го в том, что должны истариться огромные количества морской воды, прежде чем соли сконцентрируются настолько, чтобы начать осаждаться. Ясно,, что это не может происходить в ХОРОШО перемешанных открытшх океанах, где чистая потеря воды в Результате испарения примерно уравновешивается ее поступлением с континентальным™ поверхностными водами (речным

168

ГЛАВА 4

ОКЕАНЫ

169

п то^ом). Это означает, что концентрирование морской воды в резу^ьтате испаРения может происходить только в областях атждн однако, что крупные отложения эвапоритов действ^тельно сУЩествУЮт в геологической летописи; самым недавне примером является высыхание Средиземного моря во время j103aHero Миоцена (около 5-6 миллионов лет назад).

цоСкольку CI- имеет очень большое время пребывания в океане* случайное распределение моментов образования эвапоритов Ссм' вставкУ 4.2), распространенное на временньге масштабы в Миллионы лет> приводит лишь к небольшим флуктуаци-ям сол^ности МОРСКОЙ воды. Однако на основании отсутствия в настоя(цее время крупных мест образования эвапоритов можно предположить, что и С1-, и сульфат (SO?-) постепенно накапливались ^ океанах Д° последующего момента удаления в процессе обра?ования эвап°РИтов.

В та^л' 42 ПРИНЯТ0> что количество Ch, удаленного из морской во1ал в пР°Цессе испарения, было сбалансировано предполагаем^" привносом [поскольку нет других очевидных стоков С1" за (включением потоков море—воздух и захоронения в поповой йоде 'см' П' 4-4-")1; это требует в свою очередь удаления такого /е количества Na+) чтобы соответствовать равному соотношению указанных ионов в NaCl. Картина удаления SO4" в процессе испарения приемлема, хотя имеет сильные ограничения Ой*пъ же'при выносе SO4" требуется удалить равное количество il0H0B Са2+' чтобы образовался CaS04 ? 2Н20.

4 4 3 к^™оннь|и обмен

В проц«ссе ионн°го обмена на глинистых минералах, перемещающие" из Речной В°ДЫ в морскую (см. п. 4.2.3), удаляется около от Речного притока Na+ в океаны и существенны процесс)»1 УД^ния К+ и Mg2+ (табл. 4.3). Глинистые минералы служат <аюке заметным Источником Са2+ в океаны, добавляя

и ^0|(ельным примером эвапоритовых бассейнов послужил КараБогаз-ГоЛ на - ПР"* Р«>.

лишние 8 % к притоку с реками (см. табл. 4.3). Однако эти современные значения, по-видимому, вдвое больше долговременных величин из-за влиянм необычайно высоких скоростей послеледникового привноса взвешенного твердого материала (см. также п. 4.4.4). С учетом э~ого современные величины в табл. 4.2 были уменьшены вдвое.

4.4.4. Осаждение карбонатов

Сложно точно рассчитать, когда морская вода пересыщена или

близка к насыщению относительно СаС03. Существует несколько подходов к решению проблемы, но все они основаны на следующем равновесном отюшении, которое описывает осаждение

(прямая реакция) или растворение (обратная реакция) СаСОз:

Са2(+Дв) + 2НСОз(,0д„, <-» СаСОз(тв) + С02(г) + НгО„. (4.3)

Морская вода представляет собой концентрированный и сложный раствор, в котором ионы ближе друг к другу по сравнению с более разбавленными растворами. Между соседними ионами происходят электростатические взаимодействия, что приводит эти ионы в «неактивное» состояние. Мы заинтересованы в доступных или «активных» ионах (вставка 4.4) и делаем поправку на указанные эффект, используя коэффициенты активности (см. вставку '.4).

170 ГЛАВА 4

ОКЕАНЫ 171

ВСТАВКА 4 4. Активные концентрации

Активная концентрация ионов, или активность, становится важным понятием в концентрированных и сложных растворах типа морской воды. Ионы в концентрированном растворе находятся на достаточно близком расстоянии друг от друга, чтобы между ними происходили электростатические взаимодействия. Эти взаимодействия снижают эффективные концентрации способных участвовать в реакции ионов. Чтобы точно предсказать протекание химических реакций в концентрированных растворах, надо принимать в расчет уменьшение эффективной концентрации, что делается с помощью использования коэффициента активности (у):

Активность = концентрация х у. (1)

Из уравнения (1) видно, что единицы активности и концентрации пропорциональны; другими словами, у можно рассматривать как константу пропорциональности. Такие константы, значение которых изменяется от 0 до 1, можно рассчитать экспериментально или теоретически, и они хорошо известны для некоторых природных растворов. Однако измерение у в сложных растворах типа морской воды оказалось очень трудным. Для наших целей особенно важно, что по мере приближения ионной силы раствора к нулю величина у стремится к 1. Другими словами, в очень разбавленных растворах