ДРЕВНИЙ ОКЕАН

 

 

Изменение солености океана в фанерозое - пермское соленакопление

 

2, Пределы колебания солености океана можно рассмотреть с нескольких точек зрения.

 

А. Брёкер [98] суммировал данные по времени пребывания основных компонентов морской воды:

 

1.         Время пребывания воды в поверхностном слое океана (=102 лет).

2.         Время пребывания воды в глубинных слоях океана (=003 лет).

3.         Время пребывания СОз" в океане 104 лет).

4.         Время пребывания С, Р и Si в морской воде 10* лет).

5.         Время пребывания Са и 02 в атмосфере и морской воде ( = 106 лет).

6.         Время пребывания К и Mg (sdO1 лет).

7.         Время пребывания Na, S и С1 в морской воде (=*108 лет).

 

Как было показано Брёкером, события любой данной продолжительности, например циклы оледенений, охватывающие 104 лет, могут вызвать существенные изменения любого процесса такой же или меньшей продолжительности, однако не влияют, видимо, на пиклы значительно большей продолжительности.

 

Колебания значений времени пребывания могут быть вызваны биологическими факторами (обзор которых будет сделан ниже) или взаимодействием океана и литосферы. Харт [366] предположил, что на концентрацию элементов с временами пребывания порядка 106 лет может влиять скорость спрединга морского дна.

 

Б. Так как океан представляет собой химический раствор, то можно предсказать изменения его состава, если концентрации отдельных компонентов изменяются, скажем, в два раза или больше. Эти предсказанные изменения формируют тот уровень отсчета, с которым можно сравнивать химический состав океанских отложений (особенно эвапоритов), и поэтому можно сделать выводы о первичном составе воды в океане. Однако чем более древние породы мы изучаем, тем более редко встречаются эвапориты. Не исключено, что «период полураспада» для них составляет только 200 млн. лет [314]. Эти сравнения применимы в основном для последних 1,5 млрд. лет. Холланд сравнил [395] гипотетические пертурбации с известной эволюцией химического состава эвапоритов и сделал следующие выводы:

 

а.         Трехкратное увеличение современной концентрации кальция в океане приводит к насыщению по отношению к гипсу CaS04. Гипс нигде не известен в качестве компонента отложений открытого океана; он не является постоянным спутником известняков, поэтому концентрация кальция не превышала этот предел.

б.         Тридцатикратное уменьшение концентрации кальция сделало бы океанскую воду одинаково насыщенной относительно гипса и галита при эвапоритовых условиях. Поскольку гипс всегда отлагается раньше галита в эвапоритах, то концентрация кальция никогда не опускалась ниже этого предела.

в.         Уменьшение отношения кальция к бикарбонату от современного значения 4;1 до 1:2 оставило бы избыток бикарбоната после осаждения карбоната кальция, и более поздние эвапориты содержали бы карбонаты с другими катионами. Подобные карбонаты из пресноводных озерных осадков хотя и описаны, но в морских отложениях неизвестны.

 

г.         При рН 9,0-9,5 изменение отношения Mg/Ca в морской воде от современного 3:1 до <1:1 приведет к насыщению по отношению к бруситу Mg(OH)2. При рН свыше 8,6 обычным аутипгенным минералом становится сепиолит H4Mg2Si3O10. Это редкие минералы; в морских отложениях брусит неизвестен. Таким образом, установлен верхний предел изменения рН морской воды.

д.         Увеличение отношения концентрации Са к сумме сульфата и 1/2 бикарбоната приведет к поздней рапе, обедненной сульфатом и обогащенной кальцием. Однако в известных отложениях наблюдается, напротив, обеднение кальцием и обогащение сульфатом. Эти процессы будут идти, пока не достигнут точки редукции сульфатов, равной 1/10 от современного значения — 0,028 моль/кг. В этот момент никакая комбинация концентраций кальция и бикарбонат-иона уже не сможет дать набор минералов морских эвапоритов. С другой стороны, если концентрация сульфатов втрое превысит современную, то насыщение по отношению к гипсу и галиту будет достигнуто одновременно, что, вероятно, никогда не происходило.

е.         Если мы рассмотрим вышеприведенные рассуждения о кальции, бикарбонате и сульфате и пренебрежем теми комбинациями этих переменных, которые указаны для точно фиксированных значений, то получится, что эти компоненты могли изменить свою концентрацию не более чем в два раза по сравнению с современными значениями.

ж.        Если растворить весь объем NaCl, слагающего соленосные отложения, то соленость океана повысится в 2 или 3 раза. Поскольку соли известны на протяжении всего фанерозоя, то этот предел никогда не был достигнут.

з.         В данной книге поддерживается точка зрения, согласно которой длительное время существует устойчивый химический состав океана, эпизодически нарушаемый кратковременными пертурбациями. В этом разделе рассмотрен ряд линий доказательства предполагаемых пертурбаций: а) соленосные отложения и изотопы серы; б) изотопы кислорода; в) изотопы стронция; г) отношение Mg/Ca; д) влияние организмов на морскую воду; е) другие изменения.

 

А. Вероятно, наибольшее по масштабу изменение солености в фанерозое было связано с пермским соленакоплением. После тщательного изучения всех материалов Стивене сделал вывод [800], что эти отложения содержат количество соли, эквивалентное 10% количества соли в современном океане (или около 3%,,). Следовательно, соленость океана до этого исключительного пермского соленакопления могла быть на 10% выше современных значений, скажем между 32 и 41 %0 вместо современных 29 —37%„.

 

В течение непродолжительного периода времени — плейстоцена соленость океана увеличивалась из-за связывания пресной воды в ледники, возможно, на 1-1,5%„ [928]. И, наоборот, в эпохи быстрого таяния ледников менее соленая «покрышка талых вод» могла развиваться на поверхности океана, если не происходило мгновенного перемешивания с более соленой водой [928]. Бергером [55] были представлены доказательства существования такого рода линз более пресной воды, базирующиеся на изотопно-кислородных данных по планктонным фораминиферам, жившим от 12 до 10 тыс. лет назад. Эти данные подтверждают предположение об уменьшении примерно на 10% солености поверхностных вод Мексиканского залива [448]. Если будет больше подобных данных, то они укажут на процессы перемешивания в течение периодов порядка 103 лет.

 

В фанерозое заметно изменялись состав и соотношения изотопов серы ( 5-12). С кембрия по пермь значения 634S из эвапоритов понизились с +30 до +10%о. Затем они возросли до современных значений +20 %0.

 

Стандартом служит сера троилита из метеорита Каньон-Диабло, Наибольшее фракционирование изотопов серы достигается бактериями Desulphovibrio при восстановлении сульфатов до сульфидов [65]. Оно составляет около — 29 %0 ([721]. стр. 2561), что обогащает остающиеся океанские сульфаты 34S. В результате fe34S современных сульфатов составляет около +20, a 6MS современных сульфидов — около — 9%„ (см. обзор в работе Келлогга и др. [437]). Низкие значения 5i4S (+10) в пермских сульфатах могут быть результатом большого количества восстановленной серы в резервуаре океанских сульфатов. Это должно было последовать за интенсивным выветриванием пенсильванских (карбоновых) угленосных отложений, содержавших сульфиды, во время пермского понижения уровня моря. Действительно, резкие пертурбации значений fi34S явно локализованы в пространстве и времени [399].

 

Во время пермской эпохи сульфатонакопления захоронилось много кислорода. Однако кислород также входит в состав углеродного и железного резервуаров (его количество соответственно в 2 и 3 раза выше, чем в серном резервуаре) [396]. Данных по одному только резервуару, а именно серному, недостаточно для обшей опенки изменения концентраций атмосферного кислорода. Например, в перми увеличение концентраций фосфатов и С02 в океане (за счет эрозии карбонатов) стимулировало фотосинтез. Однако в перми мало захо- ронялось нового органического вещества. Как Сорг, так и Р205 содержатся в пермских известняках в чрезвычайно низких количествах ( 5-11), но интерпретация этого факта неоднозначна. С одной стороны, он может указывать на малую биомассу фитопланктона. С другой стороны, если углерод и фосфор постоянно поступали в океан в ходе многочисленны^ круговоротов, они вместе могли сформировать петлю обратной связи, которая стимулировала фотосинтез и противодействовала любому кратковременному понижению концентрации атмосферного кислорода. Представляется, что очень важно знагь количество и размер восстановленных морских бассейнов в геологической истории для познания длительной эволюции захоронения углерода.

 

Б. В течение последних 3,2 млрд. лет происходили аналогичного характера изменения 5180 в карбонатах и кремнях в зависимости от времени ( 5-13). Эти «факты», однако, могут быть проинтерпретированы различными способами.

 

I. Они были использованы в качестве доказательства изменения изотопно-кислородного состава океана во времени [639]. Если архей — это время первичного взаимодействия морской воды и мафических пород (см. стр. 16), то становятся понятными очень низкие значения 6'яО морской воды. Более поздние значения могли явиться результатом смешения низких базальтовых значений и высоких значений коровых гранитов. Ниже такая же в целом картина описана для а Sr/86Sr, и поскольку это справедливо для данной изотопной пары, то может быть применимо также и для изотопов кислорода. Вероятно, обмен изотопами кислорода между морской водой и океанской корой настолько интенсивен, что этот процесс контролировал распределение 61вО в геологической истории [590].

 

II. Колебания могут указывать на колебания температуры океана. Кратко говоря, кремни с возрастом ~ 3,2 млрд. лет обладают такими изотопными значениями, которые могли бы явиться результатом отложения в состоянии равновесия с морской водой при температуре около 90 "С [642]. а породы, возраст которых составляет 1,3 млрд. лет, могли бы сформироваться при температуре около 50 СС [466]. Если придерживаться подобной интерпретации, то вплоть до мела происходило с постоянной скоростью охлаждение морской воды, а с мела по настоящее время температура сохранялась на одном уровне. (Более осторожная интерпретация этих данных приведена на стр. 149).

 

III. Считается, что уменьшение значений 61вО в кремнях с возрастом является следствием увеличивающейся возможности изотопного обмена с пресной водой, обогащенной 160 [189]. Эта точка зрения поддерживается данными по б180 нефтяных вод (не разбавляющихся пресной водой), которые практически не меняются с кембрия по настоящее время [190]. Для известняков и кремней в это же время наблюдаются значительные изменения 81вО ( 5-13).

 

Г. Современное отношение масс Mg и Са в морской воде составляет примерно З/i (= молярное отношение 5,7/1). Есть три причины, по которым в настоящее время это отношение может быть гораздо выше, чем в прошлом. Во-первых, состав жидких включений в солях и кремнях силурийского возраста характеризуется более низкими концентрациями Mg и более высокими Са относительно современных океанов (но с другой стороны, — очень похожими содержаниями SO*, Na, К, F и общей концентрацией ионов) [474]. Во-вторых, происходит постоянное уменьшение концентрации Mg в нефтяных водах по мере их удревнения [190]. В-третьих, как показано на  5-15, с возрастом (особенно в докембрии) в осадочных породах увеличивается содержание Mg (и доломитов) относительно Са (и известняков) [178. 859].

 

Для объяснения этих наблюдений можно предположить три интерпретации.

I.          Mg входит в состав известняков с образованием доломита при воздействии континентальных метеорных вод. Это объяснение поддерживается тем фактом, что с увеличением возраста 61В0 становится более изотопно легким, что в свою очередь может быть обусловлено обменом с пресной водой ([524], стр. 322). При таком объяснении возникает одна сложность: мезозойские и кайнозойские карбонаты представляют собой известняки, а не доломиты, хотя было достаточно времени для диагенетической переработки, что особенно важно, поскольку источники древних доломитов считаются постседимента- ционными [859].

II,        Концентрация Mg со временем может не изменяться, это кальций преимущественно уходит из океана в карбонатные осадки, что сказывается на возрастании отношения Mg/Ca в океане. Современное высокое значение отношения Mg/Ca в морской воде должно, по этой гипотезе, отражать следующее явление: «Главным событием за последние 150 млн. лет является тот факт, что кальцит стал основным минералом пелагических осадков» вследствие планктоногенного осаждения (фораминиферами и кокколитофоркдами) [775]. Более того, Mg замедляет образование низкомагнезиального кальцита и соответственно благоприятствует осаждению арагонита (и высокомагнезиального кальцита) из современных иловых вод [291]. Если в воде палеозойских морей существовало более выравненное молярное отношение Mg/Ca

( = 2/1), то скорее должен был осаждаться кальцит, а не арагонит, что и наблюдается в действительности [709]. Эти наблюдения подтверждают идею, что концентрация Mg в океане возрастала, а Са снижалась.

 

III. Третье объяснение тенденции изменения содержания Mg со временем состоит в том. чго при высоком давлении С02 (например, в докембрий) Mg осаждался из воды в составе доломита, а Са — кальцита. Поскольку давление С02 в фанерозое уменьшалось, преимущественно осаждался кальцит [854. 397].

 

Д. Организмы извлекают элементы из морской воды, изменяя их концентрации и время пребывания. Предыдущие исследователи (например, Нанц [6^1]) приписывали увеличение содержания СаО, С02, S04 и Р205 в тонкозернистых породах с протерозоя по кайнозой усиливавшемуся их концентрированию карбонатными организмами. В современную эпоху наиболее эффективный биологический контроль состава морской воды осуществляется планктоном, особенно по отношению к кремнию, фосфору, азоту (и некоторым микроэлементам). Низкие концентрации трех главных элементов в поверхностных водах обусловлены биологической экстракцией. С глубиной их концентрации возрастают, так как окисление опускающихся органических остатков высвобождает эти элементы.

 

Si, Р и С транспортируются сквозь водную толщу главным образом в составе фекалий [130] и других агрегатов того или иного типа, включая «морской снег» [779]. До развития участвующего в пищевых цепях фитопланктона и популяций зоопланктона океанские донные осадки, видимо, получали гораздо меньше этих элементов в единицу времени, чем сейчас, так как не было эффективного способа транспортировки их на дно. В общем времена пребывания рассматриваемых элементов в океане на протяжении семи восьмых временной истории Земли были, должно быть, гораздо более длительными, чем в современную эпоху.

 

Если говорить о кремнеземе, то считается, что диатомеи «извлекают ежегодно по меньшей мере на порядок больше опала, чем радиолярии» ([373], стр. 84). Кремнистые илы, сформированные скоплениями скелетных остатков обеих групп, располагаются в открытом океане в областях больших скоростей седиментации из поверхностных вод, а именно около экватора и в высоких широтах. По биологическим причинам цикл образования кремнезема мог подвергаться в течение последних 100 млн. лет значительным изменениям, особенно потому, что формирование меловых и третичных кремней, считавшихся ранее вулканогенными, обусловлено в конечном счете скоплениями фитопланктона [893].

 

Другим примером биологического контроля состава морской воды является вхождение ряда микроэлементов в состав раковин планктонных организмов и в органический детрит и их концентрирование. Вхождение в раковины и в органическое вещество сильно влияет на те металлы. которые участвуют в геохимическом круговороте в основном в растворенном состоянии. Время пребывания таких металлов, «видимо, состоит ит суммы продолжительности процессов органического извлечения, оседания биогенных частиц, их растворения и финальной адсорбции на поверхности неорганических частиц взвеси в глубинных водах» [66]. Томпсон и Боуэн обнаружили [830]. что планктонные фораминиферы извлекают гораздо больше Со, Ni и Zn, чем коккодитофориды. Извлечение А1 из морской воды может быть связано с деятельностью диатомей [525]. Следовательно, химический состав морской воды может варьировать в зависимости от соотношения главных карбошл- и кремнийконцентрируюших организмов в планктоне.

 

Е. Существует много и других наблюдений как над стабильностью, iaK и над изменениями концентраций элементов в хорошо известных нариациях химического состава горных пород во времени ([524]. где цитируются и более ранние работы). Неизвестно, отражают ли эти чариации действительно эволюционные тенденции или только представляют собой результат предполагаемой слабой реакции на смешение осадочного материала из разных источников (так что лучше сохраняющиеся компоненты обладают большей продолжительностью существования) [314]. Тем не менее были замечены и недавно описаны | К63. 859, 748] дополнен^ к обшей картине эволюции.

 

I.          K/Rb-отношение в аутигенных иллитах позднего докембрия (белга) и фанерозоя примерно одинаково, что указывает на «незначи- I ельные его изменения в морской воде начиная с раннего белта» ([684], crp. 1097). С другой стороны. K/Rb-отношенис увеличивается с возрастом в образцах, проанализированных Вейзером и Гарреттом [863]. Авторы этой работы объясняют увеличение рассматриваемого отношения возрастанием концентрации К, поскольку в более древних породах встречается больше аутигенных калиевых полевых шпатов и иллита.

II.        Концентрация бора в морском иллите сохраняется на одинаковом уровне по меньшей мере в течение фанерозоя [484], а может быть, и вплоть до 1,9 млрд, лет назад ([685], стр. 8). Поэтому, согласно закону Форчхаммера, «соленость океана существенно не менялась Б течение последних двух или трех миллиардов лет» ([348]. стр. 9). Однако изучение подписи к рисунку в работе Рейнольдса [685] обнаруживает некоторое осложнение этой зависимости: «Концентрации бора отложены в логарифмическом масштабе из-за логарифмической природы лабораторных ошибок».

III.       Отношение Sr/Ca ж 1000 в породах сильно варьирует. Возможно, »го зависит от возраста [239], однако более вероятна диагенет ическая обусловленность [858].

IV.       Отношение Si02/Al203 уменьшается с увеличением возраста пород [695]. Низкие отношения указывают на увеличение доли мафических компонентов и уменьшение доли гранитных. Следовательно, на тенденция «совпадает с прогрессивной гранитизацией коры» [748].

 

Основные изменения в течение периода с 2,0 млрд. лет назад по настоящее время обусловлены увеличением содержания кислорода в атмосфере и эволюцией геохимически важной биосферы. Уровень кислорода в атмосфере может быть связан со способностью фитопланктона к усвоению фосфора, который содержится в фиксированном количестве из-за низкой растворимости в морской воде. В течение фанерозоя мог осуществляться широкий спектр колебаний состава морской воды и атмосферы. Однако соленость не изменялась более чем в 2 раза по сравнению с современными значениями, а содержание кислорода в атмосфере никогда не равнялось нулю. Общее состояние системы определи-гось взаимодействием между атмосферой, биосферой, гидросферой и литосферой.

 

 

Краткое содержание

 

Химический состав морской воды зависит от привноса элементов с суши, частичной утилизации и перемешивания биосом в океане и поступления элементов на дно, тде оии включаются в состав осадков. Следовательно, состав морской поды рассматривается как часть длительного круговорота и обмена элементами между литосферой, биосферой и гидросферой. Механизмы отрицательной обратной связи предохраняют систему от слишком интенсивных изменений химического состава во времени.

Соленость океана начиная по крайней мере с кембрия была в целом такой же, как и в современную эпоху, так как очень сложные организмы, обитающие сегодня только в океанах, существуют в течение всего фанерозоя. Более точные реконструкции палеосоленос i и основаны на данных борного метода, методике осадочных фосфатов и изотопии кислорода и углерода. Менее точными являются реконструкции по распределению микроэлементов, иловым водам, сидериту, специфическим таксонам растений или животных. Легче всего различить пресноводные и морские условия, анализируя флору и фауну.

 

В данной книге поддерживается точка зрения о ранней почти полной дегазации недр Земли и раннем достижении равновесия с летучими. Эти процессы обусловили однонаправленную эволюцию состава океана, которая привела к почти современным значениям солености и химического состава океана около 2,0 млрд. лет назад. Эволюция, видимо, обусловила смену ранней атмосферы с дефицитом кислорода явно окислителыюй обстановкой, вероятно, 2,0 млрд. лет назад, а вполне определенно — 700 млн. лет назад. Очевидно, в течение последнего миллиарда лет происходили изменения химического состава океана. Особенно это касается элементов, участвующих в биологических циклах, но общая соленость не изменялась более чем в два раза.

 

 

К содержанию книги: Шопф: "ПАЛЕООКЕАНОЛОГИЯ"

 

Смотрите также:

 

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