168407 (Геохимия океана. Происхождение океана), страница 2

Точно определить содержание соли в морской воде затруднительно, так как при выпаривании морской воды досуха часть бикарбоната разлагается, а часть хлорида гидролизуется, поэтому было дано следующее определение понятие “солености”:

Соленость – это общее содержание твердого остатка в 1 кг морской воды, определенного после того, как весь карбонат переведен в окись, бром и йод и замещены хлором, а органическое вещество полностью окислено.

Кнудсен приводит следующую эмпирическую зависимость между хлорностью (Cl,%) и соленостью (S,%):

S

(1.10.)

=0,03+1,8050Cl,

Где Cl – “общее количество хлора в граммах, содержащееся в 1 кг морской воды после полного замещения брома и йода хлором или хлорность – это величина в граммах на 1 кг пробы морской воды, равная цифровой величине массы в граммах “серебра атомного веса”, необходимого для осаждения галогенов в пробе морской воды весом в 0,3285233 кг.

Соленость и хлорность выражаются через вес на единицу количества (1кг) морской воды. Однако при химических исследованиях часто необходимо знать количество растворенного вещества в определенном объеме морской воды. Поэтому было введено понятие “хлористости”, как числа граммов хлорида на 1 л морской воды при 20⁰ С. Величина хлористости может быть определена путем умножения величины хлорности на удельный вес морской воды при 20⁰ С.

4. Вариации солености и температуры океана

Вертикальная структура океана. Океан может рассматриваться как двухслойная система. Верхний слой, достигающий мощности от десяти до первых сотен метров ниже водного уровня, испытывает перемешивание и внутри него как температура, так и соленость воды в вертикальном направлении проявляют гомогенное распределение.

В расположенном ниже слое, мощность которого от поверхности раздела с верхним слоем до дна достигает нескольких тысяч метров, температура с глубиной убывает. Вертикальные вариации солености в разных местах различны, тем не менее плотность с глубиной всегда возрастает, вследствие чего вода отчетливо расслоена как результат вертикальной стабильности в слое.

В соответствии с этим в нижнем слое скорость горизонтального смешивания весьма значительна, а вертикальное перемешивание совершается медленно.

1. Латеральные вариации солености у поверхности.

2. Изменения солености в поверхностном слое океана контролируется такими условиями как изменения солености в поверхностном слое.

3. Разбавление солевого раствора морской воды притекающими морскими водами, осадками , водами тающих ледников и айсбергов, а с другой стороны увеличение его концентрации в результате испарения. Причем величина испарения прямо пропорциональна скорости ветра и разнице между давлением водяных паров непосредственно у поверхности моря и их давлением в атмосфере.

В целом, соленость выше в теплых течениях и ниже в холодных.

Латеральные вариации температуры в поверхностей зоне моря. Наиболее высокие температуры поверхности моря наблюдаются несколько к северу от экватора, где также наиболее высокая температура воздуха.

5. Газы, растворенные в морской воде.

Кислород. Растворенный в морской воде кислород заимствуется из атмосферы на контакте воды с воздухом. Он образуется также при фотосинтезе морских растений. С другой стороны, кислород потребляется при дыхании живых организмов и при окислении различных веществ моря, главным образом органического детрита.

Растворимость кислорода в морской воде зависит от температуры и солености; эта зависимость может быть выражена формулой Якобсона:

V

(1.11.)

(O₂)= 10,062-0,2822-0,006144t²-0,000061t³-Cl(0,1073-0,003586t+0,000055t²),

Где V(O2) – растворимость кислорода в 1 см³ на 1 л морской воды при нормальных температуре и давлении в условиях равновесия воды и воздуха при нормальном давлении; Cl- хлорность; t – температура воды, ^оС.

Интересно, что во всех океанах существует слой с минимальным содержанием кислорода, глубина которого меняется в зависимости от географии.

Однако Ричардс и Редфилд [1955] указывают, что слои с минимальным содержанием кислорода в океане наиболее часто приурочены к поверхности одной и той же плотности - _t = 27,2 / 27,3.

Свердруп [1938] рассмотрел возможные причины равновесия между динамическим притоком и биохимическим потреблением в слое минимального содержания кислорода. Считал что, существование слоя с минимальным содержанием кислорода обусловлено главным образом биохимическим расходом кислорода и характером распределения в море органического вещества и сделал заключение, что важной причиной минимума кислородного содержания является существование в океане горизонта перерыва.

Рейкстро [1947] определял скорости расхода кислорода в пробах воды, отобранных на поверхности, в слое с минимальным содержанием кислорода и в глубоководном слое. При этом начальная температура проб в течение длительного времени поддерживалась постоянной. Он установил, что расход кислорода за два года в воде слоя с минимальным содержанием, равно как и в воде глубоководного слоя, весьма незначителен. С другой стороны, поверхностная вода после небольшого выдерживания приобрела ту же концентрацию кислорода, что и пробы воды из слоя с минимальным содержанием кислорода. Рейкстро высказал предположение, что органическое вещество в вертикальной колонне воды, по крайней мере до слоя с минимальным содержанием кислорода, поступает с ее собственной площади поверхности и этим объясняется дефицит кислорода.

Мияки и Сарухаши [1956] исследовав причины вертикальной миграции в море растворенного кислорода, пришли к выводы, что дефицит кислорода тесно связан с увеличением содержания в морской воде углекислоты и с локально протекающим окислительным разложением органического вещества.

Первое исследование изотопного состава растворенного в морской воде воздушного кислорода было проведено Рейкстро, Раддом и Доулом.

Результаты масс-спектрометрических определений показали, что между величиной отношения О¹⁸/О¹⁶ и количеством кислорода, растворенного в морской воде на разной глубине, существует значительное расхождение отрицательного знака. Использовав в качестве стандарта отношение О¹⁸/О¹⁶ в воздухе (0,2039%), удалось установить, что разница между процентным содержанием О¹⁸ и таковым воздуха с глубиной постепенно возрастает, достигая максимума в +0,006% в слое с минимальным содержанием кислорода, располагающемся на глубине около 700 м. После прохождения слоя с минимальным содержанием кислорода снова уменьшается, падая на глубине 2870 м примерно до +0,001%. Доул [1952] установил, что кислород, освобождающийся при фотосинтезе, имеет более низкую величину отношения О¹⁸/О¹⁶, чем атмосферный кислород; по его данным, фактор фракционирования равен 0,983. Это должно приводить к уменьшению относительного количества О¹⁸ в растворенном в морской воде кислороде, так как этот кислород частично производится фитопланктоном.

С другой стороны, кислород в морской воде поглощается при дыхании живых организмов, при бактериальных процессах, при окислении органического детрита и т.д.; при этом легкий изотоп кислорода поглощается избирательно. Вследствие этого следует ожидать, что находящийся в воде остаточный кислород по сравнению с воздухом должен быть относительно обогащен О¹⁸. По данным определений Доула [1954], фактор фракционирования изотопов кислорода при процессах поглощения кислорода, растворенного в морской воде, равен 0,991. Необходимо отметить, что азот в газе, растворенном в воде океана, так же как и атмосферный азот, имеет нормальный изотопный состав.

Азот и редкие газы. Растворимость азота в морской воде описывается следующей формулой Фокса:

V

(1.12.)

(N₂)=18,639-0,4304t / 0,00745t²-0,0000549t³-Cl(0,2172-0,00718t+0,0000952t²).

Результаты определений показывают, что содержание растворенного азота, а также аргона, неона и гелия, в отличие от кислорода мало изменяется с глубиной и всегда близко к насыщению.

В таблице 5 приведен пример данных о вертикальных вариациях содержания растворенных в воде неона и гелия в Атлантическом океане.

Таблица 5. Вариации содержания в морской воде растворенных неона и гелия (Rakestraw и др., 1939).

Атлантический океан (35о55’ с.ш. и 67о39’ з.д.), апрель
Глубина, м	Температура, оС	Содержание кислорода, см3/л	Содержание He+Ne 10-5 см3/л
0 5 25 62 166 333 622 912 1772 2959	18,28 18,31 17,97 17,93 17,92 17,63 15,62 9,55 3,86 3,16	5,14 5,15 5,05 5,17 5,15 4,90 4,10 3,60 5,88 6,15	18,5 14,1 15,2 15,2 15,2 15,6 15,9 15,9 16,5 17,8

6. Электрохимические процессы в океане

Поскольку морская вода представляет собой электролит, то естественно, что в океане протекают разнообразные электрохимические процессы.

Морская вода является проводником электричества, поэтому при ее движении через магнитное поле Земли в соответствии с законом электроиндукции возникает э.д.с.

Зависимость между разницей потенциалов и скоростью течения воды в океане имеет следующий вид:

(1.13.)

2=H rot ,

где Н –интенсивность магнитного поля Земли; -скорость течения; - разница потенциалов.

Электрические токи в океане, вызванные совместным действием земного магнетизма и движения воды, могут влиять на многие подводные вопросы. Например, подводный кабель, проложенный по дну узкого пролива с сильными приливно-отливными течениями, будет очень быстро корродироваться. В настоящее время получено подтверждение предположения автора о том, что коррозия начинается под воздействием электрического тока, изменяющегося в зависимости от приливного течения; коррозия ускоряется под воздействием вторичной поляризации, возникающей на корродированной поверхности кабеля.

Д ругое электрохимическое явление океана заключается в возникновении концентрационных ячеек. Разность потенциалов Е определяется по формуле:

Г

(1.14.)

де С₁ и С₂ – концентрации известных ионов. В открытом океане величина отношения С₁/С₂ близка к 1, и поэтому здесь трудно ожидать возникновения большой разницы потенциалов.

Более того, ввиду присутствия в воде растворенного кислорода, часто обладающего значительным градиентом концентрации, наблюдается значительный окислительно-восстановительный потенциал. Если на борту корабля поместить каломелевый полуэлемент, а в воду погрузить платиновый электрод, то можно легко измерить разность потенциалов между электродами, изменяющуюся с глубиной в зависимости от содержания кислорода.

Номура [1941] установил, что в мелководной зоне моря между придонным и верхним слоями воды может возникать значительная разность потенциалов, достигающая иногда 0,4 в. в пресной и солоноватой воде, когда буферные реакции слабы, окислительно-восстановительный потенциал близок величине рН.

Гольдберг [1954] считает, что в основе образования марганцевых конкреций, встречаемых в глубоководной зоне лежит электрохимический процесс аккумуляции марганца и железа.

Последние исследования глубоководной зоны установили, что морская вода испытывает перемещения даже близ самого дна. Вследствие этого верхняя часть дна океана будет служить электродом. Если подводные перемещения воды связывать с приливными движениями, то дно – электрод должно попеременно приобретать разную полярность. Соли окиси марганца в морской воде, имеющие отрицательный заряд, будут осаждаться вследствие электрофореза при положительном заряде электрода, а железо будут осаждаться при приобретении электродом отрицательного заряда. Если полярность электрода изменяется через одинаково равные промежутки времени, то в конкрециях будет аккумулироваться равное количество железа и марганца.

7. Обмен двуокисью углерода между атмосферой и океаном

Атмосферный воздух в среднем содержит 0,03 об % углекислоты. Общее содержание двуокиси углерода в атмосфере оценивается в 0,0233 х 10²⁰ г. В океане двуокись углерода присутствует в виде Н₂СО₃, НСО^-₃, СО^2-₃, органического вещества; общее ее содержание оценивается в 1,4 х 10²⁰ г, что примерно в 60 раз превосходит ее количество в атмосфере.

По расчетным данным наибольшее количество углекислоты производится живыми организмами, в то же время предполагается, что количество углекислоты, расходующееся при эрозии и седиментации, сопровождаемых преобразованием силикатов в карбонаты, приблизительно равно ее количеству, поступающему за счет вулканической деятельности, деятельности фумарол, горячих источников и т.п.

Количество углерода, содержащегося в организмах, будучи выражено через СО₂, составляет около 0,145 х 10²⁰ г, что в 6 или 7 раз превышает содержание СО₂ в атмосфере. Как указывал В.И. Вернадский, организмы являются важным звеном в геохимическом цикле углерода.

Другой важный момент заключается в том, что в океане в растворенном состоянии также находится колоссальное количество углекислоты. Средняя общая концентрация СО₂ в морской воде составляет 2,3 миллимоля/л. У поверхности моря, где вода соприкасается с воздухом, наблюдается тенденция к установлению одинакового парциального давления СО₂ в атмосфере и в морской воде. Таким образом, океаном может контролироваться содержание СО₂ в атмосфере. Эта идея впервые была высказана Шлезингом еще в XIX столетии.

Как будет сказано ниже, скорость обмена молекулами углекислоты между морской водой и атмосферой может быть легко установлена на основании имеющихся определений радиоуглеродного возраста морских осадков и организмов.

Величина отношения С¹³/С¹² в морских карбонатах примерно на 2,5% выше этой величины у наземной флоры. Соответственно фактор обогащения С¹⁴ в них два раза больше, чем фактор обогащения С^13. С учетом влияния эффекта изотопного фракционирования концентрация С¹⁴ в морских материалах, пониженная относительно его концентрации в стандартах, должна быть целиком отнесена за счет радиоактивного распада, по которому может быть определен абсолютный возраст вещества.