1. Эволюция химического состава океана

Эволюция океана должна была развиваться по пути снижения минерализации, плотности воды, удельного веса. В работе О.Г.Сорохтина и С.А.Ушакова (1991) отмечено, что общая соленость архейских морей и океанов была заметно выше солености современных океанов.

Представляется достаточно логичным положение Е.В.Посохова (1977) о том, что первоначально существовал один единственный химический тип хлоридных кальциево-магниевых или магниево-кальциевых вод и что континентальные воды на первых порах принадлежали к тому же типу, что и морские. Впоследствии континентальные воды испытывали эволюционные изменения совместно с изменением газового состава атмосферы, с появлением и выветриванием основных и ультраосновных пород в области суши.

Этот отрезок времени приурочен примерно к границе архея и протерозоя и характеризуется изменением термального режима Земли.

С этим этапом связано начало процессов окисления растворенных в воде океана серы и сероводорода, а в области суши — сульфидов с образованием в океане иона SO4 \ С этого момента в химическом составе вод океана пошел процесс постепенного нарастания содержания сульфат-иона. Неуклонное увеличение количества сульфатной серы в осадочных породах с уменьшением их возраста омечают А.Б.Ронов и др. (1990). В фанерозойский этап истории развития морей и океанов, для которого имеются данные термобарогеохимии, В.М.Ковалевичем (1990) отмечается направленный процесс роста концентрации иона SO4 " в воде океана.

Если рассматривать мегациклы галогенеза с точки зрения их сходства в повторении процессов кристаллизации солей сначала из хлоридных, а затем сульфатных растворов, то они могут быть сравнимы с глобальным циклом дегазации воды из мантии и эволюции вод океана. В этом цикле, по всем данным, первая стадия была хлоридная, вторая — сульфатная. Сравнение эволюции химического состава вод бассейнов морского генезиса и истории эволюции вод Мирового океана, очевидно, правомерно и, скорее всего, находится в таком же отношении, как онтогения и филогения.

Таким образом, эволюция вод Мирового океана идет от хлоридного типа через сульфатный к гидрокарбонатному и от существенно ювенильного к существенно вадозному. По крайней мере за фанерозойское время в геологической истории Земли не было событий, которые могли повлиять на химический состав вод океана в такой степени, чтобы превращать его из сульфатного в хлоридный и наоборот.

Два фанерозойских мегацикла галогенеза связаны с двумя суперциклами конвекции в мантии и обусловлены состоянием термодинамической активности недр, выражающейся в конечном счете в выходе энергии в бассейны седиментации различного тектонотипа. Конкретные фазы галогенеза отражают момент окрытия недр и внедрения в морские бассейны хлор-кальциевых вод.

2. Карбонатная седиментация

На долю карбонатных осадков (более 30% СаС03) приходится от 48 до 55% общей площади современных донных отложений Мирового океана. Среди осадочных пород континентов на долю карбонатных приходится около 18% от всех осадочных пород.

Целым рядом исследований были установлены основные черты процесса современного карбонатообразования

1) высокие значения абсолютных масс карбонатов отмечаются только в гумидных зонах (экваториальной и умеренной), где на обширных площадях дна скорость карбонатонакопления составляет 0,5-1 мг/см2;

2) в аридных и ледовых зонах абсолютные массы карбонатонакопления очень низкие в Тихом и Индийском океанах, довольно высокие в Атлантическом;

3) Отмечается связь абсолютных масс с глубиной – на максимальных глубинах карбонат отсутствует;

4) выделяются 3 пояса карбонатонакопления: экваториальный и два умеренных;

5) чаще всего высоким процентным содержаниям карбоната в осадке соответствуют низкие абсолютные массы.

Типы и подтипы карбонатов. Выделяют биогенные, хемогенные и терригенные карбонаты. Биогенные подразделяются на подтипы согласно слагающему их организму.

Основные черты зональности карбонатонакопления.

Климатическая. Наибольшие концентрации карбонатов в осадке приурочены к аридной эоне, пятнами к экваториальной. Состав карбонатов изменяется благодаря смене организмов согласно климатическим условиям.

Циркумконтинентальная . Чем меньшее поступление терригенного материала с материка, тем больше отлагается карбонатный материал.

Вертикальная зональность. С глубиной карбонатный материал способен растворяться.