ДРЕВНИЙ ОКЕАН

 

 

Химический состав древнейшего океана

 

Химический состав океана и атмосферы от 4,6 до 2,0 млрд. лет назад

 

Этот раздел состоит из трех частей: 1) о древнейшем океане; 2) о самой древней атмосфере: а) газах, иных, чем кислород, б) восстановительной обстановке атмосферы, в) происхождении кислорода; 3) о полосчатых железистых кварцитах. В этих темах акцент будет сделан на эволюцию состава океана и атмосферы. В следующем разделе, где рассматриваются океан и атмосфера от 2,0 млрд. лег назад до настоящего времени, основное внимание уделено круговоротам на базе стационарного состояния системы.

 

1. Один из подходов в познании химического состава древнейшего океана состоит в решении уравнений, по которым происходили химические реакции выветривания основных породообразующих минералов. Это необходимо для гого, чтобы в конечном счете определить состав и массы осадочных пород, океанов и атмосферы Сравнение полученных результатов с геологической летописью устанавливает тот предельный возраст, начиная с которого современный океан находится в состоянии геохимического равновесия. Отклонения от этого состояния позволяют сосредоточиться на ситуациях, ддя которых следует тщательно исследовать историко-геологические факторы, обусловившие их появление.

 

В качестве начального условия выбраны: комплекс породообразующих минералов средней изверженной породы и кислотный океан, смоделированный по вулканическим эманациям. Лафон и Маккензи [483] провели расчеты, в которых принималось, что существовало химическое равновесие между жидкими фазами и продуктами реакции (т. е. осадками).

 

рН океанской воды сначала, видимо, контролировался кислыми летучими (СО, С02) и соединениями серы (H2S) и галогенов (НО). Они реагировали с породами основного состава, и по мере выветривания силикатных минералов и последующего осаждения рН возрастал. Произошел постепенный переход к современным значениям рН в океане: 7,5—8,5. Кроме того, если аммиак присутствовал в древней атмосфере (см. ниже), то он должен был быстро растворяться в воде, что также увеличивало рН. Когда реакции с силикатами привели к рН свыше 7,5. начали осаждаться карбонаты. Карбонатное равновесие эффективно контролирует рН (как и сейчас) в течение примерно тысячи лет. В более длительные промежутки времени алюмосиликатное равновесие «обладает буферными свойствами. такими же как равновесие СО, — СаС03 в морской воде или даже более сильными» [522]. Таким образом, состав и рН океанов могут находиться в длительном динамическом равновесии между твердыми и растворенными веществами, поступающими с суши, и твердыми и жидкими фазами, выводимыми из морской воды в процессе седиментации на дно.

 

 

В процессе продолжающегося выветривания концентрации катионов в морской воде будут возрастать относительно их концентраций в породообразу ющих минералах до предела, обусловленного отложением осадочных фаз. Моделирование на компьютере [483] было прекращено, когда концентрация Na стала слишком высокой (примерно на уровне формирования эвапоритов). В целом наблюдается хорошее соответствие между полученным при моделировании составом осадочных фаз и средним составом пород осадочною чехла ( 5-5). Характеризуя в общем виде этот процесс, Маккензи писал:

 

«Для моделирования того, что. возможно, имело место, нужно представить себе котловину Тихого океана без воды, в которую поступили огромные массы раздробленного базальтового материала. Затем котловина заполнилась НС1; кислота впоследствии нейтрализовалась, и, наконец, произошла карбонизация раствора за счет продувки СО, через него. Кислорода в системе не было. НС1 вышела чивала породы, что приводило к высвобождению и осаждению кремнезема и к хлорноМу океану, содержащему Na, К, Са. Mg, AI, Fe и восстановленные соединения серы в пропорциях, присутствующих в горных породах. Когда была достигнута полная нейтрализация, в виде гидроокислов стал осаждаться А1, который затем взаимодействовал с осажденным кремнеземом, формируя алюмосиликаты с дефицитом катионов. Когда процесс нейтрализации закончился, алюмосиликаты начали реагировать с излишками кремнезема и катионами, образуя хлоритоподобные минералы, а железо вступило в реакцию с кремнеземом и серой, что привело к образованию гринали- та и пирита. Наконец, С1 был сбалансирован Na и Са примерно в одинаковой пропорции с подчиненным количеством К и Mg.

 

Все первичные минералы изверженных пород являются слабыми «основаниями», Кота эти минералы, находясь в избытке, реагируют с кислотами, такими, как НС1 и С03, то получаются нейтральные или слабощелочные растворы и набор карбонатов и измененных силикатов в качестве продуктов реакции Представляется невозможным изменение во времени состава океанской воды по сравнению с раствором, находившимся в приблизительном равновесии с этими продуктами реакции — глинистыми минералами и карбонатами» [523].

 

Исходя из скорости, с которой, вероятно, установилось химическое равновесие, можно полагать, что самые большие колебания химического состава океана происходили во время нескольких первых круговоротов осадочного материала. Самыми древними из известных ныне осадков являются отложенные в воде, обогащенные железом кремни и карбонаты из железистой формации Исуа в Западной Гренландии, возраст которых 3,8 млрд, лет. В большинстве осадочных бассейнов период «полураспада» для образования и эрозии осадочных пород составляет сейчас около 100 млн. лет [863], и большинство круговоротов и взаимодействий между сушей и морем про исходит в районе погружающихся континентальных окраин, которые затем воздымаются. Ьсли на ранних этапах геологической истории сохранялась такая же скорость образования и эрозии осадочных бассейнов, то наибольшие колебания п химическом составе осадков и океана происходили, пока не было достигнуто равновесие, в течение первых 1,0—1,5 млрд. лет геологической истории Земли.

 

 

К содержанию книги: Шопф: "ПАЛЕООКЕАНОЛОГИЯ"

 

Смотрите также:

 

Что такое мировой океан  Мировой океан  объем гидросферы Земли  гидросфера Земли. Откуда взялась вода