ЛИТОЛОГИЯ И ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ, 2004, № 1, с. 3-35
УДК 551
АУТИГЕННОЕ КАРБОНАТООБРАЗОВАНИЕ
В ОКЕАНЕ
© 2004 г. А. Ю. Леин
Институт океанологии им. П.П. Ширшова РАН 117997 Москва, Нахимовский проспект, 36; e-mail: lein@geo.sio.rssi.ru
Поступила в редакцию 02.06.2003 г.
На основании разработанной комплексной методологии, включающей литолого-петрографичес-кие, минералогические, изотопно-геохимические и микробиологические методы исследования, предложена типизация океанических аутигенных карбонатов, базирующаяся на генезисе источника карбонатного углерода. Среди аутигенных карбонатов преобладают Mg-кальцит (протодоломит) и арагонит. Все типы аутигенных карбонатов обеднены тяжелым изотопом 13С и обогащены тяжелым изотопом 180 (в системе РДВ), что свидетельствует о биологическом фракционировании изотопов в процессе карбонатообразования. Исследования показали, что аутигенное карбонатообра-зование есть биогеохимический (микробиологический) процесс, вовлекающий в современный цикл углерода также углерод осадков древних толщ, абиогенный метан и бикарбонат-ион гидротермальных флюидов.
Карбонатообразование в океане - мощный осадочный процесс, уносящий ежегодно из круговорота около 1 млрд т СаС03 [Лисицын, 1978]. Этот процесс поддерживает равновесие в угле-кислотной системе литосфера-океан-атмосфера и баланс кальция в целом на планете. В цитируемой работе на большом экспериментальном ма-терале по составу взвеси и осадков приводятся доказательства преобладания процессов биогенной седиментации карбонатов над хемогенными процессами "после длительного господства хемоген-ных гипотез" [Лисицын, 1978, с. 233].
Масштабы и механизмы аутигенного карбонатообразования в донных отложениях океана долгое время оставались вне внимания исследователей. В 1951 г. Н.М. Страхов рассмотрел принципиальный механизм образования аутигенных диагенетических карбонатов на примере восстановленных осадков Черного моря [Страхов, 1951]. Н.М. Страхов считал, что "в миграции и перераспределении карбонатов в осадках важнейшую роль должна играть С02, генерируемая в диагенезе разложением захороненного органического вещества. Чем больше последнего, тем больше возникает в диагенезе С02, тем большие массы карбонатов находятся в растворе, тем легче идут их перераспределение и концентрирование около некоторых точек с образованием стяжений" [Страхов, 1962, с. 545]. Вместе с тем Н.М.Страхов полностью отрицал роль бактерий в осаждении кальция, говоря "о ничтожном значении бактериального кальцитообразования" и считая, что "на
первый план выступает химическая садка угле-кальциевой соли и вынос ее во взвешенной форме" [Страхов, 1962, с. 102].
Повышенный интерес к процессам аутигенного карбонатообразования в океане возник после того, как в конце 60-х годов прошлого века появились описания особого типа аутигенных карбонатов, образующихся за счет окисления метана в современных и в более древних, чаще всего плейстоценовых отложениях океана. Эти карбонаты получили название methane-derived carbonates [Hathaway, Degenes, 1968; Fuex, 1977; Nissenbaum, 1984].
В 1984 г. было открыто новое явление на дне океана - выходы метансодержащих растворов и газовых струй из осадочных толщ - метановые сипы (methane seeps) [Suess et al., 1985]. К настоящему времени известно уже более 30 активных полей метановых сипов, на которых развиваются специфические биологические сообщества [Si-buet, Olu, 1998 ] и формируются карбонатные постройки ("рифы"), плиты, корки и другие морфологические разновидности аутигенных карбонатов. Насчитываются десятки работ, в которых с разной степенью детальности описывается аути-генная карбонатная минерализация [Aloisi et al., 2000; Hackworth, Aharon, 2000; Paull et al., 1992; Von Rad et al., 1996 и многие другие].
Несколько раньше, начиная с 1979 г., в рифто-вых зонах срединно-океанических хребтов были обнаружены активные гидротермальные поля, на которых происходит разгрузка эндогенных газов,
80° 120° Зоны:
' 2 П3
Рис. 1. Схема расположения районов исследования аутигенных карбонатов в океане.
1 - зоны субдукции; 2 - зоны спрединга; 3 - районы работ: 1 - Калифорнийский залив; 2 - Охотское море, у о-ва Па-рамушир; 3 - Черное море, Днепровский каньон; 4 - Норвежское море, грязевой вулкан Хаакон Мосби; 5 - грязевые вулканы залива Кадис; 6-7 - активные гидротермальные поля Срединно-Атлантического хребта (6 - Лост Сити (30° с.ш.); 7 - Логачев-1 (14°с.ш.)).
в том числе СН4 и СО2, и формируются аутиген-ные карбонатные минералы (рассеянная и про-жилковая минерализация). В отдельных случаях могут образовываться массивные карбонатные отложения в виде построек на дне.
Летом 2001 г. в Атлантическом океане на 30°с.ш. было обнаружено гидротермальное поле, на пересечении срединного хребта и трансформного разлома (поле Лост Сити), с низкотемпературными растворами и столбообразными карбонатными постройками (около 30 шт.) диаметром до 10 м и высотой до 60 м [Ке11еу е! а1., 2001; Леин и др., 2002а]. Источник углекислоты в этих карбонатах - морская вода, Са2+ - гидротермальный флюид. Этот тип аутигенных карбонатов представляет собой совершенно новое явление в океане.
Нами в разные годы, начиная с 1975 г., изучались процессы аутигенного карбонатообразова-ния в отложениях современного океана (рис. 1, табл. 1). Цель данной статьи - обобщить матери-
алы разных лет и определить роль микроорганизмов в формировании аутигенной карбонатной минерализации.
Наши исследования аутигенных карбонатов охватывают семь крупных районов активного карбонатообразования (см. рис. 1, табл. 1). Как следует из таблицы, процессы аутигенного образования карбонатов происходят на разных глубинах - от первых метров (район шельфа Черного моря) до 3400 м (в срединно-океанических хребтах) - и в различных климатических обстановках -от заполярья до тропиков.
При изучении процессов аутигенного карбонатообразования использовалась специально разработанная единая комплексная методология, включающая литолого-петрографические, минералогические, изотопно-геохимические и микробиологические методы (табл. 2), детально описанные в наших предыдущих работах [Леин и др., 1998; Леин и др., 2000а, б; Пименов и др., 2000; Леин и др., 2002б].
а s
ч о а о
4
5 »
S
я о а м со Я Е м
S
о
о
я >
м
Е
м
Ю
о о
Таблица 1. Районы исследования аутигенных карбонатов
Район Координаты Глубина, м Специфическое бентос-ное сообщество, маты СН4-газгидраты СН4-сипы, транспорт СН4 513С-СН4, %о Литературный источник
Калифорнийский 24°53.7 с.ш. 120 _ Леинидр., 1975, 1979;
залив: шельф Leinetal., 1999
108°42' з.д.
Континентальный 27°09' с.ш. до 3260 _
склон
111°08' з.д.
Черное море: 44°46'-44°52' с.ш. 60-180 маты нет СН4-диагенетический -68 Леин, 1991; Леин и др.,
шельф 2001,20026;
31°50'-31°59' З.Д. Ульянова и др., 1995;
Thiel et al„ 2001
континентальный 44°46'-44°4Г с.ш. 200-500 маты струйно-пузырьковый
склон
31°47'-31°59' З.Д.
Норвежское море, 72° с.ш. 1200 маты, симбиотроф- на поверхности термогенный + диаге- -60 Леинидр., 1998,2000а, б,
континентальный ные полихеты дна и на глубине нетический диффу- Leinetal., 1999;
склон зионный Pimenov et al., 1999
Охотское море, 49° с.ш. 800 симбиотрофы и маты мощность слоя термогенный струйно- -54 ср. Леин и др., 1989
континентальный ~1 см пузырьковый
склон
Залив Кадис, 35°30' с.ш. 960 маты, в толще осадков термогенный + диаге- -32...-63 Stadnitskaia et al., 2001;
континентальный бентосные нетический + гидротер- Леин и др., 2003
склон 7°10' з.д. животные мальный (?) до -19.2 у
гомологов
Логачев, САХ 14° с.ш. 3400 маты, симбиотроф- нет гидротермальный -14.6 Леин и др., 2000а, в,
ные моллюски диффузионный 2001,2003
Пост Сити, САХ 30° с.ш. 860 маты и симбиотроф- нет гидротермальный -16 Леин и др., 20026
ные животные (?) диффузионный
>
К ч И
X Д
О
и
я
>
ч и о X
О
о и
ч >
со О
и
>
X К И
и
о я
и >
X
И
Примечание. Прочерк - не установлены, нет данных.
Таблица 2. Аналитические методы, использованные в работе для определения химического, изотопного и минерального состава и для оценки скорости микробиологических процессов [Леин и др., 1998, 2000а, 2003]
Объект определения Методы исследования Точность определений, %
so2- Ионная хроматография (стационарная лаб.) 3
C : Hydrothermal : N CHNS-O анализатор (стационарная лаб.) 0.3
Cl- Прямое титрование AgNO3 (на борту) 0.25
Ca2+ + Mg2+ Трилонометрическое (Б) титрование с эриохром-черным при определении суммы Ca2+ + Mg2+ и мурексидом для Ca2+ (стационарная лаб.) 3.0
Фосфор (растворенный) Фотометрический на основе образования комплекса фосфор-номолибденовой гетерополикислоты и его восстановления аскорбиновой кислотой до молибденовой сини (на борту) 3.0
Кремний (растворенный) Фотометрический на основании реакции взаимодействия кремния с молибденовокислым аммонием и последующим восстановлением метолом (на борту) 3.0
Влажность Весовой (на борту) 1%
pH, Eh Иономер pH 320/Set (Германия) (на борту) 0.1; 10 мВ
Общая щелочность (Alk) Потенциометрическое титрование (на борту) 3.0
FeS„-1FeS2 Иодометрическое титрование (кислоторастворимые формы) и трилонометрия (стационарная лаб.) 5.0
518O Масс-спектрометрия: уравновешивание с CO2 при 25°C Micromass 602 D (стационарная лаб.) 0.1-0.5 (%с)
513C Масс-спектрометрия: окисление до CO2 , Micromass 602 D, МИ-1202 В (стационарная лаб.) 0.5 (%с)
534S Масс-спектрометрия: окисление до SO2, МИ-1202 В (стационарная лаб.) 0.1 (%с)
Силикаты Рентген-флюоресцентный (стационарная лаб.) Стандарты
Минеральный состав Рентген-дифракционный (стационарная лаб.) SCAN JEM-5300 + LINK ISIS; JEM-1002 Стандарты
Редукция SO2 35 Радиоизотопный Na2 SO4 (10 p,Ci) (стационарн. лаб.)
СО2-ассимиляция 14 Радиоизотопный Na2 CO3 (5 p,Ci) (на борту)
СН4-образование на СО2 + Н2 14 Радиоизотопный Na2 CO3 (5 p,Ci) (стационарная лаб.)
СН4-окисление Радиоизотопный 14CH4 (2 p,Ci) (на борту)
Общая численность бактерий Флуоресцентный с флуорескамином (
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.