- •Физико-химические процессы в гидросфере Учебное пособие
- •Физико-химические процессы в гидросфере
- •1. Аномальные свойства воды и состав природных вод
- •Примеры решения задач
- •2. Способы классификации природных вод
- •Примеры решения задач
- •3. Основные процессы формирования химического состава природных вод
- •3.1. Процессы растворения газов в природных водах
- •3.2. Процессы растворения твердых веществ в природных водах
- •3.3. Жесткость природных вод
- •Примеры решения задач
- •4. Кислотно-основное равновесие в природных водоемах
- •4.1. Карбонатная система и рН атмосферных осадков
- •4.2. Растворимость карбонатов и рН подземных и поверхностных природных вод
- •4.3. Карбонатное равновесие в океане
- •4.4. Щелочность природных вод
- •4.5. Процессы закисления поверхностных водоемов
- •Примеры решения задач
- •5. Окислительно-восстановительные процессы в гидросфере
- •2.5.1. Окислительно-восстановительное равновесие
- •5.2. Взаимосвязь между окислительно-восстановительными и кислотно-основными характеристиками природных вод
- •5.3. Редокс-буферность природных вод
- •5.4. Особенности окислительно-восстановительных процессов в озерах
- •5.5. Особенности окислительно-восстановительных процессов в океане
- •5.6. Особенности окислительно-восстановительных процессов в подземных водах
- •5.7. Окислительно-восстановительные условия и миграция элементов
- •Примеры решения задач
- •Контрольные вопросы
- •Модуль № 2. Физико-химические процессы в гидросфере
- •Задачи ко второму учебному модулю
- •Ответы на задачи для самостоятельного решения
- •Литература
- •Приложение
- •Оглавление
4.3. Карбонатное равновесие в океане
Неорганические соединения углерода в морской воде представлены, как и в случае пресных поверхностных и глубинных вод, диоксидом углерода и ионами НСОи СО. Химические превращения, связывающие между собой отдельные компоненты карбонатной системы, едины для воды океана и пресноводных водоемов. Однако в отличие от пресных водных систем вода океанов представляет собой многокомпонентный раствор электролитов средней концентрации, который характеризуется высокими значениями ионной силы
Таблица 5. Коэффициенты активности ионов НСОи СОв морской воде, вычисленные по константам диссоциации угольной кислоты при различных значениях хлорности
Ионы |
Значение при хлорности (%о) | |||||
2 |
6 |
10 |
14 |
18 |
20 | |
НСО |
0,833 |
0,647
|
0,519 |
0,460 |
0,428 |
0,412 |
СО |
0,292 |
0,085 |
0,042 |
0,027 |
0,020 |
0,017 |
Для воды океана величина ионной силы может быть определена как функция хлорности:
I = 0,0147 + 0,03592 . С1%о + 0,000068 . (С1%о)2, (45)
где I – ионная сила раствора;
Cl%o – величина хлорности воды в промилле.
При расчетах карбонатных равновесий для морской воды следует использовать данные об активности ионов. Коэффициенты активности ионов НСОи СОрезко уменьшаются при росте хлорности воды (таблица 5). Их расчет по теории Дебая—Хюккеля позволяет получитьудовлетворительные результаты лишь при малых значениях ионной силы раствора (для морской поды — до хлорности 2%о). Экспериментальное определение коэффициентов активности представляет определенные трудности. В связи с этим при расчете равновесий в морской воде наиболее часто используют значения концентрационных кажущихся, или смешанных, констант. Так, для констант диссоциации угольной кислоты по первой и второй ступеням смешанные константы диссоциации имеют вид:
; (46)
, (47)
где и – смешанные константы диссоциации;
К1 и К2 – термодинамические константы диссоциации.
В отличие от термодинамических констант, смешанные константы диссоциации угольной кислоты зависят от солености и хлорности морской воды. Их использование позволяет избежать необходимости введения коэффициентов активности, так как они уже учтены при экспериментальном определении констант. При различных хлорности и температуре воды значения констант диссоциации угольной кислоты по первой и второй ступеням могут быть найдены, например, по уравнениям:
= 6,3784 – 0,01137 . Сl%0 – 0,010765Т+ 1,563 . 10–4T2; (48)
= 9,8227 – 0,2719 . С1%о – 0,015215T + 1,3232 . 10–4T2. (49)
Протекание процессом растворения или осаждения СаСО3 в рассматриваемой карбонатной системе океана зависит, помимо парциального давления СO2 и температуры, от солености воды и величины гидростатического давления. В океанах создается весьма неоднородное распределение насыщенности воды карбонатом кальция; по глубине обычно выделяют четыре зоны с различной степенью насыщения воды карбонатами.
Первая зона – поверхностный слой воды до глубины 300-800 м – значительно пересыщена. Этому способствуют сравнительно высокие температуры и низкие парциальные давления диоксида углерода.
Вторая зона охватывает слой глубиной до 1500-2000 м. В связи с интенсификацией процесса окисления органического вещества в этой зоне происходит увеличение Рсо2 и может возникнуть недонасыщение карбонатом кальция.
Третья зона (до 3500-4500 м) отличается состоянием, близким к равновесному.
Четвертая зона (от 3500-4500 м до дна) характеризуется ярко выраженным недонасыщением воды карбонатом кальция, связанным с ростом гидростатического давления.