Геохимия океана. Происхождение океана

Геохимия океана. Происхождение океана

ГОСУДАРСТВЕННЫЙ КОМИТЕТ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ ПО ВЫСШЕМУ ОБРАЗОВАНИЮ

СЫКТЫВКАРСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ

Физический факультет

Кафедра Геологии

Реферат по геохимии на тему:

Геохимия океана. Происхождение океана.

Выполнила:

студентка 122 группы

Мокеева Н.С.

Научный руководитель:

Юдович Я.Э.

Сыктывкар, 1998г.

Содержание:

Содержание 2

1. Происхождение океана 3

2. Физические свойства морской воды 5

3. Химический состав морской воды 7

4. Вариации солености и температуры океана 9

5. Газы, растворенные в морской воде 10

6. Электрохимические процессы в океане 13

7. Обмен двуокисью углерода между атмосферой и океаном 14

8. Определение палеотемператур древних морей 16

9. Радиоактивные элементы в морской воде и глубоководных осадках 19

Заключение 21

Список использованной литературы 22

1. Происхождение океана

Известно, что почти три четверти земной поверхности покрыты водами

океана. По своему составу морская вода является водным раствором

неорганического электролита. Происхождение вод мирового океана и

содержащихся в них солей представляет собой весьма интересный вопрос.

В установлении химического состава воды океана в прошлом большую

пользу могут оказать палеонтологические исследования. Если судить по

имеющимся в настоящее время данным, то физические и химические свойства

океана, по-видимому, в течение геологического времени существенно не

менялись. Этот вывод обосновывается тем, что биологические виды прошлого

более или менее сходны с современными видами.

Геохимическое решение этой проблемы заключается в попытке

сопоставления количества состава эродированных изверженных и осадочных

горных пород с количеством и составом растворенных в океане солей. Однако

существуют трудности в объяснении содержания в морской воде и осадочных

породах колоссальных количеств таких анионов, как карбонатный, хлоридный и

сульфатный. Эрозией изверженных пород невозможно объяснить присутствие в

современном океане многих летучих, и большая часть таких элементов, как C,

CI, S, N, B, Br, F и т.д., содержащихся в современном океане и связанных в

осадочных породах, должна поступать из внутренних частей Земли.

Вероятно, хлор, азот, сера и фтор поступали в виде HCI, NH3, H2S и

HF; углерод в виде CH4, CO И CO2, а значительная часть кислорода в виде

H2O, СО2 и СО.

Каким же образом протекал этот процесс? Для того чтобы ответить на

этот вопрос, необходимо рассмотреть некоторые условия образования Земли.

В соответствии с ранней гипотезой Земля первоначально была в

расплавленном состоянии, и поэтому могла произойти частичная потеря

летучих, но и большая их часть должна была сохраниться внутри Земли.

Именно эта часть летучих поступает после охлаждения на поверхность Земли в

виде постепенного непрерывного потока.

Если летучие были утеряны на начальной стадии образования, то рН

первичного океана должен быть около 0,3 и столь сильно кислый раствор

должен был легко растворять значительные количества изверженных пород. Как

только концентрация Са2+, Mg2+, и СО2-3 в водном растворе достигла точек

растворения кальцита и доломита, начали быстро осаждаться карбонаты.

Вследствие этого из первичных атмосферы и гидросферы начала быстро

извлекаться углекислота, что в конечном итоге привело к возникновению

условий, пригодных для существования живых организмов.

Необходимо рассмотреть альтернативное допущение о постепенном

формировании океана. Предположим, что исходное парциальное давление

двуокиси углерода было ниже 1 атм и что общее атмосферное давление примерно

на 10% больше современного. Тогда осаждение карбонатов должно было начаться

к моменту эрозии около 240 х 1020 г изверженных пород и по достижении рН

примерно 5,7. В этом случае количество избыточных летучих в гидросфере не

должно превышать 1/10 от современного их содержания из внутренних частей

Земли. Параллельно кислород поступал и за счет жизнедеятельности живых

организмов. Таким образом происходило постепенное формирование современной

гидросферы.

Далее рассмотрим вопрос о поступлении воды за счет горячих источников.

Считается, что водные пары горячих источников Йелоустонского парка содержат

10-15 % магматической воды, а горячие источники Айдахо – 2,5% ее. Но даже

если бы содержание магматической воды в воде горячих источников было меньше

1%, то в течении 4,5 млрд. лет они могли бы выбросить достаточное

количество воды для объяснения существования океана. По крайней мере,

существование такой магматической воды поддерживает идею о том, что вода

современного океана скопилась за счет постепенного поступления из

внутренних частей Земли.

Существует еще одна точка зрения, выраженная Калпом [1951], что

гидросфера могла сформироваться постепенно за счет поступления воды из

внутренних частей Земли, после остывания ее поверхности до какой-то

определенной температуры. Хотя температура более глубоких зон земной коры и

мантии точно не известна, но, по-видимому, он не выше 1000о С. при столь

высокой температуре Н2О не может входить в кристаллическую решетку каких бы

то ни было минералов. Поэтому, подобно газу, газообразная Н2О, мигрируя

сквозь породы, терялась земной корой. Однако в отличие от газа при

приближении воды к земной поверхности часть ее соединялась с веществом коры

и образовала гидраты: остальная часть поступала в гидросферу и атмосферу.

Теологические доказательства постепенного формирования океана.

Подобно многим, Ревель [1955] считал, что образование океана

происходило постепенно. По его мнению, имеются доказательства того, что

значительная часть океана возникла после позднего мезозоя. Присутствие

плосковершинных морских гор, коралловых атоллов и гайотов на обширных

территориях так называемого «андезитного пояса» Тихого океана указывает на

опускание морского дня относительно уровня моря. Этому опусканию отвечает

увеличение общего объема морской воды примерно на четверть современного

объема вод океана. Другие доказательства возможности опускания морского дна

в течении последних 100 млн. лет были получены при палеонтологических

исследованиях ископаемой фауны в керне скважин, пройденных в Тихом океане.

Кроме того, это высказывание подтверждают плосковершинные морские горы

между Гавайскими островами и островами Вейк, поднимающимися с глубины 5000-

6000 м ниже современного уровня моря.

Ревель отмечает, что ввиду резкого расцвета в позднем мезозое

пелагических фораминифер возможно было значительное увеличение поступления

двуокиси углерода из внутренних частей Земли, сопровождавшееся

соответствующим увеличением поступления воды.

2. Физические свойства морской воды

Плотность.

Для краткости плотность морской воды р выражается через ,

определяемую следующим образом:

При нормальном атмосферном давлении плотность морской воды зависит от

температуры Т, солености S или хлорности CV. Взаимоотношения плотности и

хлорности, при нормальных температуре и давлении выражаются формулой

Кнудсена:

Коэффициент расширения.

В таблице 1 даны значения коэффициента расширения морской воды при

давлении, равном 1 атм.

Удельная теплота.

Зависимость удельной теплоты (Ср) морской воды при 00 С и давлении в 1

атм от солености может быть выражена формулой Кувахара.

Где S – соленость.

Таблица 1. Коэффициент теплового расширения морской воды при различных

температуре и солености.

|Соленость, |Температура, оС |

|% | |

| |-2 |0 |5 |10 |15 |20 |25 |30 |

|0 |-105 |-67 |17 |88 |151 |207 |257 |303 |

|10 |-65 |-30 |46 |112 |170 |222 |270 |315 |

|20 |-27 |4 |75 |135 |189 |237 |282 |324 |

|30 |7 |36 |101 |157 |206 |250 |292 |332 |

|35 |23 |51 |114 |167 |214 |257 |297 |334 |

Точка замерзания.

Где (t – значение точки замерзания, Cl – величина хлорности.

Осмотическое давление:

р=(1,240+0,00454t)Cl

Упругость паров:

Где р – осмотическое давление, р – плотность; R – газовая константа;

Мо – молекулярный вес воды; р – упругость паров.

Электропроводность

L (в зависимости от хлорности морской воды CL). (Таблица 2).

Таблица 2. Электропроводность морской воды (Lх106).

| |Хлорность, %о |

|Температура, | |

|0С | |

| |5 |10 |15 |20 |

|0 |8327 |15852 |22993 |29885 |

|5 |9653 |18329 |26548 |34454 |

|10 |11019 |20906 |30231 |39167 |

|15 |12459 |23584 |34090 |44114 |

|20 |13939 |26367 |38065 |49248 |

|25 |15471 |29242 |42180 |54551 |

Вязкость:

Где (о – коэффициент вязкости при О0 С; t – температура морской воды;

( и ( - константы, меняющиеся с изменением солености.

Поверхностное натяжение (дин/см2)

(=75,64-0,114t+0,0399Cl

Показатель преломления света

В морской воде при 250 С для D-линии натрия равен:

n25D=1,332497+0,000334Cl

Коэффициент угасания света (

В морской воде может быть найден по формуле:

Где Iо –интенсивность монохроматического света с длиной волны у

поверхности моря (, Iz – длина волны света на некоторой глубине z при

допущении, что падающий и проходящий лучи света перпендикулярны к

поверхности воды.

3. Химический состав морской воды

Главные и малые химические компоненты морской воды. (табл. 3 и 4).

Таблица 3. Химический состав морской воды.

|Ионы |Химический состав|Главные компоненты морской воды, |

| |соли морской воды|имеющей хлорность 19%о и (20=1,0243 |

| |при хлорности 19 |(Lyman, Fleming, 1940) |

| |%о (Lyman, | |

| |Fleming, 1940), %| |

| | |Г/кг |Мг х атом/л |

|Na+ |30,61 |10,56 |470,15 |

|K+ |1,10 |0,38 |0,96 |

|Mg2+ |3,69 |1,27 |53,57 |

|Ca2+ |1,16 |0,40 |10,24 |

|Sr2+ |0,03 |0,08 |0,09 |

|Cl- |55,4 |18,98 |548,30 |

|Br- |0,19 |0,065 |0,83 |

|So2-4 |7,68 |2,65 |28,24 |

|HCO-3 |0,41 |0,14 |2,34 |

|H3BO3 |0,07 |0,026 |0,43 |

Таблица 4. Малые компоненты морской воды.

|Элементы |Содержание, |Элементы |Содержание, |Элементы |Содержание, |

| |Мг/л | |Мг/л | |Мг/л |

|He |0,0001 |Zn |0,01 |I |0,04 |

|Li |0,2 |Ga |0,0005 |Xe |0,0001 |

|N |0,5 |Ge |<0,0001 |Cs |0,001 |

|Al |0,01 |As |0,003 |Ba |0,9 |

|Si |3 |Se |0,004 |La |0,0003 |

|P |0,07 |Br |65 |Ce |0,0004 |

|Ar |0,6 |Kr |0,0003 |W |0,0001 |

|Sc |0,00004 |Rb |0,3 |Au |0,000004 |

|Ti |0,001 |Sr |8 |Hg |0,00003 |

|V |0,001 |Y |0,0003 |Tl |<0,00001 |

|Cr |0,00005 |Mo |0,01 |Pb |0,003 |

|Mn |0,002 |Ag |0,003 |Bi |0,0002 |

|Fe |0,01 |Cd |0,000055 |Rn |9,0х10-15 |

|Co |0,0005 |In |<0,02 |Ra |3,0х10-11 |

|Ni |0,0005 |Sn |0,003 |Th |0,0007 |

|Cu |0,003 |Sb |<0,0005 |U |0,002 |

Соленость и содержание хлора в морской воде.

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=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(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(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 |

Страницы: 1, 2