pdf.php@id=6161.pdf

времени, к которому сформировались все известные ныне груп­ пы растений и животных.

Химический состав ископаемых осадков в какой-то степени отражает биоценозы, вернее, танатоценозы соответствующих ге­ ологических эпох.

В додевонское время основными поставщиками ОВ были си­ незеленые и прочие водоросли и бактерии, высшие растения от­ сутствовали, поэтому в отложениях додевонского времени пыль­ ца, кутикула, витринит, растительные воски не наблюдаются. В ОВ этих отложений нет подавляющего превосходства нечет­ ных УВ среди высших нормальных алканов. Сравнивая химиче­ ский состав ОВ отложений разного возраста (имеется в виду ОВ, не измененное или мало измененное в катагенезе), далеко не всегда можно определить «возрастные» отличия или специфику исходного ОВ, поскольку все планктоногенное ОВ в отложени­ ях различного возраста сформировано за счет фитопланктона и бактерий; все остальные поставщики ОВ — незначительная при­ месь, которая может и не сказаться на химическом составе за­ хороненного ОВ.

Заметные отличия в химическом составе ОВ фиксируются только для двух крайних типов: 1) планктоногенного, образо­ ванного за счет жизнедеятельности фитопланктона и бактерий, чисто сапропелевого; 2 ) органического вещества наземного про­ исхождения, образованного за счет высших растений, гумусового или арконового ОВ. Помимо отличий в углеводородной части меняется валовый химический состав, что приводит, в частности, к изменению величины Н/Сат; для сапропелевого (I тип керогена) ОВ она составляет 1,7—1,9, в то время как в более ароматиче­ ском обогащенном кислородом гумусовом ОВ (III тип керогена) величина этого отношения не превышает 1 ,1.

Известно, что климат и температура воды влияют на жизне­ деятельность организмов и состав образованных исходным ОВ продуктов. Так, снижение среднегодовых температур, происходя­ щее в связи с похолоданием от кембрия до современного перио­ да, повлияло на структуру масел исходного ОВ в направлении повышения содержания ненасыщенных жирных кислот, прису­ щих данному виду. Поскольку экспериментально установлено, что насыщенные жирные кислоты — источник алканов, а нена­ сыщенные — нафтеновых УВ, то соотношение алканы/цикланы, производных насыщенных и ненасыщеных кислот, синтезируе­ мых растениями, контролируется температурой среды обитания.

Характер распределения некоторых биомаркеров (стеранов С28 и С29>в УВ фракции морского ОВ и нефтей различного возраста в

121

“а' “я

стераны

материн­ ских по­ родах

Рис. 3.3. Распределение отношения регулярных стеранов С28/С29 в биопродуцентах фанерозоя (по Р.М. Ваплесу и Т.М. Мачихаре)

геологической истории позволил наметить их генетическую связь с эволюцией основных продуцентов ОВ (рис. 3.3). Эта эмпири­ чески установленная закономерность — увеличение отношения стеранов С28/С 29 от кембрия к кайнозою — не объясняет харак­ тер распределения стеранов в докембрийском ОВ и нефтях. На эмпирической кривой докембрийскому ОВ соответствуют низкие значения этого отношения, какие наблюдались в известных ра­ нее нефтях докембрия. В результате исследований последних лет ОВ рифейских отложений и нефтей Восточно-Европейской плат­ формы были идентифицированы ОВ и нафтиды с равномерным распределением стеранов, т.е. отношения стеранов С28/С 29 ~ 1, что соответствует ОВ динофлагеллат, появившихся много позже.

До сих пор состав исходных биопродуцентов докембрия изу­ чен крайне слабо. Не исключено, что в докембрии существовали предшественники динофлагеллат, биохимический цикл которых был сходен, что и предопределило соответствующее распределе­ ние биомаркеров. Таким образом, данные об углеводородном со­ ставе, характере распределения биомаркеров позволяют решать и (или) поставить обратную задачу: каковы же были биопродуцен­ ты прошлых геологических эпох, особенно это касается ОВ наи­ более древних и менее изученных докембрийских отложений.

122

3.2. УСЛОВИЯ НАКОПЛЕНИЯ ОРГАНИЧЕСКОГО ВЕЩЕСТВА И ЕГО ПРЕОБРАЗОВАНИЕ В ДИАГЕНЕЗЕ

В современных морских осадках и водной толще ОВ отли­ чаются сложностью состава и полигенностью. Это, во-первых, живое вещество — фауна и флора, продукты их метаболизма, сингенетичное или автохтонное ОВ, планктогенное и бентосное, аллохтонное, принесенное с континента, также может присут­ ствовать эпигенетичное ОВ, мигрировавшее из нижележащих толщ, и продукты антропогенного загрязнения.

Седиментогенез ОВ

Седиментация, или осадконакопление, — сложный процесс взаимодействия геосфер Земли, происходящий при низких тем­ пературах и давлениях с участием различных организмов. Седи­ ментация минеральных частиц и ОВ тесно связаны. В бассейне седиментации основной источник ОВ — это автохтонное ОВ, формирование которого происходит путем фотосинтеза, т.е. со­ вокупностью биохимических реакций; в процессе формирования ОВ извлекает другие биогенные элементы в виде Si02, СаС03, MgC03 с некоторыми присущими им микроэлементами.

Для всех фотосинтезирующих организмов реакции фотосин­ теза идут согласно следующему уравнению:

где А — носитель водорода.

Фотосинтез в океане происходит в сравнительно тонком верх­ нем слое мощностью 2—250 м (в среднем 40 м) — эвфотическом слое — слое жизни. Разные фотосинтезирующие организмы ис­ пользуют различные участки видимого светового спектра, что позволяет фотосинтезирующим бактериям и водорослям обитать на различной глубине водной толщи.

Соотношение автохтонного и аллохтонного ОВ изменяется в различных районах Мирового океана и на разных уровнях стол­ ба воды. По данным Е.А. Романкевича, в среднем в Мировом океане доля аллохтонного ОВ достигает 5% общей массы ОВ; приводятся более низкие и более высокие значения. На шельфе и некоторых участках континентального склона аллохтонное ОВ может составлять значительную долю общего ОВ; в водоеме оно находится в растворенной и взвешенной (детритной) формах. В океане количество растворенного ОВ резко преобладает над взвешенным и является господствующей формой существования,

123

но в донный осадок практически переходит только взвешенное ОВ. Б. Тиссо и Д. Вельте (1981), ссылаясь на Д. Мензеля, приводят следующие данные о соотношении этих форм ОВ. Вертикальное распределение детритного органического углерода (ДОУ) и рас­ творенного органического углерода (РОУ) в океанах практически одинаково ниже глубины 200-300 м. Концентрация ДОУ изменя­ ется от 2 до 10 мкг/л, а РОУ — от 350 до 700 мкг/л. Выше указан­ ной глубины содержание этих компонентов изменяется, причем ДОУ прямо пропорционально, а РОУ обратно пропорционально величине первичной продукции органического вещества.

Создаваемое в бассейне автохтонное ОВ представлено пре­ жде всего фитопланктоном. При малых размерах основных пред­ ставителей фитопланктона (микропланктон и наннопланктон) и ничтожной массе он отличается чрезвычайно высокой продук­ тивностью.

В табл. 3.5 и 3.6 приводятся соотношения биомассы (Б) и био­ продукции (П) для разных типов автотрофных комплексов по различным областям.

Схема баланса органического углерода в океане (рис. 3.4) на­ глядно демонстрирует соотношение биомассы и биопродукции фитопланктона, а также соотношение растворенной и детритной форм углерода.

По данным Е.А. Романкевича, ежегодная биопродукция в оке­ ане, включая и поступающее с суши ОВ, составляет 21,1 млрд т Сорг, в форме взвеси — около 1—3 млрд т Сорг.

Таблица 3.5

Соотношение биомассы и биопродукции (по В.А. Успенскому)

Таблица 3.6

Процентное распределение годовой продукции углерода автотрофов по различным областям (по В.А. Успенскому)

124

Первичая продукция фитобентоса 0.1-10 9т Сорг/год

ш /ш /ш ш ь

Захоронение 85-106Т С0пГ/гО Д

0 А % ОТ I

Рис. 3.4. Баланс органического углерода в океане (по ЕЛ. Романкевичу)

Годовая продукция Сорг в Мировом океане, по разным ис­ точникам, колеблется от 35 до 75-109 т, при этом величина терригенного сноса за год составляет 25 109 т, т.е. ниже биопродукции, при этом содержание Сорг в осадках обычно не превышает 1%. Такое соотношение минеральной и органической составляющих осадка связано с тем, что подавляющая часть биопродукции не доходит до дна, а минерализуется. Минерализующееся ОВ обра­ зует «водный гумус», стойкие растворенные органические соеди­ нения, которые массой на два порядка превышают массу фито­ планктона.

Биологическую продуктивность в морских обстановках кон­ тролируют различные факторы: свет, температура, минеральные

125

эоловый материал

Рис. 3.5. Схематическая модель бассейна осадконакопления (по Б. Тиссо и Д. Вельте)

вещества, течения, газовый режим, высота водной толщи и др. На рис. 3.5 приведен схематический профиль через бассейн осад­ конакопления, демонстрирующий основные факторы, влияющие на накопление ОВ в бассейне. Главный фактор — питательные вещества (нитраты, фосфаты и др.). Они поступают из разных источников: с континента выносятся реками и флювиальными потоками; основная часть питательных веществ поступает из ди­ намического резервуара океана и разносится течениями. Макси­ мальное количество питательных веществ поступает в эуфотический слой в зонах апвеллингов, располагающихся у западных окраин континентов. Подъему глубинных вод (апвеллингу) к поверхности способствуют циклонические круговороты с их ди­ вергенциями, сгонные ветры, места стыка холодных и теплых течений, штормы, муссонные ветры и др. Мощный и стабильный апвеллинг связан с пассатными восточными пограничными тече­ ниями в Тихом и Атлантическом океанах. К этим зонам апвел­ лингов приурочены осадки, наиболее обогащенные Сорг (до 20%). В соответствии с поступлением питательных веществ распределя­ ются и области с различной биопродуктивностью (табл. 3.7, 3.8).

По данным Е.А. Романкевича, над подводной окраиной кон­ тинентов создается около 50% первичной продукции ОВ, при­ мерно столько же приходится и на ложе океана.

126

Таблица 3.8

Продукция фотосинтеза над основными структуктурногеоморфологическими областями океана (по Е.А. Романкевичу)

Источником питательных веществ в океане, очевидно, явля­ ются подводные вулканы, гидротермальные системы, зоны спрединга. Что касается последних, то современные исследования, выполненные в том числе при помощи подводных аппаратов, привели к сенсационным открытиям. Вблизи гидротермальных выходов в различных рифтовых зонах (Восточно-Тихоокеанское поднятие, Галапагосский рифт, Красноморский рифт, бассейн Гуаймас и др.) были обнаружены биогенные сообщества, пора­ жающие своей биомассой (Polychaeta, Alvinellidae, Vestimentifera,

Riftia и др.). Химический состав животных из этих биологиче­ ских сообществ в целом идентичен обычным организмам. Пита­ нием для этих животных служит микрофитопланктон, некоторые формы которого напоминают цианобактерии (Colothrix, Hyphomicrobium и др.). Эти бактерии возникли за счет хемосинтеза по схеме

С02 + 2H2S С(Н20) + 2S + Н20.

Содержание Сорг в районе гидротермальных полей 0,04—0,35% (одно определение показало 0,95%), что в несколько раз выше, чем в абиссальных пространствах, окружающих гидротермальные поля. ОВ отличается повышенным содержанием серы (до 15%) и более тяжелым изотопным составом (513С изменяется от —11 до —17%о). Организмы-хемосинтетики характеризуются очень высокой продуктивностью — до 2,7 кг/сут, у фотосинтетиков — 6 ,8 кг/сут, т.е. цифры вполне сопоставимы (Леин и др., 1993).

127

Из рисунка видно, что наличие обогащенных Сорг отложений особенно характерно для континентального склона (субкларк 1,02%), что вдвое выше кларка океанического сектора Мирового океана (0,51%), в 1,5 раза превышает субкларки, свойственные глубоководным желобам (0,78%), континентальному подножию (0,76%) и краевому плато (0,72%); шельф оказался практически на уровне кларка (0,52%), что, видимо, связано с повышенной долей терригенного материала. Низкие значения (0,10%) отмече­ ны для островных дуг и абиссального ложа (0,19%). Повышение значения концентраций в глубоководных желобах определяется повышенной продуктивностью вод над ними, обусловленной по­ ступлением питательных веществ с островной дуги.

Состав же ОВ, осажденного в различных морфоструктурных зонах, существенно отличается. Изменение состава ОВ в зависи­ мости от глубины бассейна, типа обстановки осадконакопления вполне закономерно. Это отражается как в элементном и группо­ вом составе, так и в микрокомпонентном составе ОВ. Распреде­ ление микрокомпонентного состава ОВ в зависимости от морфо­ структурных областей осадконакопления показано на рис. 3.7.

Наиболее высокой биопродуктивностыо в Мировом океане ха­ рактеризуются зоны глобальных апвеллингов, площадь которых

витрииит + терригенный X лейптинит

витрииит + терригенный

129

около 1 млн км2, биопродуктивность достигает 2 г/м2 ОВ в сутки; наиболее благоприятны глубины 100—300 м, скорость подъема вод 1 м/сут. Эти зоны отличаются и самыми высокими концен­ трациями Сорг — до 1 2 %, (24,6% в апвеллинге Уолфиш-Бей).

Органическое вещество зон апвеллингов имеет специфиче­ ский состав (амикагиновое ОВ), в нем повышено содержание азота, прежде всего за счет высокой доли зоопланктона в ис­ ходной биопродукции.

Важнейшим фактором, в значительной степени определяю­ щим концентрацию ОВ в породах, является скорость накопления осадков. В условиях относительно постоянной скорости посту­ пления ОВ в осадок его содержание обратно пропорционально скорости накопления минеральной составляющей осадка — эф­ фект «разубоживания»; он наиболее хорошо проявляется в пе­ риферических частях бассейна седиментации, где фиксируется наибольшее поступление органического материала. Однако эта зависимость проявляется далеко не всегда, так как на эффект «разубоживания» накладываются другие процессы. Высокая ско­ рость седиментации минеральных частиц препятствует действию аэробных бактерий, т.е. способствует сохранению ОВ и увеличе­ нию его концентрации в осадке.

П.И. Мюллером и Е. Суэсом была сделана попытка учесть влияние скорости осадконакопления на сохранность ОВ. На основании анализа содержания ОВ в донных осадках различных частей океана установлена «универсальная» связь степени со­ хранности Сорг со скоростью осадконакопления. В соответствии с расчетами при низкой скорости осадконакопления (2 —6 мм за 1000 лет) сохраняется менее 0,01% Сорг, при умеренной (2-13 см за 1000 лет) — от 0,1 до 2% и при высокой (66—140 см за 1000 лет) — от 11 до 18%. Авторами предложено уравнение, по­ зволяющее рассчитать величину Сорг в зависимости от скорости седиментации:

„_ 0,003-R.-S0’3 п/

где R — первичное содержание углерода в осадке, S — скорость осадконакопления, Рп — плотность, Ф — пористость.

Из приведенного уравнения следует, что степень сохранения Сорг в осадке удваивается при 1 0 -кратном увеличении скорости осадко­ накопления при прочих равных условиях (Muller, Suess, 1979).

Размер осаждающихся минеральных частиц и состав их так­ же влияют на концентрацию ОВ. На ряде толщ современных и ископаемых осадков установлена обратная зависимость между гранулометрией и концентрацией ОВ. На примере современных

130