» » Генезис минералов группы глауконита и их возможности как индикаторов эволюции солености Мирового океана

Генезис минералов группы глауконита и их возможности как индикаторов эволюции солености Мирового океана

06.08.2016

Работы по теории осадочного процесса заложили основу развития представлений о глауконите как хемогенном образовании морских илов. Гипотезу хемогенного происхождения этого минерала наиболее четко обосновал А. Хаддинг, в дальнейшем она находит все больше и больше последователей.
Н.М. Страхов разработал основы теории диагенеза как физикохимического процесса уравновешивания многокомпонентной системы реакционноспособных веществ в термодинамических условиях поверхности земной коры. Главная линия диагенеза определяется количеством и качеством реакционноспособного органического вещества, которое является генератором энергии и специфической физико-химической среды диагенеза.
Разложенце органического вещества наиболее интенсивно протекает в верхних частях (1,5—2,0 м) осадка, а ниже процесс затормаживается. Причина этого кроется, по мнению О.К. Бордовского, в смене факторов воздействия: в верхних горизонтах основными разрушителями органического вещества являются чрезвычайно активные аэробные бактерии и бентос, причем численность бактерий снижается в связи с изменением окислительно-восстановительного потенциала и токсичностью среды, и с глубиной их сменяют гораздо менее активные анаэробные бактерии. Активность биологических и физико-химических процессов снижается параллельно. Наибольшей интенсивностью отличаются биологические процессы морей и прибрежных океанских осадков, в которых создаются благоприятные условия для образования целого ряда аутигенных минералов (редукционная зона, по Н.М. Страхову). Активная бактериальная деятельность способствует локализации аутигенного минералообразования в слое осадка.
В поровых водах современных океанских восстановительных илов, pH которых достигает 8 и более, концентрация калия падает с глубиной в связи с тем, что он сорбируется глинистыми минералами. Как известно, адсорбционная способность глинистых минералов увеличивается с ростом pH. В окислительной обстановке, при которой pH остается практически постоянным (от нейтральной до слабо кислой реакции среды) происходит подводное выветривание калийсодержащих минералов, благодаря чему концентрация этого элемента в иловой воде повышается.
Иловые воды восстановленных осадков некоторые авторы рассматривают как среду, благоприятную для образования аутигенных иллитов.
Магний, а возможно и калий, поступают в иловую воду из наддонной в результате интенсивно развивающегося в раннем диагенезе обмена веществ. Весь комплекс редукционных и обменных реакций должен привести к насыщению иловых вод некоторыми ионами, которые могут выпадать в осадок, образуя диагенетические минералы.
Общая схема диагенеза справедлива как для современных, так и для древних осадков гумидных и аридных зон для бассейнов с нормально аэрируемой водой и с сероводородным заражением, для бассейнов морского и континентального типа. Однако остается неясным, почему при всех благоприятных условиях нормально развитой редукционной зоны современных осадков океана в них до сих пор не удалось установить иловых вод, насыщенных элементами, необходимыми для образования, например, глауконита. Фактически концентрация элементов (К, Mg и др.) достигает величин, при которых происходят только реакции обмена. He являются ли реакции обмена показателем того, что хемогенная садка минералов в современных условиях происходить не может?
Рассмотрим некоторые общие черты современной эпохи: климат, тектонику, процессы выветривания, некоторые особенности современного аутигенного минералообразования.
Современную эпоху характеризуют климатический минимум, высокое стояние континентов и в связи с этим резкое сокращение площади акваторий, наличие реликтовых, а не современных кор выветривания, резко выраженное терригенное осадконакопление в океанах, отсутствие процессов хемогенного карбонато- и кремненакопления в океане (эти процессы являются почти исключительно биогенными), ничтожный привнос элементов в конечные водоемы стока (океан) в растворимой форме, вялость редукционных процессов в океане и, по-видимому, на континенте. В пользу последнего свидетельствует установленная А.В. Македоновым одна из характернейших особенностей современного конкрециеобразования: железо и марганец современных конкреций более чем на 99% находятся в окисной форме а не закисной. Такого не отмечалось ни для докембрия, ни для палеозоя, ни для мезозоя. Следует подчеркнуть, что окисножелезистые конкреции в общем составе современных конкреций резко преобладают как на континенте, так и в морях и океанах.
Для современного процесса, по Н.М. Страхову и А.В. Македонову, характерно почти полное отсутствие раннеднагенетических кремнистых конкреций, в том числе морских, лагунных и озерных, и чрезвычайно ограниченное развитие карбонатных конкреций в теплых мелководных морях, практически полное отсутствие конкреций глинозема, а среди карбонатов — магнезиальных разновидностей.
Резкое сокращение карбонатных конкреций при увеличении гидроокисных подтверждает, по мнению А.В. Македонова, выводы В.И. Вернадского, А.Н. Виноградова, Н.М. Страхова, А.Б. Ронова и других исследователей о прогрессивном сокращении CO2 и насыщении атмосферы кислородом от древних эпох к современной. Кроме того, состав конкреции отражает общие черты тектоники и климата современной геологической эпохи.
Приведенная характеристика современной геологической эпохи показывает, что два основных условия, необходимые для массового образования аутигенного глауконитане реализуются: 1) ни суша, ни сам океан не дают достаточного количества основных минералообразующих элементов (кремния, алюминия, магния и др.) в растворимой форме; 2) в иловых водах осадка не установлены концентрации насыщения основных глауконитообразующих элементов, достаточные для выпадения рассматриваемого соединения в осадок. Поэтому не исключено, что обменные реакции элементов, которые характерны для редукционной зоны современных осадков, являются особенностью современного диагенетического процесса мелководных (шельфовых и материкового склона) осадков; одновременное существование восстановительных и окислительных реакций в осадке и установленные в них признаки выветривания калийсодержащих силикатов, очевидно, являются основной движущей силой реакций обмена.
Попытаемся выяснить соответствие общей характеристики современной геологической эпохи тем основным условиям, которые рассматриваются как благоприятные для аутигенного глауконитообразования в древние геологические эпохи.
В геологической истории можно наметить основные эпохи образования глауконита: низы нижнего, среднего и верхнего рифея, венд, нижний кембрий, нижний ордовик, верхняя юра, нижний мел, верхний мел, палеоген, миоцен. Нельзя сказать о полной одновременности эпох на всем земном шаре, можно лишь говорить о синхронности глауконитообразования для отдельных регионов. Таким образом, верхнемеловая эпоха на северо-западе Восточно-Европейской платформы проявляется в глауконитах сеномана, в центральных и восточных ее районах — кам-пан-маастрихта, в Западно-Сибирской низменности — коньяк-сантон-маастрихт-дания и т. д.
Мезозойская эра, как сейчас хорошо известно, характеризуется отсутствием оледенений, столь широко развивавшихся в верхнепалеозойское время. По данным А.В. Ронова, от триаса к верхнему мелу изменяется соотношение терригенного и карбонатного осадконакопления в пользу карбонатного. В геосинклиналях накапливались мощные терригенные и терригенно-карбонатные флишевые толщи, в которых широко распространен глауконит. Мезозойская эра отличалась в целом теплым и ровным климатом со слабой климатической дифференциацией по широте и во времени. Среднегодовая температура по изотопным данным варьирует от 30 до 13°С. Некоторое относительное похолодание характерно для средней юры, нижнего мела и самого конца верхнего мела, при этом на востоке температуры были несколько более низкими, чем на западе.
На протяжении последних 130 млн. лет (как и в более древние времена) продолжала существовать тенденция к снижению средней температуры воздуха у поверхности земли, однако на этом фоне выделяются температурные максимумы около 130, 110, 85, 60 и 22 млн. лет назад. Эти максимумы совпадают с названными выше эпохами аутигенного глауконитообразования. Как глауконит, климатические максимумы не проявлялись повсеместно, хотя и распространялись на значительной площади (в пределах крупных регионов).
Отмеченные периоды глауконитообразования в геологической истории являются таласократическими, они характеризуются низким стоянием континентов и обширными морскими трансгрессиями. В мезозойское и кайнозойское время развитие глаукоиита совпадает с эпохами интенсивного распространения кор выветривания.
Труднее выявить специфические черты древних эпох, особенно в узкие интервалы времени. Опускание континентов и таласократический реяшм характерны для нижнего кембрия и нижнего ордовика. Исходя из общих теоретических предпосылок об эволюции атмосферы и литологического состава осадочных отложений, геохимики предполагают, что докембрийские и нижнепалеозойские моря имели более высокую температуру воды, чем мезозойские: в глубоком докембрии она была около 100°C, к нижнему палеозою понизилась, но пределы этих температур точно не известны.
Развитие кор выветривания в древние эпохи (в палеозое и докембрии) установлено многими исследователями, хотя точное их датирование затруднительно.
С глауконитом ассоциируются шамозиты, которые часто образуют микроконкреции, хотя и тонкодисперсные массы этих минералов встречаются, причем значительно чаще, чем глауконита. Шамозитсодержащие толщи являются прибрежными аналогами глауконитовых отложений в областях гумидного климата и могут служить индикаторами лагуннодельтовых фаций с пониженной соленостью морской воды. Нами также было установлено, что в третичных и мезозойских отложениях граница хлоритовых и глауконитовых фаций выделяется серией смешанослойных глауконит-хлорит-смектитовых минералов. Зона перехода этих фаций в палеозойских и докембрийских отложениях фиксируется микроконкрециями со смесью этих минералов. Однако близкие по возрасту древние аутигенные образования изучены сейчас не во многих местах и, возможно, отмеченный пример не дает исчерпывающей характеристики зоны перехода в иижнепалеозойских и докембрийских отложениях.
Близкая ассоциация в пространстве и во времени глауконита с шамозитом хорошо известна. Нам хотелось подчеркнуть это в качестве характерного признака эпох глаукоиитообразования, хотя ассоциацию эту, конечно, нельзя считать обязательной.
Таким образом, в самых общих чертах можно наметить сходство древних и молодых эпох образования глауконита: температурные опти-мумы, низкое стояние континентов, развитие трансгрессий и кор выветривания. Однако в будущем более полные сведения по геологии и генезису молодых (мезозойских, кайнозойских) глауконитоносных отложений помогут уточнить достаточно объективно характеристику условий глаукоиитообразования в древние эпохи и в целом.
Даже беглое сравнение современной геологической эпохи с эпохами глаукоиитообразования показывает, что при значительном сходстве последних между собой они отличаются от современной геологической эпохи, что, как и данные по геологии и возрасту глауконита в осадках океана, доказывает отсутствие предпосылок для современного процесса образования этого минерала. Отсюда следует, что модель современного морского осадконакопления может иметь ограниченное применение при восстановлении условий возникновения минералов группы глауконита в прошлом.
Определяющее значение для понимания рассматриваемого вопроса имеет учение о диагенезе, или редукционной зоне осадков, с которой связано образование конкреций вообще и микроконкреций глауконита в частности.
Изучив редукционную зону в Тихом океане, Н.М. Страхов пришел к выводу, что эта зона отчетливо тяготеет к периферии океана, к акваториям, прилегающим к континентам. Аналогичную тенденцию в распределении реакционноспособного органического вещества отмечают О.К. Бордовский, Е.К. Романкевич и другие исследователи, что, очевидно, является характерным для положения редукционной зоны в бассейнах первой величины, каковыми считаются океаны. В древних бассейнах редукционные зоны более разнообразны по положению: одни из них тяготеют к центральным частям эпиконтинентального моря (например, в нижнекембрийское время на Сибирской платформе), другие — к окраинным (там же в среднекембрийское время). Очевидно, в связи с дислокациями редукционной зоны распространение МГГ также менялось: от молодых эпох к древним мы находим все больше и больше примеров перемещения основных их концентраций от окраинных частей бассейна к приостровиым центральным. Распределение осадков редукционных зон в древних морях отразилось на фациальной зональности аутигенных силикатов: в нижнем палеозое и докембрии мы повсеместно встречаем собственно минералы группы глауконита как у берега, так и в самых центральных частях бассейнов; в мезозойских и кайнозойских отложениях минералы группы глауконита в глубь бассейна сменяются монтмориллонитами.
Редукционные процессы в мезозойских и кайнозойских морях, как и в океанах, затухают с глубиной, поскольку в глубокие их участки поступают в основном устойчивые (остаточные) компоненты органического вещества. Создается обширная зона образования аутигенного монтмориллонита, благоприятная среда для которого характеризуется положительными значениями окислительно-восстановительного потенциала при слабощелочной реакции, рН-8 (рис. 3.17), т. е. константами, близкими современной воде океана. Очевидно, поэтому монтмориллониты являются главным аутигенным минералом океанических глубоководных осадков, где они образуются на контакте морской воды с базальтами океанического ложа.
Генезис минералов группы глауконита и их возможности как индикаторов эволюции солености Мирового океана

Таким образом, глауконит и монтмориллонит — хемогенные продукты двух разных физико-химических сред и зоны их образования четко разделены в пространстве. Совместное нахождение этих минералов (в породе или микроконкреции) свидетельствует об изменении (возможно неоднократном) физико-химических параметров среды аутигенного минералообразования, при этом не исключается частичная трансформация одного минерала в другой, однако чаще они образуют сростки в микроконкреции, либо механическую смесь микроконкреций разного состава, возникшую при перемыве осадков. Оба случая вполне вероятны в силу того, что глауконит является мелководно-морским образованием, т. е. образованием фациальной зоны, отличающейся максимальной мобильностью. Кроме того, имеет значение расположение зоны глауконитообразования в слое осадка, о чем подробнее будет сказано ниже. Изменение физико-химических параметров среды может происходить быстрее, нежели заканчивается рост микроконкреций, что объясняется не только неустойчивостью (частой периодической изменчивостью) среды, но и низкой скоростью роста микроконкреций. По мнению А.В. Македонова, очень медленный рост — одна из отличительных особенностей морских и в еще большей степени глубоководных океанических микроконкреций. В таком случае при близкой скорости осадконакопления микроконкреции одного состава должны быть тем мельче, чем дальше от берега (континента или крупной островной суши) они образуются. В ряде случаев это положение оказывается справедливым для аутигенных глауконитов. Глубина образования глауконита в морском бассейне полностью должна определяться положением и морфологией редукционной зоны, нормальному развитию которой не мешали бы движения воды и размывы осадка, т. е. за пределами литорали на глубинах шельфа порядка первых сотен (300—500) метров в океане, и вероятно 100—200 м в эпиконтинентальных морских бассейнах; в нижнепалеозойских и докембрийских морях она была меньшей, чем в мезозойских и кайнозойских эпиконтинентальных морских бассейнах.
Положение МГГ в разрезе молодых и древних толщ является различным. В фанерозойских отложениях их массовые скопления приурочены к основаниям трансгрессивно наслоенных толщ, на что неоднократно обращали внимание многие исследователи. В докембрийских разрезах МГГ фиксируют вероятнее всего рецессионные этапы развития морского мелководья.
Увеличение интенсивности глауконитообразования (как и аутигенного силикатообразования вообще) на окраинах морских бассейнов от рифейского времени к кайнозойскому происходит на фоне сокращения морских и океанических акваторий и разрастания континентальной суши, т. е. на фоне общей длительной регрессии, которая должна была привести к увеличению массы продуктов разрушения пород континента в морских и океанических бассейнах (из расчета на единицу площади их поверхности). Особенно резко соотношение площадей суши и моря в пользу первой изменилось в мезозое и кайнозое.
Основная нагрузка континентального стока падает на периферийную часть морских и океанических бассейнов, составляющую переходную (от континента к океану или морю) зону его миграции; нагрузка стока резко возросла в мезозойское и кайнозойское время. Это и привело, очевидно, к массовому развитию аутигенных силикатов в окраинных частях эпиконтинентальных морей и океанов, особенно в периоды интенсивного порообразования.
Изменялись ли черты аутигенно-диагенетического минералообразования во времени? В связи с этим следует обратить внимание на установленные нашими расчетами прямо пропорциональные соотношения двухвалентного железа и магния в минералах группы глауконита осадочного генезиса. Количество двухвалентного железа в осадке возрастает с интенсивностью редукционных процессов, поэтому параллельное увеличение в минерале магния можно объяснить характерным для восстанавливаемых осадков обменом веществ, при котором магний из наддонной воды поступает в иловую, причем степень насыщения иловой воды магнием должна быть прямо пропорциональной интенсивности редукционных процессов. Очевидно, соотношение двухвалентного железа и магния в глауконитах отражает одну из принципиальных особенностей аутигенного минералообразования в редукционной зоне осадка. Судя по тому, что в однотипных формациях (терригенных, с одной стороны, и терригенно-карбонатных — с другой) глаукониты характеризуются практически постоянным соотношением этих катионов, следует считать, что рассматриваемые минералы возникают синтетическим путем из насыщенного компонентами илового раствора. Постоянство отношения этих катионов позволяет сделать еще один вывод об условиях образования глауконитов: скорее всего, что это отношение устанавливается в определенной (причем узкой) зоне начального диагенеза. Косвенно в пользу последнего вывода свидетельствуют, как нам представляется, два обстоятельства. Во-первых, тот факт, что глаукониты чрезвычайно часто находятся в перемытом и окисленном состоянии, говорит о том, что они образуются на небольшой глубине от поверхности осадка; с окисленным глауконитом ассоциируются монтмориллонит и гидроокислы железа. Во-вторых, эти минералы часто подвергаются восстановлению железа (количество магния при этом в минерале не увеличивается, с глауконитом ассоциируется пирит), поэтому с нарастанием восстановительного потенциала среда становится неблагоприятной для образования глауконита и глауконит подвергается изменению. Обычно восстановительный потенциал в осадке возрастает с глубиной 1,5—2,5 м. Отсюда следует, что нижняя граница зоны глауконитообразования находится на небольшом расстоянии от границы соприкосновения осадка с наддонной водой (не более 2,0—2,5 м). Близкой величиной Н.М. Страхов определяет нижнюю границу зоны активного обмена веществ. О.К. Бордовский указывает, что наиболее интенсивное разложение органического вещества происходит в первых 1,5—2 м осадка.
Наконец, образование глауконита лимитировалось и, вероятно, не в меньшей степени, чем интенсивным обменом веществ, наличием реакционноспособного трехвалентного железа, которое также тяготеет к поверхностной зоне морского ила. Очевидно, возникновение этой формы окисного железа связано с начальной стадией разложения органического вещества, когда образуются гуминовые кислоты. В связи с последними pH на поверхности осадка, а также с глубиной снижается (О.К. Бордовский указывает значения от 8,0 до 6,4) в случае низких положительных или отрицательных значений Eh, что также должно способствовать переводу трехвалентного железа в растворимую форму.
Таким образом, рассмотренные данные подтверждают вывод Н.М. Страхова о том, что зона осадков, с которой может быть связано образование минералов группы глауконита, должна соответствовать зоне начального диагенеза, характеризующейся: 1) начальной стадией разложения органического вещества; 2) активным обменом веществ, при котором в иловую воду из наддонной динамично поступают необходимые для аутигенного минералообразования химические компоненты: Mg, К, Na, Ca, F и т.п.; 3) обилием реакционноспособных форм трехвалентного железа (в фанерозойских морях и, по-видимому, алюминия — в докембрийских).
Поскольку Fe2+ и Mg пропорциональны интенсивности процесса редукции, то отношение Fe2+/Mg можно использовать для распознавания первичных неизмененных и измененных разновидностей МГГ: для первых оно должно быть постоянным, для вторых — варьирующим. При этом нужно учитывать состав и возраст формаций, из которых происходят минералы: в МГГ терригенно-карбонатных формаций, как было показано выше, отношение Fe2+/Mg близко 1:2,6; в терригенных 1:2,4—2,0 (в зависимости от возраста пород). Учитывая эту тенденцию, можно сказать, что степень и характер изменений МГГ можно точнее определить при анализе их из отложений близкого состава и возраста (в пределах формации).
Изучение соотношения двухвалентного железа и магния в иловых водах осадка может представлять большой интерес для выявления морфологии и истории развития современной редукционной зоны.
При отношении двухвалентного железа и магния, близком к константе, абсолютные содержания этих катионов варьируют в МГГ значительно, увеличиваясь в разновидностях из карбонатных, особенно гипсоносно-доломитовых формаций нижнего кембрия и рифея. Можно ли считать такие минералы образованиями начального диагенеза и чем можно объяснить повышенные содержания в них двухвалентных катионов (железа и магния)? Поскольку в этих минералах отношение Fe2+/Mg остается постоянным и равным таковому для карбонатных пород вообще, а между собой эти катионы коррелируются положительно, как и в минералах группы глауконита осадочного происхождения в целом, то безусловно можно связывать их образование с начальной стадией развития редукционной зоны. Поскольку образование гипсов и доломитов происходит при более высоких, чем у терригенпых и карбонатных осадков значениях pH, то, учитывая диаграмму соотношений форм железа, следует принять, что для образования МГГ в доломитах необходима более высокая интенсивность редукционных процессов, чтобы создать более высокие отрицательные значения Eh, при которых начинаются редукционные процессы в верхней зоне осадка и становится возможным образование рассматриваемых минералов. Поскольку гипсы и доломиты осаждаются в бассейнах с «повышенной» соленостью, можно считать, что для образования МГГ (с максимальным двухвалентным железом и магнием) в таких бассейнах нужно более интенсивное развитие редукции, чем в бассейне нормальной солености, где образуются железистые (Fe3+) глаукониты. И действительно, среди палеозойских отложений Сибирской платформы нижнекембрийские отличаются самым высоким содержанием органического вещества. Гипертрофированная редукция осадков в бассейнах с повышенной соленостью могла возникать не только и, возможно, не столько за счет повышенной биологической продуктивности моря, сколько за счет сапропелевого (а не гумусового, как в более молодых отложениях) типа органического вещества, а также консервирующего эффекта соленой воды.
Поскольку количество Fe2+ и Mg возрастает в МГГ с повышением солености, мы рекомендуем эти два элемента использовать в качестве индикатора ее эволюции в древних морских бассейнах как на площади, так и во времени. При этом следует иметь в виду, что МГГ в бассейнах со значительно повышенной соленостью редки, что, очевидно, объясняется спецификой обмена веществ в активной редукционной зоне осадка, либо, что тоже не исключено, агрессивностью иловых вод по отношению к этим минералам на следующей стадии диагенеза. В основном МГГ возникали в бассейнах с нормальной соленостью, в которых эти минералы широко распространены. Относительная легкость редукций в бассейнах нормальной солености, pH которых в мезозое и кайнозое приближалась к нейтральной (7—8), является еще одним благоприятным фактором реализации условий для массового развития аутигенных силикатов группы глауконита в эти геологические эпохи.
В последнее время все больше появляется фактов, свидетельствующих об изменении основного солевого состава океанской воды, принимаемой геологами за «нормальную» морскую воду. В первичном океане было более значительным, чем в современной его воде, преобладание натрия над калием, гораздо более высоким содержание магния. Концентрация кальция росла во времени. Количество калия, низкое в первичном океане, стало возрастать в связи с нарастанием дифференциации пород земной коры, особенно после образования глинистых сланцев и гранитов, а затем снова уменьшаться в связи с эволюцией осадконакопления и биосферы. «Нормально морская» соленость, по-видимому, не была постоянной в эпиконтинентальных морях. Самые низкие содержания для глауконитов Fe2+ и Mg характерны для юрских глауконитов, несколько выше — мелового возраста, еще выше — для глауконитов из третичных, нижнепалеозойских и докембрийских терригенных и терригенно-карбонатных формаций. Таковой же, очевидно, была тенденция изменения солености морских вод: будучи минимальной в (триасе) юре, т. е. после пермской эпохи сояенакопления, она увеличивалась в меловое и третичное время, достигнув практически солености нижнепалеозойской эпохи. К аналогичному выводу пришли И.С. Грамберг и Н.С. Спиро на основании изучения поглощенного комплекса глин. В одновозрастных минералах содержание Fe2+ и Mg растет от терригенных формаций к терригенно-карбонатным, от известняковых к известняково-доломитовым и гипсоносно-доломитовым, что свидетельствует о дифференциации одновозрастных бассейнов по солености. Особенно резкие различия солености по МГГ намечаются в нижнепалеозойское и докембрийское время. Среди рассмотренных выше карбонатных формаций при самой низкой солености (судя по содержанию Fe2+ и Mg) образовалась формация писчего мела умеренной гумидной зоны позднемелового времени, а при самой высокой — гипсоносно-доломитовые формации нижнего палеозоя и верхнего докембрия.
Мезозойские и кайнозойские МГГ в отличие от нижнепалеозойских и докембрийских содержат больше кальция и натрия, и кальций в основном замещает не калий, как считалось ранее, а по-видимому магний в октаэдрах. Нам представляется, что это связано с изменеиием состава морской воды: в позднем докембрии и нижнем палеозое состав был смещен в пользу магния, а в более поздние эпохи — в пользу кальция и натрия. Накопление кальция происходило в океане в основном биогенным путем по мере развития скелетной фауны. В соответствии с этим выводом находится факт почти полного насыщения современных океанических вод кальцием и высокого содержания натрия.
Эволюция химического состава МГГ показывает, что состав морской воды мезозойских и кайнозойских эпиконтинентальных бассейнов, в которых они образовались, была близка составу современной океанской воды. Поэтому можно предположить, что и в геологической истории воды океана и эпиконтинентальных морских бассейнов эволюционировали однотипно (в одном направлении).