Морские отложения

Влияние морских условий на отложение ила заметно уже у берега, на континентальном шельфе и в более глубоких океанических бассейнах. Распределение илов неравномерное и контролируется рельефом дна, морскими течениями и размещением источника глинистых материалов. В дальних устьях крупных дельт таких рек, как Миссисипи и Ориноко, глины, отложенные в мелких морских водах, почти не отличаются по литологии от глин, отложенных в тех участках, где не сказывается влияние дельты.
В мелководных шельфовых участках накопления ила и алеврита скорость осаждения может быть настолько малой, что осадки могут быть существенно переработаны колониями разнообразных видов морских организмов. В результате образуются сложные пятнистые или биотурбационные текстуры.
Голубые или грифельно-серые терригенные илы широко распространены в современных морях и океанах. Зеленые илы, подобные илам бассейнов дальнего прибрежья Калифорнии, по-видимому, распространены гораздо шире, чем первоначально предполагалось. Их зеленая окраска обусловлена присутствием зеленого иллита и монтмориллонита; хлорита и мелкозернистого глауконита в них немного. Для зеленых морских илов характерно высокое (около 7%) содержание органического вещества. Часто значительную часть этих отложений слагают раковины фораминифер, которые несут следы небольшого растворения. Зеленые глинистые сланцы и аргиллиты распространены в нижнепалеозойских отложениях Уэльса.
Морские глинистые осадки, образовавшиеся при размыве латеритных участков суши, обычно содержат много красных окислов железа. Полагают, что красящие окислы железа в красных илах западной Атлантики образовались за счет латеритного материала, вынесенного Амазонкой и Ориноко.
Черные и глинистые сланцы В некоторых участках современных морей, там, где в придонных водах существует большой недостаток кислорода, отлагаются черные илы, содержащие много сохраняющегося органического вещества и углекислоты наряду с переменными количествами сероводорода. Глубина воды сама по себе не имеет значения для образования рассматриваемых осадков, так как основное условие их образования заключается в существовании застойных вод. Поэтому черные илы могут быть отложены почти на любой глубине — как в самых мелких лужах, так и в таких глубоких впадинах, как Черное море и глубокие норвежские фиорды, при условии, что придонные воды загрязнены и застойные. Дефицит кислорода в такой обстановке препятствует жизнедеятельности бентосных организмов, и остатки, которые могут быть обнаружены здесь, относятся к планктонным и нектонным организмам, которые после отмирания попадают сюда из лучше аэрированных поверхностных вод. Отсутствие бентосных организмов в такой обстановке, по-видимому, обусловлено в основном отсутствием достаточного количества кислорода, а не токсическим воздействием таких веществ, как сероводород или углекислый газ.
Древние черные глинистые сланцы, вероятно образовавшиеся в описанных условиях, встречаются довольно часто. Черные граптолитовые глинистые сланцы нижнего палеозоя пигментированы частично тонкорассеянными сульфидами железа и частично углистым веществом, причем количество углерода в некоторых слоях достигает 6% Сажистая черная окраска пород может быть обусловлена присутствием гораздо меньших количеств углистого вещества, и многие анализы черных глинистых сланцев дают всего 0,5% углерода и 1—2% сульфида железа. Отсутствие или редкость каких-либо остатков донных организмов в этих отложениях при обилии остатков планктонных форм заставляет предполагать, что если поверхностные воды благоприятствовали развитию организмов, то придонные воды препятствовали их развитию.
Черные или темноокрашенные морские фации встречаются в различных палеозойских и мезозойских отложениях; встречающаяся в них фауна почти неизменно ограничивается планктонными формами. На северо-западе Европы девонские и каменноугольные гониатитовые глинистые сланцы и некоторые нижнеюрские темные битуминозные глинистые сланцы весьма однородны как по литологии, так и по экологии присутствующей в них фауны. Эти породы часто пиритоносны и нередко содержат немного битумов. Из-за способности этих пород распадаться в обнажении на тонкие пластины они получили название «бумажных сланцев». Донные организмы обычно отсутствуют, и фауна в основном представлена цефалоподами наряду с пластинчатожаберными, такими, как Posidonia, которая, как полагают, является биссусобразующей формой, прикрепляющейся к свобод но плавающим цефалоподам или к плавнику.
В отличие от других глинистых сланцев черные сланцы обычно содержат повышенные концентрации таких второстепенных элементов, как уран, мышьяк, медь, молибден, свинец, ванадий и цинк. Ясно, что геохимические условия в таких специфических обстановках благоприятствовали осаждению этих элементов. Важную роль, вероятно, играла адсорбция элементов органическими комплексами и глинистыми минералами. В глинистых сланцах также концентрируются сингенетические сульфиды металлов, иногда в промышленных количествах. Из сульфидов пермских медистых сланцев и сланцев Марл, простирающихся от Польши до северной Англии, местами получали до 3,6% меди и 1% цинка. До 10% меди, присутствующей в основном в сульфидной форме, было обнаружено в двух горизонтах черных глинистых сланцев Нонсач (поздний кивино, докембрий) Мичигана (табл. 7.2).

Бурые (красные) глины Среди всех абиссальных отложений наиболее широко распространены и наиболее характерны отложения, называемые бурыми красными глинами. Они образуются отчасти при разрушении пород и минералов на месте, но в основном за счет тонкого терригенного детритуса, перенесенного с шельфовых участков и переотложенного глубинными морскими течениями.
Их более старое название — красные глубоководные глины — сейчас считается вышедшим из употребления, так как обычно эти отложения имеют шоколадно-бурую окраску. Они встречаются во всех самых глубоких частях океанов; подсчитано, что в Тихом океане эти осадки покрывают почти 70 млн. км2; они также широко развиты в Индийском океане и в самых глубоководных участках Атлантического океана; фактически они встречаются везде, где глубина вод превышает 4,5 км. Во влажном состоянии эти глины пластичны, но при высыхании затвердевают и ведут себя почти как обычные глины. Содержание карбоната кальция в них не превышает 4%, хотя часто присутствует много кремнеземистых остатков организма и бурые глины могут постепенно сменяться радиоляриевыми илами. Обычно присутствуют спикулы губок и иногда остатки диатомовых водорослей. Минеральный состав бурых глин изменчив и зависит от места накопления: на юге Тихого океана широко распространены мельчайшие обломки основных вулканических пород; на севере Тихого океана преобладают обломки пемзы; на юге Атлантического океана в осадках преобладает кварц с примесью некоторого количества полевого шпата и глинистых минералов. Эти зерна частично образовались при разрушении и разложении фрагментов, возникших при вулканических извержениях, возможно подводных. Нужно особо подчеркнуть, что бурые глины различны по составу и что последний варьирует в зависимости от источника поступающего материала; предполагается, что извержение Кракатау в 1883 г. оказало сильное влияние на состав абиссальных бурых глин Индийского океана. В некоторых участках Атлантического океана встречаются песчаные зерна, которые, вероятно, были привнесены иссушающим ветром харматтан из африканских пустынь.
В бурых глинах часто встречается филлипсит, которого иногда довольно много; содержание филлипсита совместно с другими цеолитами может составлять 50% осадка.
На поверхности бурых глин или под ней образуется множество диагенетических округлых и гроздьевидных железомарганцевых желваков, рассеянных по дну океанов; было подсчитано, что по меньшей мере 10% дна Тихого океана покрыто этими желваками. Размеры желваков варьируют; они встречаются как в виде пеллет диаметром несколько микрометров, так и в виде плит шириной несколько метров. Обычно желваки слоисты, что может быть результатом деятельности инкрустирующих песчаных фораминифер и грибов, группирующихся по периферии растущих желваков.
Эти желваки часто ассоциируются с многочисленными зубами акул и ушными костями китов. Обилие этих органических остатков свидетельствует об исключительно медленном накоплении осадков в этих наиболее глубоких участках, так как остатки вымерших видов часто смешаны с остатками ныне живущих видов; это свидетельствует о том, что мощность бурых глин, накопившихся с третичного времени, недостаточна для полного захоронения органических остатков. Помимо таких крупных компонентов бурые глины содержат продукты разложения алюмосиликатов, образовавшихся частично за счет обломков пород, рассеянных по океанам различными субаэральными, подводными течениями и вулканическими взрывами, и частично продуктами «выветривания» на месте пород, покрывающих морское дно: они могут рассматриваться как остаточные продукты, из которых выщелочена большая часть карбоната кальция и кремнезема.
Морские мергели и глинистые известняки. Морские мергели, глинистые известняки и известковистые глинистые сланцы часто представляют собой загрязненные известковистые органогенные отложения, близкие к мелоподобным мергелям мелового возраста юго-восточной Англии, которые своей известковистостью обязаны обилию пластинок и фрагментов кокколитов, В других случаях, например в мергелистых известняках лейаса, происходило частично хемогенное осаждение карбоната кальция на поверхности ила при его отложении или вскоре после него.
Бентониты. Бентониты — это глинистые породы со специфическими свойствами, развитые в основном среди меловых и ордовикских отложений Северной Америки. В свежем виде бентонит — светло-зеленая или бледно-зеленовато-желтая порода с изломом, похожим на излом плотного воска. Характерное свойство этой породы — значительная емкость обменных оснований.
Бентониты сложены в основном монтмориллонитом или родственными глинистыми минералами, очень мелкокристаллическими, что обусловливает большую удельную поверхность породы. Большинство бентонитов также содержит небольшие частицы ортоклаза, плагиоклаза, биотита и некоторых акцессорных минералов изверженных пород. В шлифах бентонитов видны реликты пемзы с характерным пирокластическим строением. Считают, что бентониты образуются при девитрификации стекловатых вулканических пеплов. Меловые бентониты Арканзаса переслаиваются с вулканическими туфами, сложенными угловатыми обломками трахита; несомненно, это продукт изменения трахитового стекла, которое первоначально было отложено в виде пемзового пепла. Бентониты Блэк-Хилла в Южной Дакоте, по-видимому, образовались за счет андезитовых пеплов.
В процессе изменения вулканического стекла в бентонит девитрификация сопровождается определенными изменениями химического состава. Почти полностью удаляются щелочи, которые в большом количестве присутствовали в полевошпатовых стеклах. Выносится также значительная часть кремнезема. Увеличиваются содержания гидратной воды, магния и железа.
Бентониты обычно лишены окаменелостей, но они постоянно переслаиваются с морскими осадками и почти несомненно отложились в соленых водах. Отдельные пласты имеют небольшую мощность — от трех сантиметров до одного метра, но, несмотря на это, выдержаны по простиранию и развиты на огромных площадях. Месторождения бентонита находятся в меловых отложениях западной части Северной Америки и в ордовикских отложениях Аппалачского района. Вероятно, некоторые породы, описанные как фуллеровы земли в силурийских, юрских и меловых отложениях Англии и Уэльса, в действительности следует относить к бентонитам, в частности нижнемеловые фуллеровы земли южной Англии. Линзы и пропластки бентонитов находят в каменноугольных морских и пресноводных толщах северной Англии и Шотландии. Некоторые из этих бентонитов, вероятно, образовались путем разложения отложенных в воде туфов на месте, в других случаях можно предполагать образование бентонитов при отложении уже готовых монтмориллонитовых глин, образовавшихся при эрозии выветрелых вулканических пород.