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.

Сравнение среднего содержания главных химических элементов земной коры с их количеством в океанической воде - student2.ru

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

Наши рекомендации