ДЕФИЦИТ СОЛИ В ОКЕАНЕ: ДИЛЕММА ДЛЯ ЭВОЛЮЦИОНИСТОВ
Остин С. А., Хамфрейс Р. Д.

Остин С. А., Хамфрейс Р. Д. Дефицит соли в океане: дилемма для эволюционистов // Разумный замысел: от гипотезы к научной парадигме. 2025. №1 (5). С. 39-55.

Аннотация. В статье произведён обзор известных и предполагаемых процессов поступления и удаления катиона Na+ в океанах. Только 27 % имеющегося катиона натрия могут быть объяснены известными процессами. Это указывает на то, что концентрация натрия в океане сегодня не находится в состоянии равновесия, как предполагается эволюционистами, но увеличивается со временем. Существующая скорость увеличения содержания (приблизительно 3×10¹¹ кг/год) не может быть приспособлена к эволюционным моделям, принимающим циклическое или эпизодическое удаление поступающего в океан Na+ и возраст океана в три миллиарда лет. Огромный дисбаланс натрия показывает, что в случае истинности эволюционной модели море должно содержать намного больше соли, чем мы наблюдаем сегодня. Дифференциальное уравнение, учитывающее минимальную скорость поступления натрия в океан и максимальную скорость его удаления, позволяет оценить возраст океана не более чем в 62 млн лет. Эти данные хорошо согласуются с креационной моделью.
Ключевые слова: эволюция, теория эволюции, геология, геохронология, радиометрическое датирование, разумный замысел, креационизм, океан, соли, натрий, возраст океана

Austin Steven A., Humphreys Russel D. The Sea’s Missing Salt: A Dilemma for Evolutionists
Abstract. The known and conjectured processes which deliver and remove dissolved sodium (Na+) to and from the ocean are inventoried. Only 27 % of the present Na+ delivered to the ocean can be accounted for by known removal processes. This indicates that the Na+ concentration of the ocean is not today in “steady state” as supposed by evolutionists, but is increasing with time. The present rate of increase (about 3×10¹¹ kg/yr) cannot be accommodated into evolutionary models assuming cyclic or episodic removal of input Na+ and a 3-billion-year-old ocean. The enormous imbalance shows that the sea should contain much more salt than it does today if the evolutionary model were true. A differential equation containing minimum input rates and maximum output rates allows a maximum age of the ocean of 62 million years to be calculated. The data can be accommodated well into a creationist model.
Keywords: evolution, theory of evolution, geology, geochronology, radiometric dating, intelligent design, creationism, ocean, salt, sodium, ocean’s age

ВВЕДЕНИЕ

Натрий – наиболее распространённый катион океанической воды. Вместе с отрицательно заряженными ионами хлора катионы натрия составляют основную соль морской воды. Чрезвычайная растворимость этой соли вызвана небольшим размером катиона (ионный радиус Na+ равен 0,97 Å) и маленьким зарядом (единичный положительный заряд), который позволяет ионам Na+ не участвовать в большей части геохимических процессов, осаждающих ионы с большим радиусом и таким же (или большим) зарядом.

Масштабное поступление ионов Na+ в Мировой океан за счёт речного стока изучается учёными уже несколько столетий. Почти триста лет назад Эдмунд Халли [Halley 1715] пришёл к выводу, что процессы поступления соли в океан преобладают над процессами выноса солей и предложил метод расчёта возраста океана по количеству солей, выносимых ежегодно реками в океан. Почти сто лет назад Джон Джоли [Joly 1899] измерил количество Na+, растворённого в речной воде, и достаточно точно оценил ежегодное поступление натрия в океаны. По расчётам Джоли имеющееся количество солей могло накопиться за 80–90 млн лет при условии современной скорости поступления солей в Мировой океан и отсутствии солей в первоначальный момент времени. Этот расчёт был принят многими учёными за реальную оценку возраста Земли.

Появившиеся к 1930 г. радиоактивные методы датирования дали возраст Земли значительно больший, чем предполагалось ранее. Согласно этим данным, возраст Земли и океанов измеряется миллиардами лет. В свете этих данных метод Джоли был признан некорректным и чрезвычайно занижающим геохимический возраст океана [Livingstone 1963]. Кларк, Гольдшмидт и Руби [Clarke 1924, Goldschmidt 1933, Rubey 1951] в числе других учёных предположили, что содержание натрия в океане находится в состоянии динамического равновесия и количество поступающего натрия примерно равно количеству соли, покидающей океан вследствие различных процессов. Недавно Грегор вновь подтвердил эту точку зрения: «Если процессы нарастания коры за счёт поступления магмы компенсируются процессами эрозии, и продукты разрушения суши аккумулируются в океанах, то океанические бассейны давно уже должны были бы быть заполнены обломочным материалом и солями… следовательно, соли должны так или иначе покидать океан» [Gregor 1988, p. 13]. Те, кто разделяет точку зрения о том, что возраст Земли равен 4,5 млрд лет, сходятся в том, что полученные Джоли 80–90 млн лет – не возраст, а время жительства (residence time) натрия в океане, то есть время, которое ион Na+ находится в океане до попадания в сферу действия процессов выноса.

Точку зрения о том, что относительно процессов привноса и выноса натрия океан находится в состоянии «устойчивого равновесия» (steady state), вновь поддержали Говард, Ван Тилл, Дэвия Янг и Кларенс Меннинга в статье, опубликованной в журнале Science Held Hostage [Van Till, Young, Menninga 1988]. Они поддерживают результаты радиоизотопного датирования и упорно утверждают, что поступление Na+ в океаны компенсируется процессами удаления соответствующего количества солей. Они утверждают, что «время жительства» Na+ не даёт возможности для установления возраста океана и настаивают на том, что содержание Na+ в Мировом океане никоим образом не ставит под сомнение 4,5-миллиардный возраст Земли [Van Till, Young, Menninga 1988, p. 91].

Но в чём состоит эмпирическое свидетельство состояния «устойчивого равновесия» океанов? Имеется ли достаточно причин, кроме общих эволюционных предпосылок, для того чтобы отклонить геохимический возраст океанов, предложенный Джоли? Ван Тилл, Янг и Меннинг не представляют никаких данных, а просто ещё раз утверждают справедливость модели, предполагаемой эволюционистами ранее.

Гипотеза стационарного океана не может быть проверена непосредственным путём, поскольку, даже если океан и не находится в состоянии равновесия, изменение содержания солей в океане за период наблюдения настолько невелико, что не может быть измерено непосредственно. Но можно проверить эту гипотезу косвенным способом: мы можем сравнить измеренную скорость поступления Na+ в океан с суммой всех известных или предполагаемых процессов выноса этих солей из океана. Если скорость выноса значительно ниже скорости поступления, то, значит, океан не находится в состоянии устойчивого равновесия. В этом случае есть основание сомневаться в многомиллиардном возрасте океана. Таким образом, в нашу задачу входит тщательное исследование процессов привноса и выноса катиона Na+ в Мировом океане.

Рисунок 1. Основные процессы поступления и выноса Na+ в Мировом океане

Рисунок 1 иллюстрирует основные процессы поступления и выноса Na+ в Мировом океане. В рамки исследуемой системы входит вода, содержащаяся в океаническом бассейне, за исключением воды, содержащейся в осадках ложа океана. На первом этапе мы, используя самые последние данные по геохимии океана, постараемся количественно оценить источники поступления Na+. Затем, в рамках эволюционной модели, мы определяем поведение этих источников в прошлом. После этого мы вычисляем максимально возможный возраст океана на основе эволюционной модели, чтобы оценить её состоятельность. На последнем этапе мы проанализируем фактические данные с точки зрения модели молодой Земли, что позволит нам сравнить её состоятельность с моделями эволюционистов и креационистов – сторонников теории древней Земли.

СОВРЕМЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ ПОСТУПЛЕНИЯ Nа+ В ОКЕАН

Для начала мы определим Аi как массу Na+, поступающую от i-того источника в единицу времени. Мы рассмотрим 11 основных источников такого поступления. Большинство аналогичных работ рассматривают только три первых источника, связанных с реками. В таблице 1 представлены также 8 дополнительных факторов, которыми, по нашему мнению, нельзя пренебрегать.

Таблица 1. Источники поступления Na+ в Мировой океан (в 10¹⁰ кг/год). Современная скорость поступления приводится в колонке Ai. Минимально возможная скорость поступления в прошлом обозначена Aimin. Модели для оценки Aimin обозначены как «С» для современной модели седиментации и «М» для меловой модели седиментации.

	Процессы поступления Na+	Ai	Aimin	Модель
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11	Реки: аэрозольное распыление морской воды Реки: выветривание силикатов Реки: растворение хлоридов Осадки океанического дна Переработанные ледниками силикаты Атмосферная и вулканическая пыль Эрозия морских берегов Таяние ледников Вулканические аэрозоли Просачивание подземных вод Гидротермальные источники	5,5 6,2 7,5 11,5 3,9 0,14 0,077 0,12 0,093 9,6 1,1	5,0 6,2 7,5 6,21 0,0 0,14 0,074 0,0 0,093 9,3 1,1	М С С М М С М М С М С
		Ap = 45,7	Amin = 35,6

Наиболее полно исследован процесс поступления Na+ в океан за счёт речного стока. Самый современный и наиболее полный обзор, составленный французским геохимиком Мишелем Мейбеком, содержит данные не только по общему объему речного стока, но и по среднему содержанию Na+ в речных выносах. Общий речной сток в океан составляет 3,74×10¹⁶ л/год, среднее содержание Na+ в реках (после устранения влияния техногенного загрязнения) составляет 5,15 мг/л [Meybeck 1979, Tables 1 and 5]. Эти данные позволяют рассчитать среднегодовое поступление Na+ в океан, которое составляет 1,92×10¹¹ кг/год [Meybeck 1979, Table 6]. Согласно Мейбеку, имеются три основных источника поступления Na+ в речной воде:

1. Аэрозольное распыление морской воды.

2. Химическое выветривание силикатов.

3. Растворение хлоридов.

A1) Реки: аэрозольное распыление морской воды. Распыление за счёт действия океанских волн приводит к испарению капель морской воды и появлению аэрозоли галита (NaCl) в атмосфере. Большая часть этой аэрозоли выпадает на континентах с дождём и снегом. Содержание в реках Na+, поступившего за счёт распыления морской воды, было изучено в многочисленных образцах дождевых вод и оценено на основании данных по полному стоку рек. Согласно Мейбеку [Meybeck 1979, Table 6], количество Na+ в реках, полученного за счёт распыления морской воды (A1) оценивается в 5,5×10¹⁰ кг/год, что составляет 29 % ежегодного речного приноса Na+ в океан.

A2) Реки: выветривание силикатов. Химическое выветривание на суше приводит к извлечению Na+ из силикатных минералов (особенно полевых шпатов и глин), основная часть которого поступает в океан с речным стоком. Анализ разрушения Na-содержащих минералов [Meybeck 1987] показывает, что 32 % общего количества Na+ получено за счёт выветривания силикатных минералов на суше. Таким образом, A2 = 6,2×10¹⁰ кг/год.

A3) Реки: растворение хлоридов. Незначительная часть суши (около 1,3 % общей площади) имеет хлоридные и сульфатные минералы, основным из которых является галит, обладающий чрезвычайно хорошей растворимостью в воде. Используя данные по составу речного стока, Мейбек [Meybeck 1987] рассчитал, что 39 % Na+, содержащегося в настоящее время в речной воде, получено за счёт растворения хлоридов. Таким образом, A3 = 7,5×10¹⁰ кг/год. Сумма A1 + A2 + A3 =1,92×10¹⁰ кг/год, что является полным речным поступлением Na+ в океан.

A4) Осадки океанического дна. Детальные исследования содержания Na+ в поровых водах осадков океанического дна, проведённые Сайлсом [Sayles 1979], показывают, что поровые воды обогащены Na+ по сравнению с морской водой. Возрастание содержания Na+ в поровых водах с глубиной в пределах океанических отложений описывается градиентом концентрации, который показывает, что происходит диффузия Na+ из осадков в океан. В то же время содержание ионов K+ и Mg+2 уменьшается с глубиной, что свидетельствует о том, что эти ионы поступают в осадок из океанической воды [Sayles 1979].

Наиболее достоверным объяснением является то, что в результате продолжительного захоронения большая часть Na+ извлекается из глин, в то время как на его место в решётку минералов входят K+ или Mg+. Этому процессу способствует то, что K+ имеет больший ионный радиус, а Mg+2 – вдвое большую валентность.

Данные по поровым водам океанов, собранные Сайлсом, позволяют рассчитать общий приток Na+ из донных осадков. Оценка Сайлса [Sayles 1979] составляет 1,15×10¹¹ кг/год [Drever, Li, Maynard 1988, Table 1.4, column 3]. Это достаточно большой приток; он составляет приблизительно 60 % приноса Na+ реками.

A5) Переработанные ледниками силикаты. Ледники интенсивно истирают подстилающие породы и, как показало исследование Антарктики и Гренландии, ежеминутно поставляют тонкодисперсный материал непосредственно в океан. В составе этой тонкозернистой «муки» преобладают различные силикаты, которые после попадания в океан подвергаются интенсивному выветриванию. Шультц и Турекиан [Schultz, Turekian 1965] описывают обогащённые кремнезёмом придонные океанические воды вокруг Антарктики и приводят доказательства того, что около 1,4×10¹² кг/год (64 %) осадков, поступающих в океан с континентальных окраин, растворяются в океанической воде прежде, чем бывают захоронены на дне. Если мы примем, что осадки ледниковых окраин Антарктики содержат 2,4 весовых процента Na+ (среднее содержание Na+ в изверженных породах), то поступление Na+ за счёт растворения этих силикатов составляет 3,4×10¹⁰ кг/год. В Антарктиде сосредоточено 86 % континентального оледенения нашей планеты; таким образом, общепланетарное поступление Na+ за счёт переработанных ледниками силикатных пород составляет 3,9×10¹⁰ кг/год. Это 20 % от общего приноса Na+ реками.

A6) Атмосферная и вулканическая пыль. Значительная часть пыли, выносимой с континентов ветром, попадает в океаны. Тонкая пыль состоит преимущественно из силикатных минералов, основная часть которых растворяется в морской воде. Согласно Гаррелсу и Маккензи [Garrels, Mackenzie 1971], 5×10¹⁰ кг атмосферной пыли попадает ежегодно в океанские бассейны. Это эквивалентно в среднем 140 кг пыли на 1 км2 в год, что согласуется с данными непосредственного измерения количества пыли над океанами [Pye 1987]. Маккензи и Уолласт [Mackenzie, Wollast 1977] приплюсовывают к этому количеству 4×10¹⁰ кг вулканической пыли ежегодно. Считая, что атмосферная и вулканическая пыль содержит 2,4 весовых процента Na+ и что 64 % её растворяется в океанической воде, A6 можно оценить в 1,4×10⁹ кг/год. Это приблизительно 1 % от общего речного поступления Na+.

A7) Эрозия морских берегов. Прямое воздействие океанских волн на берег эродирует значительные количества песка, ила и глины; при этом большая часть тонких частиц представлена силикатными минералами. Согласно Гаррелсу и Маккензи [Garrels, Mackenzie 1971], 2,3×10¹¹ кг материала поступает в океан ежегодно за счёт береговой эрозии. Считая, что эти отложения содержат 0,67 весовых процента Na+ (среднее содержание Na+ в осадочных породах) и что 50 % этого количества растворяется в океане, A7 = 7,7×10⁸ кг/год. Это меньше 1% от общего речного поступления Na+.

A8) Таяние ледников. Снег содержит небольшое количество Na+, содержащегося в составе галита, распылённого в атмосфере в виде аэрозоля. Таяние льда ледника непосредственно в море поставляет в океанские бассейны небольшое количество Na+. Мейбек [Meybeck 1979, Table 6] рассчитал массу поступления таких аэрозолей в океан. Она составляет 1,2×10⁹ кг/год. Это менее 1 % от общего речного поступления Na+.

A9) Вулканические аэрозоли. В составе пара, который поступает на поверхность Земли за счёт континентального вулканизма, содержится небольшое количество Na+. Мейбек [Meybeck 1979, Table 6] произвёл расчёты поступления таких аэрозолей в океан. По его данным, это количество равно 9,3×10⁸ кг/год, что составляет менее 1 % от общего речного поступления Na+.

A10) Просачивание подземных вод. Более 100 лет назад геологи высказали предположение о том, что подземные воды просачиваются с континентов в океан. Это явление было подтверждено в результате глубоководного бурения континентального шельфа, которое выявило, что пресные воды поступают в сторону океана через осадочные слои. Содержание растворённых твёрдых веществ в грунтовых водах измеряется в промилле (ppt = 0,1 %). Оно может изменяться от 0,0001 ppt в дождевой воде до 250 ppt в водах солончаков. По этой причине крайне сложно оценить среднее содержание Na+.

Близповерхностные грунтовые воды, как правило, содержат растворённых твёрдых веществ больше, чем речные воды (0,13 ppt). Глубокие подземные воды часто представлены солёными рассолами, как, например, в юго-восточной части США. Глубокозалегающие подземные воды в пределах Флоридско-Багамской платформы представлены рассолами с солёностью более 200 ppt, которые просачиваются с платформы на дно Атлантического океана и Мексиканского залива [Paull, Neumann 1987]. Солёные рассолы были зафиксированы в местах их выхода на морском дне. Согласно Паулу и Нейману [Paull, Neumann 1987], они образуются за счёт растворения каменной соли и гипса под Флоридой.

Общее количество подземных вод, просачивающихся в Мировой океан, может быть приблизительно оценено по годовому количеству дождевых осадков за вычетом испарения и глобального речного стока. Глобальный речной сток приблизительно на 10 % меньше, чем глобальное количество осадков за вычетом испарения [Garrels, Mackenzie, 1971]. Этот дефицит воды (приблизительно 3,7×10¹⁵ л/год), по-видимому, и есть просачивание подземных вод с континентов в океаны. Зная среднее содержание Na+ в этих водах, можно было бы без труда рассчитать величину его поступления в океан (A10). Однако мы знаем эту величину весьма неточно. Если мы введём допущение, что эта величина составляет 26 мг/л (то есть в 5 раз превышает концентрацию Na+ в речной воде), то тогда величину A10 можно оценить цифрой глобальный 9,6×10¹⁰ кг/год. Эта приблизительная оценка составляет 50 % полного поверхностного речного поступления Na+ в океан. Дальнейшими исследованиями эта цифра может быть уточнена.

A11) Гидротермальные источники океанического дна. Пятнадцать лет интенсивных исследований горячих источников океанического дна привели геохимиков к пониманию того, что большие количества океанской воды циркулируют по системе разломов в горячих породах океанического дна. Некоторые из источников имеют температуру, превышающую 350 °C, и содержат растворённых веществ гораздо больше, чем океаническая вода. Это показывает, что океаническая вода изменяет базальты ложа океана с использованием сложного ряда метаморфических реакций. Согласно Сейфриду, метасоматизм растворяет Na+ в базальте при температуре ниже 350 °C, но фиксирует Na+ в минеральных фазах при температуре выше 350 °C [Seyfried 1987].

Волери и Слип [Wolery, Sleep 1988] выделили два класса гидротермальных источников ложа океана: осевые и внеосевые. Осевые гидротермальные источники располагаются по осям серединно-океанских хребтов (СОХ), где активная тектоническая деятельность выводит раскалённые базальты в зону океанского дна. Как правило, эти источники имеют температуру воды более 250 °C. Внеосевые источники расположены в окраинных частях СОХ вне зоны активных разломов. Вода в этих источниках обычно имеет температуру от 80 до 250°C. Используя данные по потоку тепла, поступающего в зоне СОХ, Волери и Слип [Wolery, Sleep 1988, p. 91] оценивают верхний предел глобального поступления воды через зону СОХ в 2,3×10¹³ кг/год. Они полагают, что 17 % воды поступает через осевые источники и 83 % – на флангах рифтовых зон. Данные по химическому составу вод позволили Волери и Слипу [Wolery, Sleep 1988, Table 3.5] оценить количество Na+, поступающего во внеосевых зонах, в 1,1×10¹⁰ кг/год.

Оценка количества Na+, поступающего в осевой зоне, затруднена в результате сложности оценки реальной температуры источников. Кроме того, две дюжины замеров осевых источников не могут быть репрезентативны при оценке глобального потока Na+. Двадцать осевых источников Тихого океана имеют среднее содержание Na+ 502 ммоль/кг, что на 38 ммоль/кг больше, чем в нормальной океанической воде [Von Damm 1988]. Три осевых источника из Атлантического океана имеют среднее содержание Na+ 534 ммоль/кг, что на 70 ммоль/кг больше среднеокеанического [Campbell 1988]. Таким образом, данные по осевым горячим источникам Тихого и Атлантического океанов показывают, что вода в них обогащена в среднем на 42 ммоль/кг. Используя глобальный водный поток для осевых источников в 3,8×10¹² кг [Wolery, Sleep 1988, p. 91], общий приток Na+ в этих зонах можно оценить в 3,7×10⁹ кг/год.

Таким образом, дополнительное расчётное поступление Na+ от осевых и внеосевых гидротермальных источников (A11) оценивается в 1,5×10¹⁰ кг/год. Это 8 % полного речного приноса Na+.

СОВРЕМЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ ВЫНОСА Nа+ ИЗ ОКЕАНА

Обозначим через Вi количество Na+, выносимого из океана i-тым процессом. В таблице 2 приведены 7 известных или предполагаемых процессов выноса Na+ из океана [Holland 1978, Table 5.14].

Таблица 2. Вынос Na+ из океана (в 10¹⁰ кг/год). Современные процессы выноса приведены в колонке Вi. Существовавшие в прошлом максимальные скорости удаления Na+ из океана приведены в колонке Вimax. Модели для оценки Вi обозначены «С» для модели современной Земли, «П» для модели Земли плейстоценового времени, «М» для модели Земли мелового времени, «Р» – усреднённое осаждение солей в пределах Пермской системы. 

	Процессы выноса Na+	Вi	Вimax	Модель
1 2 3 4 5 6 7	Аэрозольное распыление морской воды Ионный обмен Захоронение поровых вод Осаждение галита Замещение базальтов Образование альбита Образование цеолитов	6,0 3,5 2,2 < 0,004 0,44 0,0 0,08	6,7 5,2 3,9 4,0 0,62 0,0 0,2	П П П Р М С П
		Вр = 12,2	Вmax = 20,6

В1) Аэрозольное распыление морской воды. Океанские волны, особенно при их разрушении в береговой зоне, образуют воздушные пузырьки. Коллапс этих пузырьков выбрасывает в воздух капельки воды, которые при испарении образуют микроскопические кристаллы галита. Эти кристаллы переносятся ветром вместе с другими аэрозолями на континенты. Основная масса этих пылинок формирует центры конденсации облаков и выпадает из атмосферы вместе с осадками, небольшая часть выпадает на землю в сухом виде. Исследования многочисленных образцов дождевой воды по пяти континентам [Meybeck 1979, p. 242] указывают, что средняя дождевая вода содержит 0,55 мг/л Na+. Скорее всего, эта цифра несколько завышена, поскольку недавние исследования показали, что для Азии, где наблюдается наибольшее количество дождевых осадков, среднее содержание Na+ в дождевой воде не превышает 0,4 мг/л [Petrenchuk 1980; Petrenchuk, Selezneva 1970]. Кроме того, 2000-метровый ледяной щит Антарктики, заключающий в себе самую длинную колонку аэрозоле-содержащих осадков, содержит в среднем менее 0,1 мг/л Na+ [De Andelis, Barkov, Petrov 1987]. Если принять в расчёт общее количество осадков на континентах 1,10×10¹⁷ л/год [Berner, Berner 1987] и заведомо избыточное среднее содержание Na+ в дождевой воде 0,55 мг/л, то количество Na+, выносимого из океанов за счёт аэрозольного распыления составит 6,0×10¹⁰ кг/год. Это приблизительно 31 % полного речного поступления Na+ в океан.

В2) Ионный обмен. Глины обладают повышенной способностью к катионному обмену, особенно в условиях резкого изменения химизма окружающей среды. Перенесённые речными водами глины имеют избыток катиона Са+2 вследствие относительно высокого значения коэффициента Са+2/Na+ в речной воде. Однако, в устьях рек при впадении их в моря и океаны эти глины взаимодействуют с морской водой, которая имеет значительно более высокое содержание Na+ относительно Са+2. В результате этого переносимые речными водами глины на участках катионного обмена теряют Са+2 и поглощают Na+. Способность таких глин поглощать Na+ из морской воды ограничена концентрацией Са+2 на участках катионного обмена.

Сайлс и Мангельсдорф [Sayles, Mangelsdorf 1979] изучили характеристики катионного обмена глин самой большой реки мира – Амазонки. Анализ переносимой глины показал, что по мере поступления глины в океан процессы катионного обмена происходят очень быстро. Согласно их оценке 20 % приносимого рекой Na+ поглощается глинами по мере поступления их в океан. Это было подтверждено лабораторными экспериментами по определению способности глин к катионному обмену [Sayles, Mangelsdorf 1977]. Используя эти данные Древер, Ли и Майнард [Drever et al. 1988, Table 1.3, column 3] оценили величину В2 в 3,5×10¹⁰ кг/год. Это 18 % полного речного поступления Na+ в океан.

В3) Захоронение поровых вод. Рыхлые осадки содержат свободное внутреннее пространство, которое заполнено поровой жидкостью. Таким образом, определённое количество поровых вод ежегодно захоранивается осадками. Оценивая количество ежегодного поступления осадков в океан в 2×10¹³ кг и среднюю пористость осадков в 30 %, Древер, Ли и Майнард [Drever et al. 1988, p. 27] определили количество Na+, ежегодно захораниваемого в поровых водах. По их расчётам В3 составляет 2,2×10¹⁰ кг/год. Это 11 % полного речного поступления Na+ в океан.

В4) Осаждение галита. Многие исследователи полагают, что основным процессом удаления Na+ из сегодняшнего океана является осаждение минерала галита. Однако в настоящее время осаждение галита происходит за счёт концентрирования NaCl на континентах из речной, а не из океанической воды. Современные морские осадки почти не содержат галита. Современные отложения соли в прибрежных лагунах отмечаются в районе Персидского залива, Калифорнийского залива и на западном побережье Австралии, но они имеют крайне ограниченное распространение. К тому же, при поступлении в лагуны новых порций воды, галит, отложенный во время предыдущего цикла, может частично растворяться. Интенсивное растворение галита в морской воде происходит потому, что морская вода является весьма ненасыщенной как катионом Na+, так и анионом Cl–. Фактически морская вода может содержать в 20 раз больше Na+, чем его содержится в настоящее время. Таким образом, современные условия осадкообразования препятствуют постоянному осаждению больших количеств галита в морских условиях. Обзор современных условий седиментации показывает, что осаждение галита не может составлять более чем 1×10⁸ кг/год. Таким образом, современное удаление Na+ из океана за счет осаждения галита не может превышать 4×10⁷ кг/год. Этот процесс является весьма незначительным по сравнению с речным приносом Na+.

В5) Низкотемпературное замещение базальтов океанического дна. Остывшие базальты, слагающие самый верхний структурный этаж океанического дна, также подвержены циркуляции морской воды, но температура этой жидкости, как правило, остаётся ниже 60 °C . При этой температуре подводное выветривание базальтов приводит к формированию глинистых минералов. Бурение, вскрывшее верхний 600-метровый горизонт базальтов, показало, что от 5 до 15 % базальтов замещено продуктами выветривания [Muehlenbachs 1980]. Наиболее распространённым продуктом такого выветривания является сапонит – Na-содержащий минерал группы монтмориллонита. Увеличение содержания Na+ в продуктах выветривания указывает на то, что при этом процессе он должен извлекаться из морской воды. Согласно Волери и Слипу [Wolery, Sleep 1988, Table 3.2], имеющееся в базальтах количество глин может быть причиной удаления из океанической воды около 4,4×10⁹ кг/год Na+, что составляет 2% от речного приноса Na+ в океан.

В6) Образование альбита. Базальты океанического дна при температуре выше 350°C содержат флюиды, замещающие Са+2 на Na+ [Seyfried 1987]. Этот метасоматический процесс, протекающий на океаническом дне, превращает кальциевый полевой шпат анортит в натриевый полевой шпат альбит. Свидетельства этого процесса были обнаружены в образцах базальтов, поднятых с океанического дна. Однако, как было указано в разделе «Современные процессы поступления Na+ в океан», действие гидротермальных источников в осевой зоне СОХ, в своём суммарном действии приводит к поступлению Na+ в океан [Campbell et al. 1988; Von Damm 1988]. Предположение Холланда о том, что формирование альбита является одним из основных процессов удаления Na+ из океана [Holland 1978, Table 5.14, p. 232], не поддерживается большей частью современных исследователей. Таким образом, процесс альбитизации, по-видимому, не связан с существенным уменьшением содержания Na+ в океанической воде, и В6 = 0 кг/год

В7) Образование цеолитов. Минералы группы цеолитов являются сильными поглотителями щелочей (Na+, K+) из морской воды. В небольшом количестве они обнаружены в океанических осадках. Обогащённые Na+ цеолиты формируются за счёт вулканического пепла. Согласно Маккензи и Уолласту [Mackenzie, Wollast 1977], приблизительно 4×10¹⁰ кг вулканического пепла поступает ежегодно в океан. Если половина этого пепла, содержащая в среднем 3 весовых % Na+, полностью превратится в филлипсит, содержащий в среднем 7 % Na+, то по самым смелым подсчётам, 8×10⁸ кг Na+ будет ежегодно удаляться из морской воды. Холланд [Holland 1978, p. 186] признаёт процесс удаления Na+ из морской воды цеолитами, но считает его крайне несущественным в количественном плане – менее 1 % общего приноса Na+ реками.

ЭВОЛЮЦИОННЫЕ ГЕОХИМИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ ЗЕМЛИ

Граничные условия для минимального поступления и максимального выноса Na+ из океанов могут быть установлены путём исследования трёх различных моделей геохимических процессов Земли. Таковыми являются (1) Плейстоценовая, (2) Меловая и (3) Современная Модель геохимических процессов Земли. Эти модели были разработаны в рамках эволюционной концепции и используются здесь для оценки пределов изменчивости процессов миграции Na+ в истории динамических систем Земли.

Плейстоценовая модель Земли (сокращённо Модель «П») опирается на данные о широком распространении континентального оледенения в плейстоцене и существовании «ледникового периода» [Flint 1971], когда большая часть Северной Европы, Азии и Северной Америки была покрыта континентальным оледенением. Среднегодовая температура Земли в этот период была около 10 °C. Уровень океана, по сравнению с современным, был несколько ниже. Площадь суши была больше приблизительно на 5 %, и, соответственно, длина береговой линии также была больше современной. Количество выпадающих осадков также было больше, чем в настоящее время, и вследствие большего речного стока, более высокого уровня континентов и меньших областей, занятых пустынями, общая эрозия суши происходила более интенсивно, чем сегодня [Flint 1971]. Вулканизм, судя по обилию плейстоценовых кальдер, был значительно больше, но рифтообразование в пределах СОХ было приблизительно на сегодняшнем уровне [Berner, Lasaga, Garrels 1983].

Модель Земли Мелового периода (сокращённо Модель «М») базируется на данных изучения ископаемой флоры и фауны слоёв Меловой системы, показывающих, что зоны тёплого климата простирались в этот период до полярных широт [Barron, Thompson, & Schneider 1981]. Оледенение в этот период отсутствовало, а среднегодовая температура Земли, возможно, превышала 20 °C [Berner et al. 1983]. Более высокий уровень моря был причиной того, что площадь суши составляла около 95 % от современной [Tardy, N’Kounkou, Probst 1989, Table 7]. Общее количество осадков и речной сток были на 25 % больше, чем в наше время [Tardy, N’Kounkou, Probst 1989, Table 7], но вследствие пониженного уровня и меньшей площади суши скорости эрозии и седиментации составляли приблизительно 54 % от современных [Tardy, N’Kounkou, Probst 1989, Table 7]. Скорость спрединга (расширения) ложа океана превышала сегодняшнюю приблизительно в 1,4 раза [Berner et al. 1983]. Возможно, из-за большего поступления в атмосферу летучих компонентов, что было связано с более активной тектоникой морского дна, содержание СО2 превышало сегодняшнее в 4 раза [Berner et al. 1983]. Химическое выветривание могло быть больше современного из-за повышенной влажности и кислотности почвы [Berner et al. 1983].

Модель современной Земли (сокращённо Модель «С») базируется на современных условиях, доступных для нашего прямого изучения. Сегодняшняя Земля имеет среднегодовую температуру на уровне 15 °C и, из-за современного континентального оледенения, более схожа с моделью «П», чем с моделью «М». Важное отличие сегодняшней Земли от плейстоценовой – в её повышенной аридности (засушливости). Зоны пустынь занимают значительную часть современных континентов, что обуславливает пониженный речной сток.

МИНИМАЛЬНОЕ ПОСТУПЛЕНИЕ Na+ В ОКЕАНЫ В ПРОШЛОМ В СООТВЕТСТВИИ С ЭВОЛЮЦИОННЫМИ МОДЕЛЯМИ

Мы определяем минимальную норму для каждого из одиннадцати процессов поступления Na+ в океаны в прошлом (Аimin). При этом мы можем использовать модели Земли различных геологических периодов для того, чтобы дать эту оценку того, насколько эволюционная гипотеза соответствует фактическому состоянию Мирового океана. Минимально возможное поступление Na+ в океан (Аimin) по перечисленным ранее 11 процессам приведено в таблице 1.

Поступление Na+ за счёт аэрозольного распыления зависит от длины береговой линии, площади суши, энергии волн и концентрации Na+ в океанической воде. Допуская стационарную модель (концентрация Na+ в прошлом эквивалентна современной), мы получаем минимальное поступление катиона натрия за счёт аэрозольного распыления при использовании модели «М». Поскольку длина береговых линий Мелового периода составляла 97 % от современной, а площадь суши – 95%, то сегодняшних, то А1min = 0,97×0,95×А1.

Аналогичным путём рассчитываются значения А2–А11. Скорость Na+ реками за счёт химического выветривания силикатов (А2) прежде всего зависит от кислотности и влажности почвы [Berner, Barron 1984]. Кислотность почвы, зависящая главным образом от образованного органическим распадом СО2, является наиболее эффективным агентом извлечения Na+ из силикатных минералов. Высокая влажность почвы является фактором, повышающим органическую активность почв, и, кроме того, делает возможным выщелачивание Na+ и поступление его из почв в реки. Таким образом, мы можем утверждать, что модель «С» с нынешними, более аридными и щелочными почвами обеспечивает минимальное поступление извлечённого из силикатов Na+ в океаны. Модели «П» и «М» имеют более влажные и кислые почвы, чем модель «С». Область современных пустынь (где происходит замедленное выщелачивание Na+ из силикатов) в модели «С» больше, чем область, закрытая ледниками в модели «П» (где также происходит слабое выщелачивание Na+). Действительно, трудно представить себе геохимическую модель Земли, где поступление Na+ в океаны за счёт выветривания силикатов было бы более медленным, чем в современную эпоху. Следовательно, А2min = А2.

Поступление Na+ посредством речного стока за счёт растворения хлоридов на континентах связано с общим количеством осадков и площадью выходов хлоридов на земной поверхности. Все модели учитывают примерно одинаковую площадь выходов хлоридов, поэтому модель «С» с наиболее засушливым климатом обосновывает наименьшую скорость поступления Na+ в океаны. Таким образом, А3min = А3.

Поступление Na+ от донных океанических отложений непосредственно зависит от скорости накопления осадка, при этом пониженная скорость седиментации соответствует пониженному притоку Na+ из глинистых осадков, слагающих ложе океана. Самая низкая скорость осадконакопления отмечается в модели «М». Она оценена в 54 % от современной [Tardy et al. 1989]. Таким образом, А4min = 0,54×А4.

Для поступления Na+ за счёт морской эрозии (А7) и просачивания грунтовых вод (А10), модель «М» даёт минимальное поступление Na+, поскольку эти процессы тесно связаны с длиной береговых линий, которая в Меловой период могла составлять приблизительно 97 % от современной. Следовательно, А7min = 0,97×А7 и А10min = 0,97×А10.

Согласно эволюционной теории, скорость расширения океанического дна (спрединг) со временем уменьшается [Berner et al. 1983], поэтому наименьшее поступление Na+ из гидротермальных источников происходит в наше время (А11min = А11).

МАКСИМАЛЬНЫЙ ВЫНОС Na+ ИЗ ОКЕАНОВ В ПРОШЛОМ В СООТВЕТСТВИИ С ЭВОЛЮЦИОННЫМИ МОДЕЛЯМИ

Мы можем также оценить максимальные скорости выноса Na+ из океанов для различных процессов в прошлом (Вimax). Эти данные приведены в таблице 2. Количество Na+, выносимого из океанов за счёт аэрозольного распыления, зависит, как было указано выше, от длины береговой линии, площади суши, энергии волн и содержания Na+ в океанической воде. Эволюционисты полагают, что содержание Na+ в океанической воде остаётся постоянным на протяжении сотен миллионов лет. Таким образом, модель «П», принимающая в расчёт максимальную длину береговой линии, самую большую площадь суши и максимальную энергию волновых процессов, обеспечивает наибольшую величину аэрозольного распыления. Двухкилометровый ледяной панцирь Антарктиды [De Andelis et al. 1987] содержит лёд, сохранившийся ещё со времён плейстоцена. Этот лёд, однако, не содержит повышенных содержаний аэрозольного компонента по сравнению с современным льдом Антарктиды. Таким образом, величина В1 в прошлом была ненамного выше современной. По максимальной оценке, В1max = 6,7×10¹⁰ кг/год.

Согласно модели «П», количество переносимых реками осадков могло быть в 1,5 раза больше нынешних [Tardy et al. 1989]. Это наибольшее (по эволюционным оценкам) количество речных наносов могло повлечь за собой максимальное удаление Na+ в результате ионного обмена и захоронения в поровых водах океанических осадков. Таким образом, В2max = 5,2×10¹⁰ кг/год и В3max = 3,9×10¹⁰ кг/год. Наибольшее количество Na+, удалённое в результате замещения базальтов океанического дна, соответствует условиям модели «М», которая предполагает, что скорость нарастания океанического дна в меловую эпоху была в 1,4 раза больше нынешней. В результате этого В5max оценивается в 0,62×10¹⁰ кг/год.

Эволюционисты утверждают, что процессы осаждения галита (В4) в настоящее время весьма отличаются от тех, что происходили в прошлом. Они признают, что современное морское осаждение галита весьма незначительно, но допускают массовое осаждение галита в течение коротких нерегулярных эпизодов в прошлом. Древер, Ли и Майнард выражают мнение многих эволюционистов, утверждая, что «… такие события, по-видимому, способны хорошо компенсировать избыток Na+, поступающего в океан с речным стоком за весьма долгие периоды времени…» [Drever et al. 1988, p. 51].

Количество Na+ в толщах каменной соли, содержащейся в осадочных породах Земли, недостаточно для составления равновесного баланса Na+ в океане. По современным данным, соляные породы в составе осадочных слоёв содержат приблизительно 4,4×10¹⁸ кг Na+ [Holland, 1984], что составляет приблизительно 30 % от массы натрия, содержащегося в океане. Поделив эту массу (4,4×10¹⁸ кг) на предполагаемую продолжительность фанерозойского осадконакопления (6×10⁸ лет), получаем среднюю скорость выноса Na+ из океана для фанерозоя – 7,3×10⁹ кг/год. Этот «поток» почти на порядок меньше того, которое даёт аэрозольное распыление (В1max). Он не может на протяжении длительного времени компенсировать такие процессы поступления Na+, как А1min, А2min, А3min, А10min. Более того, крайне маловероятно, что рассчитанный «усреднённый по времени» (time averaged) вынос галита содержит существенную ошибку. Общая масса галита в земной коре подсчитана достаточно точно. Поскольку осаждение галита происходит главным образом на континентах, маловероятно, что его существенное количество могло быть перемещено субдукцией в мантию.

Мы можем оценить В4max с помощью анализа осаждения галита в рамках Пермской системы, которая содержит существенную часть всех соленосных отложений Земли. Из 4,4×10¹⁸ кг Na+, заключённого в соленосных породах, 1,0×10¹⁸ кг (23 %) содержится в отложениях Пермской системы [Zharkov 1981]. Допуская, что 50 % соленосных пермских отложений было эродировано (реальная оценка, основанная на площади экспозиции нижних горизонтов Пермской системы), первоначальная масса Na+ в пермских отложениях могла составлять 2,0×10¹⁸ кг. Осреднённая по времени максимальная скорость выноса Na+ за счёт осаждения галита оценена с точки зрения предполагаемой продолжительности Пермского периода в 50 миллионов лет. Максимальная скорость удаления Na+ из океана осаждением галита (В4max) оценивается в 4,0×10¹⁰ кг/год¹ [Hosler et al. 1980]. Эта скорость составляет всего лишь 67 % от современного речного приноса Na+, полученного за счёт выветривания силикатов (A2). Более интересными являются данные, что В4max составляет около половины того «потока», который получается за счёт растворения хлоридов на континенте (A3).

Осаждение галита (В4max) не является основным из предполагаемых процессов удаления Na+ из океана в прошлом: он стоит третьим по счёту после морского аэрозольного распыления (В1max) и катионного обмена (В2max). Отложенный в осадочных породах галит не может компенсировать принос Na+, образующийся за счёт континентального выветривания на протяжении предполагаемых сотен миллионов лет.

ЗНАЧЕНИЕ НАБЛЮДАЕМОГО НЕРАВНОВЕСИЯ

Данные, собранные в итоговой форме в таблице 1 и таблице 2, показывают, что процессы приноса и выноса Na+ в океане находятся в крайне неравновесном состоянии. Ар, суммарное поступление по 11 процессам, составляет 4,57×10¹¹ кг/год, в то время как Вр (суммарный вынос по 7 процессам) всего лишь 1,22×1011 кг/год. Современное соотношение приноса и выноса (Хр) равно 0,27. Это показывает, что только 27 % Na+, поступающего сегодня в океаны, может быть скомпенсировано известными процессами выноса. Если модель «равновесного состояния» (steady state) корректна, то коэффициент Хр должен быть равен 1, а отнюдь не 0,27! Чрезвычайно маловероятно, что один основной или несколько второстепенных процессов выноса Na+, составляющие в сумме, включая 3,35×10¹¹ кг/год, оказались вне сферы нашего внимания. То, что неравновесие Na+ в океане существует, дополнительно подтверждается при рассмотрении процессов, связанных с главным анионом океанической воды – Cl–. Согласно Древеру, Ли и Майнарду [Drever et al. 1988, p. 37], Cl– также поступает в океан с гораздо большей скоростью, чем выносится из океана.

Таким образом, мы имеем явное свидетельство того, что относительно процессов принос/вынос Na+ океан в настоящее время не находится в равновесном состоянии.

Если бы скорость поступления Na+ не менялась с течением времени, и процессы выноса отсутствовали, то тогда время τ, за которое имеющаяся масса натрия могла бы накопиться в океане от нуля до сегодняшнего значения Мр, можно было бы рассчитать по формуле:

Аналогичным путём можно рассчитать максимально возможное время, за которое Na+ мог бы накопиться в океане при минимально возможной скорости поступления:

Эволюционисты называют величину τ «временем жительства» (residence time) Na+ в океане, подразумевая, что τ является средним временем, которое ион Na+ проводит в океане между процессами поступления и выноса. Однако, как уже было показано, современные океаны не находятся в состоянии стабильного равновесия, поэтому τ не может быть «временем жительства» для Na+. По нашему мнению, было бы более справедливо назвать её «временем наполнения» (filling time). Оценки этого параметра за последние 100 лет варьировали от 260 млн лет [Livingstone 1963] до 26 млн лет [Billo 1989], становясь всё меньше и меньше по мере уточнения принимаемых в подсчёт данных.

Прежде чем рассчитать параметр τ, необходимо определить массу Na+ в современном океане (Мр). Среднее содержание Na+ в океанах на сегодняшний день составляет 10,760 мг/кг [Holland 1978, Table 5.1]. Общая масса океанической воды 1,37×10²¹ кг [Berner, Berner 1987]; следовательно, Мр = 1,47×10¹⁹ кг. Суммарное поступление Na+ в результате 11 процессов, перечисленных в таблице 1, Ар = 4,57×10¹¹ кг/год. Подставляя эти значения в уравнение (1), получаем τ = 32,2 млн лет. Поскольку мы рассматривали минимальные значения параметров поступления Na+ в океан, то можно утверждать, что τ < 32,2 млн лет. Максимальное «время наполнения», рассчитанное по формуле (2), даёт τmax = 41,3 млн лет или (с учётом минимальных скоростей поступления) τmax < 41,3 млн лет.

ОЦЕНКА ВОЗРАСТА ОКЕАНА

Важно понять, что τ – это не возраст океана. Для того чтобы оценить возраст, нам надо учесть 3 фактора: (1) скорость выноса Na+ из океана, (2) поведение процессов приноса и выноса в прошлом и (3) количество Na+ в океане в начальный момент.

Для начала рассмотрим влияние скоростей выноса. Три главных процесса: аэрозольное распыление морской воды (В1), катионный обмен с речными глинами (В2) и захоронение поровых вод (В3) в сумме составляют 96 % от современных процессов выноса Na+ из океана (см. таблицу 2). Однако, скорость каждого из этих процессов, в свою очередь, зависит от концентрации Na+ в океанической воде. Это означает, что в прошлом, когда концентрация Na+ была значительно меньше, скорость выноса Na+ из океана также была меньше современной. Таким образом, эти скорости выноса не могут оставаться постоянными с течением времени, но должны быть пропорциональны [Na+](t), содержанию Na+ в океане в некоторый момент времени в прошлом (t), и М(t), массе Na+ в океане в момент времени t. Мы можем выразить эту скорость как Bi(t) = bi×M(t), где bi является коэффициентом пропорциональности.

Если содержание Na+ возрастало непрерывно, то тогда три сегодняшних основных процесса выноса Na+ (В1, В2 и В3) в прошлом имели меньшие значения. Тогда мы не можем просто вычесть сегодняшнюю скорость выноса из скорости поступления и использовать уравнение (1) для расчёта возраста океана. Вместо этого нам надо решить дифференциальное уравнение, дающее нам скорость изменения M(t) в зависимости от изменения скоростей приноса (Ai) и выноса Bi(t) [Lasaga 1980]:

Где β = Σ bi и At = Σ Ai . Если At и β постоянны во времени, то уравнение (3) имеет решение:

Это проверяется методом подстановки. Величина Мо обозначает начальную массу Na+ на момент t=0. Мы можем решить это уравнение относительно времени T, которое необходимо для накопления современного количества Na+ в океанах (Мр):

где τ – «время наполнения» из уравнения (1), х – коэффициент приноса/выноса Na+:

Уравнение (5) позволяет вычислить возраст океана при условии, что At и β являются постоянными величинами, что, в общем случае, не является обоснованным. Однако мы можем использовать уравнение (5) для установления максимально возможного возраста океана. Основываясь на описанных ранее эволюционных моделях Земли, мы можем утверждать, что At (сумма поступления Na+ в океан в момент времени t в прошлом) всегда было больше или равно Amin = 3,56×10¹¹ кг/год (сумма 11 минимальных скоростей поступления Na+ в океан в прошлом из таблицы 1). Аналогично мы можем утверждать, что Bt (сумма выносов Na+ из океанов в момент времени t в прошлом), всегда было меньше или равно Bmax = 2,06×10¹¹ кг/год (сумма 7 максимальных скоростей выноса Na+ из океана в прошлом из таблицы 2). Отношение этих двух величин Bmax/Amin дает нам максимальное значение отношения скоростей поступления и выноса, хmax :

Для того чтобы получить максимально возможный возраст океана (что может послужить исключительно на пользу эволюционной модели), мы принимаем начальное содержание Na+ в океане (Мо) равным 0, хотя это и противоречит предлагаемой нами креационной модели Земли. Затем, подставляя хmax из уравнения (7) и τmax из уравнения (2) в уравнение (5), мы получаем выражение для расчёта верхнего абсолютного предела возраста океана:

Подставляя τmax = 41,3 млн лет и хmax = 0,58 в уравнение (8), получаем T < 62 млн лет.

КРЕАЦИОННАЯ МОДЕЛЬ ЗЕМЛИ

Для получения максимально возможного возраста океана мы ввели в расчёты предположение, что в начальный период времени океан не содержал никаких солей (M0=0). На самом деле, нет никаких оснований считать, что изначально океан был пресным. Напротив, существует множество причин (в первую очередь – биологических) полагать, что океан при его сотворении уже имел определённую солёность.

При расчёте максимального возраста мы также использовали эволюционные модели, которые не учитывают возможное поступление Na+ в океан в результате катастрофических процессов. Всемирный потоп, однако, мог стать причиной значительного поступления в океан подземных вод повышенной солёности («источники великой бездны», Бытие 7:11). Кроме того, Na+ мог поступать в океан за счёт следующих процессов:

– реакции раскалённых базальтов, изливающихся на поверхность океанического дна в зоне срединно-океанических хребтов (СОХ), с морской водой;

– взаимодействия морской воды с вулканическим пеплом;

– интенсивного смыва осадков с континентов (Бытие 8:3–5).

В течение продолжительного времени после потопа климат был гораздо более жарким и влажным, чем в наши дни, что также приводило к повышенному поступлению Na+ в океан. Интенсивный послепотопный вулканизм вызвал выпадение огромного количества вулканического пепла, что вместе с ускоренным выветриванием пород способствовало значительно большему, чем сегодня, притоку Na+ в океан. Таким образом, креационная модель предполагает:

– начальный уровень содержания Na+ в океане составлял существенную часть от сегодняшнего;

– во время Всемирного потопа происходило экстремально высокое поступление Na+ в океан;

– в течение тысячелетий после потопа уровень поступления Na+ был гораздо выше современного.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Уравнение (8) поднимает важный вопрос: что представляет собой значение xmax? Эволюционисты, а также креационисты, которые придерживаются мнения о большом возрасте Земли, должны утверждать, что относительно иона Na+ океан находится в состоянии устойчивого равновесия. Это значит, что процессы поступления и выноса Na+ в океанах примерно равны, а xmax должно быть приблизительно равно 1. Такое равновесие предполагает, что возраст океана достаточно велик, чтобы достичь этого состояния, и его невозможно определить, изучая процессы поступления и выноса Na+.

Однако данные геохимии океана показывают, что современный вынос Na+ из океана составляет лишь четверть от скорости его поступления (хр=0,27). Более того, даже при учёте эволюционных моделей с максимальным выносом и минимальным поступлением Na+ в океан эта дилемма не решается. В самых благоприятных для эволюционных моделей условиях значение хmax=0,58. Это означает следующее:

– эволюционная равновесная модель противоречит фактическим данным;

– океан гораздо моложе 3-х млрд лет, как утверждают эволюционисты.

Имеющиеся данные и результаты решения уравнения (8) ограничивают возраст океана 62 млн лет (см. рисунок 2).

Рисунок 2. Расчёт возраста Мирового океана на основании солевого баланса.

Значение полученных результатов состоит в том, что:

– эволюционная временная геологическая шкала, касающаяся событий, связанных с океаном, содержит значительные ошибки в абсолютной датировке (что, однако, не исключает справедливости относительного геологического датирования);

– соответствующие методы радиометрического датирования имеют существенные погрешности, связанные с неявными методическими допущениями;

– биологическая эволюция, которая, как предполагается, началась в океане и проходила там большую часть своей истории, фактически не имела времени для своего осуществления.

Полученные данные показывают верхний предел возраста океана. Они не утверждают, что реальный возраст океана равен 62 млн лет. Согласно креационной модели истории Земли, большая часть Na+ появилась в океане в результате Творения и Всемирного потопа, а не в результате обычных геологических процессов, продолжавшихся миллиарды лет. Реальный возраст Мирового океана может быть существенно меньше и не превышать 10 тыс. лет.

Окончательный вывод: возраст океана в строгом случае не превышает 62 млн лет, что по меньшей мере в 50 раз меньше предполагаемого эволюционистами. Мы призываем сторонников многомиллиардного возраста Земли опубликовать количественные данные, подтверждающие равновесное состояние Na+ в океане. Те, кто утверждает, что выветривание на суше и вынос Na+ реками продолжались в течение 3 млрд лет, должны объяснить причину недостатка Na+ в океане и обосновать свою уверенность в том, что «4,5-миллиардная история Земли ни коим образом не ставится под сомнение данными о составе солей в Мировом океане» [Van Till et al. 1988, p. 91].

Список использованной литературы

1. Barron E. J., Thompson S. L., Schneider S. H. An ice-free Cretaceous? Results from climate model simulations // Science. 1981. Vol. 212. P. 501–508.

2. Berner E. K. & Berner R. A. The global water cycle: Geochemistry and environment. Englewood Cliffs. New Jersey: Prentice-Hall. 1987. 387 p.

3. Berner R. A. & Barron E. J. Factors affecting atmospheric CO2 and temperature over the past 100 million years // American Journal of Science. 1984. Vol. 284. P. 1183–1192.

4. Berner R. A., Lasaga A. C., Garrels R. M. The carbonate-silicate geochemical cycle and its effect on atmospheric carbon dioxide over the past 100 million years //American Journal of Science. 1983. Vol. 283. P. 641–683.

5. Billo S. M. Residence times of chemical elements in geochemistry // American Association of Petroleum Geologists Bulletin. 1989. Vol. 73. P. 1147.

6. Campbell A. C. et al. Chemistry of hot springs on the Mid-Atlantic Ridge // Nature. 1988. Vol. 335. Р. 514–519.

7. Clarke F. W. The data of geochemistry // U. S. Geological Survey. 1924. Bulletin 770. 5th ed., 841 p.

8. De Andelis M., Barkov N. I., Petrov V. N. Aerosol concentrations over the last climatic cycle (160 kyr) from an Antarctic ice core // Nature. 1987. Vol. 325. P. 318–321.

9. Drever J. I., Li Y. H., Maynard J. B. Geochemical cycles: The continental crust and the oceans // Gregor C. B. Garrels R. M., Mackenzie F. T., Maynard J. B. (eds.). Chemical cycles in the evolution of the Earth. New York: John Wiley. 1988. P. 17–53.

10. Flint R. F. Glacial and Quaternary geology. New York: John Wiley. 1971. 982 p.

11. Garrels R. M., Mackenzie, F. T. Evolution of Sedimentary Rocks (Table 4.11). New York: W. W. Norton. 1971. 397 p.

12. Goldschmidt V. M. Grundlagen der quantitative geochemie. Fortschr. Mineral., Kristallogr. Petrogr. 1933. Vol. 17. P. 1–112.

13. Gregor C. B. Prologue: Cyclic processes in geology, a historical sketch // Gregor C. B., Garrels R. M., Mackenzie F. T., Maynard J. B. (eds.). Geochemical cycles in the evolution of the Earth. New York: John Wiley. 1988. P. 5–16.

14. Halley E. A short account of the cause of the saltness of the ocean, and of the several lakes that emit no rivers; with a proposal, by help thereof, to discover the age of the world // Philosophical Transactions of the Royal Society of London. 1715. Vol. 29. P. 296–300.

15. Holland H. D. The chemistry of the atmosphere and oceans. New York: John Wiley. 1978. 351 p.

16. Holland H. D. The chemical evolution of the atmosphere and the oceans. New Jersey: Princeton University Press. 1984. P. 461.

17. Hosler W. T. et al. A census of evaporites and its implications for oceanic geochemistry // Geological Society of America Abstract with Programs. 1980. Vol. 12. P. 449.

18. Joly J. An estimate of the geological age of the Earth // Scientific transactions of the Royal Dublin Society. 1899. Vol. 7. P. 23–66.

19. Lasaga A. C. The kinetic treatment of geochemical cycles // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1980. Vol. 44. P. 815–828.

20. Livingstone D. A. The sodium cycle and the age of the ocean // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1963. Vol. 27. P. 1055–1069.

21. Mackenzie F. T., Wollast R. Sedimentary cycling models of global processes // Goldberg E. D. (ed.). The sea. 1977. Vol. 6. P. 742.

22. Meybeck M. Concentrations des eaux fluviales en elements majeurs et apport en solutions aux oceans // Revue de Geoiogie Dynamique et Geographie Physique. 1979. Vol. 21. Fasc. 3. P. 215–246.

23. Meybeck M. Global chemical weathering of surficial rocks estimated from river dissolved loads // American Journal of Science. 1987. Vol. 287. P. 401–428.

24. Muehlenbachs K. The alteration and aging of the basaltic layer of sea floor, oxygen isotopic evidence from DSPDP/IPOD legs 51, 52, and 53 // Initial Report Deep-Sea Drilling Project. 1980. Vol. 51. P. 1159–1167.

25. Paull C. K., Neumann A. C. Continental margin brine seeps: Their geological consequences. // Geology. 1987. Vol. 15. P. 545–548.

26. Petrenchuk O. P. On the budget of sea salts and Sulphur in the atmosphere // Journal of Geophysical Research. 1980. Vol. 85 P. 7439–7444.

27. Petrenchuk O. P., Selezneva E. S. Chemical composition of precipitation in regions of the Soviet Union // Journal of Geophysical Research. 1970. Vol. 75. P. 3629–3634.

28. Pye K. Aeolian dust. New York: Academic Press. 1987. P. 90.

29. Rubey W. W. Geologic history of sea water. An attempt to state the problem // Geological Society of America Bulletin. 1951. Vol. 62. P. 1111–1148.

30. Sayles F. L. The composition and diagenesis of interstitial solutions: I. Fluxes across the seawatersediment interface in the Atlantic Ocean // Geochimica et Cosmochimica Acta, 1979. Vol. 43. P. 527–546. Table 7, column 6 gives the fluxes of ions out of and into ocean sediments.

31. Sayles F. T., Mangelsdorf P. C. The equilibration of clay minerals with seawater: Exchange reactions // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1977. Vol. 41. P. 951–960.

32. Sayles F. T., Mangelsdorf P. C. Cation-exchange characteristics of Amazon River suspended sediment and its reaction with seawater // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1979. Vol. 43. P. 767–779.

33. Schulz D. F., Turekian K. K. The investigation of the geographical and vertical distribution of several trace elements in sea water using neutron activation analysis // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1965. Vol. 29. P. 259–313.

34. Seyfried W. E. Experimental and theoretical constraints on hydrothermal alteration processes at midocean “ridges” // Annual Reviews of Earth and Planetary Sciences. 1987. Vol. 15. P. 324.

35. Tardy Y., N’Kounkou R., Probst J. The global water cycle and continental erosion during Phaerozoic time (570 my) // American Journal of Science. 1989. Vol. 289. P. 455–483.

36. Van Till H. J., Young D. A., Menninga C. Timeless tales from the Salty sea // Science Held Hostage. Downers Grove. Illinois: Intervarsity Press. 1988. Chap. 5. P. 189. В этой главе критикуются креационистские взгляды на солёность океана и поддерживается модель устойчивого состояния.

37. Von Damm K. L. Systematics of and postulated controls on submarine hydrothermal solution chemistry // Journal of Geophysical Research. 1988. Vol. 93. P. 4551–4561. See Table 1 for concentrations of 20 Pacific hydrothermal solutions.

38. Wolery T. J., Sleep N. H. Interactions of geochemical cycles with the mantle // Gregor C. B., Garrel R. M., Mackenzie F. T., Maynard J. B. (eds.). Chemical cycles in the evolution of the Earth. New York: John Wiley. 1988. P. 77–103.

39. Zharkov M. A. History of Paleozoic salt accumulation. New York: Springer-Verlag. 1981. 308 p. Tables 7 and 8 contain data on volume of evaporites.

Сноски