Геохимия океана. Происхождение океана

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, результат 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 диссоциации, 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.

 

5. 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 4. Содержание радия в континентальных породах и морских донных осадках, 10-12 г Ra/л

Континентальные породы		Глубоководные осадки
Граниты Базальты Осадочные породы	0,2-0,5 0,1-1,0 0,05-0,5	Красная глина Глобигериновый ил Голубая грязь	3-22 3-7 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 г\л.

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 свидетельствует о том, что одними из механизмов извлечения иония и радия из воды океана являются адсорбция и базовый обмен.

Аррениус, Брамле и Пиччиотто [1957] изучили распределение a-активности в глубоководных осадках севера экваториальной части Тихого океана. Полученные ими результаты свидетельствуют о том, что около половины a-активности связано с фрагментами и обломками скелетных костей рыб, экскрементами животных зоны бентоса и мелкими (,1 мк) высокопреломляющими кристаллами (вероятно, барит); другая половина, внутри пор осадков. Пятна с высокой a-активностью, наблюдаемые у обломков костей рыб, обычно связываются с изотопами тория и их производными.

Пиччиотто и Вилгейм [1954] предложили новый хронологический метод, основывающийся на отношении иония и тория (Th230/Th232). Так как ионий или Th230,имеет период полураспада гораздо больше (1,4 х 1010 лет), то можно определить абсолютный возраст, если в пробе глубоководного осадка не содержится детритовый материал. По их данным содержание иония в морской воде менее 2 х 10-13 г Io/л.

Заключение

В заключении я хотел бы затронуть, являющуюся для меня наиболее интересной проблему баланса гидросферы и атмосферы по содержанию в них СО2:

	Содержание СО2, 1020 г
Атмосфера Океан и проточные воды Живые организмы и неразложившееся органическое вещество Осадочные породы (включая интерстиционную воду): Карбонаты Органический углерод Уголь и нефть	0,0233 1,30 0,145 670 250 0,27	1,47 920

Как мы видим из данных указанных выше углерод, некогда находившийся в первичных гидросфере и атмосфере, в настоящее время связан в осадочных породах, и количество его примерно в 600 раз превосходит содержание углерода в современных атмосфере и океане. Но если бы всего 1% углерода существующих осадочных пород вдруг перешел бы обратно в гидросферу и атмосферу, то многие современные морские организмы перестали бы существовать. С другой стороны, судя по скорости современного осадконакопления, не будь постоянного поступления новых количеств СО2, в гидросфере и атмосфере через несколько сотен лет наступила бы нехватка углекислоты. В этом случае вместо кальцита (СаСО3) главным компонентом морских осадков стал бы брусит Mg(OH)2. Однако в геологической истории прошлого отсутствуют признаки резкого вымирания большого количества морских организмов или осаждения Mg(OH)2. Поэтому весьма вероятно, что в течение всех геологических периодов баланс компонентов гидросферы и атмосферы был в значительной степени сходен с современными обуславливался постоянным регулярным поступлением СО2 без резких колебаний его содержания.

Список использованной литературы

1. Я. Мияки. Основы геохимии. Л.:Недра, 1969 г.
2. А.И. Перльман. Геохимия. М.: Высшая школа, 1989г.