Роль океанской воды в формировании химического состава природных вод

океана
Общая площадь всех вод Мирового океана, межматериковых, внутриматериковых и внутренних

морей – 361.26 х 1012 м2 (70.91% от всей поверхности планеты). Площадь суши – 148.21 х 1012 м2 (29.09%).
Т.е. водная поверхность в 2.44 раза более поверхности суши.
объем водной толщи Мирового океана более, чем в 11 раз, т.е. на порядок, превосходит объем суши, расположенной выше его уровня

всех типов вод в ее составе гидросферы – 2.3 х

1021 кг .
Масса водной толщи океана –
1.37 х 1021 кг (почти 60%).

процессов в пределах современного океана. В ходе этих процессов возникают

особые по составу и условиям залегания продукты океанского рудогенеза, не имеющие аналогов на суше.
В их числе железомарганцевые конкреции, кобальтоносные марганцевые корки и др. Решение вопросов, связанных с их образованием невозможно без учета всего многообразия факторов воздействия со стороны водной толщи океана

солевые компоненты составляют, в среднем, 34.71 ‰ (3.47%).
Солевой состав включает

11 макроэлементов с концентрацией выше 1-2 мг/л: Cl-, Na+, Mg2+, SO42-, Ca2+, K+, Br-, -HCO3, Sr2+, F- и B;
13 микроэлементов с концентрацией от 1-2 мг/л до 1 мкг/л: Li, Rb, P, J, Ba, Mo, Fe, Zn, As, V, Cu, Al, Ti
свыше 50 микроэлементов с концентрацией <1 мкг/л _ Mn, Ni, Co, Cd, Y, La, Ce и Au.

(Cl, Br и F), сернокислых соединений и соединений гидрокарбонат-иона со

щелочными и щелочноземельными металлами.
Формирующая этот раствор группа макроэлементов на 3-4 порядка превосходит суммарную массу микроэлементов.

до 1% других металлов (медь, никель),
Из чего следует, что

формирование океанских рудных месторождений возможно в условиях, требующих исключительно высокой мобилизации полезных компонентов
Она оценивается, по сравнению с исходной матрицей, коэффициентом концентрирования порядка 107-109.

изменение химического состава океанской воды под влиянием процессов выветривания первичных

изверженных пород.
Примеры реакций:
2СaAl2Si2O8 + 6H2O ––––> Al4Si4O10OH8 + 2Ca2+ + OH-
анортит каолинит или:
2СaAl2Si2O8 + H2O + H+ –––––> Al4Si4 O10OH8 + 2Ca2+
 
4NaAlSiO4 + 6H2O –––––> Al4Si4O10OH8 + 4Na+ + 4OH-
нефелин или:
NaAlSiO4 + 3H2O –––––> Al(OH)3 + Na+ + OH- - + H2SiO3
гиббсит

и формирование катионного состава.
К началу фанерозоя состав воды Мирового

океана стал близким к современному. Сформировались условия, благоприятные для развития карбонатных раковин и скелетов, остатки которых сохранялись в илах и становились частью осадочных толщ.
Последующие изменения в составе океанской воды, судя по палеонтологическим, геохимическим, изотопным данным были незначительными.
Сформировалась одна из главных планетарных констант – химический состав воды Океана.

г/кг %-экв

г/кг %-экв
Cl 19,35 90,20 Na 10,76 77,32
SO4 2,70 9,28 K 0,39 1,64
HCO3 0,14 0,38 Mg 1,29 17,62
Br 0,07 0,14 Ca 0,41 3,36
Sr 0,01 0,06
rNa/rCl = 0,86; Cl/Br = 300; pH= 8,2;

степени сгущения (по М. Г. Валяшко)

фазу уходит весь кальций; объем оставшейся воды 19,6 % от

исходной; оставшееся к-во сульфатов 7 %-экв;
280 г/кг; начало садки галита; выпадает с тв. фазой натрий; объем оставшейся воды 9,3 % от исходной; после осаждения галита сульфатов 25%-экв;
325 г/кг; начало садки эпсомита
(MgSO4. 7H2O); осталось 6 % воды; 5 %-экв калия;

3,1 (сильвин) -3,9 (карналлит) % от исходной воды; 6 %-экв.

калия;
около 370 г/кг; начало садки бишофита (MgCl2.6H2O); осталось 2,7 % воды;
если исходная вода была обогащена кальцием (седиментогенные рассолы), обособляется стадия садки тахгидрита (2MgCl2.CaCl2.12H2O), 1,9 % от исходного количества воды;
420 г/кг; эвтоника.

-392 м, гл. 400 м) – выделяется стадия садки тахгидрита

м на севере, до 1025 м на юге) – выделяется

стадия садки мирабилита (Na2SO4.10H2O).

меняется
ф-ла В.И.Гуревича (1963):

брома составит ≈ 10 г/л.
Прогнозы В.И.Гуревича подтвердились данными по рассолам

усольской свиты н. кембрия в Ангаро-Ленском артезианском бассейне.

Сульфатредукция:
SO4 2- + 2H2O + 2Cорг –––> H2S + 2HCO3-;

SO4 2- + 2H + + 2Cорг –––> H2S + 2CO2;
Протекание процесса на стадиях диагенеза (в илах) и катагенеза (в осадочных толщах, обогащенных органическим веществом).
Роль температурного фактора: повышение Т до 80-90о усиливает процесс, выше – ослабляет (смерть сульфатредуцирующих бактерий).

0,7. Увеличение пористости может достигать 12 % от первоначальной пористости

кальцита. Кольматация пор образующимся гипсом начинается при (rSO4 -rCa) > 14 мг-экв.

температуры
¤ Катионный обмен:
2Na + + Ca кол Ca 2+

+ Na кол
Mg 2+ + Ca кол <––> Ca 2+ + Mg кол
Протекание на стадиях диагенеза (Гломар Челленджер); катагенеза (данные по Волго-Камскому артезианскому бассейну).

жидкую фазу поглощенного "морского" натрия. В солевой форме это:
СaSO4 +

Na кол ––> Na2SO4 + Ca кол
Сa(HCO3)2 + Na кол ––> Na2SO4 + Ca(HCO3)2
При этом, пока из породы не выщелочен весь гипс, протекает процесс
2NaHCO3 + CaSO4 ––> Na2SO4 + Ca(HCO3)2 ,
т.е. происходит стадийное накопление сначала сульфатных натриевых вод, а потом – гидрокарбонатных натриевых.

типах Курнакова-Валяшко:
 хлоридный ← сульфатный → карбонатный

отделяющим кору океанического и переходного типов от коры континентального типа,

что автоматически увязывает контуры океанской водной толщи с гравитационным полем, с изостатической картиной распределения силы тяжести на поверхности планеты, отражающей ее глубинное строение.

не просто грандиозный объем H2O, заполнивший природный бассейн под названием

Мировой океан, а представляет геоисторически сложившееся геологическое тело, залегающее среди других геологических тел Земли, подчиняясь общим геодинамическим законам, регулирующим его местоположение, объем и состав.

одной стороны, то, о чем сказано выше – стабильность объема,

состава и внутренней структуры. С другой – необычайная физическая мобильность и ответная реакционная агрессивность по отношению к окружающей среде, которые способствуют, как средства самозащиты, сохранению океанской водной толщи в рамках своих консервативно стабильных параметров.