Полная версия

Главная arrow Экология arrow Науки о Земле

  • Увеличить шрифт
  • Уменьшить шрифт


<<   СОДЕРЖАНИЕ   >>

Геохимия вод

Океаническая вода представляет собой раствор солей со средней концентрацией около 35 г/л. Всего в океанической воде содержится 5-10“ г (5-10 Гт) растворённьгх солей. В их составе преобладают ионы Ыа~, ]У^“ , К+, Са2 , СГ и Б04 , составляющие 99 % от суммы солей. Многие другие элементы содержатся в миллионных и миллиардных долях (табл. 31).

Состав солевой массы океана регулируется растворимостью, сносом осадков с материков, процессами обмена с атмосферой и осадками дна (в основном карбонатными и силикатными равновесиями), а также жизнедеятельностью морских организмов. Одна группа ионов (Ыа , , 1л , СГ, Б04- и др.) не образует в существенных количе

ствах нерастворимых соединений и накапливается в океанских водах в значительно более высокой степени, чем в речных. Вторая группа ионов сравнительно быстро выделяется в труднорастворимые соединения. Так, в тропических морях сильно нагретые поверхностные слои воды оказываются пересыщенными СаСОз, который осаждается на дно как химическим, так и биогенным путём. Также может выделяться в осадок Ва в виде труднорастворимой соли ВаБ04. Ионы некоторых металлов - Тц Мп, Zr и др. - в результате гидролиза коагулируют и осаждаются в форме гидроксидов. Целый ряд микроэлементов морской воды - Си, РЬ, Мо, Ъа, и, Ag, редкие земли и др. - адсорбируется различными природными сорбентами - органическим веществом, гидроксидами железа и марганца, фосфатами кальция, силикатами. Вследствие этого концентрации тяжёлых металлов в воде океана значительно ниже, чем это следует из растворимости их соединений. В целом океан - динамическая система, в которой количество поступающих веществ (речной сток, атмосферная пыль, продукты вулканизма) приблизительно равно количеству убывающих из неё (осаждение, вынос в атмосферу).

Среднее содержание химических элементов в морской воде*

Элемент

%

Элемент

%

Н

10,7

У

3-10-8

Не

5-10-10

Ъх

ТкР

и

1,5-10 5

т

1-Ю"9

Ве

6-Ю"11

Мо

1-Ю"6

В

4,6* 10^*

З-Ю'3

С

2,8-10 3

Сё

1-Ю'8

N

5-10"5

1п

1-Ю"9

О

85,8

8п

3-10 7

Е

1,3-10^

5-Ю'8

Ые

МО"8

I

6-10"6

Ыа

1,035

Сэ

3,7-10 8

мй

0,1297

Ва

2-10"6

А1

МО-6

Ьа

2,9-10 10

81

З-Ю"4

Се

1,3-10 10

Р

7-10"6

Рг

6-Ю'11

Б

0,089

N(1

2,3-10 "

С1

1,93

Бт

4,2-10 11

К

0,038

Ей

1,1-10 10

Са

0,04

вё

6-Ю'11

Бс

4-10"9

Оу

7,3-10 11

Т

1 -10-7

Но

2,2-10 "

V

З-Ю'7

Ег

6-10'“

Сг

2-10"9

Ет

МО'11

Мп

2-10'7

УЬ

5-10"“

Ее

МО"6

Ьи

1-Ю'11

Со

5-10"8

w

МО-8

N1

2-10"7

Аи

4-10"10

Си

З-Ю'7

Нй

З-Ю'9

гп

МО"6

Т1

ТТо^

ва

З-Ю'9

РЬ

З-Ю'9

ве

6-10"9

В1

2-Ю'8

А8

1 -10-7

Яа

Тю^

1 -1 о-8

Ас

2-Ю'20

Вг

6,6-10 3

ть

1-Ю"9

Кг

3 • 1 о8

Ра

5-Ю'15

ЯЬ

2-10"5

и

З-Ю'7

Бг

8-10"4

*Солёность 5=35,00 %о (г/кг), хлорность С1 = 19,375 %о.

Статистический закон стационарной динамической устойчи

вости распределения солей в воде океана: стационарное состояние распределения солей в воде океана определяется отношением массы каждого компонента, находящегося в данный момент в океане, к массе этого компонента, прошедшей через океан. Величина этого отношения зависит от среднего времени пребывания элемента в океане. Для большинства элементов (кроме Ыа и С1) оно мало по сравнению с длительностью существования океана.

В воде океана растворены также различные газы, поступающие из атмосферы и формирующиеся в самой водной толще. Наибольшее значение имеют СЬ и ССЬ, определяющие жизнедеятельность в океане. Содержится также ряд инертных (не принимающих участие в химических реакциях) газов - N2, Аг, Кг, Хе; их растворимость находится в обратной зависимости от атомной массы. Содержание О2 достигает максимума (7-8 мл/л) в поверхностных слоях воды (до глубины 100-150 м) и падает до 3,0-0,5 мл/л с увеличением глубины (слой кислородного минимума), а в некоторых районах - до нуля. Максимальное содержание СО2, напротив, свойственно глубинным слоям воды. Растворимость углекислоты возрастает в холодных водах и уменьшается при нагревании. В связи с этим в зимние месяцы часть СО2 переходит из атмосферы в океаническую воду, а летом - обратно. СО2 принимает участие в химических реакциях, в частности регулирует карбонатное равновесие. Воды, обогащенные СО2, агрессивны по отношению к СаСОз; удаление СО2 из воды при её нагревании способствует осаждению карбонатов. Велика роль СО2 в фотосинтезе, в процессе которого создается органическое вещество. В результате фотосинтеза в океане ежегодно образуется около 100 Гт биомассы фитопланктона.

Фотосинтетическая деятельность фитопланктона определяет содержание газов, растворённых в поверхностных слоях воды (до глубины 100-150 м), насыщая их кислородом и поглощая СО2. Помимо углерода организмы извлекают такие элементы, как 81, Са, Mg, К, Вг, I, Р, Ха, а также ряд тяжёлых металлов, имеющих физиологическое значение, - V, Тп, Си, Со, РН и др. При отмирании организмов эти элементы частично поступают в осадок, где в подходящих условиях могут концентрироваться. В железомарганцевых конкрециях накапливаются также Си, Zn, N1, Со, Мо, Ag, Т1, РЬ и другие элементы. Суммарное количество массы железомарганцевых конкреций оценивается в 10 млн т.

В геохимической истории океанов многие исследователи различают три стадии развития: начальную, переходную и современную. С начальной, гипотетической стадией, охватывающей догеологический этап (приблизительно до 3,5 млрд лет назад), связан вынос из недр Земли основной (по щелочности) массы воды и кислых продуктов дегазации (С1, Р, Вг, I, 8 и др.), которые затем нейтрализовались. Переходная стадия, охватывающая, вероятно, около 2 млрд лет (3,5-1,7 млрд лет назад), ознаменовалась возникновением и развитием жизни, появлением и постепенным ростом содержания фотосинтети-ческого кислорода в атмосфере, окислением восстановленной серы и других поливалентных элементов. Современная стадия, начавшаяся, по-видимому, на рубеже раннего и позднего протерозоя (около 1,7 млрд лет назад) и продолжающаяся до сих пор, характеризуется составом вод океанов и газов атмосферы, близким к современному, стационарным режимом с кратковременными и ограниченными колебаниями солёности морской воды в эпохи соленакопления (кембрий, девон, пермь). Вначале под влиянием процессов, идущих в океанической воде, формируются осадки дна, а потом, наоборот, - в процессе диагенеза осадков состав захороненной в донных отложениях океанической воды подвергается изменению.

 
<<   СОДЕРЖАНИЕ   >>