Химический состав морской воды впервые в мире был исследован во время экспедиции на судне «Челленджер» в 1877 г. До того времени систематических измерений не проводилось. Поэтому предположения об истории происхождения морской воды должны целиком исходить из летописи геологических событий и расчетов равновесий химических реакций. С позднедокембрийского времени (приблизительно 600 млн. лет назад) химический состав морской воды, по крайней мере частично, отражался в химических и биохимических осадках стратиграфической колонки, и можно установить границы возможных изменений ряда важных составляющих. Исторические данные об осадках морей более ранних геологических периодов труднее интерпретировать.
Постдокембрийская история.
Солевые отложения и известняки являются теми осадками, которые самым непосредственным образом отражают химический состав морской воды, из которой они выпали в осадок. Солевые отложения, как известно, встречаются в каждом периоде геологической колонки, начиная с кембрия. По-видимому, не существует систематической разницы в минералогическом и химическом составе между осадками различных эпох, которая указывала бы на то, что относительное содержание катионов и анионов в морской воде оставалось весьма постоянным. Кроме того, с позднедокембрийского времени соотношение между известняками и другими морскими осадками, отложившимися в какой-то определенный отрезок времени, оставалось почти постоянным. Раби (1951) рассмотрел равновесие С02 в морской воде и эффекты изменений в р С02. Вследствие выпадения в осадок СаС03 р С02 морской воды имеет буфер в отношении больших присоединений С02. Эта способность к буферному действию, вероятно, уже существовала с тех пор, как отложились известняки. Потеря С02 из морской воды обычно приводит к повышению величины рН, а этого не может вынести большинство форм жизни. По этим причинам, вероятно, р С02 системы атмосфера - океан не изменилось сильно с позднедокембрийского времени.
Однако, если сравнить добавление С02 в океаны посредством процессов выветривания с потерей, вызываемой биохимическим и химическим осаждением карбонатов, то получится дефицит, который, по подсчетам Раби, составляет 1014 г СО2 в год. Этот дефицит может быть уравновешен, если допустить, что из недр Земли медленно и непрерывно выделяются газы.
Для ряда летучих составляющих требуется существование того же источника, чтобы уравновесить подобные дефициты. Все такие летучие вещества называются избыточными. Некоторые, как, например, аргон, по-видимому, в ранний период истории Земли быстро выделились, в то время как другие, как, например, Н20, сохранились в расплавах и затвердениях и, возможно, появлялись на поверхности Земли постепенно.
Избыточные летучие вещества.
Количество избыточных летучих веществ, присутствующих в гидросфере и атмосфере, было подсчитано целым рядом ученых, которые применяли предложенный Голдшмидтом метод геохимического равновесия. Голдшмидт предположил, что земная кора на ранних стадиях состояла из изверженных пород, сходных по составу с изверженными породами, встречающимися в настоящее время при обнажении горных пород. В результате выветривания некоторого количества этой коры в океаны поступали осадки и растворенные вещества.
Равновесия обычно устанавливаются на основе натрия и калия. Барт (1960) критикует этот метод, не принимающий во внимание повторный цикл элементов (выветривание более старых осадков) и запас в промежуточном рассоле. Тем не менее таким путем можно провести полезные сопоставления. Ведеполь (1963) сопоставил последние величины шести самых важных летучих веществ (табл. 1).
Для каждого из этих летучих веществ выветривание изверженных пород составляет менее 10%, а в некоторых случаях не менее 1% всего количества, присутствующего в осадках, гидросфере и атмосфере. Дегазация земной
коры и мантии является причиной наличия остающегося
количества. Источниками этих газов могут быть вулканы
и термы. Сравнение состава избыточных летучих веществ
с составом вулканических газов не имеет смысла, так как
такие газы очень загрязнены поверхностными материалами
и самими «избыточными» летучими веществами во время
их прохождения через земную кору. Изотопные анализы
показали, что первичная Н20, образованная дегазацией
мантии, составляет определенно меньше (и, вероятно, значительно меньше), чем 5% Н20 вулканических газов и газов
термальных источников.
История раннего периода атмосферы и гидросферы.
Значительно меньше сведений имеется в отношении раннего периода истории морской воды (ранний докембрий). Возможно, что первоначальная гидросфера образовалась частично из первоначальной атмосферы, и поэтому предположения о ранней истории морской воды сосредоточиваются вокруг истории первоначальной атмосферы. Ури сравнил относительное содержание элементов на Земле и в космическом пространстве и пришел к выводу, что на Земле значительно большее количество Н, О, N, С и S, чем Ne, Аr, Кr и Хе, в сравнении со Вселенной. Он считает, что гравитационное поле Земли не могло бы удержать эти летучие вещества, если бы Земля образовалась при высокой температуре, и приходит к выводу, что Земля, должно быть, образовалась в результате скапливания космической пыли при низкой температуре.
Радиоактивное тепло впоследствии повысило среднюю температуру и сделало возможным отделение земного ядра, мантии и коры. Первоначальная атмосфера, вероятно, состояла либо преимущественно из СН4, Н2 и NH3, либо из H2, H2O и СО. Это предположение заманчиво из-за значительно большого относительного содержания водорода в космическом пространстве, из-за СН4—NH3 атмосферы внешних планет и потому, что сокращающаяся среда более благоприятна для зарождения жизни. Относительное содержание отдельных видов газов в первоначальной атмосфере зависело прежде всего от температуры, при которой эта газовая смесь уравновешивалась с земной корой. Присутствие металлического железа в не разделенной на геосферы Земле делает вероятным, что некоторое количество углерода присутствовало в виде графита. Если газовая фаза системы Н—С—О уравновешивается с графитом, то его состав может быть определен для заданной температуры, при условии, что р 02 известно.
Для первоначальной коры можно предположить две минералогические формации, определяющие верхний и нижний пределы в отношении р 02: файялит (Fe2Si04) + магнетит (Fe304) + кварц (Si02) для верхнего предела р 02 и железо-магнетит (Fe304) ниже 560° С и железо + вюстит (FeO) выше 560° С для нижнего предела р 02. Давление газа, при котором произошло уравновешивание между твердыми веществами и газом, также влияет на состав (хотя в значительно меньшей степени, чем температура). По причинам кинетики реакции при вычислениях предполагалось, что давление равно 100 бар. Такое давление может существовать под поверхностью несколько сотен лет.
На рис. 1 представлены две группы кривых, одна для низкого pО2, другая для высокого. Согласно этой схеме, первоначальная холодная атмосфера состояла главным образом из СН4 и NH3. По мере того как происходило нагревание Земли, в первую очередь в результате радиоактивного распада 40К в 40Ar, в составе газов, выделяющихся из более глубоких горизонтов Земли, а следовательно, и в составе атмосферы постепенно увеличивалось С02, СО и N2.
В схеме предусмотрено давление водяного пара при 25° С от 10-9 ат (низкое p02) до 10-4 (высокое р02). Следовательно, жидкая вода не могла конденсироваться в течение этого периода (рН20 при 25° С должно быть 3*10-2 ат).
Фотодиссоциация Н20 в Н2 и 02 в верхних слоях атмосферы положила начало второй стадии в развитии атмосферы. Потеря водорода при утечке его из гравитационного поля Земли явилась причиной медленного, но устойчивого повышения рО2 у поверхности Земли.
Первоначальные конденсаты, вероятно, скапливались в изолированных, замкнутых бассейнах. Из-за большого количества С02, присутствующего в атмосфере в то время, эти протоокеаны, вероятно, были совсем кислыми. Обнаженные породы быстро выветривались и большое количество растворенных веществ выносилось в бассейны за короткий отрезок времени. Первичными анионами, по-видимому, были преимущественно СО23 и НСО3, а не С1. СаС03 может выпадать в осадок из таких вод, но из-за высокого рСО2 только при больших величинах Са2+.
Некоторые из самых древних известняков образовались раньше чем 2560 млн. лет назад и, возможно, выпали в осадок в испаряющихся бассейнах, изолированных от таких океанов.
Интенсивное испарение было широко распространено, и солевые отложения, вероятно, образовывались очень часто.
В случае продолжения испарения, возможно, получился бы доломит, ангидрит, сульфаты магния и, наконец, нахколит (NaHC03), а не последовательности более молодых солевых отложений, в которых галит (NaCl) является важной составной частью. Из-за сложной последующей истории нельзя рассчитывать на то, чтобы сохранилось хоть одно из этих первичных солевых отложений.
В течение только что рассмотренного периода pО2 было все еще слишком низким для устойчивости гематита.
Холланд (1962) по месторождению осадочных уранитовых отложений, абсолютный возраст которых 1800 млн. лет, сделал вывод, что pО2 атмосферы в то время было все еще очень низким.
Очень постепенное повышение pО2 частично связано с тем, что большое количество кислорода, получаемого в результате фотодиссоциации Н20, потреблялось при окислении СН4, NH3, графита и железа и ионов железа. Однако в промежуток времени между 2500 и 1000 млн. лет назад рО2 , должно быть, уже достаточно повысилось, чтобы зародилась жизнь.
По мере усиления биологической активности С02 потреблялся, а 02 выделялся со значительно большей скоростью. Современная продукция кислорода в результате фотосинтеза значительно превышает образование его в результате фотодиссоциации.
В течение всего этого времени Н20 продолжал конденсироваться и протоокеаны слились в океаны. По мере уменьшения рСО2 величина рН морской воды повысилась почти до современного уровня. Насыщение в отношении СаС03 достигалось при значительно более низких концентрациях Са2+ и началось осаждение известняков в большом масштабе; этому, вероятно, очень способствовали биологические процессы.
Начиная с этого времени (возможно, 1000 млн. лет назад) значительная часть докембрийских осадков состоит из карбонатных пород. Частично как следствие этого развития хлор стал преобладающим анионом и морская вода, вероятно, достигла такого состава, который очень близок к составу современной морской воды.
X. П. ЮГСТЕР
Источник: Океанографическая энциклопедия, 1974 год, с. 282-284
(прим. при работе с "не очень новой" литературой будьте внимательны с единицами измерений)
|