Геохимия океана. Происхождение океана
фицит 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(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 |Содержание He+Ne |
| | |кислорода, см3/л |10-5 см3/л |
|0 |18,28 |5,14 |18,5 |
|5 |18,31 |5,15 |14,1 |
|25 |17,97 |5,05 |15,2 |
|62 |17,93 |5,17 |15,2 |
|166 |17,92 |5,15 |15,2 |
|333 |17,63 |4,90 |15,6 |
|622 |15,62 |4,10 |15,9 |
|912 |9,55 |3,60 |15,9 |
|1772 |3,86 |5,88 |16,5 |
|2959 |3,16 |6,15 |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:
(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.
Другое электрохимическое явление океана заключается в возникновении
концентрационных ячеек. Разность потенциалов Е определяется по формуле:
Где 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 бдут 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, СО2-3,
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 С13. 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.
Крэг [1954] установил, что хотя ожидаемая величина обогащения
современных морских раковин С14 равна 5%; что соответствует 400 годам
абсолютного возраста углерода в поверхностных водах океана. Крэг высказал
предположение, что это, возможно, резуль
| |  скачать работу |
Геохимия океана. Происхождение океана |
