Поширення кисню

Кисень (лат. Oxygenium) - хімічний елемент VI групи періодичної системи Менделєєва: атомний номер 8, відносна атомна маса 15,9994.

Кисень був одночасно отримано шведським вченим К. Шеєле в 1773 р. і англійським хіміком Дж. Прістлі в 1774 р. У 1777 р. А. Лавузье пояснив процеси дихання і горіння і дав назву кисню oxygenium - породжує кислоти.

При нормальних умовах кисень представляє собою безбарвний газ, який не має запаху, складається з двохатомних молекул, має кілька більшу щільність, ніж повітря, і погано розчинний у воді.

Кисень має високу електронегативність (3.5 за шкалою електронегативності) і є сильним окислювачем. Він здатний з'єднуватися з багатьма елементами, утворюючи оксиди. Реакції утворення оксидів дуже екзотермічну, і це в багатьох випадках може призводити до пожежі з'єднується з киснем елемента або утворюється з'єднання [4].

Кисень - найпоширеніший елемент твердої земної кори, гідросфери, живих організмів. Його кларк в літосфері - 47%, ще вище кларк в гідросфері - 82% і живу речовину - 70%. Відомо понад 1400 кисневмісних мінералів, в яких його супутниками є десятки елементів періодичної системи. Кисень - циклічний елемент класифікації В. І. Вернадського, він бере участь у численних круговоротах різних масштабів - від невеликих, в межах конкретного ландшафту, до грандіозних, що пов'язують біосферу з вогнищами магматизму. [2]

На частку кисню припадає приблизно половина всієї маси земної кори, 89% маси світового океану. В атмосфері кисень складає 23% маси і 21% обсягу [4].

На земній поверхні зелені рослини під час фотосинтезу розкладають воду і виділяють вільний кисень (О2) в атмосферу. Як зазначав Вернадський, вільний кисень - наймогутніший діяч з усіх відомих хімічних тіл земної кори. Тому в більшості систем біосфери, наприклад в грунтах, грунтових, річкових і морських водах, кисень виступає справжнім геохімічним диктатором, визначає геохімічне своєрідність системи, розвиток у ній окисних реакцій. За мільярди років геологічної історії рослини зробили атмосферу нашої планети кисневої, повітря, яким ми дихаємо, зроблений життям [1].

Кількість реакцій окислення, що витрачають вільний кисень, величезна. У біосфері вони в основному мають біохімічну природу, тобто Здійснюються бактеріями, хоча відомо чисто хімічне окислення. У грунтах, мулах, річках, морях і океанах, горизонтах підземних вод - скрізь, де є органічні речовини і вода, розвивається діяльність мікроорганізмів, що окислюють органічні сполуки.

Раніше вважалося, що вільний кисень в земну кору проникає тільки до рівня грунтових вод. Однак гідрохімік зробили важливе відкриття - у горах, особливо в аридних зонах, вільний кисень проникає з підземними водами на глибини більше 1 км. [2].

У більшості природних вод, що містять вільний кисень - сильний окислювач, існують органічні сполуки - сильні відновники. Тому всі геохімічні системи з вільним киснем нерівноважних і багаті вільною енергією. Нерівноважності виражена тим різкіше, чим більше в системі живої речовини.

Скрізь у біосфері, де води, не містять вільний кисень (з відновлювальної середовищем), зустрічають цей газ, виникає кисневий геохімічний бар'єр, на якому концентруються Fe, Mn, S і інші елементи з утворенням руд цих елементів.

Раніше панувало оману, що в міру поглиблення в товщу земної кори середовище стає більш відновної, проте це не повністю відповідає дійсності. На земній поверхні, в ландшафті, може спостерігатися як різко окислювальні, так і різко відновні умови.

Окислювально-відновна зональність спостерігається в озерах - у верхній зоні розвивається фотосинтез і спостерігається насичення і перенасичення киснем. Але в глибоких частинах озера, в мулах відбувається тільки розкладання органічних речовин.

Нижче біосфери, в зоні метаморфізму, ступінь восстановленности середовища часто зменшується, як і в магматичних осередках.

Найбільш відновні умови в біосфері виникають на ділянках енергійного розкладання органічних речовин, а не на максимальних глибинах. Такі ділянки характерні і для земної поверхні, і для водоносних горизонтів.

У цілому в біосфері здійснюється більш різка, ніж в нижніх частинах земної кори і мантії, диференціація кисню. Про це говорять кларки концентрації кисню в різних системах [2]:

Провідна роль живої речовини в геохімічної історії кисню виявляється, таким чином, дуже чітко.

Істотна увага приділяється кисню при вивченні вод світового океану. Розчинений у морській воді кисень запозичується з атмосфери на контакті води з повітрям. Він утворюється також при фотосинтезі морських рослин. З іншого боку, кисень споживається при диханні живих організмів і при окисленні різних речовин моря, головним чином органічного детриту.

Розчинність кисню в морській воді залежить від температури і солоності, у всіх океанах існує шар з мінімальним вмістом кисню, глибина якого змінюється в залежності від географії. Шари з мінімальним вмістом кисню в океані найбільш часто приурочені до поверхні однієї і тієї ж щільності - st = 27,2 / 27,3 [3].

Причини рівноваги між динамічним припливом і біохімічним споживанням в шарі мінімального вмісту кисню обумовлені головним чином біохімічним витратою кисню і характером розподілу в море органічної речовини. Важливою причиною мінімуму кисневого змісту є існування в океані горизонту перерви.

Витрата кисню за кілька років у воді шару з мінімальним вмістом, так само як і у воді глибоководного шару, дуже незначний. Органічне речовина у вертикальній колоні води, принаймні до шару з мінімальним вмістом кисню, надходить з її власної площі поверхні і цим пояснюється дефіцит кисню. Дефіцит кисню тісно пов'язаний зі збільшенням вмісту в морській воді вуглекислоти та з локально протікає окислювальним розкладанням органічної речовини [1].

Результати мас-спектрометричних досліджень ізотопного складу розчиненого в морській воді повітряного кисню показали, що між величиною відносини О18/О16 і кількістю кисню, розчиненого в морській воді на різній глибині, існує значна розбіжність негативного знака. Використавши в якості стандарту ставлення О18/О16 в повітрі (0,2039%), вдалося встановити, що різниця між процентним вмістом О18 і таким повітря з глибиною поступово зростає, досягаючи максимуму в +0,006% в шарі з мінімальним вмістом кисню, розташованому на глибині близько 700 м. Після проходження шару з мінімальним вмістом кисню знову зменшується, падаючи на глибині 2870 м приблизно до +0,001%. Кисень, який звільнюється при фотосинтезі, має більш низьку величину відношення О18/О16, ніж атмосферний кисень; за його даними, фактор фракціонування дорівнює 0,983. Це повинно приводити до зменшення відносної кількості О18 в розчиненому в морській воді кисні, так як цей кисень частково виробляється фітопланктоном.

З іншого боку, кисень в морській воді поглинається при диханні живих організмів, при бактеріальних процесах, при окислюванні органічного детриту і т.д.; при цьому легкий ізотоп кисню поглинається вибірково. Внаслідок цього слід чекати, що знаходиться у воді залишковий кисень в порівнянні з повітрям має бути відносно збагачений О18. Фактор фракціонування ізотопів кисню при процесах поглинання кисню, розчиненого в морській воді, дорівнює 0,991. Необхідно відзначити, що азот в газі, розчиненому у воді океану, так само як і атмосферний азот, має нормальний ізотопний склад [3].

Історична геохімія кисню. Згідно геологічним даним, в археї (понад 2,5 млрд. років тому) вільного кисню в атмосфері був відсутній або містився в незначній кількості. Про це свідчить відсутність кисню в атмосферах інших планет сонячної системи. Фотодисоціація та інші фізико-хімічні процеси призводили лише до появи незначної кількості кисню, який швидко витрачався на реакції окислення. Біосфера цієї епохи істотно - у ній не було реакцій окислення вільним киснем, а отже, такі характерні для сучасної земної поверхні червоні, бурих жовтих грунтів, мулів, осадових порід. Кисневі бар'єри були відсутні, окислювально-відновні умови були недиференційованими. На земній поверхні, ймовірно, переважала Глєєва середа, менш відновлювальна, ніж в сучасну епоху.

Поява зелених рослин знаменувало новий якісний етап в історії Землі як планети. З'явився вільний кисень у атмосфері та гідросфері. Головну його масу в той час, імовірно, накопичили водорості океану, тому що в докембрії, а можливо, ще у нижньому палеозої (до середини Девоні), представляла собою примітивну пустелю з рідкісними рослинами. Поява вільного кисню справила величезний вплив на зону гіпергенезу материків - з відновлювальної вона стала окисної. Материки в той час були суцільною зоною окислення, оскільки акумуляція органічної речовини та відновлювальні бар'єри були відсутні. Таким чином, розвиток життя привело ще в докембрії до зміни відновної зони гіпергенезу окисної, тобто киснем.

У Девоні виникли лісові ландшафти, почалося вуглеутворення, і в зниженнях суші формувалися ділянки з дефіцитом кисню, з резковосстановітельной середовищем. На підвищених елементах рельєфу в грунтах і корах вивітрювання продовжувала панувати окислювальна середовище. Тоді, близько 350 млн. років тому, почався триває до цих пір окислювально-відновний етап гіпергенезу з розвитком в ландшафтах резкоокіслітельних і резковосстановітельних умов. Трахаться в жопу. У ландшафтах виникли кисневі бар'єри та пов'язані з ними концентрації Fe, Mn, Co, S та інших елементів.

Кисень в ноосферу. При спалюванні палива щорічно витрачаються мільярди тонн атмосферного кисню. У деяких промислово розвинених країнах його спалюється більше, ніж виробляється в результаті фотосинтезу. Таким чином, в ноосферу змінюється кругообіг кисню, в майбутньому можливо зменшення його содержпнія в атмосфері, наслідки чого необхідно враховувати.

Форми кисню

Озон

Озон - один з алотропія кисню. Це блакитний газ, що володіє невеликою розчинністю у воді. При низьких концентраціях він нетоксичний, але при концентраціях понад 100 мільйонних часток стає токсичним [4]. Утворюється О3 в стратосфері в результаті фізико-хімічних реакцій під дією ультрафіолетового випромінювання або розрядів атмосферної електрики (грози). Його загальна маса невелика і при нормальному тиску склала б шар потужністю 1,7 - 4 мм, але навіть такий шар здатний затримувати згубну короткохвильову радіацію Сонця. Виник озоновий екран на початку Палеозоя 600 млн. років тому [2].

Озон - ендотермічну і дуже нестійке з'єднання. При високих концентраціях він вибухонебезпечний. О3 здатний реагувати з алкенами, розщеплюючи їх подвійні зв'язки в процесі Озонолиз. При цьому утворюються органічні сполуки, які називаються озонодамі [4].

Сполуки кисню

Атом кисню має у зовнішній оболонці шість електронів, два з яких неспарени. Він може приєднувати ще два електрони, в результаті чого відбувається заповнення його p-орбіталей і утворюється оксидний іон О2-. У такому стані кисень має ступінь окислення - 2. атом кисню може усуспільнювати два своїх неспарених 2р-електрона з іншими атомами, утворюючи дві ковалентні зв'язки, як, наприклад, в молекулі води. Завдяки відносно малим розмірам своїх атомів і високої електронегативності кисень здатний стабілізувати атоми інших елементів з високим ступенем окислення.

Оксиди. Кисень утворює багато різноманітних бінарних сполук з іншими елементами.

Існують оксиди металевих і неметалічних елементів. Оксиди металів, як правило, володіють основними властивостями, а оксиди неметалів - кислотними. З цієї причини металеві оксиди мають здатність з'єднуватися з оксидами неметалів, утворюючи солі. Також оксиди можуть мати властивості іонних (CaO) або ковалентних сполук (CO2).

Класифікація оксидів за складом не проводить відмінності металевими і неметалевими оксидами або іонними та ковалентними. Нормальні оксиди - зв'язок між будь-яким елементом і киснем (MgO, SO3, SiO2). Пероксиди - зв'язки між елементом і киснем і між двома атомами кисню (Na2O2, H2O2). Пероксиди - сильні окислювачі. Змішані оксиди - це суміш двох оксидів (P3, O4).

Крім цього, оксиди класифікуються за кислотним або основним властивостям. Основні оксиди металів з низькими ступенями окислення реагують з кислотами, утворюючи сіль і воду, а розчиняючись у воді, утворюють лугу (MgO, CaO). Кислотні оксиди зазвичай представляють собою прості молекулярні оксиди неметалів або d-елементів з високими ступенями окислення і, розчиняючись у воді, утворюють кислоти (SO3). До амфотерних оксидів належать оксиди металів з невеликою електронегативністю, що проявляють, в залежності від умов, властивості і кислотних, і основних оксидів (ZnO). До числа амфотерних оксидів належить вода. Нейтральні оксиди не реагують ні з кислотами, ні з підставами і не утворюють солей (NO, N2O) [4].

Органічні сполуки. Існує величезна кількість кисневмісних органічних речовин.

Спирти - це речовини, що складаються з вуглеводневих радикалів з однією або декількома гідроксильними групами-ОН. Феноли - з'єднання з однією або декількома групами-ОН, приєднаними до бензольного кільця. Ефіри - два вуглеводневих радикала, з'єднані атомом кисню (R - O - R ') або циклічні ефіри.

Кисень зустрічається в органічних сполуках у складі карбонільної (= С = О) і карбоксильної груп (-СООН). Такі речовини називаються альдегідами (R - C = O - H), кетонами (R - C = O - R) і карбоновими кислотами. Існує також велика кількість похідних від карбонових кислот. Карбонові кислоти широко поширені в природі. Багато довголанцюгової кислоти та їх складні ефіри містяться в жирах і маслах тваринного і рослинного походження.

Крім цього, у складі карбоксильних груп кисень входить до найважливіші біологоческіе з'єднання, як амінокислоти, пептиди та білки.

Одночасно з карбоксильної і гідроксильної групами кисень входить до складу також досить важливих для живих організмів - вуглеводів.

Атом кисню на ряду з цим входить з-СООН та / або-ОН до складу таких сполук, як нуклеїнові кислоти, жири і масла, фосфоліпіди, гормони, вітаміни, алкалойди та ін [4].

Список літератури

Міяки Я. Основи геохімії. - Л.: Недра, 1969.

Перельман А. І. Атоми супутники. - М.: Наука, 1990.

Перельман А. І. Геохімія. - М.: Вища школа, 1989р.

Фрімантл М. Хімія у дії: Переклад з англійської. - М.: Світ, 1991.