Геохимия океана. Происхождение океана
тат медленного обмена двуокисью
углерода, между океаном и атмосферой.
По данным Зюсса [1954, 1955], средний радиоуглеродный возраст морских
организмов (по пробам из Атлантического океана) составляет 430 лет.
Распределение двуокиси углерода в океане. В свежей воде угольная
кислота диссоциирует следующим образом:
Где К1 и К2 – соответственно первая и вторая константы дисоциации,
величина которых изменяется в зависимости от температуры, солености и
хлорности воды. При 20о С К1=4,15 х 10-7, рК1=6,38 и К2= 4,20 х 10-11,
рК2=10,38.
Скорость обмена двуокиси углерода между атмосферой и океаном. В связи
с возможным накоплением двуокиси углерода в результате сжигания больших
количеств ископаемого топлива значительное внимание уделяется вопросам о
распределении углекислоты на Земле в целом и о скорости обмена двуокисью
углерода между воздухом и морской водой. Если количество атмосферной
двуокиси углерода действительно увеличивается, то должно происходить и
повышение температуры воздуха, обусловленное абсорбцией инфракрасного
излучения, что должно повлечь за собой существенные изменения в климате
Земли. Такая возможность в значительной степени будет зависеть от скорость
обмена углекислотой между атмосферой и гидросферой.
Исходя из наблюдений за поведением С14 в атмосфере и океане Ревель и
Зюсс [1957] оценивают время пребывания углекислоты в атмосфере 14-30 лет.
Определение парционального давления углекислоты в воздухе и в
поверхностных водах Атлантического океана Такахаши [1959] установили, что
концентрация двуокиси углерода в воздухе непосредственно над поверхностью
моря довольно постоянна, в среднем около 317,4 ррm, и что океан абсорбирует
углекислоту всей площадью своей поверхности. По данным Такахаши, средняя
концентрация углекислоты в атмосферном воздухе 320,8 ррm.
8. Определение палеотемператур древних морей.
Шкала палеотемператур по соотношению изотопов кислорода в органическом
кальците.
Юри и его сотрудники [1951] предложили интересный метод определения
температур древних морей, основанный на зависимости изотопного состава
кислорода воды и карбонатных ионов от температуры. В проводившихся ими
исследованиях определялось процентное содержание тяжелого изотопа О18 в
материале карбонатных ископаемых останков древних морей, которые
образовались за счет отмирания обитавших в них живых организмов.
По данным Сиборга и Перльмана [1948] изотопы кислорода имеют следующую
относительную распространенность: О16 – 99,757, О17 – 0,039, О18 – 0,204.
Эти величины могут колебаться, отклоняясь максимум на 4%.
Механизм изотпоного фракционирования при равновесном обмене был
исследован Юри и Грифом [1935], Юри [1947] и другими исследователями.
Значительное количество данных получено относительно обмена дейтерия и
протия.
Для реакции обмена изотопов кислорода между карбонатными ионами (СО2-
3) и молекулами воды (Н2О) фактор фракционирования может быть определен по
уравнению:
Где величина ( приблизительно равна константе равновесия К следующей
реакции обмена:
(1.18)
Таким образом, рассчитав К для реакции 1,17 можно получить фактор
фракционирования ( и его вариации в зависимости от температуры.
Расчетами установлено, что фракционирование протекает более эффективно
при низких температурах и величина фактора фракционирования от 0 до 25 оС
изменяется на 0,44%, т.е. 0,176% на 1оС. Поэтому определяя концентрацию
О18, можно узнать температуру воды.
Путем определения содержания О18 в раковинах морских животных, живущих
при известной температуре, Эпштейн, Бухсбаум, Лоуенстем и Юри [1953]
установили следующие зависимость между температурой и девиациями содержания
О18.
t=16,5-4,3(+0,14(2,
( - в уравнении 1.18. определяется по формуле:
где R – отношение числа молекул С16О18О к числу молекул С16О2 в пробе
и стандарте. В качестве стандарта карбоната использовался белемнит из
формации Пиди.
Относительное содержание в морской воде О18. Для точного определения
температуры по кислородной шкале необходимо знать соленость воды, так как
относительное содержание О18 в морской воде сильно варьирует в зависимости
от ее солености. Поскольку давление водяных паров, состоящих из Н2О16 на
0,8 и 1,1%, выше такового Н2О18 при 25 и 0оС соответственно, то содержание
О18 в воде океанов должно существенно зависеть от процессов испарения и
конденсации.
Эпштейн и Майеда [1953] определяли содержание О18 на 93 пробах морской
воды и 7 пробах пресной воды. У поверхностных вод океана девиация
содержания О18 варьирует примерно от –3,3 до 3,5%о. Средняя величина ( для
морской воды с глубины от 500 до 2000 м со средней соленостью 34,7%о
оказалась (-0,04)-(+0,1)%о. Пониженная величина отношения О18/О16
наблюдается в поверхностных морских водах, для которых возможна
контаминация талых вод льдов. С другой стороны, в морской воде,
разбавленной водой иного происхождения, чем вода, возникающая при таянии
льда и снега, дефицит О18 меньше, так как пресная вода, возникающая при
таянии снега, имеет существенно пониженное содержание О18. Поэтому морская
вода примерно одинаковой солености может проявлять различное относительное
содержание О18. Интересно, что морская вода с глубин более 1000 м при той
же солености содержит меньшее количество О18.
В таблице 6 приведены данные Эмилиани [1965] о среднем изотопном
составе кислорода гидросферы.
Таблица 6. Изотопный состав кислорода гидросферы (, %о.
|Гидросфера |Занимаемый объем в виде|Средний изотопный |
| |Н2О при нормальных |состав кислорода (, %о |
| |температуре и давлении,| |
| |106 км3 | |
|Океан |1360,0 |0 |
|Лед ((ср=0,88) |16,5 |-25 |
|Пресная вода |0,5 |-7 |
|Водяные пары |0,01 |(-7)-(-16) |
Палеотемпературы морей. Описанным выше методом Юри и его сотрудники
[1951], используя в качестве проб белемниты, попытались определить
палеотемпературы морской воды верхнемелового периода.
9. Радиоактивные элементы в морской воде и глубоководных осадках.
Заметная концентрация радия в глубоководных осадках впервые была
установлена Джоли [1908], проведшим определения содержания радия в пробах
донных осадков, собранных экспедицией Челленджера. С тех пор уже накоплено
значительное количество данных о концентрации радия в глубоководных
осадках. Получил подтверждение факт, что морские донные осадки с глубин
более 2000м обычно содержат радия больше, чем гранитоидные породы суши.
Повышенная концентрация радия особенно заметна в красных глинах. (Табл.7).
Таблица 7. Содержание радия в континентальных породах и морских донных
осадках, 10-12 г Ra/л
|Континентальные породы |Глубоководные осадки |
|Граниты |0,2-0,5 |Красная глина |3-22 |
|Базальты |0,1-1,0 |Глобигериновый ил |3-7 |
|Осадочные породы |0,05-0,5 |Голубая грязь |1-3 |
Как видно из данных таблицы 7 наибольшее содержание радия среди
континентальных пород наблюдается в гранитах; однако глубоководные осадки
содержат радия гораздо больше. Что касается механизма концентрации радия в
глубоководных осадках, то, согласно имеющемуся объяснению, ионий,
являющийся изотопом тория и родителем радия, осаждается в них вместе с
гидроокисью железа. Частично концентрация радия может быть связана с
аккумуляцией в осадках самого радия; вместе с тем считается, что осаждение
урана из морской воды значительно меньше.
Имеется ряд аналитических данных о содержании радия в морской воде.
Эванс и другие [1938] провели определение среднего содержания радия в
сложной пробе морской воды и установили, что оно равно 0,08 х 10-12 г/л, а
среднее содержание урана в морской воде составляет 1,5 х 10-6 гл.
В отношении аккумуляции радия в глубоководных осадках Хамагуши [1939]
высказал предположение, что радий осаждается вместе с коллоидальными
частицами гидроокиси и окиси железа и марганца. Его предположение
подтверждается концентрацией марганца и железа в глубоководных осадках.
Длительность периода со времени начала генерации ионием радия до
времени образования максимального количества радия по расчетам составляет
около 10 000 лет.
По Крелю, на распределение радия в осадках в основном влияют колебания
в скорости осаждения иония, вариации общей скорости седиментации, а также
диффузия и адсорбция в осадках радия и иония. Крель получил примерную
величину скорости осаждения иония около 1-20 мм/1000 лет, а содержание
иония в океане составляет (3,1/1) х 10-15 г/мл.
Холланд и Калп [1956] исследовали катионный обмен радия и иония на
поверхности пелагических осадков, используя для иония (Th230) и радия
(Ra236) в качестве трассеров радиоторий (Th238) и торий-Х (Ra224).
Полученные результаты показали, что количества абсорбированного осадками
иония и радия сопоставимо с наблюдаемым в современных глубоководных
осадках. Этот факт
| |  скачать работу |
Геохимия океана. Происхождение океана |
