Отложения, близкие к океаническим осадкам, предполагаются в составе геосинклинальных толщ древних складчатых систем материков. Их образование вероятно в геологических формациях ранних стадий развития краевых геосинклиналей (например, францисканская формация на Тихоокеанском побережье США), а также на океанических островах (Тимор, Барбадос и др.)
Происхождение и геологическая история. Согласно современным представлениям, воды О. — продукт дифференциации вещества мантии Земли. Имеются различные гипотезы о происхождении впадин О. и направленности их эволюции. По одной из них, впадины О. — более древние образования, чем материки; развитие земной коры и рельефа Земли идёт по пути постепенного сокращения О. и наращивания материков, переработки океанической коры в материковую в пределах геосинклинальных поясов (гипотеза «континентализации»). Согласно противоположной точке зрения, впадины О. — сравнительно молодые образования, возникшие благодаря процессам преобразования материковой коры в океаническую (гипотеза «океанизации»). В 60-х гг. 20 в. приобрела большое число сторонников третья гипотеза — разрастания океанического дна, или гипотеза «тектоники плит». Согласно этой гипотезе, вся земная кора состоит из ограниченного числа подвижных плит, границами которых служат срединные хребты и глубоководные желоба. В рифтовых зонах срединных хребтов происходит подъём глубинного вещества, которое затем растекается в обе стороны и, постепенно остывая и уплотняясь, снова погружается в зонах глубоководных желобов. Предполагается, что этот процесс протекает с середины мезозоя и постепенно ведёт ко всё большему раздвижению противоположных бортов О. Ряд фактов подтверждает эту гипотезу, однако она ещё мало увязывается с огромным материалом, накопленным в ходе изучения геологии суши.
О. в виде современных глубоководных бассейнов существуют, по крайней мере, с юрского периода, т.к. более древние породы на дне О. пока не обнаружены. В течение мела и кайнозоя происходило дальнейшее их углубление и развитие абиссального осадкообразования. Несомненным является недавнее наращивание окраин материков за счёт замыкания окраинных геосинклинальных бассейнов. Огромные мощности осадков в котловинах геосинклинальных морей свидетельствуют о древности О. При образовании крупных форм рельефа дна О. существ. роль играли вертикальные и горизонтальные движения земной коры (см. Земля ).
III. Геохимия вод
Океаническая вода представляет собой раствор солей со средней концентрацией около 35 г / л . Всего в О. содержится 5·10 22 г растворённых солей. В их составе преобладают ионы Na +, Mg 2 +, K +, Ca 2 +, Cl –и , составляющие 99% от суммы солей. Мн. другие элементы содержатся в миллионных и миллиардных долях (таблица 2).
Табл. 2. — Среднее содержание химических элементов в морской воде*
| Элемент |
% |
Элемент |
% |
| H |
10,7 |
Y |
3·10–8 |
| He |
5·10 –10 |
Zr |
5·10 –9 |
| Li |
1,5·10 –5 |
Nb |
1·10 –9 |
| Be |
6·10 –11 |
Mo |
1·10 –6 |
| B |
4,6·10 –4 |
Ag |
3·10 –3 |
| C |
2,8·10 –3 |
Cd |
1·10 –8 |
| N |
5·10 –5 |
In |
1·10 –9 |
| О |
85,8 |
Sn |
3·10 –7 |
| F |
1,3·10 –4 |
Sb |
5·10 –8 |
| Ne |
1·10 –8 |
I |
6·10 –6 |
| Na |
1,035 |
Cs |
3,7·10 –8 |
| Mg |
0,1297 |
Ba |
2·10 –6 |
| Al |
1·10 –6 |
La |
2,9·10 –10 |
| Si |
3·10 –4 |
Ce |
1,3·10 –10 |
| P |
7·10 –6 |
Pr |
6·10 –11 |
| S |
0,089 |
Nd |
2,3·10 –11 |
| Cl |
1,93 |
Sm |
4,2·10 –11 |
| K |
0,038 |
Eu |
1,1·10 –10 |
| Ca |
0,04 |
Gd |
6·10 –11 |
| Sc |
4·10 –9 |
Dy |
7,3·10 –11 |
| Ti |
1·10 –7 |
Ho |
2,2·10 –11 |
| V |
3·10 –7 |
Er |
6·10 –11 |
| Cr |
2·10 –9 |
Fm |
1·10 –11 |
| Mn |
2·10 –7 |
Yb |
5·10 –11 |
| Fe |
1·10 –6 |
Lu |
1·10 –11 |
| Co |
5·10 –8 |
W |
1·10 –8 |
| Ni |
2·10 –7 |
Au |
4·10 –10 |
| Cu |
3·10 –7 |
Hg |
3·10 –9 |
| Zn |
1·10 –6 |
Tl |
1·10 –9 |
| Ga |
3·10 –9 |
Pb |
3·10 –9 |
| Ge |
6·10 –9 |
Bi |
2·10 –8 |
| As |
1·10 –7 |
Ra |
1·10 –14 |
| Se |
1·10 –8 |
Ac |
2·10 –20 |
| Br |
6,6·10 –3 |
Th |
1·10 –9 |
| Kr |
3·10 –8 |
Pa |
5·10 –15 |
| Rb |
2·10 –5 |
U |
3·10 –7 |
| Sr |
8·10 –4 |
|
|
* Солёность S=35,00 ‰' ( г/кг ), хлорность Cl = 19,375 ‰'.
Состав солевой массы О. регулируется растворимостью, сносом осадков с материков, процессами обмена с атмосферой и осадками дна (в основном карбонатными и силикатными равновесиями), а также жизнедеятельностью морских организмов. Одна группа ионов (Na +, Mg 2 +, Li +, CI –, SO 4 2 –и др.) не образует в существенных количествах нерастворимых соединений и накапливается в океанских водах в значительно более высокой степени, чем в речных. Вторая группа ионов сравнительно быстро осаждается в виде труднорастворимых соединений. Так, в тропических морях сильно нагретые поверхностные слои воды оказываются пересыщенными СаСО 3, который осаждается на дно как химическим, так и биогенным путём. Также может осаждаться Ва в виде труднорастворимой соли BaSO 4. Ионы некоторых металлов — Ti, Mn, Zr и др. в результате гидролиза коагулируют и осаждаются в форме гидроокислов. Целый ряд микроэлементов морской воды — Cu, Pb, Мо, Hg, Zn, U, Ag, редкие земли и др. осаждается путём адсорбции различными природными сорбентами — органическим веществом, гидроокислами железа и марганца, фосфатами кальция, силикатами. Вследствие этого концентрации тяжёлых металлов в воде О. значительно ниже, чем это следует из растворимости их соединений. В целом О. — динамическая система, в которой количество поступающих веществ (речной сток, атмосферная пыль, продукты вулканизма) приблизительно равно количеству убывающих из неё (осаждение, вынос в атмосферу). Стационарное состояние О. определяется отношением массы каждого компонента, находящегося в данный момент в О., к его массе, прошедшей через О. Величина этого отношения зависит от среднего времени пребывания элемента в О. Для большинства элементов (кроме Na и Cl) оно мало по сравнению с длительностью существования О.
Читать дальше
