pdf.php@id=6161.pdf
.pdfотложений некоторых акваторий было установлено, что высо кое содержание ОВ коррелируется с высокими концентрациями частиц субколлоидного размера (1 мкм) и с распространением иллита и монтмориллонита. Высокая адсорбционная способ ность этих глинистых минералов, обеспечивающая повышенные концентрации Сорг, в толщах разного возраста констатировалась для многих осадочных бассейнов. Растворенное ОВ (РОУ) также может сорбироваться. Происходит адсорбция главным образом полярных веществ — аминокислот, сахаров, фенолов.
На скорость осаждения ОВ влияет и концентрация ОВ во взвеси. Так, в прибрежных зонах амазонской дельты концентра ция ОВ во взвеси 10—25%, в отдаленных районах — 50-80%. Для взвеси с высокой концентрацией ОВ характерно и закономерное распределение в столбе воды: чем больше ОВ, тем легче взвесь и выше в водной колонне она располагается (не осаждается), дале ко разносится течениями, переносится ветром и т.д.
На основе изучения состава ОВ «свежего осадка», фитоплан ктона, дисперсных обломочных частиц и донного осадка учены ми И. Ехиро и X. Нобухико было установлено, что ненасыщен ные жирные кислоты встречаются в значительных количествах в «свежем осадке», дисперсном материале эвфотического слоя, планктоне и отсутствуют в дисперсном материале в водных сло ях глубже 500 м. Японские исследователи делают вывод, что органический материал «свежего осадка» генетически связан с фитопланктоном эвфотического слоя, причем перенос фито планктоногенного органического материала в глубинные воды происходит очень быстро.
Работы А.П. Лисицина показали, что перенос материала из эвфотического слоя на дно происходит главным образом в виде фекальных пеллет.
На сохранность ОВ также влияет время пребывания частицы ОВ в столбе воды. Большая скорость осаждения и малая глу бина, естественно, способствуют его сохранности, поэтому в мелководных участках бассейна сохранность ОВ лучше, чем в глубоководных, за счет меньшего пребывания в столбе воды и менее интенсивного воздействия аэробного окисления. Помимо высоты столба воды важна насыщенность вод кислородом, его аэрируемость. Конечно, недостаток кислорода (застойные воды) способствует сохранности ОВ. Считается, что наиболее благо приятными являются условия сероводородного заражения во дной толщи, типа современного Черного моря. В его бассейне, по мнению многих исследователей, наблюдаются максимальные (до 4%) коэффициенты фоссилизации ОВ. Подобные бассейны с
131
заражением практически всей водной колонны в настоящее вре мя крайне редки.
При стратификации водной толщи сероводородное заражение возникает в водной колонне. На это расходуется очень большое количество ОВ, так что при прочих равных условиях поток ОВ на дно заметно сокращается. В современном Черном море доля H2S, образованного в водной колонне, почти вдвое превышает объем H2S, поступивший в воду из осадков (табл. 3.9).
Локальные кратковременные (сезонные) обстановки пол ной аноксии (Н28 -заражения) возникают достаточно часто. Они свойственны областям с высокой биопродуктивностью (зонам апвеллингов), участкам бассейнов с затрудненной циркуляцией вод (норвежские фиорды, впадины Балтийского моря).
Зоны аноксии возникают как у дна, так и внутри водной тол щи. По концентрации кислорода в воде выделяются следующие типы режимов седиментации и обстановок (табл. 3.10).
Наиболее благоприятными областями для накопления ОВ кроме зон апвеллингов являются участки шельфа, особенно впа-
Таблица 3.9
Продукция сероводорода в Черном море (по А.Ю. Леин и др.)
|
Общая про |
Захороняется |
Поступает в |
|
Зона моря |
дуктивность |
в осадках, |
наддонную воду |
|
H2S, 10б т |
106 т |
из осадков, 106т |
||
|
||||
|
S в год |
S в год |
S в год |
|
Водная толща |
|
|
|
|
мелководная (менее 200 м) |
|
|
|
|
глубоководная (200-2200 м) |
20,20 |
|
|
|
Осадки |
|
|
|
|
мелководная |
7,89 |
0,14 |
7,75 |
|
глубоководная |
5,53 |
0,28 |
5,25 |
|
Всего в море |
33,92 |
0,42 |
13,0 |
Таблица 3.10
Терминология низкокислородных режимов и биофаций (Р.В. Тайсон и Т.Х. Пирсон, 1991)
0 2, мл/л |
Обстановка |
Биофации |
Режим |
8,0-2,0 |
окислительная |
аэробные |
нормально-окисный |
2,0-0,2 |
слабоокислительная |
дизаэробные |
гипоксидный |
|
(dysoxic) |
квазианаэробные |
аноксидный |
0,2-0,0 |
субокислительная |
||
0,0 (H2S) |
анокислительная |
анаэробные |
|
132
дины на шельфе со спокойным гидродинамическим режимом, лагуны, эстуарии, впадины на континентальном склоне, осо бенно если они отделены поднятием, задерживающим конти нентальный снос (например, Карибское море, северный шельф Канады, северный шельф России).
Микробиальное преобразование ОВ отмерших организмов (некромы) начинается уже в эуфотическом слое. Устойчивость различных компонентов ОВ к биохимическому разложению следующая: белки -> целлюлоза -> лигнин кутин воски -э смолы. Первыми разлагаются белки и углеводы с образованием аминокислот, сахаров, фенолов и их производных; в ОВ взвеси уже фиксируются гуминовые и фульвокислоты, т.е. идет процесс гумификации ОВ. Большая же часть углеводов и белков пере ходит в водорастворимые соединения и гидролизуется. Процесс преобразования липидной фракции ОВ идет по несколько другой схеме, поскольку липиды — наиболее устойчивая фракция ОВ по отношению к микробиальной атаке.
Абсолютное содержание всех фракций ОВ во взвеси сокра щается, но там происходит относительное накопление липидной фракции. Ее содержание колеблется от 11 до 64% в исходном ОВ диатомовых, что связано с избирательным накоплением одних фракций и окислением других, причем с глубиной их содержа ние в ОВ растет; с глубиной растет доля простых соединений — жирных кислот, стеринов, жирных спиртов, УВ. При больших глубинах бассейна седиментации, видимо, происходит частичное окисление и липидной фракции. По данным Д.Е. Гершановича, В.В. Вебера, А.И. Конюхова, с увеличением глубины бассейна битумоиды приобретают менее восстановленный характер; в со ставе бензольной части битумоида уменьшается содержание С и Н, масел, растет доля асфальтенов.
Биос в водной толще выполняет очень важную функцию по мимо накопления ОВ, Si02, СаС03. Он переводит часть взвеси в субколлоидную форму. Взвесь, поставляемая водами рек, осо бенно обогащена металлами — Ni, Fe, Pb и др. После отмирания клетки эти элементы снова попадают в воду, постоянно гидроли зуются и осаждаются.
Диагенетические преобразования ОВ
Накопление ОВ тесно связано со следующим этапом в жизни осадка и ОВ — этапом диагенеза. По Н.М. Страхову, диагенез — совокупность природных процессов преобразования рыхлых осадков в породу или процессы физико-химического уравнове шивания разнородных компонентов осадков в термодинДмиче-
133
ских условиях поверхности верхней части осадочной оболочки Земли. В поверхностном слое осадка можно выделить четыре компонента — минеральную часть, косное органическое веще ство (остатки отмерших животных и растений), поровые воды и живые организмы. При всем их разнообразии наиболее активной группой являются микроорганизмы, пользующиеся в большин стве случаев в осадках широким распространением.
Наличие органического вещества и деятельность микроор ганизмов определяют практически все протекающие в раннем диагенезе процессы. В позднем диагенезе ОВ также испытывает преобразования под влиянием продуктов микробиальной дея тельности.
Н.М. Страхов выделял несколько этапов диагенеза. Самый ранний протекает в верхнем слое осадка, находящемся в окисли тельной обстановке при наличии свободного кислорода. В бас сейнах со свободным обменом между осадком и внешней средой толщина этого окислительного (или аэробного) слоя составляет 10—15 см, но может достигать и 0,5 м. В бассейнах с дефицитом кислорода этот слой не превышает нескольких сантиметров или вообще отсутствует. В течение этого этапа происходит раство рение некоторых компонентов осадка и начинается деструкция органического вещества, чему очень способствуют бактерииаэробы. В определенных условиях может начаться образование новых аутогенных минералов. Второй этап раннего диагенеза протекает в современных осадках до глубин 10 м и характеризу ется восстановлением сульфатов в результате деятельности анаэ робных, в основном сульфатредуцирующих, бактерий. На тре тьем этапе активность бактериальной деятельности снижается. В это время начинается формирование диагенетических конкре ций, локальные процессы цементации. В результате происходит литификация, превращение рыхлого осадка в крепкую горную породу, происходит отжим поровых вод и частично упорядоче ние структурного расположения чешуек глинистых минералов. В жизни ОВ в диагенезе выделяются три стадии биохимического разложения и формирования керогена. Общая схема преобразо вания ОВ приведена на рис. 3.8. Биохимическое разложение ОВ начинается сразу после отмирания бионтов еще в эвфотическом слое воды, но наиболее интенсивно происходит в поверхност ном слое осадка. Белки и углеводы подверглись расщеплению еще в водной толще. В результате в осадках присутствуют ами нокислоты и сахара, содержание их редко превышает 1 0 % и бы стро сокращается с глубиной; количество жирных кислот также сокращается, но в некоторых случаях их находят и на больших
134
0.1
Рис. 3.9. Изменение содержаний аминокислот, сахаров и липидов в современных осадках в зависимости от глубины их погружения (вес. % всего ОВ) (по Б. Тиссо и Д. Вельте)
Таблица 3.11
Концентрация бактерий в современных осадках залива Сан-Диего (Калифорния)
(по Б. Тиссо, Д. Вельте, 1981)
|
Анаэробные бакте |
Аэробные бакте |
Отношение анаэ |
||
Глубина, см |
робных к аэроб |
||||
рии, на 1 т осадка |
рии, на 1 т осадка |
||||
|
ным |
||||
|
|
|
|||
0-3 |
1 160 000 |
74 000 000 |
1 |
64 |
|
4-6 |
14 000 |
314 000 |
1 |
21 |
|
14-16 |
8900 |
56 000 |
1 |
6 |
|
24-26 |
3100 |
10 400 |
1 |
3 |
|
44-46 |
5700 |
28 100 |
1 |
5 |
|
66-68 |
2300 |
4200 |
1 : 2 |
136
атмосферы осадок не может приобрести какие-либо признаки восстановленное™ даже за геологически длительный период, т.е. восстановленность осадка достигается только за счет биологиче ского потребления кислорода, в том числе и связанного (Успен ский, 1970).
Процесс разложения ОВ протекает по-разному в зависимо сти от окислительно-восстановительных условий в осадке, в то же время количество и качество ОВ формируют окислительно восстановительный потенциал осадка.
Окислительно-восстановительную обстановку среды осадконакопления определяет степень изолированности этой среды от прямого доступа свободного кислорода и деятельность микро флоры, зависящая от количества и качества ОВ, присутствующе го в осадке.
В окислительных обстановках разрушение органического ве щества описывается схематическим уравнением
аэробное окисление
С 6 Н 120 6 + 6 0 2 = 6 С 0 2 + 6 Н 2 0 .
Бактерии используют молекулярный кислород и окисляют ор ганическое вещество до С02 и воды. В условиях продолжающего ся доступа кислорода ОВ может израсходоваться полностью. Так
ипроисходило, видимо, во многих хорошо аэрируемых песчаных осадках, в которых практически отсутствует Сорг.
Вслучае, когда поступающий извне кислород потребляется микроорганизмами быстрее, чем он может диффундировать в осадок, или весь свободный кислород израсходован полностью, т.е. при отсутствии кислорода в осадке, устанавливается восста новительная обстановка, тем более резко выраженная, чем ак тивнее процессы анаэробного разложения ОВ (Успенский, 1970). Такая обстановка существенно легче возникает в тонкозернистых осадках: глинах, алевролитах, тонких карбонатных илах, благода ря тому что поровое пространство вскоре становится замкнутым
ипоровые воды разобщаются с покрывающей морской и озерной водой и содержат больше ОВ.
Высокая биопродуктивность ОВ способствует появлению обстановок, характеризующихся дефицитом кислорода, выра зившимся в низких и отрицательных значениях окислительно восстановительного потенциала Eh. В таких условиях скорость деструкции ОВ резко снижается, разрушение ОВ идет только за счет «аэробных гетеротрофных бактерий, в осадке создаются вос становительные и резко восстановительные условия. При низких концентрациях ОВ, обычно ниже 0,5%, значения Eh положи-
137
тельные (+200 мВ). Процессы разложения ОВ интенсивны в том случае, когда до полного сгорания существуют окислительные и резко окислительные условия диагенеза.
В анаэробном разрушении ОВ выделяются две стадии. На пер вой гетеротрофная группа анаэробных бактерий, так называемые первичные анаэробы, подвергает ферментативному гидролизу и брожению основные классы органических соединений (белки, липиды, полисахариды) с образованием низших жирных кислот, спиртов, альдегидов, кетонов, С02 и Н20. Эти метаболиты на второй стадии анаэробной деструкции служат субстратами для вторичных анаэробов — сульфатредуцирующих и метанобразующих бактерий. Таким образом, в анаэробных природных экоси стемах в процессе деструкции ОВ происходит постоянное потре бление низкомолекулярных органических соединений. При этом первая стадия анаэробного разложения, как правило, опережает вторую, поэтому в иловых водах осадков накапливается некото рое количество простых веществ (кислот, спиртов, альдегидов, кетонов и др.).
Анаэробное разрушение ОВ идет по схеме:
анаэробное окисление
С6Н20 6 + 6Н20 = 6С02 + 12Н2, далее
С02 + 4Н2 -> СН4 + 2Н20.
Анаэробное разрушение белков с образованием спирта идет по схеме: дезаминирование, гидролиз и декарбоксилирование:
гидролиз, дезаминирование
R -C H -C O O H + Н20 -> R -C H -C O O H + NH3->
№ |
I |
он |
|
декарбоксилирование |
|
-> R - Ç H - C O O H - C O 2R - C H 2 + со2 |
|
он |
он |
Сульфатредуцирующие бактерии — анаэробные гетеротрофы извлекают кислород из сульфатов; они всегда присутствуют в морских водах.
Сероводород, образующийся в результате бактериального вос становления сульфатов иловой воды, в основном фиксируется в виде нерастворимых (или плохо растворимых) соединений в твердой фазе осадков. В результате исследований Э.Ф. Остроу мова было показано, что в твердой фазе осадков в ходе восста
138
новления сульфатов и при следующем метаболизме сероводорода присутствуют следующие формы серы: сульфидная (кислотора створимые сульфиды железа), пиритная (дисульфид железа), эле ментная и органическая.
Процесс идет по схеме:
CaS04 H- 2С —>2С02 4* CaS,
CaS + 2Н20 -> Са(ОН)2 + H2S,
2H2S + 0 2 —» 2Н20 4- 2S,
Са(ОН)2 + С02-> СаСОз + Н20,
2Fe20 3 4- С —» 4FeO + С02,
FeO + H2S -> FeS + Н20,
FeS 4- S -» FeS2,
FeO 4- C02 —>FeC03.
При недостатке железа H2S выходит в придонную воду. В окислительных условиях аэробы — сероокисляющие бакте рии — снова переводят его в сульфат или выпадает элементная сера, которая может образовываться в осадках только в резуль тате окисления сероводорода и сульфидов. В осадках она при сутствует в большинстве случаев в рассеянном мелкодисперсном состоянии. Крайне редко можно видеть «капельки» элементной серы в телах бактерий, окисляющих сульфиды.
Органическая сера постоянно присутствует в составе органи ческого вещества в осадках, затронутых процессом бактериаль ной сульфатредукции, и, судя по изотопному составу, следует отличать эту диагенетически образованную форму серы, которая является производной бактериального сероводорода, от серы, прижизненно накапливающейся в живых организмах моря.
В процессе бактериальной сульфатредукции происходит фрак ционирование изотопов серы: восстановленные продукты (в том числе и сера органическая) обогащаются легким изотопом, окис ленные — тяжелым, т.е. в остаточном сульфате накапливается тяжелый изотоп. Об интенсивности процессов сульфатредукции можно судить по количеству образовавшегося сероводорода. На восстановление сульфатов израсходовалась какая-то часть ОВ, его потери на сульфатредукцию также прямо пропорциональны образовавшемуся количеству H2S. Та часть ОВ, которая не была утилизована бактериями, вскоре оказывается в составе вновь об разованных полимерных структур — гуминовых веществ, объ
139
единяющих гуминовые и фульвовые кислоты. В осадках эти ве щества образуются при конденсации автохтонного, в основном планктонного, материала (белки, углеводы и производные липи дов) и (или) аллохтонного, принесенного с суши вещества (глав ным образом лигнин и целлюлоза).
По строению гуминовые кислоты, образующиеся в субаквальных осадках, отличаются от почвенных гуминовых кислот. Фе нольные составляющие в гуминовых кислотах морских осадков представлены менее широко. Напротив, величина отношения Н/С у них возрастает. Это следствие обогащения морских гу миновых кислот алифатическими звеньями и алициклическими соединениями.
Жирные кислоты могут входить в структуру гуминового веще ства в виде алифатических эфирных группировок.
Углеводороды не вовлекаются в процесс полимеризации, так как в их структуре отсутствуют функциональные группы, необ ходимые для связывания с гуминовыми образованиями. Однако различные типы органических соединений, в том числе углево дороды, входят во взаимодействие с гуминовыми компонентами органического вещества посредством физической адсорбции или путем образования слабых водородных связей.
Степень обогащения современных осадков гуминовыми и фульвовыми кислотами и их природа, видимо, различны и опре деляются конкретными условиями. В тех районах, где происхо дит значительный вынос с континента и аллохтонный материал, представленный остатками высших растений, зачастую является главным источником ОВ, гуминовые и фульвовые кислоты обыч но характеризуются высокими концентрациями. В их составе, видимо, находятся гуминовые кислоты почв, которые были сне сены в бассейн седиментации. В составе аллохтонного материала может принять участие переотложенное органическое вещество, перемытое из древних отложений и перенесенное реками в бас сейн, где происходит осадконакопление. Гуминовые кислоты об разуются и в осадках, где привнос терригенного ОВ ничтожен.
Вцелом же гуминовый материал — производный терригенного органического вещества преобладает над соответствующим ма териалом, возникшим за счет автохтонных морских источников.
Вгуминовых кислотах, видимо, концентрируются и фиксируют ся тяжелые металлы: U, V, Си, Ni.
Далеко не все ОВ в осадке переходит в гуминовые кислоты. В за висимости от исходного органического вещества и условий его пре образования содержание гуминовых веществ в осадках колеблется от 10 до 80%, причем с глубиной их количество снижается.
Всоставе ОВ осадков возникает также особая группа высо комолекулярных соединений, прочно связанных с минеральной
140