песков северного района шельфа с глубины около 90 м.
По форме в песках различаются зерна овальные (округлые, эллипсоидальные, иногда уплощенные) моноконкреционные с микроагрегатным внутренним строением, реже слюдоподобные, а также зерна полимикроглобулярные, когда зерно 1—2 мм в поперечнике состоит как бы из слипшихся микроглобуль, размер которых составляет сотые доли миллиметра. Полиглобуляриые зерна встречены нами, кроме рассматриваемого района, в осадках экваториальной зоны шельфа Западной Африки. Как на шельфе Америки, так и в указанном районе шельфа Западной Африки такие полиглобулярные микроконкреции состоят из трех минералов: глауконита, хлорита и монтмориллонита, ассоциация которых устанавливается в лагунно-дельтовых отложениях разного возраста. На этот факт следует обратить внимание, ибо не исключено, что такая форма зерна характерна именно для осадков экваториальной климатической зоны и что на атлантическом шельфе Северной Америки (особенно в рассматриваемом районе высоких широт) эти зерна будут аллотигенными, принесенными течением Гольфстрим из осадков экваториальной зоны, возможно, Мексиканского залива или района дельты р. Ориноко, в районе которых известны глобули ожелезиенного хлорита и хлорит-глауконит-монтмориллонитового состава.
По окраске различаются четыре типа зерен «глауконита» — черные, черно- и буро-зеленые, зеленые и светло-зеленые. Наиболее светлоокрашенные зерна выполняют ядра фораминифер, иногда на них располагается корочка зеленого глауконита. Раковинки иа зернах сильно растворены, истерты и обломаны. Сами зерна имеют шероховатую поверхность с пятнами и точками гидроокислов железа и содержат включения зерен кварца 0,05—0,2 мм в поперечнике. В составе светло-зеленых зерен отмечаются те же минералы, что и в глинистой фракции вмещающих осадков, при этом преобладает монтмориллонит.
Зеленые зерна представляют собой либо слепки полостей фораминифер, аналогичные светло-зеленым, либо имеют неправильную угловатую форму и состоят из мельчайших комочков топкодисперсных минералов с алевритовыми зернами кварца; поверхность комочков сглажена и истерта. В порах и трещинах таких зерен наблюдаются налеты гидроокислов железа, которые располагаются иногда в виде колец Лизеганга. На поверхности зерен, обычно в небольших углублениях, прикрепляются мелкие фораминиферки. Зеленые зерна тяготеют к фораминиферовым пескам, несут много черт сходства с зернами светло-зеленого цвета и сформировались аналогично последним из тонкодисперсных минералов осадка, в составе которых отмечаются иллит и монтмориллонит, в процессе перемыва.
Черные и темно-зеленые зерна отмечаются в кварцевых песках, нередко в сростках с кварцевыми песчинками. Можно наблюдать окраски, переходящие от черных и темно-зеленых в зеленые, буровато-зеленые и буровато-черные, так как многие зерна довольно интенсивно ожелезнены. Наряду с целыми округлыми отмечаются трещиноватые зерна, а также угловатые обломки. Реже они имеют форму слепков полостей раковин фораминифер, однако и в этом случае на их поверхности видны следы перемыва и ожелезнения. Минеральный состав зерен сложный: хлорит, глауконит и монтмориллонит. Таким образом, форма черных и черно-зеленых зерен и их минеральный состав свидетельствуют об их первично-диагенетическом хемогенном образовании (как микроконкреций) в отличие от светло-зеленых зерен, состоящих из смеси терригенных тонкодисперсных минералов, аналогичных по составу глинистой фракции вмещающих осадков. Однако сростки зерен глауконита с кварцем, признаки перемыва в виде угловатых обломков и вторичного измэнения их поверхности (трещины, ожелезнение) свидетельствуют в пользу древнего, а не современного происхождения глауконита. Источником могут служить третичные и меловые отложения, многочисленные выходы которых на шельфе указаны Р.Е. Шериданом. Фактически возраст глауконита в современных осадках атлантического шельфа Северной Америки остаемся невыясненным, он может быть разным — от мелового до третичного. Признаков современного глауконитообразования не установлено.
Фолклендско-Патагонский шельф изучен значительно слабее, чем описанные выше шельфы Юго-Западной Африки и Северной Америки, однако черты сходства глауконитоносных осадков всех трех районов проступают вполне отчетливо. Основной тип донных осадков — кварцевые пески (рис. 3.9), в которых к берегу увеличивается содержание полевого шпата. В заливах, лагунах и эстуариях на побережье Южной Америки накапливаются илы. В песках отмечаются линзы и прослон раковинного материала, а местами — мелкие обломки гальки изверженных пород и эффузивов. Пески шельфа являются наиболее грубозернистыми осадками как по сравнению с самыми прибрежными, так и с осадками континентального склона и считаются реликтовыми, фиксирующими стадии регрессии, связанной с последним оледенением. В осадках отмечаются кости рыб и раковины холодноводной фауны. На северном и южном краях Шотландского хребта осадки представляют собой гравелитистый глинистый песок. Более глубоководные осадки в западном Шотландском бассейне являются глинистыми илами и глинами, перемежающимися с пятнами фораминиферовых илов.

Однако эта общая схема распределения осадков с глубиной выдерживается не повсеместно, местами она нарушается. Так, на банке Бердвуд фораминиферовые илы отмечаются па глубине 203—260 м, а к востоку от Фолклендских островов на глубине от 400 до 1000—1500 м залегают кварцевые пески, местами с глауконитом и примесью глинистого материала. Пески с ожелезненными зернами кварца, характерными обычно для самых прибрежных фаций, отмечаются па глубинах 145—175 м. В отличие от обычных концентраций глауконита, тяготеющих к банкам, островам и хребтам, самые высокие концентрации глауконита в рассматриваемом районе (рис. 3.10) известны в западной части впадины между Фолклендскими островами и банкой Бердвуд глубже 3500 м. К востоку от Фолклендских островов наиболее высокие концентрации глауконита приурочены к гравелитистым глинистым пескам па глубине 1000—1500 м. В осадках Шотландского хребта почти все концентрации глауконита, превышающие 1%, падают на глубины 900—2500 м; к юго-западу от Южной Георгии концентрации глауконита увеличиваются с приближением к острову, но содержания более 3% установлены на глубине более 800 м. Участки с повышенной концентрацией глауконита широко распространены при ограниченной площади отдельных залежей, т. е. распределены пятнисто. И еще одна необычная черта осадков заключается в том, что зерна светло-зеленого и желтого «глауконита» встречены (на банке Бердвуд) на глубинах около 260 м, что значительно меньше глубины распространения зерен темно-зеленого и черного цвета (в данном районе от 1000 до 3000 м и более), тогда как для других районов Мирового океана и эпиконтинентальных морских бассейнов характерно обратное соотношение цвета зерен по глубине их распространения. Для района в целом наблюдается зональное распределение зерен разной окраски: светло-зеленые и желтые преобладают па банке Бердвуд и к югу от нее, а темно- и черно-зеленые распространены севернее, а именно — к юго-востоку, востоку и северо-востоку от Фолклепдских островов на различных глубинах, о чем было сказано выше.

Эти необычные особенности распределения осадков по глубинам являются признаком не современного, а реликтового происхождения глауконита в донных осадках, как и самих осадков, вмещающих глауконит. Реликтовые осадки погружены на глубину, значительно превышающую изменение глубины океана, обусловленное ледниковой регрессией. Объяснить залегание глауконита на такой глубине только изменением уровня Мирового океана невозможно; очевидно, существенную роль в этом сыграл тектонический фактор: положительные движения в районе банки Бердвуд и к югу от нее и погружение между банкой и Фолклендскими островами и к востоку от островов.
Наиболее распространены в глинистой фракции осадков иллити хлорит с небольшим количеством монтмориллонита, кварца, амфибола. К востоку от Фолклендских островов монтмориллонит становится преобладающим. Являются ли глинистые минералы реликтовыми или современными терригенными отложениями, остается неясным.
Морфология зерен глауконита и их цвет меняются по площади. В районе Шотландского хребта и на банке Бердвуд светло-зеленые зерна имеют форму ядер-слепков полостей раковин фораминифер; темно- и черно-зеленые зерна — гладких овальных очертаний с четкими трещинами. Развитие трещин объяснялось в одних случаях усыханием минералообразующих коллоидов, и это признается большинством исследователей, в других — растяжением и разрывом (разбуханием) минерала при гидратации. Во впадине между банкой Бердвуд и Фолклендскими островами, т. е. к югу от островов, а также к востоку от них черно- и светло-зеленые зерна имеют одинаковую форму (округлую, овальную) и четкие трещины. Многие черно-зеленые зерна покрываются светло-зеленой или желтой корочкой, либо светло-зеленый цвет приобретают отдельные участки по трещинам и на поверхности зерна, так что окраска становится пятнистой. Более светлая окраска по периферии зерен и нетипичная для глауконита глубина распространения свидетельствуют о вторичной монтмориллонитизации и гидратации глауконита в рассматриваемом районе.
В микроконкрециях глауконита наряду с минералом слюдяной структуры, или собственно глауконитом, отмечается также монтмориллонит, а Д.Л. Белл и X.Г. Гуделл установили в них примесь хлорита.
Поднятие Чэтэм, расположенное к востоку от Новой Зеландии, формируется тремя банками, на двух из которых осадки, по данным Р.М. Hopриша, состоят главным образом из раковинного гравия или крупного песка, а на третьей (Reserve Bank) — из глауконитового песка (рис. 3.11), содержание зерен глауконита в котором достигает 50—75% и уменьшается к краям банки. Остальная площадь поднятия покрывается фораминиферовыми илами, которые замещаются илом и глиной на глубине более 450 м. В глинах в изобилии отмечаются скопления копролитов, особенно на склонах поднятия. Скопления зерен глауконита установлены также к востоку от поднятия Чэтэм. Глинистая фракция осадков состоит из иллита, хлорита и монтмориллонита с подчиненным количеством кварца и кальцита.

Основная масса зерен глауконита имеет темно-зеленую до черной окраску и эллипсоидальную форму с хорошо развитым блеском и четкими трещинами на поверхности. Меньше распространены зерна светло-зеленого цвета, форма которых соответствует слепкам внутренних полостей раковин фораминифер. Количество темных зерен увеличивается к вершине поднятия, а светлых — к его краям, к зоне развития фораминиферовых илов.
Как темно-, так и светло-зеленые зерна глауконита состоят из слабо окрисхаллизованного иллита. Р.М. Норриш рассматривал глауконит как современное аутигенное образование, а Д.Л. Белл и Г.X. Гуделл считают, что глауконит не является современным потому, что состав зерен глауконита и глинистой фракции вмещающих осадков различен. Этот факт, с точки зрения автора настоящей работы, не следует считать доказательством ни того, ни другого способа образования глауконита, поскольку, по мнению большинства исследователей, глинистые минералы образуются па континенте, а глауконит — в море. Цвет, форма, размер, характер поверхности и структурные особенности глауконита рассмотренного района схожи с таковыми для глауконитов из осадков шельфа Юго-Западной Африки и Фолклендско-Патагонского шельфа, поэтому реликтовое происхождение основной массы глауконита на поднятии Чэтэм не исключается. Еще одним серьезным аргументом в пользу реликтового происхождения глауконита является определение его абсолютного возраста, показавшего цифры 3,5—6 млн. лет, которые фиксируют верхний возможный возрастной диапазон образования минерала.
Подводя итог краткой характеристике глауконитоносных отложений формаций погруженных частей континентальных платформ, следует отметить, что вмещающим глауконит осадком служат кварцевые пески в большинстве случаев, по-видимому, реликтового происхождения. Повсеместно встречающиеся в песках линзы и прослои раковинного материала, подвергшегося перемыву и частичному растворению, позволяют предполагать, что первичный (материнский или глауконитообразующий) осадок был биогенно-терригенного происхождения (терригенно-карбонатного состава). Дополнительным аргументом в пользу такого вывода служит химический состав глауконита, о чем подробнее будет сказано ниже. Зерна глауконита от одного района к другому несут многочисленные признаки сходства: цвет, форма, размер, особенности поверхности; по всем этим признакам зерна рассматриваемых районов четко отличаются от глауконитов из формаций кайнозойских геосинклиналей.

Формации терригенно-вулканогенные кремнисто-глинистые глауконитоносные

Типичные глауконитоносные формации названного типа изучены в юго-восточной части Тихого океана у Чили-Перуанского побережья и на северо-западе Тихого океана от Японских островов к северо-западной котловине Тихого океана.
В первом районе выделено 8 типов осадков, располагающихся на разных глубинах: 1) терригенные песчаные и алеврито-пелитовые, редко с грубообломочным материалом (прибрежные), 2) карбонатные ракушняковые грубо- и разнозернистые пески с раковиной пелеципод, гастропод, реже фораминифер и диатомей (от берега до глубины 30—40 м); карбонатные фораминиферовые пески и алеврито-пелитовые илы (на нижней части шельфа и верхней части континентального склона — до 250—600 м); 4) кремнисто-терригенные алеврито-глинистые диатомовые илы (на глубинах 50—250 м); 5) терригенно-глауконитовые и алеврито-пелитовые илы па глубинах 500—2000 м, т. е. внешнего шельфа н континентального склона; 6) терригенно-кремнистые радиоляриево-диатомовые илы континентального склона и дна глубоководного желоба (глубина 1200— 7300 м); 7) красная глубоководная глина ложа океана (4000—4800 м); 8) карбонатные форамиииферовые пелагические илы (2300—3950 м). Во всех типах осадков присутствует вулканическое стекло, аморфный кремнезем; в осадках шельфа и континентального склона увеличивается содержание Gорг, обычно до 5—6% и более (на шельфе). В глауконитоносных осадках отмечаются сульфиды и гидроокислы железа, а также фосфаты кальция.
Единичные зерна глауконита встречаются практически во всех типах осадков — от прибрежных до красных глубоководных глин. Однако высокие концентрации его (75% и более) тяготеют к алеврито-пелитовым илам на глубинах 500—1800 м. Глауконит замещает зерна обломочных минералов (кварца, полевого шпата, биотита), вулканического стекла, панцири диатомей, заполняет полости раковин фораминифер, ходы илоедов, поры и пустоты в вулканическом стекле. Основная масса глауконита слагает микроконкреции (или глобули) размером 0,1—1,0 мм, редко большего или меньшего диаметра. В осадках малых и средних глубин (600—1200 м) преобладают зерна черные и темно-зеленые. Черные зерна имеют гладкую глянцевитую поверхность, как и сопутствующие им зерна кварца, многие из которых покрыты корочкой гидроокислов железа (вблизи южного окончания материка Южной Америки). Значительно шире распространены зеленые и темно-зеленые зерна овальные с матовой и шероховатой поверхностью и глубокими трещинами, одни из которых заполнены глинистым материалом, другие остаются открытыми. На поверхности зерен отмечаются пятна гидроокислов железа и корочки фосфата кальция. Нa больших глубинах (1800—2000 м) отмечаются два резко различных типа зерен: одни сходны с предыдущими по форме, цвету и характеру поверхности, но имеют меньший размер, другие — светло-зеленые и серовато-зеленые обломки (0,5—0,1 мм), внутри которых присутствуют округлые зерна темно-зеленого цвета (<0,1 мм в поперечнике). Является ли серая масса обломков продуктом изменения и разрушения зерен зеленого глауконита, а темные ядра внутри них реликтами последнего, или это обломки породы, содержащей включения мелких зерен глауконита, выяснить по единичным образцам не представляется возможным. Оба варианта трактовки происхождения таких зерен свидетельствуют в пользу большой роли механической дифференциации «глауконитовых» зерен по величине и удельному весу с глубиной, что, наряду с обломками зерен, характерными для всех глубин его распространения, свидетельствует о перемыве глаукоиита и в связи с этим об аллотигенном (а не аутигенном) его генезисе. Повышенные концентрации глауконита могут быть обусловлены не только (и возможно, не столько) процессом интенсивного его образования, сколько выносом при перемыве мелких и легких частиц алеврито-пелитового осадка, сопровождавшимся обогащением осадка тяжелыми крупными зернами глауконита, что в результате и привело к образованию глауконитовых песков, почти нацело состоящих из глобуль глауконита и содержащих примесь такого же размера зерен кварца, фосфата кальция и обломков пород. Наряду с механическим перемывом глауконит претерпевает химические изменения: ожелезнение на малых глубинах, окисление двухвалентного железа на малых и больших глубинах и восстановление трехвалентного железа на глубинах 500—800 м, в зоне современного фосфатообразования. Поэтому, строго говоря, современное образование глауконита в этом районе не устанавливается.

Во втором районе — от островов Японии к Северо-Западной котловине Тихого океана — наблюдаются следующие литолого-фациальные зоны (рис. 3.12): 1) вулкано-терригенные осадки прима-териковой зоны, состоящие из минералов и обломков эффузивов и других пород островной дуги, вулканического пепла, раковин кремнистых и карбонатных организмов; 2) гемипелагические кремнисто-глинистые илы, местами с примесью карбонатного материала и раковин кремнистых организмов и прослоями пепла, содержание пелитовой фракции в осадках достигает 94%; 3) пелагические глины переходного типа, в которых резко преобладает (более 80%) пелитовая фракция, с прослоями вулканического пепла и незначительной примесыо остатков кремнистых организмов; 4) пелагические (красные) глины, пелитовая фракция в которых составляет 92—99%; они содержат частицы пепла и кристаллики цеолитов.
Основная масса глауконита приурочена к осадкам первой зоны, однако концентрация его весьма значительно варьирует: от единичных зерен до 15—20%. Размер зерен в этой зоне наиболее крупный — псаммитовый, тогда как в соседних гемипелагических кремнисто-глинистых илах он тяготеет к алевритовой фракции. В виде небольшой примеси глауконит отмечается в пелагических глинах. Изменение формы, цвета и состава зерен глауконита по площади и с глубиной не прослежено, что существенно затрудняет; расшифровку его генезиса.

Однако некоторые генетические выводы можно сделать, исходя из общей картины распределения глауконита. Концентрация минерала повышается к прибрежной отмели (станция 6159), резко снижается в кремнистоглинистых осадках, а затем снова возрастает (до максимальных для данного района значений) в разрезе станции 6161, расположенной на поднятии. Разрез этой колонки слагается песчано-алевритовым материалом с прослоями гравия. Таким образом, как у берега, так и вдали от него концентрация глауконита возрастает на положительных формах рельефа дна, что очень характерно для многих районов распространения глауконитоносных осадков в океане. Зерна глауконита имеют ярко выраженную неправильную форму, округлые и овальные выделения встречаются значительно реже, что, наряду с локализацией повышенных концентраций глауконита с наиболее грубозернистыми терригенными осадками па положительных формах рельефа, свидетельствует о наиболее вероятном аллотигенном и несовременном происхождении основной массы глауконита рассматриваемого района. Нa неоднократные перемывания осадков, при которых окислялось Fe2+, а часть сульфидов и Cорг отмучивались и выносились в иные места на станции 6161, указывает Н.М. Страхов, на основании чего она исключается им из редукционного профиля (рис. 3.13) с ненарушенным ходом диагенетического процесса. Низкое содержание двухвалентного железа в глауконитах на станции 6161 свидетельствует о том, что они подверглись процессу окисления. Однако изменение глауконита в процессе окисления в данном районе может проявиться локально, на тех участках, где нарушено строение редукционной зоны и нормальный ход восстановительных процессов. Нa других участках в связи с активно протекающими современными редукционными процессами следует ожидать восстановления двухвалентного железа в глауконите. Если учесть, что указанная Н.А. Лисицыной с соавторами неправильная округло-угловатая форма зерен глауконита характерна для всей площади рассматриваемого региона, то совершенно очевидно, что: 1) развитию редукционной зоны предшествовал перемыв глауконитоносных осадков и, возможно, перерыв в осадконакоплении; 2) современная редукционная зона не является показателем условий образования глауконита, присутствующего в поверхностных слоях донных осадков. Однако эти выводы не исключают того, что образование глауконита происходило в условиях, близких современной редукционной зоне, ибо без редукционной зоны образование глауконита не могло произойти, в этом автор настоящей работы вполне солидарна с выводами Н.М. Страхова. Следует предположить, что площадное распространение редукционной зоны в океане на протяжении мезозоя и особенно кайнозоя оставалось, очевидно, близким, благодаря чему продукты образования более древних редукционных реакций могли преобразовываться под влиянием более поздних (молодых) восстановительных и окислительных процессов.
Кроме аллотигенного в рассматриваемых районах не исключается примесь терригенного глауконита, однако не ясно, в каком количестве. Дело в том, что территории развития глауконитоносных осадков как в юго-восточном районе Тихого океана у Чили-Перуанского побережья, так и в северо-западном районе океана на склонах Японских островов относятся к областям очень часто встречающихся выходов твердых пород, однако состав этих пород и их влияние на состав рыхлых осадков остаются неизученными.

Изотопный возраст, химический состав глауконитов и некоторые генетические выводы

Д. Куллен опубликовал первые древние цифры изотопного возраста глауконитов поднятия Чэтэм. Возраст глауконитов, взятых на глубинах 209—269 м, оказался равным 3—5,6 млн. лет, на основании чего автор делает вывод о поступлении основной массы глауконита с суши, из Новой Зеландии, где распространены глауконитоносные отложения третичного возраста.
Нами древние цифры были получены для глауконитов Фолклендско-Патагонского шельфа (2.18 и 28 млн. лет), Юго-Западной Африки (0,5; 5,6; 13,1 и 11 млн. лет). Радиогенный аргон не обнаружен в глауконитах из глинистых осадков района Чили-Перуанского побережья и песков шельфа Испании. Н.В. Логвиненко (1975) опубликовал древние цифры глауконита из кварцевых песков южной оконечности Чили-Перуанского шельфа (12,2 млн. лет), побережья Мексики (1,8 млн. лет), Калифорнийского залива (29,5 млн. лет) и Японской котловины (2,8 млн. лет), что, как и отмеченные выше особенности зерен, подтверждает несовременное его образование. Таким образом, цифры возраста глауконита в большинстве случаев древние. При этом глаукониты одного района, сходные внешне и по химическому составу, показывают широкие колебания цифр изотопного возраста. Очевидно, эти цифры не следует принимать за абсолютные. Причины несходимости цифр могут быть разные: они кроются в первичных особенностях кристаллической структуры (очевидно, степени ее дефектности), а также обусловлены процессами вторичного изменения минерала. Нулевой возраст глауконитов, в которых радиогенный аргон не обнаружен, может рассматриваться как частный случай действия этих причин и вовсе не свидетельствовать о современном возрасте образования минерала.
Необычные для аутигенного минерала особенности глауконитов в шельфовых донных осадках отмечали многие исследователи. К. Эмери, И. Р. Аллен и P.X. Кларк подчеркивали связь современных глауконитов в ряде районов с реликтовыми осадками; К. Эмери установил детритный древний глауконит в современных осадках на востоке Восточно-Китайского моря; X. Ланге и М. Сарнтейн — реликтовый глауконит в Персидском заливе. Baн Андел и X. Постма констатировали, что в современных осадках шельфа вблизи устья р. Ориноко глауконит тяготеет к участкам выхода миоценовых глауконитсодержащих пород, а вдали от берега — к поднятию, сложенному теми же породами. Нa шельфе Ньюфаундленда распределение глауконита в осадках маркирует выходы подстилающих глауконитоносных пород мелового и третичного возраста. В.Л. Пратт и С.П. Саммербэйс отмечали, что на шельфе Северной Америки и Новой Зеландии прямые доказательства современного образования глауконита отсутствуют. При анализе распространения глауконита в дойных осадках океана нами также было обращено внимание па тесное соседство так называемых современных глауконитов на шельфе с выходами древних глауконитоносных пород па прилегающих участках суши: Атлантическом побережье США, западном, южном и юго-восточном побережье Австралии, Северной Европы, Англии, Новой Зеландии, южном окончании Южной Америки, южной оконечности Африки, северном побережье Западной Сибири. Заслуживает внимания и другая особенность глауконитов: их химический состав в донных осадках разных районов океана различается гораздо значительней, чем в донных осадках и глауконитоносных отложениях на прилегающих участках суши. Все это заставляло предполагать, что в качестве аутигенных современных глауконитов описываются в ряде случаев глаукониты и аллотигенные, и терригенные, перемытые из более древних отложений. Обломочный глауконит, привнесенный с продуктами перемыва глауконитоносных отложений суши, фиксирован в осадках шельфа США, Панамского залива, а также в осадках глубоководных котловин океана. Н.В. Логвиненко с соавторами на основании древних цифр возраста предполагают широкое распространение терригенного глауконита в осадках шельфа и континентального склона по окраинам Тихого океана.
Приведенные выше данные по геологии глауконитоносных осадков позволяют согласиться с мнением о широком распространении терригенных глауконитов. Эксперименты, моделирующие перенос зерен глауконита в речном потоке, показывают, что концентрации терригенного глауконита достигают лишь долей процента (максимум 1—2%, не более), а перенос может осуществляться на расстояние 50—101 миль, при этом основная часть зерна истирается до размера пелитовой фракции. Основная масса зерен терригенного глауконита имеет размер менее 0,1 мм и менее 0,063 мм. Терригенные глаукониты с такими признаками действительно широко распространены в четвертичных отложениях севера Сибири, в которые они перемыты из верхнемеловых отложений. Терригенные глаукониты устанавливаются и во многих районах на дне океана, о чем подробнее было сказано выше, но основная часть глауконита, сосредоточенного в шельфовых глауконитовых осадках с высокой концентрацией микроконкреций, я»ляется аллотигенной, претерпевшей перемыв на месте своего образования. При этом не исключается перенос части глауконита за пределы зоны образования, где он может рассматриваться уже как терригениый.
Химический состав глауконитов из (карбонатно?)-терригенно-кварцевых формаций донных отложений отличается от глауконитов группы терригенно-кварцевых формаций относительно повышенным содержанием Fe2+, Mg, F и Li (ср. табл. 3.18 с табл. 3.46), что характерно для глауконитов терригенно-карбонатных формаций в целом. Очевидно, основная масса терригенно-кварцевых глауконитоносных осадков на стадии образования глауконита содержала карбонатный материал. Таким образом, глауконитообразующими были осадки терригенно-кварцево-карбоиатного состава. В процессе перемыва и изменения осадков, в том числе глауконита, на более поздней стадии их существования карбонат частично был растворен, и основная часть глауконита находится сейчас в бескарбонатных осадках, что также свидетельствует в пользу не современного, а более древнего образования этого минерала.
Признаком аллотигенного, а не терригенного происхождения силикатных микроконкреций в осадках шельфа является их фациальная зональность: хлоритовый или смешанный хлорит-глауконитовый состав микроконкреций в дельтах крупных речных систем экваториальной климатической зоны (дельты рек Нигера, Конго, Ориноко) и глауконитовый — в аридных и умеренных климатических зонах, хотя микроконкреции того и другого состава показали древние цифры абсолютного возраста. Вероятный возраст образования аутигенных силикатов в рассмотренных районах Мирового океана не моложе миоценового. Однако не исключается и более древнее его образование — палеогеновое и верхнемеловое.
Глауконит терригенно-вулканогенной кремнисто-глинистой формации кайнозойских геосинклиналей выделяется (среди всех других формационных типов МГГ) максимальным содержанием трехвалентного железа (табл. 3.19) при неравномерном отношении Fe2+/Mg, колеблющемся в пределах от 1:2 до 1:7 за счет резкого изменения содержания Fe2+ (0,05—0,18 ф. е.). Если первое отношение можно считать нормальным для МГГ из группы терригенных формаций, то последнее свидетельствует об окислении двухвалентного железа в глауконите при частичном замощении глауконита гидроокислами железа. Измененные глаукониты отличаются самым низким содержанием алюминия, так что при пересчете па кристаллохимическую формулу его не хватает для заполнения (4—Si)-тетраэдрических позиций. Это позволяет предполагать заселение тетраэдра трехвалентным железом, что характерно также для МГГ из отложений другого возраста (мелового, нижнепалеозойского), претерпевших аналогичные изменения (см. табл. 3.18).

Глауконит из терригенно-кварцево-известияковой формации донных осадков содержит больше алюминия, но меньше трехвалентного железа, чем из терригенно-глинистой (см. табл. 3.19), что нехарактерно для МГГ из группы формаций такого состава (ср. с табл. 3.13). Это, по-видимому, обусловлено неравномерным проявлением процессов изменения (окисления и ожелезнения) глауконита, исказивших его первичный состав. Гораздо сильнее изменены глаукониты из терригенно-вулканогенно-глинистой формации. He исключено, что именно поэтому они показывают более «молодой» изотопный возраст. Они отличаются, как правило, глубокими зубчатыми трещинами и резко повышенными показателями преломления. Судя по тому, что форма, цвет и химический состав зерен глауконита не меняются в большом интервале глубин (от 100—200 до 1200—1500 м как минимум), несмотря на значительные изменения интенсивности процессов современной редукционной зоны, можно сказать, что глаукониты не являются продуктом диагенеза последней. Цифры изотопного возраста для этих минералов варьируют в больших пределах (от 12 млн. лет до нуля), однако нуль говорит о сильном изменении, а не о современном его образовании.
Подводя итог характеристике глауконита в дойных осадках океана, можно сделать следующие выводы. Глауконит в большинстве случаев не является современным образованием. Различаются два типа глауконитоносных формаций: карбонатно-терригенно-кварцевые, приуроченные к погруженным окраинам платформ, и терригенно-вулканогенные кремнисто-глинистые, тяготеющие к кайнозойским геосинклиналям. Для первых местами устанавливается латеральный переход глауконита в монтмориллонит (обычно в глубь океана) и шамозит (к берегу), что может указывать на реликтовую первичную зональность аутигенного силикатообразования (третичного и (или) мезозойского времени). Повышенные концентрации глауконита являются в основном реликтовыми аллотигенными, т. е. перемытыми на месте своего образования. Отмечаются также терригенные скопления глауконита на разных глубинах их распространения, вплоть до глубоководных котловин (Саргассово море, Северо-Западная котловина в Тихом океане и т. п.). Для последних не характерен комплекс микроконкреций сопутствующих аутигенных минералов — монтмориллонита и шамозита; зона выклинивания глауконитовых залежей фиксируется скоплениями обломков крупных и (или) самыми мелкими глобулями. Так, в осадках терригенно-вулканогениной кремнисто-глинистой формации форма, цвет и состав зерен глауконита остаются практически постоянными на большом интервале глубин (от 100—200 до 1200—1500 м и более). Среди них наиболее четко устанавливаются аллотигенные (на мелководье, банках, склонах островов) и терригенные (на всех глубинах) разновидности. Признаки терригенных глауконитов те же, что и в известняково-терригенно-кварцевых осадках: с уменьшением размера терригенных частиц падает размер глобуль и увеличивается относительная роль их обломков. Общая концентрация зерен глауконита остается незначительной (по-видимому, в пределах 1—2%).

Навигация

Новости

Глауконит в донных осадках океана