Океан это открытая система, множество процессов вносит свой вклад а потоки вещества, поступающего и удаляемого из океана. Однако эта система находится в стационарном состоянии, и это состояние сохраняется в течение значительной части геологического времени.
Поступление растворенных веществ с речным стоком составляет около 3,9х1012кг/год, а взвешенных веществ - около 1013кг/год. Большая часть твердой взвеси отлагается на континентальных шельфах и в осадочных бассейнах. Субаэральная и субаквальная вулканическая деятельность вносит большой вклад в потоки вещества в океан, но количественно не достаточно оценена. Существенные для баланса ряда элементов обменные реакции происходят при взаимодействии воды океана с новообразованной океанической корой в СОХ. Потоки вещества из океана включают удаление в виде аэрозолей, образующихся на границе с атмосферой, и испарение, включающее кроме воды и другие элементы или соединения (например, иодид-ион в виде элементарного иода).
Время пребывания
Имеются доказательства, что состав морской воды не испытывал систематических изменений в течение большей части фанерозоя. Поэтому океан может рассматриваться как стационарная система, в которой поступление элементов в систему сбалансировано с их выносом. Этот вероятный баланс привел к использованию понятия “время пребывания”, которое определяется, как
= A/ (dA/dt),
где A - общее количество растворенного элемента в океане. dA/dt - скорость привноса или выноса этого элемента. Время пребывания может рассматриваться как меря реакционной способности элемента в океанической системе. Если оно мало, то элемент относительно быстро реагирует и выводится из океана за счет осаждения, обмена, поглощения или адсорбции. Низкую реакционную способность имеют Na, Cl, Ca, U, а напротив малое время пребывания Al, Ti, Mn, Ba. Время пребывания можно рассчитать двумя способами - либо по данным о скорости поступления, либо по скорости выноса. Время пребывания для многих элементов было рассчитано по данным о концентрации растворенных веществ в речной воде, однако помимо речного стока имеются и другие пути поступления вещества, такие как взаимодействие морской воды с породами океанического дна, особенно активное в зонах спрединга, пыльные бури и подводный вулканизм, которые трудно оценить, но они вероятно имеют локальное значение.
Щелочные элементы и Mg имеют большое время пребывания (> 106лет), велико также для галогенов, тогда как для Si, P, As, Se и большинства переходных металлов характерны умеренные значения. Относительно короткое время пребывания для Al, Cr, Fe из-за склонности образовывать трудно растворимые гидроокиси.
При определении подразумевается, что океаническая вода гомогенна, однако время перемешивания морской воды в верхнем 100-метровом слое составляет около 10 лет, а на глубине порядка 1000 лет. Следовательно, только те элементы, у которых время пребывания больше 1000 лет, будут распределены в океане равномерно (или не влияют органические процессы). Из числа элементов, для которых имеются данные, менее 1000 лет характерны для Al, Fe, La, Pb, Th, которые соответственно распределены не равномерно, и для них трудно получить реалистичную величину А.
Геохимический баланс вещества в океане
Если океан находится в стационарном состоянии в отношении хим. состава, привнос любого элемента должен быть точно уравновешен его выносом. Но до сих пор не удалось доказать существования точного баланса ни для одного элемента, что связано вероятно с недоучетом каких-то процессов привноса-выноса, а не с возможностью нестационарности системы.
Примером может служить баланс Si, главный процесс удаления которого по мнению Бартона и Лисса это образование биогенных морских илов? Оказывается, что в таком случае привнос кремнезема с речным стоком, выделением его из поровых вод осадков и выветриванием в Антарктиде, сильно превышает его вынос из океана. По мнению Силлена должны существовать другие процессы, компенсирующие этот избыток, в качестве которых им рассматривается образование морских аутигенных минералов в результате реакции с глинистыми минералами.
Первая оценка привноса - выноса Mg показала, что удаление этого элемента путем образования карбонатов и глауконита, ионного обмена и захоронения поровых растворов, может сбалансировать только 50% его поступления с речными водами. Экспериментальными работами было показано, что Mg может осаждаться в смектите – продукте гидротермального изменения базальтов при повышенной Т. Таким образом, взаимодействие базальта с морской водой представляет главный путь удаления Mg.
Главным источником для поступления многих элементов в океан является, по-видимому, выветривание континентальных пород и перенос растворенных компонентов речной водой. С этим процессом связано поступление Na. Но концентрации некоторых других элементов слишком высоки, чтобы их можно было объяснить только выветриванием. Так, вероятно, Cl, Br, S в больших количествах поступают в океан с вулканическими газами, их называют избыточными летучими элементами. Существенный вклад в баланс элементов вносит и взаимодействие с базальтами морского дна.
Взаимодействие морской воды с породами
Реакция морской воды с твердым веществом, представленным в виде донных осадков или магмат. пород океанической коры, называется гальмиролизом.
Важную роль в этом процессе играют смектит и монтмориллонит, так как они обладают хорошо выраженными катионообменными свойствами, они захватывают из раствора Mg2+ и Na+ в обмен на Ca2+ и K+. Эти минералы и иллит могут образоваться в результате преобразования “безкатионного” глинистого минерала – каолинита по реакции:
3Al2Si2O5(OH)4+ 2K++2HCO3-= 2KAl3Si3O10(OH)2 +2CO2+5H2O
Такие реакции приводят к образованию новых минералов и возвращению СО2в атмосферу. Они позволяют также объяснить удаление избытка НСО3-, сносимого реками. Реки поставляют в океан больше, чем два бикарбонатных иона на каждый ион Са, поэтому не весь НСО3-может быть удален при осаждении карбоната Са:
2HCO3-+Ca2+=CaCO3+CO2+ H2O
Характер взаимодействия морской воды с океаническими изверженными породами зависит от Т. Для низкотемпературных изменений характерен вынос Mg в морскую воду, напротив, при высоко Т изменениях происходит его удаление из воды.
Кинетические аспекты отложения минералов из морской воды
Влияние кинетического контроля и сложность процессов осаждения минералов можно продемонстрировать на примере осаждения карбоната кальция.
1. Большая часть поверхностных вод океана пересыщена по отношению к карбонату Са, но образованию зародышей СаСО3 препятствует ассоциация Mg с карбонатным ионом, что понижает активность последнего ниже уровня, необходимого для зародышевания кальцита. Удаление СаСО3из раствора происходит главным образом за счет образования скелетов организмов (кальцитовых или арагонитовых), и большая часть СаСО3в известковистых осадках имеет органическое происхождение.
Растворимость СaСО3 растет с понижением Т и ростом Р, т.е. с глубиной. Поэтому начиная с некоторой глубины морская вода становится недосыщенной по отношению к СаСО3. Эта глубина называется уровнем насыщения. Она не постоянна: в Атлантике - 4200 м, в Тихом океане - ниже 3000 м. В принципе на этих глубинах должно происходить растворение кальцита. Однако, скорость растворения кальцита ниже уровня насыщения мала, это связано вероятно с защитным действием обволакивающих его частицы пленок и ингибирующим эффектом адсорбированных на них веществ, таких, например, как РО43-.
Низкая скорость растворения приводит к тому, что кальцит присутствует и глубинах превышающих уровень насыщения. Глубина, на которой скорость отложения карбонатов уравновешивается скоростью растворения, называется критической глубиной карбонатообразования. Она контролируется кинетическими факторами и может превышать уровень насыщения на величину до 2 км. Ниже критической глубины происходит резкое уменьшение содержания СаСО3в осадках. Эта глубина, также как и глубина насыщения, различна в различных точках Мирового океана.
Лекция №3