Сравнение среднего содержания главных химических элементов земной коры с их количеством в океанической воде

Элемент	Земная кора, %	Минеральная часть океанической воды, %	Океаническая вода,мг/л	Среднее время пребывания в океане, годы
Si	29,0	0,01	3,0	8-103
А1	8,05	0,003	0,01	1-102
Fe	4,65	0,003	0,01	1,4-102
Са	2,96	1,16		8-Ю6
Mg	1,87	3,7		4,5 -107
Na	2,50	30,7		2,6-108
К	2,50	1,1		1,1-107
Sr	0,034	0,04		1,9-107

и губки, при этом они используют не только растворенный в воде кремнезем, но и аморфный. Эти организмы при своей гибели уносят кремний на морское дно, сокращая сроки пребывания данного элемента в воде.

Алюминий - наиболее распространенный элемент в земной коре. В биосфере образует плохорастворимые соединения и его гидроокислы остаются преимущественно в коре выветривания. Наиболее интенсивная миграция алюминия происходит в условиях кислых почв. В океан он поступает главным образом в составе глинистых минералов, образующих коллоидные взвеси, осаждающиеся на морское дно.

Железо, как и алюминий, встречается в морской воде в малых количествах, при этом окислительные условия способствуют осаждению его из воды, а восстановительные - растворению. Кислая среда (с низким рН) в общем способствует миграции железа, а щелочная (рН ~ 8) определяет осаждение железа в виде гидроокислов. Вынос растворимых соединений железа с континентов происходит преимущественно в зимнее время, когда питание рек осуществляется главным образом за счет грунтовых вод, выщелачивающих железо из почвенных и подпочвенных горизонтов. В современном океане соединения железа довольно быстро осаждаются.

Кальций отличается исключительно высокой миграционной способностью, причем он первый выносится из коренных горных пород в основном в форме карбоната Са(НСО₃)₂. Из всех металлов кальций оказывается наиболее биогенным, поэтому сроки его пребывания в морской воде ограничены. Миграция кальция в океане с участием организмов - наиболее важное звено в его круговороте. С миграцией и свойствами данного элемента связано увеличение интенсивности образования карбонатных пород в фанерозойской истории Земли.

Магний, натрий и калий имеют в общем довольно сходную историю в океане. В современном континентальном стоке отношение Mg/Na близко к единице.

Осаждение магния из морской воды в донные осадки связано с образованием доломитов CaMg(CO₃)2 и захватом его живыми организмами. Однако формирование доломитов происходит в неглубоких морях, изолированных бассейнах в связи с испарением и образованием насыщенных растворов. Часть магния уходит в карбонатный скелет морских организмов, что совершенно не свойственно натрию. Высокая концентрация натрия и магния в океанической воде связана с их высокой растворимостью; они остаются в океане дольше, чем какие-либо другие химические элементы. Натрий в течение веков в больших количествах поступал в океан и более других элементов задерживался в растворенном виде. Значительная часть натрия возвращалась в континентальную кору в составе осадков, долгое время находящихся в водной среде, из которой натрий был извлечен путем катионного обмена (Na⁺ ↔ Н⁺), тонкодисперсными осадками и седиментационными водами. Вынос калия в Мировой океан существенно задерживался процессами сорбции в тонкодисперсных глинах на материках. Калий также поглощался растениями, использовавшими его в физиологических процессах с соответствующим накоплением.

В течение длительной истории Мирового океана указанные выше закономерности миграции катионов несомненно имели место и постоянство их соотношения в морской воде установилось довольно быстро. Однако в далеком прошлом до появления организмов с твердым скелетом кальций дольше задерживался в морской воде, а железо при скудности содержания свободного кислорода интенсивно мигрировало в виде растворимых соединений в закисной форме и дольше задерживалось в водной среде, чем в современную эпоху.

Проблема эволюции гидросферы Земли является трудной, поскольку ее свидетельства фиксируются преимущественно в осадочных породах морского происхождения. Современные представления об истории изменения состава морской воды основаны на изуче­нии системы: атмосфера - океан - литосфера и на выводах, полученных при анализе состава древних осадочных пород. Например, самые существенные различия в процессах седиментации в древнем океане имеются между породами фанерозоя и раннего - среднего докембрия. Это прежде всего формирование до-кембрийских полосчатых железистых формаций, свидетельствующих о миграции железа в более благоприятной водной среде, чем это было позже в геологической истории Земли.

ИЗМЕНЕНИЯ УРОВНЯ ОКЕАНА В ГЕОЛОГИЧЕСКОМ ПРОШЛОМ

Как уже отмечалось, теократический фактор является главным механизмом движений уровня Мирового океана. Ему сопутствует гидрократический - главным образом путем перегруппировки гидросферы между материками и океанами. Эти факторы взаимосвязанны. Как отмечает К.К. Марков (1986, с. 47): «...В истории Земли эпохи интенсивных тектонических движений (протерозой, карбон-пермь, неоген-плейстоцен) совпадают с эпохами оледенений. Между ними существует функциональная связь и можно предположить, что наибольшей своей напряженности теократические движения достигли одновременно с гидрократическими движениями».

Колебания уровня океана лучше всего изучены в фанерозое, когда к началу палеозоя (около 570 млн. лет назад) наступила определенная стабилизация уровня. В течение фанерозоя колебания уровня океана могли определяться как теократическими (преимущественно), так и гидрократическими движениями. На рис. 43 показана кривая изменения уровня Мирового океана в фанерозое. Видно, что в ордовике отмечалась обширная трансгрессия в истории Земли, когда было затоплено более 72 млн. км современных континентов (или около 50% их площади). При данной трансгрессии уровень океана, очевидно, повысился на 250 м (Клиге, 1980). Затем эта трансгрессия сменилась рядом небольших регрессий, причем на рубеже силура и девона вновь фиксируется значительная трансгрессия. Начиная с девона, уровень океана имел тенденцию к снижению, на фоне которого отмечались незначительные трансгрессивные фазы.

Рис. 43. Кривая изменений уровня Мирового океана в течение фанерозоя.

Во второй половине карбона начинается регрессия океана (со скоростью примерно 2 м за 1 млн. лет), совпадающая с герцинским орогенезом, и заканчивающаяся в начале пермского периода. В это время происходило расширение площади суши и уменьшение площади океана, т.е. последовала эпоха (пермь-триас), характеризующаяся широким развитием континентальных толщ. К этому моменту относятся следы позднепалеозойского континентального оледенения, представленные тиллитами Африки, Индии, Австралии и Южной Америки. В юрское время начинается очередная трансгрессия океана, которая во второй половине юры сменяется значительной регрессией, продолжающейся до начала мелового периода.

Во время одной из фаз альпийского орогенеза началась крупная трансгрессия фанерозоя - позднемеловая. Было затоплено около 36% площади современной суши, при этом уровень океана поднялся примерно на 300 м выше современного. По данным 3. Кукала (1987), в позднем мелу трансгрессия океана наступала на сушу со скоростью 110 - 145 км за 1 млн. лет, а скорость отступания моря во время регрессии была примерно в два раза меньше и составляла 55-80 км за 1 млн. лет. После этой глобальной трансгрессии снова появилась тенденция к снижению уровня Мирового океана. Так, в период неогена произошло наибольшее осушение территории современных континентов за весь фанерозой, площадь которых увеличилась не менее чем на 10 млн. км². Ведущим процессом, определяющим снижение уровня океана за последние 100 млн. лет, являлись планетарные тектонические движения земной коры (геократический фактор). И только на последнем этапе эволюции океана - в плейстоцене - резкое изменение климата в сторону похолодания и формирование обширных ледниковых покровов на материках привело к активизации процесса снижения уровня океана под влиянием гидрократического фактора.

В четвертичном периоде (плейстоцене) фиксируется пульсационный характер изменения уровня океана: понижение - в ледниковые эпохи, и повышение - в межледниковые. В общем, для плейстоцена были характерны три типа колебаний уровня водоемов (табл. 32).

Таблица 32