Круговорот главных ионов в морской воде

Размещено на http://www.allbest.ru/

Реферат по химии окружающей среды:

«Круговорот главных ионов в морской воде»

Содержание

Введение

Химия главных ионов в морской воде

Химический круговорот главных ионов

Потоки море - воздух

Эвапориты

Катионный обмен

Осаждение карбонатов

Опаловые силикаты

Сульфиды

Антропогенное воздействие на главные ионы в морской воде

Заключение

Введение

Океаны, безусловно, являются крупнейшими резервуарами гидросферы и существуют по меньшей мере уже 3,8 миллиардов лет. Жизнь на Земле, вероятно, возникла в морской воде, и океаны важны для смягчения колебаний глобальной температуры. Речные воды, дренирующие сушу континентов, попадают в океаны через дельты. Здесь пресные воды смешиваются с морской водой. Химический состав морской воды сильно отличается от состава пресной, и это различие оказывает влияние на транспорт некоторых растворенных и твердых компонентов. Кроме того, человек часто нарушает природные химические процессы прибрежных областей как посредством загрязнения потока пресной воды, так и за счет хозяйственной деятельности, сосредоточенной вблизи дельт и мелких морей.

Химия главных ионов в морской воде

Морская вода обладает большими концентрациями ионов натрия и хлора в отличие от континентальных вод с преобладанием бикарбоната кальция. Морская вода является настолько концентрированным химическим раствором, что смешивание только 1% (по объему) морской воды с речной водой среднего состава дает раствор, где отношение между большинством ионов практически такое же, как в морской воде.

Химия основных ионов в морской воде отлична от химии поверхностных вод континентов (табл.1).

Таблица 1 Состав основных ионов в пресной и морской воде в моль * л^-1

Существуют три основных свойства, отражающих это отличие.

Высокая ионная сила морской воды, которая содержит около 35 г * л^-1 солей.

Химический состав морской воды, с высоким содержанием Na⁺ и СL.

Удивительно постоянные относительные концентрации основных ионов морской воды во всех океанах Земли.

Последнее свойство хорошо иллюстрируют данные, показывающие, что отношение К⁺ : С1, измеренное в океанических областях от Ледовитого океана до Черного моря, практически неизменно в пределах аналитических ошибок 0,0205 ± 0,0007.

В океанах ионы бикарбоната (НСО₃^-) и Са²⁺ включены в биологический круговорот, приводящий к вертикальному градиенту их отношений по сравнению с другими основными ионами. Однако различия в отношениях невелики - менее 1 % для кальция. Существуют также данные, что состав основных ионов в морской воде изменялся лишь незначительно в течение многих миллионов лет. Свидетельства о том, что соленость и ионный состав морской воды оставались примерно постоянными в течение, по крайней мере последних 900 миллионов лет, были получены на основе изучения древних отложений морских эвапоритов. Эвапориты - это соли, которые выпали природным путем из испаряющейся морской воды в бассейнах, по большей части отрезанных от открытого океана. Поэтому предполагается, что состав океанов контролируется очень долговременным геохимическим круговоротом.

Таблица 2 Химический состав морской воды. [1]

Таблица 3 Малые компоненты морской воды [1]

Химический круговорот главных ионов

ион морской вода эвапорит

Времена пребывания главных ионов в морской воде являются важным индикатором того пути, по которому происходит химический круговорот в океанах. Все эти времена пребывания очень продолжительны (от 10⁴ до 10⁸ лет) и близки или превышают значения для самой воды (3,8 * 10⁴ лет). Длительные времена пребывания означают, что у океанских течений существует реальная возможность тщательного перемешивания воды и составляющих ее ионов. Это обеспечивает сглаживание изменений в отношениях ионов, возникающих в результате локальных процессов привноса или выноса. Именно большие времена пребывания ионов создают высокое постоянство ионных отношений в морской воде.

Более длительные времена пребывания у главных ионов, чем у воды, приводят к тому, что морская вода является более концентрированным раствором. Различные ионные отношения в морской и речной воде указывают на то, что океаны - это не просто результат наполнения речной водой океанических бассейнов, даже если бы образовавшийся раствор был сконцентрирован путем испарения. Несмотря на то, что у всех главных ионов времена пребывания велики, они различаются более чем на четыре порядка по величине, показывая, что скорости выноса отдельных ионов различны. Поэтому должны действовать процессы, отличные от концентрирования путем испарения.

Идентифицировать механизмы выноса для каждого отдельного компонента сложно вследствие того, что процессы выноса обычно медленные и происходят на больших территориях. Некоторые процессы выноса очень медленные, они действуют в геологических временных масштабах тысяч или миллионов лет и их невозможно измерить в современных океанах. Рассмотрение циклов элементов в геологических временных масштабах еще более осложняется процессами типа изменения климата и тектоники плит, которые влияют на положение океанических бассейнов и уровня моря. Такие крупномасштабные геологические процессы могут иметь существенное влияние на процессы выноса основных ионов из океанов.

Влияние геологически недавних ледниковых-межледниковых колебаний в течение Четвертичного периода (последние 2 миллиона лет) имеет особенное отношение к делу. Во-первых, быстрое поднятие уровня моря в течение последних 11 000 лет, за которым последовало таяние полярных льдов, накопленных за последний ледниковый период, вызвало затопление прежних участков суши и создало крупные мелководные континентальные шельфы, области высокой биологической активности и аккумуляции биологических осадков. Кроме того, неконсолидированные ледниковые отложения, покрывающие большие пространства в северном полушарии (умеренная арктическая зона), подверглись быстрой эрозии. Это привело к высоким концентрациям взвеси в реках, несущих материал в дельты и континентальные шельфы. Такое увеличившееся поступление отложений привело, соответственно, к сильным взаимодействиям детритный осадок-морская вода, увеличив значение таких процессов выноса, как ионный обмен.

Несмотря на эти осложнения, основные механизмы удаления главных ионов из морской воды известны.

Потоки море - воздух

Потоки море-воздух у главных ионов вызваны разрывами пузырей и ударами волн на поверхности моря. В результате этих процессов морские соли выбрасываются в атмосферу, но основная их часть немедленно падает обратно в море. Некоторые соли, однако, переносятся в атмосфере на большие расстояния и вносят вклад в содержание солей в речной воде. Считается, что эти переносимые по воздуху морские соли имеют такой же относительный ионный состав, что и морская вода. С точки зрения глобальных запасов переносимые по воздуху морские соли являются важным стоком из морской воды только для Nа⁺ и С1^-.

Эвапориты

Испарение воды способствует осаждению составляющих ее солей, так называемых эвапоритных минералов, в последовательности, которую можно предсказать. Эта последовательность начинается с наименее растворимых солей и заканчивается наиболее растворимыми. Когда испарилась примерно половина (47 %) объема воды, выпадает СаСО₃. В процессе последующего испарения и приблизительно четырехкратного увеличения солености выпадает СаSО₄ * 2Н₂О (гипс). Когда испарилось около 90 % воды (Н₂О), при концентрациях растворенных солей около 220 г * л^-1, выпадает NаС1 и, кроме того, начинают кристаллизоваться некоторые соли магния (Мg²⁺); если процесс испарения продолжается, выпадают высокорастворимые соли калия (К⁺).

Проблема с признанием испарения как процесса удаления ионов из морской воды заключается в том, что в настоящий момент существует очень немного сред, в которых минералы эвапоритов накапливаются в значительных количествах. Причина этого в том, что должны испариться огромные количества морской воды, прежде чем соли сконцентрируются настолько, чтобы начать осаждаться. Ясно, что это не может происходить в хорошо перемешанных открытых океанах, где чистая потеря воды в результате испарения примерно уравновешивается ее поступлением с континентальными поверхностными водами (речным притоком). Это означает, что концентрирование морской воды в результате испарения может происходить только в областях аридного климата в бассейнах, большей частью изолированных от открытого океана и других источников поступления воды. В настоящее время не существует примеров таких бассейнов; современные отложения эвапоритов на два-три порядка меньше по величине, чем древние отложения, и привязаны к аридным приливно-отливным равнинам и связанным с ними небольшим соленым лагунам - например, на побережье Персидского залива. Отметим, однако, что крупные отложения эвапоритов действительно существуют в геологической летописи; самым недавним примером является высыхание Средиземного моря во время позднего Миоцена (около 5-6 миллионов лет назад).

Поскольку хлор имеет очень большое время пребывания в океане, случайное распределение моментов образования эвапоритов, распространенное на временное масштабы в миллионы лет, приводит лишь к небольшим флуктуациям солености морской воды. Однако на основании отсутствия в настоящее время крупных мест образования эвапоритов можно предположить, что и С1, и сульфат (SO₄) постепенно накапливались в океанах до последующего момента удаления в процессе образования эвапоритов.

Катионный обмен

В процессе ионного обмена на глинистых минералах, перемещающихся из речной воды в морскую, удаляется около 26 % от речного притока Nа⁺ в океаны и существенны процессы удаления К⁺ и Мg²⁺. Глинистые минералы служат также заметным источником Са²⁺ в океаны, добавляя лишние 8 % к притоку с реками. Однако эти современные значения, по-видимому, вдвое больше долговременных величин из-за влияния необычайно высоких скоростей послеледникового привноса взвешенного твердого материала.

Осаждение карбонатов

Поверхностная морская вода пересыщена в отношении кальцита в три раза. Абиогенное осаждение СаСО₃ представляется ограниченным и привязанным к географически и геохимически необычным условиям. По мощности биологический вынос ионов Са²⁺ и НСОз , синтезируемых в скелетах организмов, гораздо более существен. Заманчиво допустить, что такие заметные образования, как большие коралловые рифы тропических и субтропических океанов (например, австралийский Большой Барьерный риф), и другие «скелетные» карбонаты морских мелководий представляют собой основные участки выноса. В самом деле, вероятно, что большие области континентальных шельфов в современных океанах, образовавшиеся во время поднятия уровня моря в последние 11000 лет, действительно составляют около 45 % глобальных отложений карбонатов. Однако можно показать, что в течение последних 150 миллионов лет скорее отложение карбонатов на глубине океанов было более существенным по объему, составляя между 65 и 80 % глобального поступления карбонатов. Эти глубинные морские отложения, в среднем около 0,5 км по толщине, покрывают примерно половину поверхности глубокого океанического дна. Богатые карбонатами илы состоят из скелетов фитопланктона (кокколитофорид) и зоопланктона (фораминифер). Несмотря на то, что эти морские организмы живут в поверхностных водах океанов, после смерти их скелеты опускаются вниз в столбе воды либо сами собой, либо в составе фекальных комочков зоопланктона - пеллетах.

К факторам, контролирующим распределение морских илов, частично относится доступность питательных веществ, которых должно быть достаточно для поддержания жизни значительных популяций фитопланктона. Однако более важным является растворение СаСО₃ по мере осаждения частичек в глубинные океанические воды. В глубинных водах океанов, особенно в Тихом океане, концентрации диоксида углерода (СО₂) возрастают в результате разложения осажденного органического вещества. Падение температуры и увеличение давления также способствуют растворению СаСОз, благоприятствуя протеканию обратной реакции.

Путем картирования глубин существования карбонатных отложений на дне океанов стало возможным определить уровень, на котором скорость поступления биогенного СОз^2- уравновешивается скоростью его растворения. Эта глубина, известная как глубина компенсации кальцита (ГКК), различается в океанах Земли и зависит от степени недонасыщения СОз^2- в глубинных водах. В Атлантическом океане ГКК находится на глубине примерно 4,5 км; выше ГКК в Атлантике на глубине примерно 4 км находится критический уровень, называемый лизоклином. Здесь скорость растворения кальцита заметно увеличивается и все, за исключением наиболее грубых частичек быстро растворяются. По оценкам, около 80 % СаСОз, оседающего в глубинные воды, растворяется либо в процессе транспорта через столб воды, либо на морском дне. Вследствие этого отложения морских карбонатов сильнее распространены на более мелких участках глубинного дна океанов или на топографических высотах, которые проецируются выше ГКК.

Опаловые силикаты

Опаловые силикаты (опал) - это разновидность продуцируемого биологически диоксида кремния (SiO₄ * nН₂О), выделяемого как скелетный материал морским фитопланктоном (диатомеями) и одной группой морского зоопланктона (радиоляриями). Богатые опаловыми силикатами (SiO₄ * nН₂О) отложения покрывают около одной трети морского ложа, особенно в областях с высокими скоростями осадконакопления, привязанными к богатым питательными веществами водам восходящих течений, а также полярным морям, особенно вокруг Антарктики. Морская вода недонасыщена в отношении кремния и, по оценкам, 95 % опаловых силикатов растворяется по мере погружения вниз по столбу воды или на границе раздела осадок/вода. Таким образом, сохранение опаловых силикатов происходит только там, где они захораниваются в быстро накапливаемом осадке, ниже поверхности раздела осадок/вода. Последующее растворение опала в осадке приводит к насыщению поровых вод кремнием. Поровые воды не могут быстро перемешиваться с открытыми морскими водами, и насыщение предотвращает дальнейшее растворение опала. Высокие скорости осадконакопления в океанах могут быть вызваны высокими скоростями поступления минералов с континентов, но обычно причиной являются высокие скорости продуцирования их биологическими агентами. В областях с высокой продуктивностью диатомовые водоросли являются распространенным видом фитопланктона, что повышает значение таких областей как стоков для кремния. Биологический вынос кремния из морской воды рассчитан на основе содержания опала в отложениях и скоростей осадконакопления.

Сульфиды

После того как свободный кислород был потреблен, окисление органического вещества протекает с помощью набора микробиологически опосредованных реакций. Несмотря на то, что в морских отложениях небольшие количества нитратов (N0₃), марганца (Мn) и железа (Fе) пригодны как акцепторы электронов, значение их невелико по сравнению с SO₄, которого много в морской воде. При значении рН морской воды около 8 органическое вещество включается сульфатредуцирующими бактериями в обмен веществ. Этот процесс широко распространен в морских отложениях, но особенно важен в осадках на границе континентов, где накопление органического вещества наибольшее. Восстановление сульфатов протекает на такой глубине (изменяющейся от нескольких миллиметров до метров ниже границы раздела осадок/вода), где морской SO₄ может быстро диффундировать или накачиваться организмами, обитающими в отложениях. В результате реакции образуется сульфид водорода (НS^-), обладающий высокой реакционной способностью, большая часть которого диффундирует вверх и снова окисляется до SO₄ кислородсодержащей морской водой на поверхности осадка. Однако около 10% НS^- быстро осаждает растворимый Fе (II) в восстанавливающихся осадках, что приводит к накоплению моносульфида железа. С течением времени моносульфиды железа превращаются в пирит. Осажденный пирит, образующийся как побочный продукт восстановления сульфатов в морских осадках, является главным стоком морского SО₄ . Наличие пирита в древних морских отложениях показывает, что восстановление SО₄ происходит уже сотни миллионов лет. В масштабе геологического времени вынос SО₄ из морской воды в результате образования отложений пирита считается практически равным выносу его в результате осаждения эвапоритов.

Антропогенное воздействие на главные ионы в морской воде

Антропогенные процессы могут изменять некоторые из этих потоков. Например, в результате человеческой деятельности поток переносимого рекой Сl может увеличиться более чем на 40% , а поток SО₄ - удвоиться в основном из-за сжигания ископаемого топлива и окисления Н₂S, возникшего в результате загрязнения.

Человеческая деятельность влияет также на объем твердого стока, переносимого реками. Вырубка лесов и увеличившаяся сельскохозяйственная деятельность по всему миру делают поверхность земли более доступной эрозии. Влияние их на химию главных ионов морской воды заключается в основном в увеличившемся привносе твердого детрита на континентальные шельфы, что приводит к увеличению процессов ионного обмена и других взаимодействий твердое вещество - морская вода. Однако эта ситуация все еще изменчива; увеличение использования речных плотин снижает привнес осадков в океаны в настоящее время. Менее важным со стороны глобальных запасов, но существенным с экологической точки зрения является увеличение количества твердого стока в тропических реках, попадающего с детритом в меловые коралловые рифы береговых вод и приводящее к падению биологической продуктивности в результате снижения чистоты воды. [2]

Заключение

Под действием энергии Солнца вода испаряется с поверхности морей и водоёмов и воздушными течениями переносятся на большие расстояния. Выпадая на поверхность суши в виде осадков, она способствует разрушению горных пород и делает составляющие их минералы доступными для растений, микроорганизмов и животных. Она размывает верхний почвенный слой и уходит вместе с растворёнными в ней химическими соединениями и взвешенными органическими и неорганическими частицами в моря и океаны. Циркуляция воды между океаном и сушей важнейшее звено в поддержании жизни на Земле.

Эрозией изверженных пород невозможно объяснить присутствие в современном океане многих летучих элементов, 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. Скорей всего хлор, азот, сера и фтор поступали в виде HCI, NH ₃ , H ₂ S и HF; углерод в виде CH ₄ , CO и CO ₂ , а значительная часть кислорода в виде H ₂ O, СО ₂ и СО.

Согласно данным, имеющимся в настоящее время, физические и химические свойства океана, по-видимому, в течение геологического времени оставались практически неизменными. Это подтверждается тем, что биологические виды прошлого более или менее сходны с современными видами.

Размещено на Allbest.ru