Гидросфера

Распространение воды на нашей планете поистине глобально, от самых верхних слоев атмосферы и вплоть до мантии, в которой вместе с земной корой может находиться до 30 млрд км³ воды. По объему на первом месте находятся подземные воды, составляющие 49,4 % всех поверхностных вод суши (Клиге, Данилов, Конищев, 1998). Второе место занимает Мировой океан — 1342 млн км³, из которых до 30 тыс. км³ приходится на айсберги. Если учесть воду заключенную в илистых океанских отложениях, то общий объем воды может возрасти до 1,5 млрд. км³ (рис. 1).

Рис. 5. 1. Распределение воды на Земле (Хаин, Кроновский, 2009)

 

Третье место по объему вод приходится на ледники, располо­женные на поверхности суши, занимающие площадь в 16,2 млн км², ^а их общий объем оценивается в 30 млн км³ (Котляков, 1979), при Чудней толщине льда в 1700 м и до 4000 м в Антарктиде. Следо­вательно, в ледниках сосредоточено 2 % всей свободной воды на поверхности Земли или 56 % запасов воды континентов. Основной объем ледников сосредоточен в Антарктиде (90 %) в Гренландии (около 10 %), а на все остальные горные ледники приходится менее 1 %.

Объем всех вод суши (с учетом ледников и подземных вод до глубины 5 км) не превышает 90 млн. км³.

В океанах сосредоточено огромное количество тепла, около 7,3 х 10²¹ ккал, а, кроме того, океан поглощает в 2 раза больше солнечной радиации, чем суша. Отсюда следует большая роль океанов в глобальном теплообмене, на который для испарения расходуется около 80 % всей поглощаемой Землей энергии (Степанов, 1983).

Прямым доказательством существования гидросферы катархее является наличие осадочных пород. Английские ученые в Гренландии обнаружили бурый железняк возрастом 3,76 0,07 млрд. лет. Рядом располагаются гранитоидные гнейсы возрастом 3,7 0,14 млрд. лет (Rb-Sr метод). Предполагается, что эти породы изначально были осадочными, а это значит, что была вода.

Вода образовывается при дегазации вещества мантии в прошлом (рис.5.2, -4 – 0) и еще её количество будет увеличиваться в течение 2 млрд. лет (2*10⁹ лет). В первичной атмосфере, содержащей СО2 (~62%), СО, СН4, NH3, SO2, HS, галогеноводороды, инертные газы и др., осадки должны быть кислые. Кислоты реагировали с минералами горных пород и нейтрализовались.

Катионы переходили сразу в раствор, поэтому воды сразу же становились солеными. По расчетам Гольдшмидта на 1 кг океанической воды приходится 0,6 кг растворенной горной породы. В тоже время содержание главных анионов в 1 кг морской воды во много раз превышает их содержание в горной породе (Cl – 200 раз). Откуда следует вывод Виноградова – все анионы морской воды вышли при дегазации мантии, а катионы – при растворении (выветривании) горных пород.

Породы в то время были в основном ультраосновные, поэтому в водах было повышенное содержание Na и Mg. В первичном океане отсутствовал сульфат-ион из-за недостатка свободного кислорода. Первые сульфатные осадки появились в рифее.

Роль живых организмов в формировании состава Мирового океана. Химический состав вод современного океана сложился в результате продолжительной деятельности живых организмов. Первичный океан образовался благодаря тем же процессам дегазации твердого вещества планеты, которые привели к возникновению газовой оболочки Земли. Таким образом, химические составы атмосферы и гидросферы тесно связаны, и их эволюция проходила также взаимосвязано.

Ранее отмечалось, что среди продуктов дегазации твердого вещества планеты преобладали пары воды и углекислый газ. В результате на поверхности планеты возник процесс круговорота воды, началась циклическая миграция химических элементов в системе «суша – океан – суша».

Среди разнообразных форм химических элементов в гидросфере наиболее типичными являются простые и сложные ионы и молекулы, находящиеся в состоянии сильно разбавленных растворов. Также распространены ионы, которые сорбционно связаны с частицами коллоидных и субколлоидных размеров, присутствующими в морской воде в виде тонкой взвеси. Элементы, входящие в состав органических соединений, образуют особую группу.

Общее количество растворенных соединений в морской воде, называемое соленостью, колеблется в поверхностных слоях океанов и окраинных морей в интервале от 3,2 до 4 %. Соленость внутриконтинентальных морях изменяется в более широких пределах. Для Мирового океана принято среднее значение солености, равное 35 ^о/_оо.

Океаническая вода характеризуется замечательной геохимической особенностью, которая заключается в том, что соотношение главных элементов остается всегда постоянным во времени независимо от колебаний солености, т.е. солевой состав океана представляет собой своего рода геохимическую константу.

Анализ кларкового содержания элементов в океане показывает, что основную массу растворенных соединений образуют хлориды распространенных щелочных и щелочно-земельных элементов, намного меньшая масса приходится на сульфаты и еще меньше – на гидрокарбонаты. Концентрации рассеянных элементов в океанических водах (мкг/л) на три математических порядка меньше, чем в горных породах. При этом так же, как и в земной коре, диапазон значений кларков рассеянных элементов в Мировом океане лежит в пределах 10 математических порядков, однако имеют место существенные отличия в соотношениях элементов. В океанической воде преобладают бром, стронций, бор и фтор – концентрация этих элементов выше 1000 мкг/л. В большом количестве содержатся литий, рубидий, иод, барий, концентрация которых превышает 10 мкг/л. Рассеянные в воде молибден, цинк, уран, ванадий, титан, медь характеризуются значениями концентрации, лежащими в интервале от 1 до 10 мкг/л. Никель, марганец, кобальт, хром, ртуть, кадмий представлены в количестве от сотых до десятых долей мкг/л. Главные элементы земной коры – железо и алюминий – имеют в океане концентрацию более низкую, чем молибден и цинк. Такие элементы, как ниобий, скандий, бериллий и торий растворены в океане в наименьших количествах.

Тропосфера и гидросфера находятся в состоянии динамического равновесия, которое обеспечивается растворением газов в воде и последующим их испарением. В этом глобальном циклическом обмене участвует и сама вода за счет процессов испарения и конденсации. Растворимость газов в воде зависит от ее температуры и солености. В холодной воде газы растворяются более интенсивно, чем в теплой. Благодаря этому в холодное время года океан поглощает газы из атмосферы, а в теплое время выделяет в атмосферу. В 1 литре океанической воды содержатся в среднем следующие количества растворенных газов (см³): азота – 13, кислорода – от 2 до 8, аргона – 0,32, углекислого газа – 50. Относительно большое количество СО₂ объясняется тем, что при растворении в воде он взаимодействует химически с Н₂О, в результате чего образуются хорошо растворимые угольная кислота и продукт ее диссоциации [НСО₃]^–. Пресные воды растворяют газы в большей степени, чем соленые.

На протяжении геологической истории суммарная биогеохимическая деятельность живых организмов была ведущим фактором эволюции химического состава океана. И сегодня организмы играют важную роль в процессе дифференциации химических элементов в океане и выведения их масс в осадок. Согласно биофильтрационной гипотезе А.П. Лисицына, планктонные (главным образом зоопланктонные) организмы ежедневно профильтровывают через свои тела около 17 млн. км³ воды, что составляет около 1 % объема Мирового океана. В процессе фильтрации минеральные частицы размером 1 мкм и менее связываются в комочки (пеллеты) размером от десятков микрометров до 1 – 4 мм. При этом одновременно в телах организмов часть растворенных в воде химических элементов трансформируется в нерастворимые соединения. Связывание тонких взвесей в комочки способствует более быстрому оседанию взвешенных частиц на дно. Яркими примерами биогеохимической трансформации растворенных элементов в нерастворимые соединения служат образование известковых (кальцитовых) и кремниевых (опаловых) скелетов планктонных организмов, а также извлечение карбоната кальция известковыми водорослями и кораллами.

Для М. океана фотической зоны (первые 50-100 м) характерно отсутствие биогенных элементов, что создает дистрофные условия существования живых организмов. Особенно ощущается нехватка фосфора. Фитопланктон активно поглощает фосфор, а сам опускается вниз.

Схема формирования фосфоритовых место­рождений применительно к условиям проявления этого барьера разработана А.В. Казаковым (1950 г.) (рис. 5.3). Она основана на том, что содержание фосфора в воде современных океанов неравномерно по глуби­не. В верхней зоне толщиной около 50 м, где осуще­ствляется фотосинтез, фосфор активно поглощается фитопланктоном и его концентрация в воде редко достигает 10-50 мг/м³. В следующей зоне в интер­вале от 50 до 300 - 400 м происходит пассивное по­гружение отмерших организмов на глубину. Ввиду низких концентраций в воде СО₂ их фосфатные ске­леты слабо растворяются, хотя в целом с глубиной концентрация фосфора постепенно нарастает.

Рис. 5.3. Схема строения термодинамического гео­химического барьера в зоне апвеллинга: 1 - зона отложения известковых осадков; 2 - зона накопления фосфоритов; 3 - зона максимальных кон­центраций в морской воде растворенных СО₂ и фос­фора; 4 - погружение остатков планктона; 5 - на­правление глубинных течений

 

На глубинах от 300 - 400 и примерно до 1000 - 1500 м происходит массовое разложение поступающих сверху остатков организмов. Океаническая вода здесь содержит максимальное количество раство­ренного фосфора - до 200 - 300 мг/м³ и более Р₂О₅, т.е. в 6 - 10 раз выше, чем в первой зоне и приблизительно в 2 - 3 раза выше, чем во второй. На глу­бинах более 1000 - 1500 м концентрация фосфора в воде опять снижается.

Фосфоритовые месторождения в соответствии с гипотезой А.В. Казакова формируются при нали­чии течений, направленных из глубинных частей океана к берегу (апвеллинг). При подъеме холодных и богатых СО₂ и Р2О5 глубинных вод вверх в облас­ти материкового шельфа ввиду падения гидростати­ческого давления и некоторого повышения темпера­туры растворимость в них кальция и фосфора суще­ственно снижается и происходит выпадение карбо­ната и фосфата кальция. Так как насыщение СаСО₃ достигается раньше, кальцит выпадает на несколько больших глубинах, а фосфориты, основным фос­фатным минералом которых является апатит Са₅(РО₄)₃(Р,ОН) – позднее и ближе к берегу.

Таким образом, выпадающие труднораствори­мые соединения образуют характерную зональ­ность отложения (фациальную), последователь­ность зон в которой определяется относительной растворимостью образующих ее минералов.