Диатомовые илы в океанах и морях

В современном Мировом океане диатомовые осадки различного типа накапливаются в трех климатических зонах: бореальной, экваториальной и приантарктической. Более ³/₄ кремнезема, который сейчас накапливается в Мировом океане, приходится на приантарктическую зону, где формируется южный пояс типичных диатомовых илов (Жузе и др., 1962; Козлова, 1964; Лисицын, 1966). Бореальный пояс диатомового кремненакопления располагается к северу от 40° с. ш., в Охотском и Беринговом морях и в Тихом океане. В осадках экваториального пояса содержание диатомей ниже, чем в бореальном и приантарктическом поясах, диатомеи разбавляются здесь карбонатным материалом, а ниже критической глубины - органогенным кремнеземом (радиолярии). Основная масса диатомей содержится в алевритово-глинистых и глинистых илах; в крупных алевритах и песках их концентрация обычно незначительная. Следовательно, типичные диатомовые илы - это глинистые осадки, отличные от фораминиферовых илов, которые по размерности соответствуют пескам и крупным алевритам.

В качестве конкретного примера распределения диатомей в осадках можно привести данные по Тихому океану, Охотскому и Берингову морям (Жузе и др., 1969). В глубоководных котловинах Охотского и Берингова морей накапливаются диатомовые илы со средним содержанием диатомей около 100-120 млн панцирей в 1 г. В условиях очень сильного терригенного разбавления в Анадырском заливе диатомовые илы не образуются, в 1 г насчитывается всего 1.7-6 млн панцирей, т. е. 1-5% от их численности в планктоне залива (Козлова, Мухина, 1966). Многие неритические виды диатомей, вегетирующие в водах Анадырского залива, растворяются; некоторые сохраняются в виде спор (Thalassiosira gravida, T. nordenskiöldiiy Bacterosira fragilis, Chaetoceros debilis, Ch. subsecundus, Ch. furcellatus и мн. др.). В слабо кремнистых илах, которые локально образуются на севере Охотского моря, на долю диатомей приходится до 30-35%. В Тихом океане диатомовые иЛы занимают значительные районы вдоль северозападных окраин (рис. 4). На отдельных станциях в 1 г осадка насчитывается до 50-55 млн створок. У северо-восточных берегов океана диатомовые осадки занимают сравнительно узкие зоны. Содержание диатомей в этих районах могло бы быть выше, если бы не разбавление фораминиферами на глубинах выше критических. Примером характерных диатомовых илов являются осадки Калифорнийского залива, в которых было подсчитано до 100 млн панцирей в 1 г (Жузе, 1968а). Раунд (Round, 1968) в 1 см³ осадка ряда станций залива указывает от 0.24 до 3.13 млн панцирей. Характерной особенностью диатомовых илов Калифорнийского залива является их ленточность, что определяется неравномерным терригенным вносом в течение года, хотя поступление диатомей за тот же период не имеет ярко выраженной сезонности (Calvert, 1966а, 1966b). По подсчетам Калверта, на площади дна залива ежегодно откладывается до 10 млн т биогенного кремнезема. В условиях накопления современных диатомовых илов Калифорнийского залива можно видеть аналог образования диатомитов миоцен-плиоценового возраста, известных на Калифорнийском, Перуанском и Чилийском побережьях (Frenguelli, 1949; Наппа, 1956; Mertz, 1966; Жузе, 1968а).

Рис. 4. Содержание диатомей в поверхностном слое осадков Тихого океана (Жузе и др., 1969). 1 - диатомеи не встречены; 2 - 0.04-5; 3 - 5-25; 4 - 25-50; 5 - 50-100; 6 - > 1000 млн створок/г; 7 - отмодискусовый ил; 8 - осадки неогенового возраста; 9 - исследованные станции

В Тихом океане между 40 и 10-15° с. ш. диатомовые осадки не образуются вследствие бедности диатомей в планктоне тропических районов. В приэкваториальной полосе слабо кремнистые диатомовые осадки разбавляются радиоляриями и фораминиферами и обычно на 1 г осадка не приходится больше 20 млн панцирей. В диатомовых осадках приэкваториальных районов господствуют крупные клетки Coscinodiscus, Asteromphalus, Actinocyclus, Rhizosolenia, Hemidiscus, Thalassiothrix, которые при относительно небольшой численности могут дать высокое содержание SiO₂ аморф. Известно, что в однотипных осадках при сходных количествах SiO₂ аморф. могут быть очень большие расхождения в количестве диатомей на единицу веса, что зависит от размеров панциря и толщины его стенок. Так, например, в глубоководных котловинах Охотского и Берингова морей, на тех станциях, где господствующим видом в осадках оказывался крупный Coscinodiscus marginatus, в 1 г насчитывалось около 12 млн панцирей, там же, где доминировала Denticula seminae - очень мелкая колониальная форма, количество их увеличивалось до 40 млн. В экваториальном поясе осадков только Coscinodiscus nodulifer дает больше 1 млн панцирей на 1 г осадка (Kolbe, 1954). По данным О. Г. Козловой и В. В. Мухиной (1966), которые исследовали содержание диатомей во взвеси в узком приэкваториальном поясе, большое количество видов, вегетирующих в планктоне, захороняется в осадках. Исследование взвеси на различных глубинах многих станций позволило установить, что до глубины 3000-4000 м опускается от 15 до 64% видов, вегетирующих в поверхностном слое океана.

К югу от экваториальной зоны (5-7° ю. ш.) диатомовые илы отсутствуют. Исключение составляют лишь прибрежные районы Чили и Перу, где в результате холодного перуанского течения и интенсивного перемешивания вод создаются условия для богатого развития диатомей. В этих водах соотношение биогенного и терригенного материала благоприятно для накопления диатомей в осадках (Жузе, 1972).

К югу от зоны антарктической конвергенции (60° ю. ш.) располагается пояс классических диатомовых илов, его ширина около 1000 км. Содержание диатомей в 1 г осадка колеблется от 40 до 220 млн панцирей, в среднем 100-120 млн. В их образовании основную роль играют океанические виды, а также широконеритические, как Eucampia balaustium, Schimperiella antarctica, Fragilariopsis antarctica.

В Индийском океане пояс диатомовых илов сдвинут к северу почти на 10° (рис. 5) соответственно положению зоны антарктической конвергенции, ширина его около 2000 км. В экваториальной зоне Индийского океана чистые диатомовые осадки, за исключением этмодискусовых илов, отсутствуют. Здесь образуются диатомово-радиоляриевые илы (сходно с Тихим океаном) с содержанием диатомей около 12 млн панцирей в 1 г. В карбонатных илах той же зоны количество диатомей на навеску в 1 г снижается до 1-1.5 млн панцирей (Козлова, 1969).

Рис. 5. Содержание диатомей в поверхностном слое осадков Индийского океана (Козлова, 1969)

Полной картины по распределению диатомовых осадков в Атлантическом океане в настоящее время мы не имеем. Известно, что пояс диатомовых илов в субантарктике по ширине приближается к индоокеанскому.

В приэкваториальных осадках образуются диатомово-радиоляриевые илы со значительным участием карбонатного материала. Типичные диатомовые илы образуются на шельфе юго-западной Африки, где условия для этого процесса еще более благоприятны, чем на перуанско-чилийском. Диатомовые илы у берегов юго-западной Африки на 65% состоят из панцирей диатомей. Массовую численность имеют споры неритических видов Chaetoceros (Мухина, 1974). По подсчетам В. В. Мухиной, содержание диатомей в 1 г осадка колеблется от 100 до 400 млн панцирей.

В наших внутренних морях типичные диатомовые илы не образуются. В Каспийском море, судя по распределению SiO₂ аморф., слабо кремнистые диатомовые осадки формируются локально в средних и южных районах, в частности осадки, обогащенные SiO₂ аморф., приурочены к глубинам 200-400 м в районе восточного побережья Среднего Каспия (Алексина, 1960). В поверхностных водах этого района происходит обильное развитие диатомей в результате подъема глубинных вод. В осадках сохраняются Cyclotella caspia, Coscinodiscus perforatus, C. radiatus, Actinocyclus ehrenbergii. Самое высокое содержание SiO₂ аморф. (11.98%) зарегистрировано в осадках примангышлакского мелководья, и несколько меньше диатомей в глубоководной части Среднего Каспия. В Аральском море максимальное количество диатомей находится в осадках западной глубоководной зоны, а также в узкой полосе, примыкающей к о. Возрождения с востока. В составе диатомей имеются как планктонные, так и донные виды. По весу SiO₂ аморф. содержится в осадках от 2 до 6% (Страхов и др., 1954). В северо-западном районе Черного моря в поверхностном слое осадков известны слабо кремнистые диатомовые илы. По подсчетам В. В. Мухиной (см.: Шимкус и др., 1973), численность диатомей в среднем достигает в них 50 млн панцирей в 1⋅г. В тех же районах в голоцене образовывались типичные диатомовые илы. До 200-250 млн панцирей содержится в 1 г древнечерноморских осадков, которые накапливались в эпоху послеледникового температурного оптимума (Шимкус и др., 1973). В Балтийском и Белом (Джиноридзе, 1972) морях, где темпы терригенного разбавления очень высоки, диатомовые илы не образуются.

Диатомовые породы морского генезиса, преимущественно третичного возраста, известны во многих областях Советского Союза и за рубежом. Фактически можно предполагать их наличие на большей части территории, некогда покрывавшейся морскими водами, но диатомовые меловые породы очень редки. Диатомиты и диатомовые глины мелового возраста (кампан) узкой полосой окаймляют восточные склоны Урала (Полярного, Приполярного и Северного). Меловые диатомиты известны также на Калифорнийском побережье (Маастрихт). В Гданьской бухте Польши диатомеи встречаются в отложениях спонголитов вместе с иглами губок. По составу флора диатомей гданьского разреза очень близка кампанской восточного склона Урала, хотя по ряду элементов кажется моложе.

Морские третичные диатомовые породы имеют чрезвычайно широкое распространение на территории Советского Союза. Нередко их мощность измеряется многими сотнями метров, таковы палеогеновые диатомиты Поволжья, Западной Сибири и неогеновые диатомиты Сахалина, Камчатки, естественным продолжением которых являются диатомиты о-вов Хоккайдо и Хонсю. На Дальнем Востоке широко распространены позднемиоценовые диатомовые породы (Шешукова-Порецкая, 1967). Пояс диатомитов окаймляет на значительном протяжении западное и восточное побережья Тихого океана, однако в глубь континентов он не распространяется (Жузе, 1968а). Здесь встречаются диатомиты неогенового, преимущественно миоценового возраста. Только в двух местах на Калифорнийском побережье сохранились более древние диатомовые породы: мелового (формации Морино) и позднеэоценового (формация Келлог-Шейл) возраста. Диатомовые породы плиоценового возраста не имеют широкого распространения. Они известны на западном берегу Камчатки, на о. Итуруп, в Калифорнии и на о-вах Прибылова. Отложения, богатые диатомеями, представляющие собой во многих случаях типичные диатомиты, формировались в течение палеогена и неогена. В палеогеновых морях европейской части СССР и Западной Сибири диатомиты накапливались преимущественно на материковом склоне, частично на материковой отмели, о чем свидетельствует смешанный комплекс породообразующих видов, неритических и океанических. Именно в этих зонах древних морей существовала обстановка, наиболее благоприятная для накопления диатомовых осадков. В этом заключается принципиальное отличие от современного распределения диатомовых илов, которые в большинстве случаев образуются на больших глубинах вдали от побережий.

Распределение диатомовых илов в Мировом океане за плейстоценовое и голоценовое время было сходно с современным. К такому выводу мы приходим, основываясь на распределении диатомей в колонках, вмещающих полную серию осадков плейстоцена. Однако в эпохи похолоданий на севере Тихого океана, в Охотском и Беринговом морях количество диатомей в осадках снижалось. Это выразилось особенно сильно в Охотском и Беринговом морях. В эпохи похолоданий в них накапливались терригенные осадки, почти лишенные органических остатков. Процесс накопления диатомовых илов возобновлялся в межледниковые эпохи и по существу не отличался от современного (Жузе, 1962, 19686).

В экваториальных широтах картина была как раз обратной. Содержание диатомей в горизонтах, соответствующих похолоданиям, оказалось выше, чем в горизонтах межледниковых и современном. В ледниковые эпохи в экваториальной зоне Тихого океана коренным образом изменялась физико-географическая обстановка, в результате чего усиливалось вертикальное перемешивание вод. С севера и с юга поступали холодные глубинные воды, богатые солями, необходимыми для обильного развития диатомей. Это вызывало расцвет диатомей в узкой экваториальной зоне, куда поступало значительно больше питательных солей из глубинных горизонтов (Arrhenius, 1952).