Лекции_Общая геохимия. Геохимия как наука
 Скачать 6.86 Mb.
|
|
Безжизненная горячая Земля. Стадия длилась начиная от возникновения планеты в течение 1500 миллионов лет до начала архейского эона. Вся поверхность Земли была залита вулканической лавой, так как 4 миллиарда лет назад действовали сотни тысяч вулканов одновременно. Если рассматривать физические условия, существовавшие на поверхности Земли 3,5—5 миллиардов лет назад, то можно убедиться, что в то время жизнь на нашей планете была невозможна. Поверхность континентов имела температуру более 100 С, а воды мирового океана были нагреты до 80-90 Сто есть почти до температуры кипения. Естественно, что при таких температурах жизнь на континентах ив океанах была невозможна. Поверхность Земли имела температуру 500 °С. Не существовало морей и океанов, так как при такой температуре вода в огромном количестве испарялась в атмосферу. Коре земли нужно было остыть до температуры ниже 100 С для образования океанов. Это и произошло 3,5 миллиардов лет назад. Лишь после этого в морях возникли первые водоросли и примитивные жи- вотные. В настоящее время толщина коры Земли составляет 60 километров, а радиус земного шара - 6400 километров. Лёгкие элементы таблицы Менделеева почти не имеют радиоактивных элементов, и из них состоит мантия и ядро Земли, то есть 94,6 % объёма Земли. Тяжёлые элементы таблицы Менделеева находятся исключительно внутри коры Земли. Около 97 % тепловой энергии, выделяемой 71 корой Земли, направляется к центру Земли. Теплота лучше распространяется по плотной материи недр, нежели по пористой и неспрессованной породе верхних слоёв коры Земли, которые играют роль теплоизолятора для планеты. Сейчас температура в центре Земли составляет 5000 С. А поверхность Земли в среднем нагрета на 14,8 С (другие учёные называют цифру 14,3 С. По рас- чётам геофизиков 6 миллиардов лет назад температура в центральных районах только что родившейся) Земли приблизительно равнялась 200 000 С, а температура на её поверхности была равна 3000 С. Благодаря высокой температуре на поверхности Земли в прошлом образовалась кремний-металлическая атмосфера, внутри которой около 6 миллиардов лет назад родилась Луна. Через миллиарда лет все радиоактивные элементы коры Земли трансформируются в стабильные элементы, а следовательно, полностью прекратится выделение тепла корой Земли. Поэтому через 3 миллиарда лет поверхность Земли охладится до нуля градусов по Кельвину (минус 273 градусов по Цельсию). Таким образом, планета Земля образовалась из космической пыли 5000-7000 миллионов лет назад. Растительно-животный мирна планете Земля возник 3,5 миллиардов лет назад из органических веществ, появившихся на поверхности Земли из-за вулканической деятельности. В подтверждение этому известны такие факты в вулканических газах (фумаролах) обнаружены газообразные углеводороды, а в результате извержений вулканов Тятя на острове Кунашир в июле 1973 г. и Толбачик на Камчатке в июле 1975 г. в пеплах было обнаружено значительное количество органических соединений. В частности, в пепле вулкана Тятя содержалось 140 тыс. т неочищенного от элементарной серы органического вещества, состоящего из углеводородов и их производных, там же обнаружено 26 т аминокислот. При извержении Толбачика в изверженных материалах находилось около 2 млн т органического вещества и болеет аминокислота общая масса углеводородных соединений, вынесенных в составе вулканических продуктов, достигала 2,5 ∙106 т. Интересно, что органика представляла собой органическую многокомпонентную смесь. Океаны, таким образом, на Земле представляли собой бульон органических веществ и первичных бактерий вводе. В этом бульоне и зародились вещества типа хлорофила способные вести фотосинтез и наращивать массу ор- танического вещества. Биомасса Земли (суммарная масса всех растений и животных) сначала возрастала на протяжении 3400 миллионов лет. Но вот на протяжении последних 100 миллионов лет биомасса Земли быстро снижается. Биомасса — это общая масса всех видов живого (растений и животных) на Земле в определенный момент времени. На нашей планете биомасса состоит из трех главных видов растения или флора (99,75 % массы биосферы, животные или фауна (0,25 %) и микроорганизмы Рисунок 5.9 отражает этапы изменения массы биосферы 72 М - бионасса Рис. 5.9. Изменение массы биосферы Земли (Полубояров, 2012) 5.6. Дегазация Земли Известно, что в ядре Земли и ее геосферных оболочках идут мощные процессы генерации водорода и углекислого газа и формируются две ветви дегазации планеты углеводородная и углекислая. При этом мощный поток энергии и вещества устремляется из ядра и мантии к поверхности Земли. Многократно подсчитано, что в результате углеводородной дегазации через земную кору проходит и поступает в атмосферу Земли ежегодно 10 10 тонн метана. «Даже при минимальных масштабах УВ-дегазации (5∙10 13 г/год) всего лишь за 500 млн лет к поверхности Земли было вынесено 2,5∙1022 г УВ. Сопоставление этих цифр с прогнозными запасами нефти (2∙10 17 г, газов в залежах (2∙10 17 г, нефтяных битумов (1∙10 18 г, горючих сланцев (5∙10 18 г) свидетельствует о том, что нефтегазонакопление — всего лишь мелкий побочный процесс на фоне гораздо более масштабного (во многие тысячи раз) процесса глубинной УВ- дегазации Земли, при котором через разрез стратисферы проходят гигантские количества УВ на пути в гидросферу и атмосферу (© Б. М. Валнев, В настоящее время появление углеводородных глубинных газов вблизи поверхности Земли зафиксированы во многих районах мира. Отметим лишь одно, важное в практическом отношении. Нефтяники заговорили о возобновляемос т и запасов нефтяных месторождений. Оказалось, что ряд крупных месторождений России и зарубежных стран (Татарстан, Северный Кавказ, Западная Сибирь, Мексика, Вьетнам) после извлечения из них превышающих в разы расчетных запасов, продолжают давать нефть. При этом установлено, что после, казалось бы, полной выработанности месторождений, когда дебиты скважин упали в десятки рази шла вода, а не нефть, после некоторого периода отдыха (месторождения не разрабатывались) высо-кообводненные скважины вновь начали давать безводную нефть. Восполнение запасов нефти долгие годы эксплуатируемых и выработанных месторождений происходит за счет подтока из глубинных сфер планеты углеводородных флюидов. Изменение нефтенасыщенности недр и движение флюидов по глубинным разломам подтверждено повторными сейсмическими работами. ГЕОХИМИЯ ГИДРОСФЕРЫ. Геохимия океана Океан представляет собой водную оболочку земного шара. Пять шестых земной поверхности приходится на его долю. Общий объем океана составляет 1,37 . 10 18 м (Аттарбек и Сендрамен, 1948). Одной из самых важных особенностей океана является его солевой состав. По своему составу морская вода является водным раствором неорганического электролита. Происхождение вод мирового океана и содержащихся в них солей представляет собой весьма интересный вопрос. Эрозией изверженных пород невозможно объяснить присутствие в современном океане многих летучих, и большая часть таких элементов, как C, Cl, 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 HCl, 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 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 сильнокислый раствор должен был легко растворять значительные количества изверженных пород. Как только концентрация Са 2+ , Mg 2+ , и СО вводном 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, 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 10 20 г изверженных породи 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 поступали 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 вводе горячих 74 источников было меньше 1%, тов 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. океан гидросфера 6. 2. Физические свойства морской воды Плотность. При нормальном атмосферном давлении плотность морской воды зависит от температуры Т, солености S или хлорности CV. В океанологии пользуются условной плотностью S t = (r - 1) ×10 3 , где r — отношение плотности воды приданных температуре и солёности к плотности дистиллированной воды при 4 С (обе при атмосферном давлении. В океане S t равна от 23 до 30. При повышении солёности на 1‰ S t возрастает приблизительно нате. плотность возрастает на 0,0008. При понижении температуры на С S t возрастает на 0,02—0,35. Температура замерзания морской воды зависит от солёности; при S = она равна — 1,91 С. При S = температуры замерзания и наибольшей плотности совпадают и равны — 1,33 С. При S менее процесс замерзания морской воды протекает, как в пресной воде. При S больше 24,7‰ плотность морской воды возрастает до самого замерзания, в результате чего возникает мощная конвекция и процесс замерзания становится более длительным, чем для пресной воды. Сжимаемость морской воды незначительна — при возрастании давления на 1000 дбар в океанологии давление принято измерять в децибарах ), что соответствует увеличению глубины приблизительно на 1 км плотность возрастает на 0,004. Удельная теплоёмкость морской воды (C p ) понижается как с увеличением солёности от 4217 дж/(кг×К) при 0 Си до 3985 дж/(кг×К) при 0 Си, так при океанской солёности и с понижением температуры от 3999 дж(кг×К) при 30 Си до 3985 дж/(кг×К) при 0 Си. Скорость звука в морской водебольше, чем в пресной воде, и возрастает как с повышением солёности (при 0 Сот м/сек для S = до 1445 м/сек для S = 35‰), таки с повышением температуры (для S = от 1445 м/сек при 0 С до 1543 м/сек при 30 С. Относительная электрическая проводимость морской воды (R t ), определяется как отношение проводимости данной пробы к проводимости морской воды солёностью при одинаковых температурах и атмосферном давлении растет с увеличением солёности от 0,105 при S = допри при температуре 20 С. Некоторые свойства морской воды приведены в табл. 6.1. 13 Промилле – одна тысячная или 1/10%. 1 ‰ = 1∕1000 = 0,001 = 0,1 % 75 Таблица 6.1. Некоторые механические и тепловые свойства морской воды на соленость 35 г кг Наименование параметра Значение Динамическая вязкость 1,88 × 10 -3 Пас Кинематической вязкости, ν. 1,83 × 10 -6 мс Теплопроводность 0,563 Вт м -1 K Температуропроводности, κ 1,37 × 10 -7 мс Удельная теплоемкость, С р Дж кг -1 K Скорость звукам с Сжимаемость 4,65 × 10 -10 Па Коэффициенты расширения морской воды при различных температурах и солености приведен в таблицах 6.2., электропроводности (6.3) Таблица 6.2. Коэффициент теплового расширения морской воды при различных температуре и солености. Соленость, % Температура, о С -2 0 5 10 15 20 25 30 0 10 20 30 35 -105 -65 -27 7 23 -67 -30 4 36 51 17 46 75 101 114 88 112 135 157 167 151 170 189 206 214 207 222 237 250 257 257 270 282 292 297 303 315 324 332 334 Таблица 6.3. Электропроводность морской воды (х) L (в зависимости от хлорности морской воды CL) Температура, С Хлорность, ‰ 5 10 15 20 0 5 10 15 20 25 8327 9653 11019 12459 13939 15471 15852 18329 20906 23584 26367 29242 22993 26548 30231 34090 38065 42180 29885 34454 39167 44114 49248 54551 Химическийи солевой состав океана представляет собой такую же важную геохимическую константу, как и газовый состав атмосферы, абсолютная соленость океана меняется достаточно интенсивно в зависимости от глубины, географической широты и других условий. Главные и малые химические компоненты морской воды. (табл. 6.4 и 6.5). Таблица 6.4. Химический состав морской воды. Ионы Химический состав соли морской воды при хлорности 19 о (Lyman, Fleming, 1940), % Главные компоненты морской воды, имеющей хлорность о и 20 =1,0243 (Lyman, Fleming, 1940) Г/кг Мг х атом/л 76 Na + K + Mg 2+ Ca 2+ Sr 2+ Cl - Br - So 2- 4 HCO - 3 H 3 BO 3 30,61 1,10 3,69 1,16 0,03 55,4 0,19 7,68 0,41 0,07 10,56 0,38 1,27 0,40 0,08 18,98 0,065 2,65 0,14 0,026 470,15 0,96 53,57 10,24 0,09 548,30 0,83 28,24 2,34 0,43 Таблица 6.5. Малые компоненты морской воды. Элементы Содержание, Мг/л Элементы Содержание, Мг/л Элементы Содержание, Мг/л He Li N Al Si P Ar Sc Ti V Cr Mn Fe Co Ni Cu 0,0001 0,2 0,5 0,01 3 0,07 0,6 0,00004 0,001 0,001 0,00005 0,002 0,01 0,0005 0,0005 0,003 Zn Ga Ge As Se Br Kr Rb Sr Y Mo Ag Cd In Sn Sb 0,01 0,0005 <0,0001 0,003 0,004 65 0,0003 0,3 8 0,0003 0,01 0,003 0,000055 <0,02 0,003 <0,0005 I Xe Cs Ba La Ce W Au Hg Tl Pb Bi Rn Ra Th U 0,04 0,0001 0,001 0,9 0,0003 0,0004 0,0001 0,000004 0,00003 <0,00001 0,003 0,0002 х х 0,0007 0,002 Соленость и содержание хлора в морской воде точно определить 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. 77 Соленость и хлорность выражаются через весна единицу количества кг) 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 20 0 С. Величина хлористости может быть определена путем умножения величины хлорности на удельный вес морской воды при 20 0 С. 6.3. Вариации солености и температуры 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, таки 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. Латеральные вариации солености у поверхности. Изменения солености в поверхностном слое океана контролируется такими условиями как изменения солености в поверхностном слое. Разбавление солевого раствора морской воды притекающими морскими водами, осадками , водами тающих ледников и айсбергов, ас 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. 6.4. Газы, растворенные в морской воде Океан все время находится в состоянии равновесия с газовой оболочкой планеты. Это равновесие является подвижным, поскольку количество газов в атмосфере зависит от многих факторов. Тем не менее в данный момент общее количество газов, растворенных в морской воде, также является не менее важной константой, чем состав солей. 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 придыхании живых 78 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(O 2 )= 10,062-0,2822-0,006144t 2 -0,000061t 3 -Cl(0,1073-0,003586t+0,000055t 2 ), (6.2) Где V(O 2 ) – растворимость кислорода в 1 см на 1 л морской воды при нормальных температуре и давлении в условиях равновесия воды и воздуха при нормальном давлении Cl- хлорность; t – температура воды, о С. 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. 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 О 18 /О 16 и количеством кислорода, растворенного в морской воде на разной глубине, существует значительное расхождение отрицательного знака. Использовав в качестве стандарта отношение О 18 /О 16 в воздухе (0,2039%), удалось установить, что разница между процентным содержанием О 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 σ снова уменьшается, падая на глубине 2870 м примерно до +0,001%. Доул [1952] установил, что кислород, освобождающийся при фотосинтезе, имеет более низкую величину отношения О 18 /О 16 , чем атмосферный кислород по его данным, фактор фракционирования равен 0,983. Это должно приводить к уменьшению относительного количества О в растворенном в морской воде кислороде, так как этот кислород частично производится фитопланктоном. С другой стороны, кислород в морской воде поглощается придыхании живых организмов, при бактериальных процессах, при окислении органического детрита и т.д.; при этом легкий изотоп кислорода поглощается 79 избирательно. Вследствие этого следует ожидать, что находящийся вводе остаточный кислород по сравнению с воздухом должен быть относительно обогащен О 18 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 вводе океана, также как и атмосферный азот, имеет нормальный изотопный состав. Растворимость азота в морской воде описывается следующей формулой Фокса: V(N 2 )=18,639-0,4304t / 0,00745t 2 -0,0000549t 3 -Cl(0,2172-0,00718t+0,0000952t 2 ) (6.3). 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 6.6 приведен пример данных о вертикальных вариациях содержания растворенных вводе неона и гелия в Атлантическом океане. Таблица 6.6. Вариации содержания в морской воде растворенных неона и гелия (Rakestraw и др, 1939). Атлантический океан (о с.ш. и о з.д.), апрель Глубинам Температура, оС Содержание кислорода, см 3 /л Содержание He+Ne 10-5 см 3 /л 0 5 25 62 166 333 622 912 1772 2959 18,28 18,31 17,97 17,93 17,92 17,63 15,62 9,55 3,86 3,16 5,14 5,15 5,05 5,17 5,15 4,90 4,10 3,60 5,88 6,15 18,5 14,1 15,2 15,2 15,2 15,6 15,9 15,9 16,5 17,8 |