Геохімія океану. Походження океану

Геохімія океану. Походження океану.

1. Походження океану

Відомо, що майже три чверті земної поверхні покриті водами океану. За своїм складом морська вода є водним розчином неорганічного електроліту. Походження вод світового океану і що містяться в них солей є дуже цікаве питання.

У встановленні хімічного складу води океану в минулому велику користь можуть надати палеонтологічні дослідження. Якщо судити по наявними в даний час даними, то фізичні та хімічні властивості океану, мабуть, протягом геологічного часу суттєво не змінювалися. Цей висновок обгрунтовується тим, що біологічні види минулого більш-менш схожі з сучасними видами.

Геохімічні рішення цієї проблеми полягає в спробі зіставлення кількості складу еродованих вивержених і осадових гірських порід з кількістю і складом розчинених в океані солей. Однак існують труднощі в поясненні вмісту в морській воді і осадових породах колосальних кількостей таких аніонів, як карбонатний, хлоридних і сульфатний. Ерозією вивержених порід неможливо пояснити присутність в сучасному океані багатьох летючих, і велика частина таких елементів, як C, CI, S, N, B, Br, F і т.д., що містяться в сучасному океані і пов'язаних в осадових породах, повинна надходити з внутрішніх частин Землі.

Ймовірно, хлор, азот, сірка і фтор надходили у вигляді HCI, NH3, H2S і HF; вуглець у вигляді CH4, CO І CO2, а значна частина кисню у вигляді H2O, СО2 і СО.

Яким же чином протікав цей процес? Для того щоб відповісти на це запитання, необхідно розглянути деякі умови освіти Землі.

Відповідно до ранньої гіпотезою Земля спочатку була в розплавленому стані, і тому могла відбутися часткова втрата летючих, але і велика їх частина повинна була зберегтися усередині Землі. Саме ця частина летючих надходить після охолодження на поверхню Землі у вигляді поступового безперервного потоку.

Якщо летючі були загублені на початковій стадії утворення, то рН первинного океану повинен бути близько 0,3 і так сильно кислий розчин повинен був легко розчиняти значні кількості вивержених порід. Як тільки концентрація Са2 +, Mg2 +, і СО2-3 у водному розчині досягла точок розчинення кальциту і доломіту, почали швидко осаджуватися карбонати. Внаслідок цього з первинних атмосфери і гідросфери почала швидко здобуватимуться вуглекислота, що в кінцевому підсумку призвело до виникнення умов, придатних для існування живих організмів.

Необхідно розглянути альтернативне припущення про поступовому формуванні океану. Припустимо, що вихідна парціальний тиск двоокису вуглецю було нижче 1 атм і що загальне атмосферний тиск приблизно на 10% більше сучасного. Тоді осадження карбонатів мало розпочатися до моменту ерозії близько 240 х 1020 г вивержених порід і після досягнення рН приблизно 5,7. У цьому випадку кількість надлишкових летючих в гідросфері НЕ повинно перевищувати 1/10 від сучасного їх змісту з внутрішніх частин Землі. Паралельно кисень надходив і за рахунок життєдіяльності живих організмів. Таким чином відбувалося поступове формування сучасної гідросфери.

Далі розглянемо питання про надходження води за рахунок гарячих джерел. Вважається, що водні пари гарячих джерел Йелоустонского парку містять 10-15% магматичної води, а гарячі джерела Айдахо - 2,5% її. Але навіть якщо б зміст магматичної води у воді гарячих джерел було менше 1%, то протягом 4,5 млрд. років вони могли б викинути достатню кількість води для пояснення існування океану. По крайней мере, існування такої магматичної води підтримує ідею про те, що вода сучасного океану накопичилася за рахунок поступового надходження з внутрішніх частин Землі.

Існує ще одна точка зору, висловлена Калп [1951], що гідросфера могла сформуватися поступово за рахунок надходження води з внутрішніх частин Землі, після охолодження її поверхні до якоїсь певної температури. Хоча температура більш глибоких зон земної кори і мантії точно не відома, але, мабуть, він не вище 1000о С. при настільки високій температурі Н2О не може входити до кристалічну грати яких би то не було мінералів. Тому, подібно до газу, газоподібних Н2О, мігруючи крізь породи, губилася земною корою. Однак на відміну від газу при наближенні води до земної поверхні частина її поєднувалася з речовиною кори і утворила гідрати: інша частина надходила в гідросферу та атмосферу.

Теологічні докази поступового формування океану.

Подібно до багатьох, Ревель [1955] вважав, що освіта океану відбувалося поступово. На його думку, є докази того, що значна частина океану виникла після пізнього мезозою. Присутність плосковершінних морських гір, коралових атолів і гайотов на великих територіях так званого «андезітного пояса» Тихого океану вказує на опускання морського дня щодо рівня моря. Цьому опускання відповідає збільшення загального обсягу морської води приблизно на чверть сучасного обсягу вод океану. Інші докази можливості опускання морського дна в плині останніх 100 млн. років були отримані при палеонтологічних дослідженнях викопної фауни в керна свердловин, пройдених в Тихому океані. Крім того, це висловлювання підтверджують плосковершінние морські гори між Гавайськими островами та островами Вейк, що піднімаються з глибини 5000-6000 м нижче сучасного рівня моря.

Ревель відзначає, що з огляду на різке розквіту в пізньому мезозої пелагічних форамініфер можливо було значне збільшення надходження двоокису вуглецю з внутрішніх частин Землі, що супроводжувалося відповідним збільшенням надходження води.

2. Фізичні властивості морської води

Щільність.

Для стислості щільність морської води р. виражається через, яка визначається наступним чином:

При нормальному атмосферному тиску щільність морської води залежить від температури Т, солоності S або хлорності CV. Взаємовідносини щільності і хлорності, при нормальних температурі і тиску виражаються формулою Кнудсена:

Коефіцієнт розширення.

У таблиці 1 дані значення коефіцієнта розширення морської води при тиску, що дорівнює 1 атм.

Питома теплота.

(1.2.)
Залежність питомої теплоти (СР) морської води при 00 С і тиску в 1 атм від солоності може бути виражена формулою Кувахара.

Де S - солоність.

Таблиця 1. Коефіцієнт теплового розширення морської води при різних температурі та солоності.

Солоність,

Температура, оС

-2

-105

-65

-27

-67

-30

101

114

112

135

157

167

151

170

189

206

214

207

222

237

250

257

270

282

292

297

303

315

324

332

334

Точка замерзання.

Де