Глава 14 4 страница

Таким образом, на огромных пространствах океанского дна рабо­тает гигантский тепловой насос. Только в одном гидротермальном поле Индевор в северной части Тихого океана он перекачивает 20 тыс. т воды в секунду. Открытие гидротермальных систем океани­ческого дна — это шаг в совершенно новый мир, еще 20 лет назад неизвестный геологам.

Говоря об океанском осадконакоплении, следует отметить такой важ­ный тип, как «лавинная» седиментация, выделенная в 70-е гг. XX в. А. П. Лисицыным. Эта седиментация высоких (10 см/1000 лет) и сверх­высоких (1 м/1000 лет) скоростей связана не с выпадением частиц из взвеси, а с течением плотного осадочного водонасыщенного материала под действием силы тяжести. Это особый тип седиментации, имеющий три уровня по вертикали с размахом почти 10 км: 1) устья рек, дельты и эстуарии; 2) континентальный склон, где у подножия наблюдается максимальное скопление материала, и 3) дно глубоководных желобов (до 11 км), существует только в пределах активных континентальных окраин.

Биогенное осадконакопление. В океанах присутствует огромное разнообразие организмов (рис. 14.50). Выделяются три главных типа биоса. Бентос — это организмы, живущие на дне; нектон — активно и свободно плавающие организмы — рыбы, тюлени, киты и др.; планк­тон — пассивно плавающие организмы, переносимые течениями и вол­нами. Морские организмы в подавляющей своей массе относятся к бен­тосу (98 %), и только 2 % из 180 тыс. видов относятся к планктону и нектону.

Для существования организмов нужны питательная среда и сол­нечный свет, хотя есть виды, обитающие в условиях полной темноты в глубоких впадинах океанов. Солнце проникает в воду до глубины примерно 100 м, и эта зона называется эвфотической, т. е. полностью освещенной. Отсюда следует, что водоросли, прикрепленные ко дну, растут только на мелком шельфе, в то время как фитопланктон — свободно плавающие водоросли — распространен в поверхностной зоне воды всех океанов. Бентосные водоросли отличаются исключительной

зоопланктон фитопланктон

1 L___ - _ пореомость стозна

побережье зарифовое понижение поверхность рифа рифовая осыпь

-------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------- -------------------------------------- ч.

Рис. 14.52. Поперечный разрез окаймляющего кораллового рифа

атоллов достигает 40-50 км, многие из них, например Эниветок и Бикини, на которых США проводили испытания ядерного оружия, разбурены и изучены вдоль и поперек. В рифах обнаружены переры­вы в строительстве, т. е. были периоды, когда уровень океана опус­кался. На указанных выше атоллах этот перерыв фиксируется на глу­бинах 200-300 м.

Рис. 14.53. Формирование атолла. 1 — вулкан, окруженный кольцевым рифом;

2 — погружение вулкана и образование кольцевого рифа;

3 — на месте опустившегося вулкана образовалась лагуна

Ископаемые рифы широко известны и важны потому, что служат хорошими вместилищами для нефти и газа. Такие древние нижнеперм­ские рифы развиты во внешней зоне Предуральского передового про­гиба, где с ними связаны многочисленные месторождения нефти.

Наиболее широко распространенными биогенными осадками Ми­рового океана являются планктоногенные илы, образовавшиеся из пас­сивно плавающих в поверхностной части вод очень мелких организ­мов: фораминифер — из группы простейших, класс остракодовых, с однокамерными и многокамерными известковыми раковинами, образо­ванными кальцитом (СаС0₃); радиолярий (radiolus — маленький луч), подкласс одноклеточных, скелет из кремнезема — опала; диатомей — одноклеточных микроскопических водорослей (рис. 14.54, 14.55).

1U 116^1В 126 Nf*i2s А. БИОФАЦИИ ВНУТРЕННЕГО ШЕЛЬФА

Б. БИОФАЦИИ ВНЕШНЕГО ШЕЛЬФА Рис. 14.54. Представители бентосных фораминифер, типичные для биофаций внутрен­него и внешнего шельфа и верхней батиали Калифорнийского залива (по Дж. П. Кеннету, 1987). А — биофации внутреннего шельфа (7-12): 7 — Bilimina marginana d'Orbigny var, xl 1,5; 8 — Buliminella elegantissima (d'Orbigny), xl88; 9 — Gypsina vesicularis (Parker and Jones), x67; 10 — Nonionella basispinata (Cushman and Moyer), x80; 11 — Nonionella atlantica Cushman, xl35; 12 — Quinqueloculina catalinensis Natland, x47; Б — биофации внешнего шельфа (1-6): 1 — Bolivina acutula Bandy, xll3; 2 — Bulimina denudata Cushman and Parker, x96; 3 — Bulimina marginata d'Orbigny, x90; 4 — Cassidulina minuta Cushman, x225; 5 — Planulina ornata (d'Orbigny), x75; 6 — Cancris auricula (Fichtel and Moll), x80

К планктоногенным илам относятся осадки, в которых скелетных остатков не менее 30 %, а 70 % представлено разнообразными глинис­тыми минералами. По составу различают карбонатные, или известко­вые, и кремнистые, характер которых зависит от поступления различ­ных организмов, их дальнейшего растворения, привноса абиогенных компонентов и преобразования осадка — илов — в породу.

Поступление биогенных компонентов определяется продуктивнос­тью эвфотической зоны, которая обеднена питательным веществом, т. к. оно расходуется фитопланктоном, а более глубинные воды, обога­щенные этим веществом, отделены от эвфотической зоны постоянным термоклином, который служит своеобразным экраном, разрушающим­ся в случае апвеллинга. Там, где перемешивание вод минимально, и биопродуктивность эвфотической зоны крайне мала.

Рис. 14.55. Связь распространения некоторых современных радиолярий с водными массами (по Дж. П. Кеннету, 1987). Тропические (1-3): 1 — Pterocanium praetextum, х245; 2 — Ommatartus tetrathalanias, х307; 3 — Spongaster tetras, x249. Субтропические (4-7): 4 — Phacodiscid, x249; 5 — Sticocyrtis sp., x297; 6 — Lamprocyclas maritalis (холодноватый), x248; 7 — Lamprocyclas maritalis (тепловодный), x297. Полярные — субполярные (8-11): 8 — Spongotrochus glacialis, x269; 9 — Antarctissa strelkovi, x265; 10 — Spongotrochus glacialis, x242; 11 — Lithelius nautiloides, x344; 12 — Antarctissa denticulata, x292

Сохранность биогенного материала определяет и характер накапли­вающихся осадков, т. к. очень много скелетных остатков планктона не достигает океанского дна, растворяясь в воде. Какие факторы влияют на растворение планктонных организмов?

Кремнистые радиолярии растворяются главным образом в поверхно­стных слоях океанских вод, резко недосыщенных Si0₂, а глубже 1 км растворимость Si0₂ уменьшается в связи с понижением температу­ры и увеличением давления. Следовательно, если радиолярия не успела раствориться на первых 1000 м, то у нее есть все шансы достигнуть дна.

Калъцитовые фораминиферы, наоборот, растворяются сильнее всего в придонных водах, на глубине более 4 км, где вода сильно недосыщена СаСО³. Почему на больших глубинах усиленно растворяются извест­ковые раковинки? Потому что понижается температура, возрастает дав­ление общее и СО,, уменьшается содержание карбонатного иона. Взаи­модействие С0₂, Н₂0 и СаС0₃ выражается уравнением:

С0₂ + Н₂0 + СаСО_э <=> + 2НСО_а,

где угольная кислота растворяет карбонат кальция.

В океанах выделяются три важных уровня, которые контролируют степень сохранности СаС0₃.

1- й уровень — лизоклин — разделяет комплексы фораминифер хоро­шей и плохой сохранности, т. е. подверженных уже некоторому раство­рению.

2- й уровень — критическая глубина карбонатонакопления (КГК). Ниже этого уровня содержание СаС0₃ в осадках составляет меньше 10 %.

3- й уровень — глубина карбонатной компенсации (КГл) — характе­ризует границу, разделяющую карбонатосодержащие и полностью бес­карбонатные осадки, т. е. на этой глубине опускающиеся на дно орга­низмы с карбонатным скелетом полностью растворяются.

Уровень КГл не остается постоянным, а может изменяться, если поступление СаС0₃ усиливается по каким-либо причинам. СаС0₃ по­ступает главным образом за счет выноса реками или «курильщиков», т. е. мест проявления современной гидротермальной активности. По­ступление оценивается в 0,11 г/см²х 1000 лет, а осаждается СаС0₃ со скоростью 1,3 г/см² х 1000 лет, что намного выше. Отсюда следует, что более 90 % СаС0₃, сконцентрированного в скелетных остатках фора­минифер, должно раствориться.

Распространение СаС0₃ в поверхностных осадках Мирового океана хорошо коррелирует с рельефом. Все возвышенности в океанах, вклю­чая срединно-океанические хребты, как «снегом», засыпаны карбонат- содержащим илом.

Известковые илы бывают: фораминиферовьши, состоящими из рако­винок размером более 60 мкм; кокколитовъши, или нанофоссилиевыми, представленными одноклеточными микроскопическими водорослями, у которых есть наружные щитки из СаС0₃ (кокколиты); птероподовъши, образованными арагонитовыми раковинками планктонных микроскопи­ческих моллюсков.

Для геологов важно знать, что из известкового ила образуются одни из самых распространенных пород — известняки и белый писчий мел. Ил уплотняется, пористость его уменьшается, а объем сокращается на 30-35 %, при этом белый писчий мел формируется на глубине в несколько сот метров, а известняки — около 1 км. Глубоководное буре­ние выявило распространение карбонатных пород с возрастом 20-120 млн лет во всех океанах.

Кремнистые илы также представляют собой один из наиболее рас­пространенных видов современных морских осадков. Так как кремний — это широко распространенный элемент на Земле, породы, богатые крем­неземом, и являются его основным источником. Кремний извлекается из морской воды различными организмами, которые строят себе из опала скелет, например диатомеями, кремневыми губками, радиоляриями. После смерти планктонные организмы медленно опускаются через толщу оке­анских вод, и если не растворятся, то достигнут дна. Если содержание кремнезема в осадках превысит 30 %, то такие осадки называются крем­нистыми илами, а в зависимости от преобладающих организмов они могут быть радиоляриевыми или диатомовыми.

В отличие от кальцитовых скелетов фораминифер опаловые скеле­ты радиолярий растворяются в верхних горизонтах океанских вод, при­мерно на первом километре, т. к. воды сильно недосыщены кремнезе­мом, что вызывает быстрое растворение скелетов сразу же после гибели планктона (рис. 14.56). В донные осадки попадает не более 10 % организ­мов с кремневым скелетом. Таким образом, карбонато- и кремненакоп- ление регулируется недосыщенностью СаСО_э глубинных вод и SiO,₂ — поверхностных вод (рис. 14.57).

Наиболее богатые кремнеземом осадки распространены в высоких широтах Периантарктической зоны шириной до 2 тыс. км, в области хо­лодного течения, где накапливается до 75 % всего кремнезема, поступаю­щего в океан, количество которого, выносимого реками, оценивается в 4,3 • •10^м г/град. Поступление Si0₂ с суши является главным его источником, однако дополнительное количество SiO,, около 20 %, дают подводная вул­каническая деятельность и высокотемпературное изменение базальтов. Зоны кремненакопления связаны с районами апвеллинга и перемешивания вод. В северном поясе кремненакопление развито спорадически — в северной части Тихого океана, в Беринговом и Охотском морях.

РАДИОЛЯРИИ	ФОРАМИНИФЕРЫ
/ Слабое растворение _ / при опускании: (	1 - 1 Растворение при опускании практически отсутствует

Рис. 14.56. Сравнение профилей растворения радиолярий и планктонных форамини­фер, составленное по результатам натурных экспериментов. Основная масса радиоля­рий и диатомовых растворяется в поверхностных водах. Напротив, растворение известковых микрофоссилий происходит главным образом на дне океана, на глубине более 3,5 км (по W. Н. Berger, 1975)

Рис. 14.57. Параметры, влияющие на распространение карбоната кальция в осадках экваториальной области Тихого океана с увеличением глубины. 1 — насыщение

кальцитом (%); 2 — (скорость растворения/скорость поступления) х 100; 3 — содержание СаС0₃ в осадках рассчитанное; 4 — содержание СаС0₃ в осадках наблюдаемое (по Tj Н. Van Andel et al, 1975)

На некоторых участках Мирового океана существуют условия на­копления осадков в среде, обедненной кислородом, и вследствие этого органическое вещество, захороняющееся в осадках, не окисляется и воз­никает восстановительная обстановка (рис. 14.58). Районы, где сейчас происходит анаэробное осадконакопление, — это прежде всего Черное море, некоторые впадины у Южной Калифорнии и в Мексиканском за­ливе. Во всех этих районах в силу разных причин резко ослаблена при­донная и вертикальная циркуляция вод. В Черном море верхние гори­зонты воды значительно опреснены (17-18 %о) за счет впадения ряда крупных рек: Дуная, Днепра, Дона, Днестра и др. Ниже располагаются значительно более соленые (20-22 %о) воды, препятствующие верти­кальной циркуляции, ввиду чего глубже 50 м содержание кислорода быстро уменьшается, и с уровня 200 м начинается сероводородное зара­жение. В придонной части вод содержание H₂S достигает 5-6 см³/л, бентос отсутствует и накапливаются тонкослоистые осадки, обогащенные орга­ническим веществом. Такие осадки называются сапропелевыми — это чер­ные битуминозные сланцы. Следует отметить, что около 20 тыс. лет назад, когда уровень океана понизился, Черное море было изолирован­ным почти пресноводным бассейном. Впоследствии, когда уровень стал повышаться, соленые воды Средиземного моря проникли внутрь Черно­го моря, переливаясь через порог Босфорского пролива, и сформирова­ли придонные соленые слои, которые не перемешивались с опресненны­ми поверхностными слоями. Так наступали стагнация и формирование анаэробной обстановки.

О 2 4 6 8 10 12 14 17 19 21 23 012 4 6 ПУНКТЫ ЗЗМеООВ Рис. 14.58. Схема аэробных-анаэробных водных масс и их влияние на распростране­ние осадков в Черном море и в северной части Индийского океана (J. Thiede, Tj. Н. Van Andel, 1977)

| Песчанистые ипъ I, тонкослоистые илы; зооб«мтос, кроме фораминифер, отсутствует

а с?

л £

Несмотря на то что осадки бескислородных вод сейчас распространены ограниченно, в геологическом прошлом они были развиты очень широко в связи с начальными стадиями спрединга океанского дна, когда бассейны были еще изолированными.

Биогенное осадконакопление имеет огромное значение в океанах. Более 50 % осадков океана имеют биогенное происхождение. Выше уже отме­чалась роль маргинальных фильтров в местах впадения крупных рек в океаны для осадконакопления. В этих районах после выпадения относи­тельно крупных частиц образуется значительный объем биогенного мате­риала, т. к. вода становится достаточно прозрачной для массового разви­тия фитопланктона. Именно в этих местах, согласно А. П. Лисицыну, происходит образование биогенной взвеси, сначала фито-, а потом и зоо­планктона, для которых первый является питательной средой. Зооплан­ктон служит своеобразным фильтром. Организмы-фильтраторы удаля­ют из морской воды как органическое вещество, так и минеральную взвесь и связывают их в так называемые пеллеты — комки, быстро, до 500 м в сутки, опускающиеся на дно. Биофильтры представляют собой мощнейшую систему, в которой весь объем вод Мирового океана филь­труется всего за 1-1,5 года, а воды, например, Оби, Лены, Енисея — за 1-3 суток. В итоге в океанах биогенного вещества оказывается в 50-100 раз больше, чем терригенного материала, принесенного реками с суши. Все воды Мирового океана могут очиститься от взвеси за 1-1,5 года.

Кроме зоопланктонного фильтратора существуют и бентосные, так­же играющие важную роль. Важно подчеркнуть, что фильтраторы улав­ливают даже такую тонкую взвесь, как коллоиды и бактерии, не осаж­дающиеся гравитационным путем.

Хемогенное осадконакопление свойственно полузакрытым морским бассейнам — лагунам, заливам, ранним стадиям формирования рифтов, реже шельфовым морям, располагающимся в зонах аридного климата. В таких условиях происходит образование эвапоритов — каменной соли и гипса. Для этого необходимы высокое содержание соли, испарение периодически поступающей в бассейн морской воды.

Для того чтобы в таком полуизолированном от океана или откры­того моря бассейне в осадок выпадал сульфат кальция — гипс, концен­трация солей должна превышать нормальную (3,5 г/л, или 35 %о) при­мерно в три раза. Для формирования галита (NaCl), или каменной соли, концентрация солей в воде должна превышать нормальную уже в 10 раз, а для этого необходимо, чтобы морская вода периодически по­ступала в бассейн и затем испарялась.

Отложения солей развиты в осадочных отложениях разного возраста в различных структурах земного шара. Например, кембрийские соленос- ные толщи в Ангаро-Ленском бассейне около оз. Байкал; нижнепермс­кие калийные и натровые соли Предуральского передового прогиба; вер­хнедевонские соли Припятского прогиба в Белоруссии и в других райо­нах. В позднем миоцене, примерно 15-11 млн лет назад, благодаря эвстатическому понижению уровня океана в связи с образованием лед­никового Антарктического щита Средиземное море оказалось изолиро­ванным от Атлантического океана. В мессинском веке — 6,5-5 млн лет назад — Средиземное море распалось на ряд изолированных впадин- озер, в которых в условиях жаркого климата происходило осаждение галита, гипса и других солей. Мощность соленосных отложений в ряде впадин достигает 2-3 км, а общий объем эвапоритов составляет 1 млн км². Объем такого количества соли из океанов понизил соленость вод на 2 %о, а это, в свою очередь, способствовало образованию льдов, т. к. температура замерзания воды повысилась. Средиземноморский кризис солености, как его называют, закончился 5 млн лет назад, в начале пли­оцена, когда образование Гибралтарского грабена открыло путь воде Атлантического океана во впадины Средиземного моря и вскоре восста­новилась нормальная соленость.

14.7. РЕСУРСЫ ДНА ОКЕАНОВ

Заканчивая раздел о геологической деятельности океанов и морей, необходимо сказать несколько слов о тех колоссальных ресурсах, кото­рые содержатся в океанском дне и которые экономически выгодно из­влекать сейчас или в будущем.

Прежде всего это энергетические ресурсы — нефть и газ. Уже сейчас в мире со дна акваторий океанов и морей добывается более 25 % нефти и газа, и в будущем эта цифра будет увеличиваться. Так как нефть и газ представляют собой сложное соединение углеводородов, образовав­шееся из органического вещества, снесенного с суши, и в большей сте­пени из морского планктона, то мелководные шельфы — это как раз районы, благоприятные для образования месторождений нефти и газа. Примером тому служат Северное море, Мексиканский и Персидский заливы, Баренцево море, прибрежные районы Аляски и другие районы. Именно шельфы в обозримом будущем станут главными объектами для разведки и добычи нефти и газа.

Железомарганцевые конкреции, покрывающие сплошным ковром огромные пространства абиссальных котловин, где только в Тихом океане их объем оценивается более чем в 200 млрд т представляют собой по­лезное ископаемое XXI в., учитывая, что цены на некоторые металлы могут возрасти (рис. 14.59). В настоящее время их добыча экономичес­ки нерентабельна, хотя исследования активно ведутся рядом стран в центральной части Тихого океана.

23 Я84

Рис. 14.59. Распространение железомарганцевых конкреций в Тихом и Атлантическом океанах: 1 — плотное покрытие дна конкрециями, местами более 905; 2 — конкреции встречаются часто, хотя распределены неравномерно (по Дж. П. Кеннету, 1987)

Кроме Мп, больший интерес вызывают медь, никель и кобальт. Так, запасы Си оцениваются в 80 • 10⁶ т, Со — 20 • 10⁶ т, Ni — 98 • ■ 10⁶ т, а Мп — 2200 • 10® т. Южнее Гавайских островов в конкрециях сосредоточено около 450 млн т меди при ее среднем содержании 1 % (рис. 14.60).

Металлоносные осадки, связанные с полями гидротермальных сис­тем, также являются потенциальными месторождениями железа, меди, цинка. Одна лишь впадина Атлантис II в Красном море, по предвари­тельной оценке, содержит 3,2 млн т цинка, 0,8 млн т меди, 80 тыс. т свинца, 45 тыс. т серебра и 45 т золота. Перспективы металлоносных осадков огромные, нужно лишь дождаться своего времени.

Россыпи тяжелых металлов — титана, золота, платины, цирко­ния, олова, а также алмазов — широко известны в пределах низкого и высокого пляжей, в прибрежной части шельфа, в эстуариях рек. На­пример, более 70 % добычи циркония в мире производится у Восточ­ного Австралийского побережья; около Рефондо-Бич в Калифорнии, так же как и вдоль восточного побережья Флориды. На побережье Юго-Восточной Азии в погребенных отложениях речных русел добы­вается большое количество олова, приносящее доход Индонезии и Таиланду.

Вдоль восточного побережья Австралии распространены россыпи ильменита, циркона, рутила. Такие же россыпи известны и на побере­жьях Южной Америки, у берегов Флориды. В некоторых местах побе-

Рис. 14.60. Железомарганцевые конкреции на дне тропической части Тихого океана. А — план (10 м2). Б — конкреция: а — общий вид, б — разрез (по Е. Зейболду и В. Бергеру, 1984)

режий Индостана и Шри-Ланки находятся россыпи драгоценных кам­ней — сапфиров и алмазов.

Нельзя не упомянуть о фосфоритах, образующихся на небольших глубинах в пределах шельфа. Наконец, сама морская вода содержит большое количество ценных элементов, которые когда-нибудь будет вьподно из нее извлекать. В городе Фрипорте, штат Техас, уже давно действует завод по извлечению магния из морской воды.

Несмотря на то что большая часть каменной соли добывается на суше, какая-то ее часть, примерно несколько процентов, получается путем выпаривания из морской воды, когда ее пропускают через серию мелких искусственных бассейнов. Сначала из воды осаждается карбо­нат кальция, потом соли магния, и только в четвертом бассейне из оставшегося раствора образуется хлорид натрия с очень высокой, до 99,6 %, степенью очистки.

Строительные материалы — гравий, песок, ракушняки — являются важным полезным ископаемым и добываются на мелководье во многих странах — в Нидерландах, США, Мексике, Исландии и др.

В настоящее время, используя тектонику литосферных плит, уче­ные получили новый фактический материал, касающийся процессов современного осадконакопления в океанах (рис. 14.61). Эти данные, как показал А. П. Лисицын, содержат информации в тысячи раз боль­ше, чем было получено за все предшествующее время изучения океа­нов. Появились данные о современных осадках во всех зонах Миро­вого океана и, что особенно важно, об осадочном веществе, содержащемся в атмосфере, гидросфере и криосфере. Установлено по­ступление вещества из мантии и океанической коры в областях гид­ротерм — «черных» и «белых курильщиков» и подводного вулканиз­ма. За последние 30 лет пробурено более 2 тыс. скважин в океанах и около 10 тыс. скважин при бурении на шельфах для поисков нефти и газа. Успехи науки и техники позволили широко применять для изу­чения океанов геофизические методы: сейсмостратиграфию, магнито- стратиграфию, магнитометрию, локаторы бокового обзора и др. Ис­пользование геохимических, радиохронологических, изотопных методов моделирования осадочных процессов привело к совершенно новому пониманию осадконакопления в океанах, которое связано с корой оке­анического типа и отличается от осадконакопления в морях, располо­женных на континентальной коре.

14.8. СТАДИИ ПРЕОБРАЗОВАНИЯ ОСАДКОВ, ОСАДОЧНЫЕ ГОРНЫЕ ПОРОДЫ И ВЗАИМООТНОШЕНИЕ СЛОИСТЫХ ТОЛЩ

Любой осадок постепенно превращается в горную породу, проходя ряд стадий. Подобное превращение осадка в породу называется диаге­незом. В осадке, сформировавшемся на морском дне, всегда присутствуют твердые иловые частицы; вещества, осажденные химическим путем; ра­створы в илах; органические вещества. Все эти различные компоненты осадка в физико-химическом отношении неустойчивы и, естественно, стремятся к равновесию в системе. Это достигается за счет образова-

О-»,

vv"v б

п

2

ГГ 3

-_-: ч

EZb

Рис. 14.61. Смена океанических осадков по мере удаления от срединно-океанического хребта к континенту (по А. П. Лисицыну, А. Фишеру, Б. Хизену и др., 1973). 1 — толеито- вые базальты (глубины — 3-3,5 км); 2 — базальный слой металлоносных осадков (слой Босгрема); 3 — фораминиферовые и кокколитовые карбонатные осадки; 4 — бескарбонат­ные осадки ниже критической глубины карбонатонакопления (ниже 4,5 км); 5 — андезит- риолитовая нирокластика; 6 — вулканическая область активной окраины

ния новых минералов и удаления уже сформировавшихся минералов, но неустойчивых по отношению к новым физико-химическим услови­ям.

Так, осадок, весь пропитанный водой, начиная с самых верхних ча­стей, постепенно изменяется, дегидратируется и уплотняется. Высокая влажность, присутствие бактерий, разложение органических веществ, образование кислорода или, наоборот, его недостаток и появление се­роводорода способствуют формированию окислительных или восста­новительных условий и, соответственно, образованию минералов гид­роокисла железа, сидератов, сульфидов железа. Одни минералы могут замещаться другими, возникают разнообразные конкреции или стяже­ния, состоящие из фосфатов, пирита, кварца, опала. Некоторые ми­нералы замещают раковины, например аммонитов, брахиопод, и тогда образуются так называемые псевдоморфозы.

Так постепенно рыхлый, водонасыщенный осадок уплотняется, це­ментируется различными веществами — опалом, халцедоном, кварцем — и превращается в твердую осадочную горную породу. Процессы диаге­неза весьма длительны и сложны, и по мере накопления вышележащих осадков, когда возникают новые физико-химические условия, они из­меняются.

После того как осадок преобразовался в осадочную горную поро­ду, последняя не перестает подвергаться дальнейшим изменениям ввиду того, что осадочные породы в связи с тектоническими движе­ниями погружаются и подвергаются воздействиям высоких давле­ний и температур, что приводит к дальнейшему уплотнению пород, уменьшению пористости, отжиманию рыхлосвязанной воды. Подоб­ная стадия преобразования уже осадочных пород называется ката­генезом. На этой стадии торф превращается сначала в бурый уголь, а потом уже в каменный уголь. Если в осадках много рассеянного органического вещества и они, погрузившись на глубину в несколь­ко километров и превратившись в глинистые породы, подвергаются воздействию температур до +150 °С, то в них начинают образовы­ваться углеводороды — нефть и газ.

Дальнейшее возрастание давления и температуры на осадочные породы приводит к стадии метагенеза, когда уже происходят процессы привноса-выноса вещества. Для этого необходимы глубины 6-8 км и минерализованные растворы. Только после этой стадии начинаются процессы метаморфизма, происходящие уже в условиях высоких дав­лений и температур, о чем будет рассказано в гл. 16.