Até agora a salinidade da água do mar foi tratada como uma quantidade de sal de cerca de 35 partes em cada mil da água do mar em peso. Os íons mais importantes que constituem cerca de 99,9 % da salinidade foram mostrados na Tabela 3.1 e na Secção 3.1 foi considerada a verifiçãoo da constância da composição da água do mar . Neste capítulo considera-se a água do mar como uma solução aquosa e é feito um exame das fontes e do comportamento de alguns constituintes individuais.
6.1- A COMPOSIÇÃO QUÍMICA TOTAL DA ÁGUA DO MAR
A maioria dos 92 elementos que ocorrem na natureza foram encontrados e medidos na água do mar e outros elementos restantes ainda poderão ser encontrados à medida que técnicas analíticas forem sendo desenvolvidas para sua determinação. A Tabela 6.1 mostra os elementos encontrados até agora e sua grande variação de concentrações .
- Matéria Particulada
O seston da água do mar é bastante variado e a distinção do material diluido ,do material sob a forma particulada é bastante problemática. Isso dificulta a determinação das concentrações de alguns elementos da água do mar .
Uma forma usual de separação das frações particuladas da forma dissolvida é o uso da filtragem através da membrana de poros, com diâmetro de 0,45 microns. Para a maioria dos constituintes esse meio é adequado para a separação, mas em alguns casos a distinção entre material particulado e material na forma dissolvida não é tão clara. Por exemplo, o Fe ocorre na água do mar na forma hidratada, como Fe(OH)2 ou Fe(OH)3 . Essas formas tendem a coalescer e formar partículas coloidais, que são tão pequenas que tendem a permanecer em suspensão indefinidamente, a menos que algum processo venha a ocorrer de forma a agregá-las em torno de partículas maiores, de forma a sedimentá-las sob a ação da gravidade.
Assim para o Fe existe um espectro de tamanhos variando desde
a solução propriamente dita , passando a partículas
coloidais até partículas agregadas. O uso da membrana com
poros de 0,45 microns de diâmetro produz um separação
arbitrária do material dissolvido e do particulado.
A medida da razão entre o material particulado e dissolvido
do Fe pode er aumentado ou diminuído, dependendo do tamanho do poro
utilizado da membrana . Outra forma é aumentar a pressão
com que se dá a filtragem, isso causaria a quebra dos agregados
mecanicamente.
Esse problema não ocorre com todos os hidratados . No caso do
Al(OH)3 e do Si(OH)4 ,por exemplo, a filtração
é satisfatoriamente utilizada para se fazer a separação
das frações dissolvidas e particuladas.
- Lei de Stokes
A densidade da matéria particulada é em geral maior do que a da água do mar ,tendendo então a afundar . Entretanto, por ter um tamanho muito pequeno ela pode permanecer em suspensão quase que indefinidamente.
Para o cálculo da velocidade ( v ), em unidades MKS ,de queda de uma partícula esférica de diâmetro (d) de densidade conhecida (rho2) em um líquido de densidade (rho1) é dada por :
v = 1/18 x g x d2 x (rho1-rho2) / (mi)
onde g é a aceleração da gravidade e (mi) é a viscosidade molecular (N s /m2).
A equação acima dá, em primeira aproximação, o valor da velocidade com que as partículas Seston se precipitam na água do mar.
Para partículas de diâmetro menor do que duas micras (mi m), a velocidade de queda é da ordem de 1 metro em dez dias e será menor ainda se a partícula não tiver a forma esférica. A turbulência natural da água do mar diminuirá ainda mais a velocidade de queda, por agir de forma a mantê -la em suspensão. De forma que para as partículas sedimentares chegarem ao fundo do mar, dentro de um período razoável, digamos um mês, elas devem ter tamanhos maiores do que os do Seston . Para partículas maiores do que 2 mm a velocidade de queda é proporcional a :
d 1/2
e a equação de Stokes tem uma forma diferente . Para partículas com tamanho no intervalo 100 micras a 2 mm a velocidade de queda é proporcional ( d ) elevado a enésima potência com ( n ) variando entre 2 e maior que meio.
- Fontes de Material Particulado nos Oceanos
As maiores fontes de material em suspensão na água do mar são :
1 - Rios, que carregam partículas em suspensão para o mar, onde o material mais grosso é depositado como areia , lodo e barro.
2 - Areia carregada pelo vento como grãos de quartzo, células de grama de silício , esqueletos de diatomáceas de água doce e material orgânico particulado (detritos). Cinza vulcânica e material resultante da queda de meteoritos na atmosfera. A maioria desse material se afunda nos oceanos indo se incorporar ao sedimento , mas algumas dessas partículas são muito pequenas e se tornam parte do Seston .
3 - Material biogênico isto é partículas resultantes
da produção primária e secundária biológica
, compreendendo restos de esqueletos, material fecal, plantas mortas e
outros . A maioria desse material tem tamanhos de 100 micras ou mais e
afundam de forma relativamente rápida.
6.1.1 - CLASSIFICAÇÃO DOS CONSTITUINTES DISSOLVIDOS
- Constituintes Maiores
Os constituintes maiores da água do mar são os que ocorrem em concentrações maiores do que 1 parte por milhão em peso e que correspondem a 99,9 % dos sais dissolvidos dos oceanos. A maioria dos constituintes da água do mar são convencionalmente tomados com os listados na Tabela 3.1. A despeito de suas altas concentrações o N , o O2 e o Si não são geralmente incluídos porque os dois primeiros são gases e o segundo é um Nutriente. O Oxigênio e o Silício são altamente não conservativos.
- Constituintes Menores e Traçadores
Os constituintes menores e traçadores são os elementos restantes na água do mar. Embora a distinção entre eles não possa ser feita precisamente, os elementos traço são aqueles com concentrações da ordem de uma parte por bilhão ( dez a nona potência) em peso ou menos. Dentro desse critério elementos abaixo do Titânio na Tabela 3.1 são elementos traço.
Além dessas distinções entre constituintes maiores e o restante em termos das suas massas há outras razões para fazer essa distinção. Na secção 3.1 foi mostrado que a distribuição dos constituintes maiores é em geral bastante relacionada com a da salinidade total por causa da constância dos valores de salinidade - a maioria desses constituintes se comportam conservativamente. Secção 4.3.4. Os constituintes menores e os elementos traço, por outro lado, geralmente se comportam não conservativamente pois são afetados pelos processos biológicos e químicos nas medida em que eles são introduzidos ou removidos da solução
6.1.2 - OS NUTRIENTES
O Carbono é o elemento fundamental dos organismos vivos sobre a Terra. Em razão da predominância do dióxido de Carbono entre os gases dissolvidos ( Secção 6.1.3) o Carbono forma o oitavo elemento abundante na forma dissolvida (Tabela 6.1). A grande quantidade desse elemento não é um fator limitante da produção biológica
Restrições mais importantes são a intensidade luminosa , suprimento de oxigênio e a existência de Nutrientes, especialmente fixados como N, como nitratos, Ph, como fosfatos e silício, como silicatos. Eles são utilizados pelo fitoplancton - células de plantas de tamanho entre uma a centenas de micras- que derivam na superfície dos oceanos e fotossintetizam carbohidratos a partir do dióxido de carbono e da água.
A luz é essencial para o processo e por isso não há fitoplancton abaixo da zona eufótica que é raramente mais profunda do que 200 metros. É na zona eufótica portanto que os nutrientes são bastante utilizados . O Fitoplancton forma a base das cadeias alimentares oceânicas e os nutrientes são utilizados ao longo a cadiea, à medida que crescimento vegetal e a pastagem ocorre.
Os Nutrientes são reciclados na coluna de água através da excreção e quebra microbiológica da matéria orgânica particulada ( detrito). O afundamento de partículas biogênicas ( fezes e defuntos) e os movimentos verticais do zooplancton e de outros animais que se alimentam do fitoplancton, juntamente com detritos se combinam para produzir o afundamento de Nutrientes para abaixo da zona eufótica . A Fig 6.1 mostra o resultado desse processo indicando a distribuição vertical das concentrações dos Nutrientes com a profundidade. Fig 6.1a e b.
A zona eufótica é continuadamente deplecionada de nutrientes e a produção primária é inibida a menos que haja mistura vertical ou advecção vertical de água mais rica em Nutrientes a partir das profundidades maiores ( fenômeno de ressurgência). O termo limites biológicos é muitas vezes aplicado aos nutrientes cuja ocorrência na águas de superfície limita a produção biológica. Eles incluem o Nitrato , Fosfato e o Silício com os seus perfís característicos, mostrando uma deplecção quase total na superfície, são controlados principalmente por processos biológicos.
Nitratos e Fosfatos são usados para formar os tecidos moles dos organismos e a razão molar do Nitrato para o fosfato é próxima da razão 15:1 dos tecidos orgânicos . (Fig. 6.1). Assim quando todo o Fosfato na água de superfície foi usado assim será também para o Nitrato.
O porquê Nitrato e Fosfato devem ocorrer na água do mar na mesma razão com que ocorrem em organismos é um dos grandes mistérios da vida que ainda permanece na química da água do mar.
Não há resposta à pergunta se os organismos evoluíram dessa forma porque essa razão estava lá, já existia , quando começaram a se estabelecer, ou se os organismos a estabeleceram através dos tempos.
- Nitrogênio e Nitrato
Neste ponto deve-se fazer um digressão de forma a esclarecer alguma coisa poderia causar alguma confusão. Nitrogênio dissolvido com gás N2 é dificilmente usado com tal nos organismos e apenas uma quantidade pequena de N2 é fixada , incorporada no tecido vivo por bactéria. A água oceânica na média contém cerca de 9 ml/l ( partes por mil em volume) de gas Nitrogênio N2 (Veja Secção 6.1.3 e fig. 6.4) que é equivalente a 11 mg/l (p.p.m em peso).
A concentração total de nitrogênio em média é cerca de 11,5 p.p.m na Tabela 6.1 . Então apenas uma pequena fração pode existir na forma de gás N2 dissolvido a partir da atmosfera. Esse é o Nitrogênio fixado ( isto é quimicamente combinada) fornecido aos oceanos pelos rios produzidos principalmente por bactérias terrestres fixadoras de Nitrogênio.
De fato a concentração de nitrogênio dissolvido na forma de Nitratos na água do mar é geralmente da ordem de 0,5 p.p.m ( 0,5 mg/l). Em termos molares isso concorda com os valores da Tabela 6.1 a.
- Silício , Silicato
O terceiro Nutriente a Sílica ( ou silicato) é usado para a construção dos esqueletos da plantas plantônicas ( Diatomáceas) e animais ( radiolárias) mostrados na Fig. 6.2 . A Sílica excretada pelos organismos é na forma amorfa e é também na forma hidratada, de tal maneira que sua fórmula é escrita commumente como SiO2,nH2O e é chamada algumas vezes de opalina ou opal. Por brevidade vai ser usada apenas a indicação SiO2 para a forma sólida e dissolvida do silício.
À medida que os organismos morrem ou são consumidos , os restos de esqueletos afundam através da água e vagarosamente se dissolvem , aumentado a concentração de silicatos nas água profundas conforme mostrado an Fig 6.1 c.
Plantas e animais marinhos formam esqueletos de carbonato de Cálcio Fig 6.3d e tal forma que o carbono é utilizado por ambas as partes dos organismos, as partes moles e as partes duras. A utilização biológica do carbono e do cálcio no ambiente marinho é uma componente importante dos ciclos globais desses nutrientes . Ambos são bastante abundantes na solução da água do mar , vê - se entretanto, Tabela 6.1, que elas nunca são fatores limitantes da produção primária . A quantidade usada pelo organismos é pequena em relação a sua abundância total e os seus efeitos nas razões C:S e Ca:S não sao fáceis de detetar. Secção p 3
As partes dissolvidas de elementos como o Carbono, as vezes são chamados de constituintes bio-intermediários porque embora ele mostrem alguma deplecção nas águas de superfície eles não são exauridos mesmo em regiões de alta produção biológica.
Os constituintes cujas concentrações na solução
não são afetadas pela atividade biológica são
chamados algumas vezes de constituintes bio -ilimitados e eles são
os constituintes que se conservam na água do mar como o sódio
e cloro e são chamados de constituintes conservativos.
6.1.3- GASES DISSOLVIDOS
Três quartos da massa da atmosfera está concentrada nos últimos 10 km e essa parte da atmosfera não mostra variações na proporção dos seu constituintes maiores : Nitrogênio ( 78 %), Oxigênio (21 %) Argônio ( 1%) . ( As concentrações na atmosfera são dadas em volume). Dióxido de Carbono é aproximadamente uniforme distribuído na parte inferior da atmosfera, mas corresponde apenas a 0,03% do total .
- Solubilidades
A Figura 6.4 faz a previsão das solubilidades dos quatro gases mais abundantes na água do mar a temperatura de 24 graus centígrados . Uma característica da Fig. 6.4 a é que a escala vertical é dada em pressão parcial que é idêntica à porcentagem em composição de volume . Por exemplo se se retira todos os gases com exceção do oxigênio, os 21% de oxigênio dariam uma pressão de 0,21 atmosferas.
Note-se que as concentrações dos gases são dadas em mg/l (p.p.m em peso) na Tabela 6.1e elas não são numericamente muito diferentes das concentrações volumétricas (ml/l) para o Oxigênio, Nitrogênio e Argônio na Fig. 6.4 . Isso é por causa das baixas densidades desses três gases : respectivamente 1,43, 1,23 e 0,77 kg/m(cúbico); então, numa primeira aproximação, 1 metro cúbico pesa 1000g, 1 litro pesa 1 grama e 1 ml pesa 1 mg.
A Figura 6.4 mostra que a solubilidade do CO2 na água do mar é muitas vezes maior que a do Nitrogênio e Oxigênio. A diferença é devida à reatividade do CO2 na água do mar, conduzindo à várias formas de equilíbrio do carbonato e do bicarbonato.
CO2(gas) + H2O = H2CO3 = H+ + HCO3- = 2H+ + CO3-
A informação na Fig. 6.4 é ponto de partida para a discussão dos gases dissolvidos, mas ela deve ser tratada com cuidado, pois os dados se aplicam a água do mar a uma certa temperatura. A solubilidade dos gases em geral decresce com o aumento da temperatura e a solubilidade da salinidade aumenta com o aumento da pressão.
Em adição a Fig. 6.4 é baseada na assumção de que há equilíbrio entre a atmosfera e o oceano através da interface ar-mar. No equilíbrio as razoes da difusão dos gases são as mesmas em ambas as direções ( isto é não há fluxo líquido de gás para dentro ou para fora do oceano, porque o número de moléculas de gás entrando na solução é equalizado pelo número de moléculas saindo para a atmosfera.
Isso é provavelmente válido em primeira aproximação para os quatro mais abundantes gases , mas não para os outros que ocorrem em muito baixas concentrações. Estes incluem os gases nobres Hélio ( He), Neon (Ne), Kriptônio (Kr) e o Xenônio (Xe) e outros.
A distribuição de gases em camadas mais profundas nos oceanos é alcançada principalmente pelas correntes e po mistura turbulenta antes que por difusão . Para baixo a redistribuição é pequena, entretanto, e os oceanos podem levar centenas de anos ou mesmo milhares de anos para esquilibrar completamente com a atmosfera ambiente - em outras palavras será necessário um longo período de tempo para os efeitos das mudanças nos processos que controlam a troca de gases na interface ar-mar se transmitir por todos os oceanos.
A atividade biológica exerce uma atividade importante na redistribuição do Oxigênio e do dióxido de Ccarbono abaixo da superfície e determina a forma da distribuição da concentração ao longo da profundidade.
- Oxigênio , Respiração e Fotossíntese
As águas de superfície dos oceanos são consistentemente supersaturadas com Oxigênio (Fig 6.5), parcialmente devido a liberação de Oxigênio durante a fotossíntese, mas principalmente como o resultados de bolhas de ar que se forma nas cristas das ondas que são forçadas para baixo na coluna de água , onde parte do gás que ela contém é forçado a entrar na solução pela aumento da pressão hidrostática.
Próximo do fundo da zona eufótica há um balanço entre a quantidade de Carbono que o fitoplancton fixa através da fotossíntese é a quantidade de carbono dissipada na respiração. A profundidade na qual esse balanço ocorre é chamada de profundidade de compensação, que pode ser também definida como a profundidade na qual a quantidade de Oxigênio produzida pelo fitoplancton, durante a fotossíntese é igual a quantidade que ele consome na respiração, durante o período de 24 horas.
Em resumo, para que o fitoplâncton de uma localização
em particular, chegar a um balanço, para cada mol produzido em fotossíntese
( ou mol de carbono fixado) um outro mol é utilizado ( ou dissipado)
na respiração.
fotossíntese
CO2+H2O ==============(CH2O)n + O2
respiração
A fotossíntese não termina na profundidade de compensação, mas abaixo dela não pode existir crescimento líquido de fitoplâncton porque por definição mais oxigênio está sendo utilizado na respiração da planta do que é produzido por fotossíntese.
A plantas , algas , podem sobreviver até em consideráveis profundidades - células de plantas tem sido recuperadas em profundidades de várias centenas de metros - mas elas não podem crescer se passarem da profundidade de compensação . Para todos os efeitos a profundidade de compensação pode ser tomada como um limite inferior da zona eufótica.
Em profundidades maiores, o Oxigênio continua a ser consumido na respiração de animais e plantas e na decomposição microbial ( Oxidação)de detritos orgânicos e não está sendo completamente reposto porque a fotossíntese declina a níveis negligíveis abaixo da zona eufótica.
Uma camada de mínimo oxigênio se desenvolve onde o máximo de retirada de oxigênio ocorreu, geralmente entre 500 e 1000 metros . Em algumas áreas , como o Norte do Oceano "Indico e o Pacífico Tropical Este ( Fig. 6.6) a água nessas profundidades é bastante deficiente em Oxigênio e em casos extremos ela pode se tornar completamente anóxica. Em profundidades maiores nos oceanos os níveis de oxigênio pode se elevar novamente, por causa da introdução de águas frias , densas e mais oxigenadas que se afundam nas áreas polares .
A distribuição vertical de Oxigênio varia consideravelmente de lugar a lugar, Fig 6.6, mas em geral é a imagem espelhada daquelas do Fosfato e do Nitrato.
Onde camadas de mínimo de Oxigênio ocorrem em coincidência com o fundo do mar, sedimentos anóxicos podem er depositados . Isso ocorre tipicamente, ao longo das margens continentais, onde existe grande produção biológica. Em adição, onde as bacias são isoladas por barras rasas de águas oxigenadas da circulação de fundo ( por exemplo o Mar Negro) sedimentos anóxicos são formados em todas as profundidades abaixo do nível em que o oxigênio se exauriu.
- Dióxido de Carbono
Tal como no caso do Oxigênio, quanto menor a temperatura maior
é a solubilidade do CO2. Abaixo da termoclina, entretanto, onde
a temperatura é virtualmente constante , a solubilidade do dióxido
de Carbono torna-se inteiramente dependente da pressão. Quanto maior
a pressão maior é a quantidade de CO2 que entra na solução
para formar acido carbônico e seus produtos de
dissociação . O exemplo de Le Chatelier é
bem conhecido para os consumidores das bebidas engarrafadas ou em latas,
que ao deixar sair o gás CO2 fazem espuma quando aberta e a pressão
é diminuída.
A água do mar está em equilíbrio com o CO2 da atmosfera, quando ele é levemente alcalino com um Ph da ordem de 8,1 a 8,3. O Ph pode crescer levemente quando há rápida retirada de CO2 das águas de superfície durante a fotossíntese , mas isso não excede normalmente o valor 8,4 a exceção, lagoas e estuários.
Sabe-se que abaixo da zona eufótica o CO2 absorvido na fotossíntese é excedido pelo CO2 libertado na respiração. Como a concentração CO2 aumenta , então o Ph diminui tipicamente a valores abaixo de valores entre 7,8 as 8,0. Pode alcançar valores de 7,5 ou menos em águas de salinidade reduzida ou em condições anaeróbias onde bactéria usando a redução do sulfato como fonte de Oxigênio para a decomposição de matéria orgânica libera H2S na solução.
Entretanto, quando o sulfato é utilizado a decomposição de matéria orgânica sob condições anaeróbicas envolve na redução do CO2 conduz à formação de hidrocarbonetos tais como metano CH4. Sob essas condições o Ph pode crescer a valores tão altos quanto 12.
- Alguns Gases Menores
Todos os gases listados na Tabela 6.2 são produzidos por organismos em águas de superfície menos um nos quais os gases estão supersaturados com relação a sua concentração na atmosfera. Dessa forma para o equilíbrio ser mantido eles tem que escapar para a atmosfera , isto é o fluxo líquido atmosfera/ oceano é na direção da água para a atmosfera.
-Enchofre
A exceção da Tabela 6.2 é o dióxico de Enchofre cujo floxo líquido é na direção ar mar . Suas fortes de produção incluem o vulcanismo e a industria moderna ( queima de petróleo e fundição de metais) e a oxidação de compostos naturais sulfurosos . Na atmosfera esses gases são oxidados a SO3 que na água do mar rapidamente se combina para formar aerosois de acido sulfúrico que contribuem para a chuva acida. Dessa forma a maior parte de seu fluxo é na direção ar mar na forma de ions SO4- -,e também como gás SO2.
-Nitrogênio
A água de superfície é em geral supersaturada com oxido nitroso ( NO2), por causa da ação bacteriana e o fluxo resultante do mar para o ar pode ser importante para o balanço global do Nitrogênio. A razão com que o Nitrogênio entra nos oceanos, proveniente dos rios e da chuva é da ordem de 8 x 10 elevado a decima terceira potência g. N por ano. Aproximadamente 10% desse total ( 9 x 10 a décima segunda potência g. N/ano) é removida, chegando aos sedimentos como componentes orgânicos nao decompostos sendo que cerca de 90 % de Nitrogênio desse total ainda não foram detetados onde se localizam mar.
-Monóxido de Carbono
O monóxido de Carbono ( CO) e o metano (CH4) provem um contraste interessante.. Sua concentração na superfície são semelhantes mas a concentração na atmosfera do CO é muito menor do que a do que o CH4. O gradiente das concentrações é muito maior para o CO do que para o CH4 na interface, que dão conta da ordem de grandeza das diferenças de fluxos na Tabela 6.2
PO fluxo na direção mar ar desses gases não é uma componente importante do balanço global de Carbono o fluxo de CO acima na Tabela 6.2 representa apenas cerca de um quinto da entrada de CO em direção a atmosfera devido a atividade humana.
-Metil Iodeto e Dimetil Sulfeto
O Metil Iodeto CH3I e o Dimetil Sulfeto (CH3)2S são compostos
instáveis em ambientes oxigenados. Eles são produzidos pela
atividade orgânica, próxima à superfície do
mar, persistindo o bastante para passar para a atmosfera, onde eles são
decompostos pela luz ultravioleta.
6.1.4- GASES DISSOLVIDOS COMO TRAÇADORES
6.1.5
Qualquer que sejA A POSiÇÃO ATUAL DE CERTO CORPO DE ÁGUA
DO MAR ELE deve em algum período ter estado na superfície
, onde a difusão através da interface ar mar determinou o
seu conteúdo de gás . Quando esta água se afundou
e se tornou isolada da atmosfera as concentrações de gases
dissolvidos mudaram parcialmente em consequência da mistura, parcialmente
devido a ação biológica e de outras reações.
O Oxigênio é utilizado como um traçador porque é abundante nos oceanos , biologicamente importante e de fácil medida. Quanto mais tempo uma massa de água é isolada da atmosfera menor é seu conteúdo de Oxigênio. Fazendo-se um acompanhamento de suas concentrações através dos seus gradientes a região fonte da massa de água pode ser localizada e as mudanças que ocorreram podem, desde o seu isolamento da superfície, ser inferidas. Fig 6.7.
6.2- FONTES E SUMIDOUROS
Nesta secção procura-se identificar as formas através das quais são fornecidos ou removidos os constituintes dissolvidos e como eles contribuem ao balanço global da água do mar bem como examinar algumas reações em que participam os diferentes constituintes.
Procura-se saber porque sendo os rios a principal fonte de sais dissolvidos na água do mar porque a água do mar não é simplesmente uma versão concentrada da composição média de constituintes químicos de todos os rios do globo terrestre.
A resposta a essa questão se baseia no comportamento ambiental a água à medida que ela se transporta através do ciclo hidrológico. Ela pega os sais durante o processo weathering do solo e precipita esses sais em diferentes quantidades e a diferentes razões até que ela chegue novamente aos oceanos.
6.2.1- Comparação da Água do Mar com Outras Águas Naturais
A Fig 6.8 mostra as concentrações médias dos constituintes principais na água de chuva, nas águas de rio e nas águas do mar. As médias das ;aguas de chuva e do rio apresentam consideráveis variações mas o padrão básico é o mesmo em todos os continentes.
Para mudar o conteúdo em sais da água de chuva de forma que se torne água de rio é necessária a adição de quantidades substanciais de constituintes que tem origem no envelhecimento das pedras. A água do mar contém gases dissolvidos particularmente CO2 e SO2 que formam soluções ácidas na água de tal forma que a água da chuva é levemente ácida ( PH = 7,5). Quando a chuva cai sobre o solo sua acidez e neutralizada pela reação com os minerais dos solos e rochas.
CaCO3 + CO2 + H2O ---- Ca2+ + 2HCO3-
Calcita de água da chuva na solução
Rochas Sedimentares
2NaAlSi3O8 + 2CO2 + 3H2O \-----Al2Si2O5(OH)4 + Na+
+ 2HOC3- + 4SiO2
Albita de água da chuva Caolinita um
em solução Sílica,
Rochas Ígneas e mineral do barro parcialmente
Metamórficas em soluçao
Os exemplos acima mostram através de reações simplificadas das que ocorrem no ambiente mas elas resumem aproximadamente os processos químicos em que água da chuva é transformada em água de rio. Os grandes aumentos de concentrações de Ca2+ e HCO3- entre a água de rio e água de chuva parece devido ao fato de que esses ions podem ser produzidos pelo decomposição dos carbonatos e dos silicatos de cálcio em reações análogas com as acima.
6.2.2- ÁGUA DO MAR E ÁGUA DE RIO
A água do mar contém cerca de 300 vezes mais sais do que a média das águas de rio e a Fig 6.8 mostra que a mistura dos elementos dissolvidos na água do rio são bastante diferentes da água do mar. No ambiente marinho quantidades substanciais de HCO3- Ca2+ e SiO2 em particular deve ser removida da solução.
Foi estabelecido que alguns dos sais na água do mar vem da decomposição química ds rochas de superfície juntamente com sais marinhos transportados pela água d chuva. Fig. 6.9. Uma quantificação das contribuições dessas duas fontes mostra que o conteúdo de cloretos das rochas continentais é da ordem de 0,01% e então apenas uma pequena quantidade de cloretos na água do mar vem da decomposição das rochas .
Segue-se que virtualmente todo o cloreto da água do rio vem da decomposição deve vir de da água do mar através de uma reciclagem dos aerosóis marinhos . Esse fato permite que seja feita a correção da composição da água de rio relativa aos sais reciclados ou sais cíclicos.
A forma com é feita essa correção é através da aplicação da constância da composição da água do mar para os constitutintes maiores. A hipótese básica é a de que todo o cloreto na água de rio é reciclada pela chuva das águas dos oceanos através da chuva e da neve e que os outro constituintes são reciclados na mesmo na proporção em que eles ocorrem na água do mar.
Essas hipóteses foram aplicadas na Fig. 6.10 para corrigir as
concentrações medidas na água de rio através
da subtração das contribuições dos sais reciclados.
O que fica é a contribuição da decomposição
das rochas.
6.2.3 - ORIGEM DOS CLORETOS
É fácil ver como os ions dos constiuites miores - Na, K, Me, e Ca - nos oceanos podem ser derivados da decomposição das rochas pelo tempo porque esses elementos são encontrados em abundância na superfície da Terra. Tab 3.2.
Em contrapartida apenas uma porção negligível de cloretos na ága dos rios vem da decomposição que é a razão de se colocar o conteúdo de cloro a nível zero para se fazer a correção dos sais reciclados pelos fenômenos hidrológicos.
A origem do conteúdo de cloro nos oceanos é supostamente devido ao vulcanismo. O ácido Clorídrico é um importante constituinte dos gases vulcânicos. No princípio o vulcanismo foi mais generalizado do que é hoje em dia porque a Terra estava muito mais quente. Grandes quantidades desse gás solúvel foram emitidas e rapidamente dissolvidas nos oceanos . O Cloro é classificado como um excesso volátil, um constituinte que não pode ser deduzido pela decomposição das rochas.
6.2.4- O BALANÇO DO SÓDIO
Como se pode saber se há mais fontes dos constituintes maiores da água do mar que não somente devido a decomposição das rochas e como medi-la é uma tarefa que pode ser feita através de um balanço de massas. A quantidade total de um elemento que é adicionado nos oceanos pela decomposição dos continentes é comparada com a quantidade encontrada na água do mar . Se há mais desse elemento na água do mar do que é produzida pela decomposição das rochas então deverá haver uma fonte adicional desse elemento. Se a quantidade a água do mar é menor ou a mesma não é necessário procurar uma fonte adicional alem da decomposição rochosa embora tal fonte possa existir.
Uma das formas mais simples de trabalhar é construir o balanço do Sódio. Assume-se que não há outra fonte além dos rios o para a ocorrência do sódio na água do mar e calcular a quantidade de rocha crustal que tem de ser erodida para produzir tal quantidade. Compara-se então os resultados obtidos com os resultados para outros elementos.
Os cálculos contém uma quantidade grande de elementos simplificadores, mas isso não importa pois que o que se procura é identificar aqueles elementos na água do mar para os quais há a possibilidade de existir uma fonte adicional.
O cálculo inicial é para estimar a quantidade de rocha deve ser decomposta para fornecer a quantidade de sódio em um litro de água do mar . As tabelas 3.1 e 6.1 mostram que deve haver uma média de 11 gramas de sódio por litro de água do mar o que é bastante acurada para a espécie de cálculo a ser feita .
A concentração média de sódio na crosta é 2,4% (Tabela 3.2)e e assume que é representativa da crosta continental . Dessa forma há uma média de 2,4 gramas de sódio em 100 gramas de rocha da crosta continental. Estima-se que aproximadamente três quartos ( 75%) de sódio das rochas vá para a solução e finalmente chega ao mar .O restante permanece combinado quimicamente nos minerais sedimentares.
Setenta e cinco porcento de 1,8 gramas são 1,8 gramas e portanto para 100 grams de rocha decomposta cerca de 1,8 gramas de sódio vai para a solução . O passo seguinte é ver se a quantidade de crosta erodida que fornece a quantidade de sódio em um litro também fornecem outros elementos dissolvidos no mesmo litro de água do mar . Isso foi feito para elementos selecionados na Tabela 6.3
Na última coluna da Tabela 6.3 pode-se ver que a quantidade de sódio é próxima a 75 % e essa é a base para se estimar a quantidade de rocha deve ser decomposta para se obter 11 gras de sódio em um litro de água do mar . De acordo com a Tabela 6.3 menos de 10 % de qualquer elemento na crosta em média é necessária para se dar conta da sua concentração na água do mar .
Por essa razão é que não é necessário ser bastante exato nas concentrações de sódio para se fazer esse cálculo . Pode-se aumentar a concentração para 100 % ou reduzi-la para 50 % que ela não irá afetar as conclusões tiradas.
Os elementos do primeiro grupo da tabela 6.3 são os constituintes maiores na água do mar. Elementos do segundo grupo sao os elementos menores e os constituintes traço com porcentagens na SOLUÇÃO BASTANTE PEQUENAS - BEM MENORES DO QUE 1. ã primeira vista é surpreendente que para os primeiros grupos na Tabela 6.3 os números da última coluna são em sua totalidade menores do que 1. Parecem significar que para muitos constituintes apenas uma proporção pequena dissolvida é devida a decomposição da crosta de superfície.
Uma explicação mais provável é a de que constituintes dissolvidos são removidos com razões diferentes da água do mar: quanto menor a porcentagem na solução mais eficiente é a sua remoção da água domar pelos processos de origem orgânica ou biológica e menor é o tempo de residência de um constituinte particular do oceano.
Essa é única forma de conciliar as informações para a água do mar e água do rio mostradas nas Figuras 6.8 e 6.10. É quase óbvio que a água do mar não é uma forma concentrada da água dos rios. Se fosse então HCO3- em vez do Cl- seria o ânion principal e o Ca2+ ,antes que Na+ , seria o cátion principal . Segue-se que os tempos de residências do Ca e do C nos oceanos são muito menores do que os do Na e do Cl.
O último grupo na Tabela 6.3 ão os elementos sob forma anions na água do mar. Encabeçado pelo Cl eles representam os excessos voláteis elementos cujas concentrações na água do mar não podem ser balançados apenas pelos processos de decomposição das rochas. O SO2, Hbr e o B volátil são componentes conhecidos como gases de origem vulcânica, juntamente com o CO2, Nitrogênio, Argônio, Hidrogênio e também o CO2.
A água nas emissões vulcânicas atuais são basicamente provenientes de águas recicladas da atmosfera e da hidrosfera a maioria das quais através das zonas de subduçao em placas marginais destrutivas. N história do planeta Terra a maioria do H2O nos gases vulcânicos deve ter se originado do interior d planeta..
Em outras palavras o inventário da água é o resultados da degaseificação planetária como esboçado no Capítulo 1. Cálculos mais sofisticados do balanço de massas levam em consideração fatores tais como a composição dos gases vulcânicos e a composição e razão de deposição dos sedimentos marinhos
el;es tem sido usados para identificar volatilidades adicionais entre os componentes menores e elementos traços da água do mar , tais como Se, Ar e Pb que têm números baixos em porcentagem na taebela 6.3. Lembrar que o balanço do Na é um modelo simples e que esses baixos valores de uma fonte adicional alem da decomposição para uma constituinte dissolvida em particular. não excluem a existência
Um outro aspecto interessante é do Mn . Sedimentos de profundidade contém maior concentração de Mn do que as rochas continentais e uma quantidade maior de Mn é depositada do que é fornecida pelo fenômeno de decomposição das rochas.
Fontes hidrotérmicas nas cristas das cordilheiras oceânicas e outros locais de vulcanismo oceânico fornecem elementos à água do mar notavelmente o Ca e Mn. Ela provê também um sumidouro para alguns elementos principalmente o Me