Биокосная система гідросфери [ виправити ] текст може містити помилки, будь ласка перевіряйте перш ніж використовувати. скачати Біокосної системи ГІДРОСФЕРИ Введення Вода має особливе значення для живого речовини Землі, вона є обов'язковою умовою його існування і головною складовою частиною. Вода становить близько 60% загальної маси живих організмів суші і 80% маси організмів океану. Всі фізіологічні процеси та біохімічні реакції протікають у водних розчинах. Величезна кількість води розкладається при фотосинтезі. Взаємодія живої речовини з гідросферою є одним з генеральних процесів у біосфері. 1. Склад Світового океану - результат біогеохімічної діяльності організмів Основну масу водної оболонки Землі утворюють солоні води Світового океану, що покривають 2 / з поверхні Землі. Їх обсяг Дорівнює приблизно 1379 × 10 6 км 3, у той час як обсяг всіх вод суші (включаючи льодовики і підземні води до глибини 5 км) - менше 90 × 10 6 км 3. Так як океанічні води складають близько 93% всіх вод біосфери, можна вважати, що їх хімічний склад визначає основні риси складу гідросфери в цілому. Сучасний хімічний склад океану являє собою підсумок його тривалого зміни під впливом діяльності живих організмів. Освіта первинного океану було обумовлене тими ж процесами дегазації твердої речовини планети, що призвели до формування газової оболонки Землі. З цієї причини склад атмосфери та гідросфери тісно пов'язаний, їх еволюція відбувалася також взаємопов'язано. Як зазначено раніше, серед продуктів дегазації переважали пари води і вуглекислий газ. З того моменту, як температура поверхні планети опустилася нижче 100 ° С, пари води стали конденсуватися й утворювати первинні водойми. На поверхні Землі виник процес кругообігу води, який поклав початок циклічної міграції хімічних елементів у системі суша-океан-суша. Відповідно до складу виділялися газів першого скупчення води на поверхні планети були кислими, збагаченими головним чином НС1, а також HF, H 3 BO 3, H 2 S. Вода океану пройшла безліч кругообігів. Кислі дощі енергійно руйнували алюмосилікати, витягуючи з них легкорозчинні катіони - натрій, калій, кальцій, магній, які накопичувалися в океані. Катіони поступово нейтралізовувала сильні кислоти, і води давньої гідросфери придбали хлор-кальцієвий склад. Серед різноманітних процесів трансформації дегазіруемих з'єднань, очевидно, протікала діяльність згущень термо-літотрофних бактерій. Поява ціанобактерій, що мешкали у воді, що оберігає їх від згубної ультрафіолетової радіації, ознаменувало початок фотосинтезу і біогеохімічного продукування кисню. Зменшення внаслідок фотосинтезу парціального тиску СО 2 сприяло осадженню великих мас карбонатів Fe 2 +, потім Mg 2 + і Са 3 +. Вільний кисень почав надходити до води древнього океану. Протягом тривалого відрізка часу відновлені і недоокіеденние сполуки сірки, двовалентного заліза і марганцю були окислені. Склад океанічної води придбав хлоридно-сульфатний склад, близький до сучасного. Хімічні елементи в гідросфері знаходяться в різноманітних формах. Серед них найбільш характерні прості і складні іони, а також молекули, що знаходяться в стані сильно розбавлених розчинів. Поширені іони, сорбційно пов'язані з частками колоїдних і субколлоідних розмірів, присутніми в морській воді у вигляді тонкої суспензії. Особливу групу складають елементи органічних сполук. Загальна кількість розчинених сполук у морській воді (солоність) в поверхневих шарах океанів і окраїнних морів коливається від 3,2 до 4%. У внутрішньоконтинентальних морях солоність змінюється в більш широких межах. Середня солоність Світового океану прийнята рівною 35%. Ще в середині XIX ст. вчені виявили чудову геохімічну особливість океанічної води: незважаючи на коливання солоності, співвідношення головних іонів залишається постійним. Сольовий склад океану є свого роду геохімічної константою. У результаті наполегливої ​​роботи вчених багатьох країн був накопичений великий аналітичний матеріал, що характеризує вміст у воді морів і океанів не тільки головних, але і розсіяних хімічних елементів. Найбільш обгрунтовані дані про середні значення (Кларк) хімічних елементів у воді Світового океану наведені у зведеннях Е.Д. Голдберга (1963), А.П. Виноградова (1967), Б. Мейсона (1971), Г. Хорна (1972), А.П. Лисицина (1983), К.Н. Турекіана (1969). У табл. 4.1 використані результати переважно двох останніх авторів. Як видно з наведених даних, основну масу розчинених сполук складають хлориди поширених лужних і лужно-земельних елементів, менше міститься сульфатів, ще менше гідрокарбонатів. Концентрація розсіяних елементів, одиницею вимірювання яких служить мкг / л, на три математичних порядки нижче, ніж у гірських породах. Діапазон значень кларков розсіяних елементів досягає 10 математичних порядків, тобто приблизно такий же, як у земній корі, але співвідношення елементів зовсім інші. Чітко домінують бром, стронцій, бор і фтор, концентрація яких вище 1000 мкг / л. У значній кількості присутні йод, барій, їх концентрація перевищує 10 мкг / л. Таблиця 4.1 Вміст розчинних форм хімічних елементів у Світовому океані Хімічний елемент або іон Середня концентрація Відношення концентрації в сумі солей до Кларку гранітного шару Загальна маса, млн т у воді, мкг / л в сумі солей, 10 -4% С1 19 353 000,0 5529,0 3252,0 26513610000 S О 4 2 - 2 701 000,0 771,0 - 3700370000 S 890000,0 254,0 63,0 1216300000 НСО 3 - 143000,0 41,0 - 195910000 Na 10764000,0 3075,0 14,0 14746680000 Mg 1297000,0 371,0 3,1 1776890000 Са 408000,0 116,0 0,5 558960000 До 387000,0 111,0 0,4 530190000 Вг 67 300,0 1922,9 874,0 92 201 000 Sr 8100,0 231,4 1,0 1 1 097 000 У 4450,0 127,1 13,0 6 096 500 SiO 2 6200,0 176,0 - 8494000 Si 3000,0 85,0 0,00028 4 1 10 000 F 1300,0 37,1 0,05 1 781 000 N 500,0 14,0 0,54
685 000
Р	88,0	2,5	0,0031	120 560
I	64,0	1,8	3,6	87690
Ва	21,0	0,57	0,00084	28770
Мо	10,0	0,29	0,22	13700
Zn	5,0	0,14	0,0027	6850
Fe	3,4	0,097	0,0000027	4658
U	3,3	0,094	0,036	4521
As	2,6	0,074	0,039	3562
Al	1,0	0,029	0,00000036	1370
Ti	1,0	0,029	0,0000088	1370
З u	0,90	0,025	0,001 1	1233
Ni	0,50	0,014	0,00054	685
Mn	0,40	0,011	0,000016	548
Cr	0,20	0,0057	0,00017	274
Hg	0,15	0,0043	0,130	206
Cd	0,11	0,0031	0,019	151
Ag	0,10	0,0029	0,065	137
Se	0,09	0,0026	0,019	123
Co	0,03	0,00086	0,0012	41,1
Ga	0,03	0,00086	0,0012	41,1
Pb	0,03	0,00086	0,0012	41,1
Zr	0,026	0,00070	0,0000041	34,0
Sn	0,020	0,00057	0,00021	27,4
А u	0,011	0,00031	0,26	15,1

Частина що знаходяться у воді металів - молібден, цинк, уран, титан, мідь - має концентрацію від 1 до 10 мкг / л. Концентрація нікелю, марганцю, кобальту, хрому, ртуті, кадмію значно нижче - соті й десяті частки мкг / л. У той же час залізо і алюміній, що грають роль головних елементів у земній корі, в океані мають концентрацію більш низьку, ніж молібден і цинк. У найменшій кількості в океані розчинені такі елементи, як ніобій, скандій, берилій і торій.

Для визначення деяких геохімічних і біогеохімічних показників необхідно знати концентрацію елементів не тільки в морській воді, але і у твердій фазі розчинних речовин, тобто в сумі солей морської води. У таблиці наведено дані, для розрахунку яких величина середньої солоності прийнята рівною 35 г / л.

Як було показано вище, провідним фактором еволюції хімічного складу океану протягом геологічної історії була сумарна біогеохімічна діяльність живих організмів. Не менш важливу роль організми відіграють у сучасних процесах диференціації хімічних елементів в океані і виведення їх мас в осад. Згідно біофільтраціонной гіпотезі, розробленої А. П. Лісіцин, планктонні (переважно зоопланктон) організми щодня профільтровивают через свої тіла близько 1,2 × 10 ⁷ км ³ води, або близько 1% обсягу Світового океану. При цьому тонкі мінеральні суспензії (частинки розміром 1 мкм і менше) зв'язуються в грудочки (пелети). Розміри пеллетів від десятків мікрометрів до 1 - 4 мм. Зв'язування тонких суспензій у грудочки забезпечує більш швидке осідання на Дно зваженого матеріалу. Одночасно частина розчинених у ^в оді хімічних елементів в тілах організмів переходить на нерозчинні з'єднання. Найбільш поширеними прикладами біогеохімічного зв'язування розчинених елементів в нерозчинні сполуки можуть служити освіти ізвесткоих (кальцитових) і кремнієвих (опалових) скелетів планктонних x організмів, а також витяг карбонату кальцію вапняковими водоростями і коралами.

Серед пелагічних мулів (глибоководних відкладів океану) можна виділити дві групи. Перші складаються переважно з біогенних утворень планктону, другі утворені в основному частинками не біогенного походження. У першій групі найбільш поширені вапняні (карбонатні) мули, у другій - глинисті мули. Карбонатні мули займають близько третини площі дна Світового океану, глинисті - більше чверті. У карбонатних опадах зростає концентрація не тільки кальцію і магнію, але також стронцію та йоду. У мулах, де переважають глинисті компоненти, значно більше металів. Деякі елементи дуже слабо виносяться з розчину в мули і поступово накопичуються в морській воді. Їх слід називати талас-софіл'нимі. Розрахувавши відношення між концентраціями в сумі розчинних солей морської води і мулах, ми отримаємо величину коефіцієнта талассофіл'ності К _Т, що показує, у скільки разів даного елемента більше в сольовий частини океанічної води в порівнянні з осадом. Талассофільние елементи, що акумулюються в розчиненої сольовий частини води, мають наступні коефіцієнти К _Т:

Знаючи масу елемента в Світовому океані та величину його річного надходження, можна визначити швидкість його видалення з океанічного розчину. Наприклад, кількість миш'яку в океані становить приблизно 3,6 × 10 ⁹ т, з річковим стоком приноситься 74 × 10 ³ т / рік. Отже, за період, що дорівнює 49 тис. років, відбувається повне видалення всієї маси миш'яку зі Світового океану.

Оцінку часу знаходження елементів у розчиненому стані в океані робили багато авторів: Т.Ф. Барт (1961), Е.Д. Гольдберг (1965), Х.Дж. Боуен (1966), А. П. Виноградов (1967) і ін Дані різних авторів мають більші чи менші розбіжності. Згідно з нашими розрахунками, періоди повного видалення розчинених хімічних елементів зі Світового океану характеризуються такими інтервалами часу (в роках, в послідовності збільшення періоду в кожному ряду):

n × ¹⁰ лютого: Th, Zr, Al, Y, Sc

n × ^{3 жовтня:} Pb, Sn, Mn, Fe, Co, Cu, Ni, Cr, Ti, Zn

n × ¹⁰ Квітня: Ag, Cd, Si, Ba, As, Hg, N

n × ^{5 жовтня:} Mo, U, I

n × ¹⁰ червня: Ca, F, Sr, В, К

n × ¹⁰ липня: S, Na

n × ¹⁰ серпня: С1, Br

При всій орієнтовно таких розрахунків порядки отриманих величин дозволяють виділити групи розсіяних елементів, що розрізняються тривалістю знаходження в океанічному розчині. Елементи, найбільш інтенсивно концентруються в глибоководних мулах, мають найменшу тривалість перебування в океані. Такі торій, цирконій, ітрій, скандій, алюміній. До них близькі періоди перебування в океанічному розчині свинцю, марганцю, заліза, кобальту. Велика частина металів повністю виводиться з океану протягом декількох тисяч або десятків тисяч років. Талассофільние елементи знаходяться в розчиненому стані сотні тисяч років і більше.

Значні маси розсіяних елементів в океані зв'язуються дисперсним органічною речовиною. Його основним джерелом служать відмираючі планктонні організми. Процес руйнування їх залишків найбільш активно відбувається до глибини 500-1000 м. Тому в опадах шельфових і неглибоких пріконтінентальних морів скупчуються величезні маси дисперсного органічної речовини морських організмів, до яких додаються органічні суспензії, винесені річковим стоком з суші.

Основна частина органічної речовини океану знаходиться в розчиненому стані і лише 3 - 5% у вигляді суспензії (Виноградов А. П., 1967). Концентрація цих суспензій у воді невелика, але їх загальна маса в усьому обсязі океану дуже значна: 120 - 200 млрд т. Щорічне накопичення високодисперсного органічного детрітуса в опадах Світового океану, за даними В. А. Успенського, перевищує 0,5 × 10 ⁹ т .

Дисперсне органічна речовина сорбує і захоплює в опади певний комплекс розсіяних елементів. Про їх зміст з відомою умовністю можна судити по мікроелементарний складу великих скупчень органічної речовини - покладів кам'яного вугілля і нафти. Концентрація елементів у цих об'єктах зазвичай наводиться по відношенню до золи, не менш важливі Дані по відношенню до вихідного, неозоленному матеріалу.

Як видно з табл. 4.2, мікроелементний склад кам'яного вугілля і нафти принципово різниться.

Таблиця 4.2

Середні концентрації розсіяних металів у кам'яному вугіллі та нафті, 10 ^-4%

Примітка. Прочерк означає відсутність даних

У нафти інше співвідношення значно вища концентрація багатьох розсіяних елементів. Високий вміст титану, марганцю і цирконію в кам'яному вугіллі обумовлено мінеральними домішками. Серед розсіяних металів найбільша концентрація характерна для цинку, хрому, ванадію, міді і свинцю.

У органічному речовині активно накопичуються багато токсичні елементи (миш'як, ртуть, свинець та ін), які безупинно видаляються з океанічної води. Отже, дисперсне органічна речовина, як і мінеральні суспензії, виконує роль глобального сорбенту, що регулює вміст розсіяних елементів і оберігає середу Світового океану від небезпечних рівнів їх концентрації. Кількість розсіяних елементів, пов'язане в дисперсному органічному речовині, досить значно, враховуючи, що маса речовини в осадових породах у сотні разів перевищує сумарну кількість усіх покладів кам'яного вугілля, вуглистих сланців і нафти. Відповідно до даних Дж. Ханта (1972), Н.Б. Вассоевичу (1973), А.Б. Ронова (1976) загальна кількість органічної речовини в осадових породах становить (15 × 20) × 10 ¹⁵ т.

Маси розсіяних елементів, акумульовані в органічній речовині осадової товщі Землі, вимірюються багатьма мільярдами тонн.

2. Особливості геохімії поверхневих вод суші

Океан безупинно поповнюється за рахунок стоку води з суші, який згідно з даними М. І. Львовича (1986) дорівнює приблизно 44 × 10 ³ м ³ / рік ^1. Отже, менше ніж за 35 тис. років в океан надійде стільки води, скільки в ньому знаходиться в даний час. Динамічне сталість обсягу океану підтримується випаровуванням і перенесенням через атмосферу у пароподібному стані 44 × 10 ³ км ³ / рік води, яка випадає на суходіл у вигляді атмосферних опадів. Нижче наведено річний водний баланс Землі (за М. І. Львовичу, 1986):

Елементи водного балансу Обсяг, км ³

Дреніруємая частина суші:

опади ................................................. ........................ 106000

річковий стік ................................................ ................ 44230

випаровування ................................................. .................. 61 770

Безстічна частина суші:

опади ................................................. ........................ 7500

випаровування ................................................. .................. 7500

Світовий океан:

опади ................................................. ........................ 411 600

приплив річкових вод ............................................... ...... 44230

випаровування ................................................. .................. 455 830

Земля в цілому:

опади ................................................. ........................ 525 100

випаровування ................................................. .................. 525 100

Хімічний склад опадів при взаємодії з рослинністю і грунтом змінюється під впливом гумусових кислот, метаболічних виділень вищих рослин і грунтових мікроорганізмів. Кінцевий продукт руйнування органічної речовини - вуглекислий газ - добре розчиняється у воді з утворенням вугільної кислоти. Все це підсилює розчинювальну здатність поверхневих вод по відношенню до мінерального речовини земної кори. У той же час стікає по поверхні суші вода захоплює частинки мінеральної речовини, перетвореного під впливом життєдіяльності організмів, і переносить їх у формі суспензії. Таким чином, склад, як розчинних сполук, так і тонких суспензій у значній мірі обумовлений життєдіяльністю організмів.

Розчинні сполуки в річковому стоці. Річкові води створюють потужний геохімічний потік, який грає важливу роль в общепланетарном масообміну між Світовий суходолом і Океаном. Мобілізація хімічних елементів, що включаються у водне міграцію, відбувається в результаті діяльності живих організмів. Річкові води слід розглядати як складні розчини, що містять дисперсні зависі та з'єднання, що знаходяться в істинно розчинній стані.

У річкових водах розрізняють такі головні форми хімічних елементів:

1) прості і комплексні іони;

2) нейтральні молекули (обидві групи форм мають розмір 2 - 3 нм і менше);

3) колоїдні частинки (розмір менше 0,1 мкм), що складаються із стійких гумусових речовин, аморфних продуктів руйнування глинистих мінералів і оксидів заліза;

4) високодисперсні частинки (розмір від 0,1 до 1 - 2 мкм), що складаються переважно з глинистих мінералів;

5) великі зважені частинки (розмір від 2 - 3 до 10 мкм), представлені уламковими мінералами.

Мінералізація води і кількість дисперсних суспензій (каламутність) в різних річках сильно варіюють. Відповідно до даних геохіміка Д. Лівінгстона (1963), середня мінералізація річок Світу прийнята рівною 120 мг / л. Виходячи з цієї цифри і обсягу річного річкового стоку в 44 × 10 ¹⁵ л / рік, кількість розчинених сполук, щорічно виносяться з суші, становить 5,3 × 10 ² т. Згідно з даними А.П. Лисицина (1983), середній вміст завислих дисперсних частинок в континентальному стоці дорівнює 500 мг / л. Отже, винесення тонкодисперсного речовини усіма річками дорівнює 22 × 10 ⁹ т / рік, тобто в 4,2 рази більше, ніж розчинних сполук.

Співвідношення мас розчинних сполук і твердих суспензій у річковому стоці в значній мірі залежить від характеру рослинності суші. Факти свідчать, що протягом геологічної історії це співвідношення неодноразово змінювалося.

На підставі цього французький грунтознавець Г. Ерар (1956) розробив теорію біорексістазіі. Епохи біостаза (біологічного павновесія) характеризуються широким розповсюдженням стійких лісових фітоценозів, що перешкоджають механічної ерозії грунтів, але сприяють залученню хімічних елементів у водне міграцію в розчинних формах. В епохи рексістазіі біологічну рівновагу порушується, і площа лісів сильно скорочується. Внаслідок цього активізуються денудационно-еро-Ліцензійні процеси і в річковому стоці переважають тверді суспензії.

У складі розчинних сполук у річкових водах переважають аніони [НСО _3] ^-, [SO _4] ^{2 -,} Cl ^-. У варіюють микроколичествах перебувають всі інші елементи.

Відомі численні спроби пояснити концентрацію розсіяних хімічних елементів у природних водах за допомогою теорії іонних розчинів, причому в якості головного розглядався один фактор: іонний потенціал або концентрація водневих іонів (рН), або окислювально-відновний потенціал. Р. Гаррелс і Ф. Маккензі (1971) для пояснення розподілу елементів у природних водах використовували фізико-хімічні розрахунки виходячи з моделі: нерозбавлений розчин - осад. У цьому випадку знаходження елемента в розчині залежить від поєднання окислювально-відновних і кислотно-лужних умов, які наочно представлені на Eh - рН-діаграмах. Для процесів розчинення - осадження макрокомпонентів такий підхід цілком прийнятний, але для розсіяних елементів не завжди відповідає дійсності. З цієї причини поряд зі спробами застосувати до природних водних розчинів ті чи інші теорії дуже важливо узагальнити наявні фактичні дані.

У річкових водах містяться розчинні форми розсіяних елементів, не захоплені в біологічний кругообіг. Текучі води на поверхні суші зазвичай мають рН від 4,5 до 8,5. За таких значеннях рН багато металів (цинк, хром, мідь, берилій, свинець, кадмій, нікель, кобальт тощо) можуть перебувати в розчиненому стані, випадати в осад і знову переходити в розчин. Але їх фактичне утримання в природних водах так незначно, що регулює дію рН не позначається. Концентрація металів у чистій воді часто нижче їх вмісту в розчинах після осадження гідроксидів. В окремих випадках, коли утворюються мізерно малі кількості нерозчинних гідроксидів металів, вони перебувають у вигляді субколлоідних згустків, які не випадають в осад, а в стані розбавлених колоїдних розчинів активно мігрують. У той же час знаходяться в розчині елементи можуть утворювати комплексні сполуки з органічними речовинами, сорбироваться гелями сполук макроелементів (в першу чергу гідроксидами заліза), високодисперсними частками глин і осідати в таких умовах, коли теоретично цього не повинно бути.

Значна частина розсіяних елементів присутній в природних водах не у вигляді простих іонів, а у формі комплексних сполук. У цьому випадку стійкість елемента в розчині сильно зростає і не обмежується тими кислотно-лужними і окислювально-відновними умовами, в яких може перебувати в розчині простої іон. Як показав В. В. Щербина (1972), освіта неорганічних комплексних сполук характерно для хрому, нікелю, кобальту, міді, цинку, урану. При цьому виникають сполуки типу [Cu (NH _{3) 2]} ^+; [Cu (CO _{3) 2]} ^{2 -;} [ZnQ _3] ^-; [Zn (S 0 _{4) 2]} ² - та ін

Дуже важливе значення для водної міграції мають комплексні органічні, особливо внутрікомлексние (хелатні) з'єднання металів. У цих з'єднаннях іон металу має іонну і координаційну зв'язку з окремими функціональними групами всередині молекули. Іонна зв'язок здійснюється звичайно групами СООН, ВІН, NH _2, SO ₃ H, координаційна зв'язок - групами - NH _2, NH - N =, = NOH -,-ОН, = С = О, = S = 0, = S -. У комплексоутворенні беруть участь амінокислоти, ароматичні сполуки (поліфеноли), кислоти жирного ряду, гетероциклічні сполуки типу хіноліну, гумінові та фульвокислоти (Якушевський І.В., 1973). Стійкість комплексу залежить від полярізуємості катіона-комплексоутворювачів та органічної сполуки, реакції середовища і концентрації розсіяного металу. Зазвичай комплекси стійкі в слабокислих і нейтральних водах, при сильному зростанні рН вони руйнуються. Найбільша стійкість хелатних сполук відповідає низькій концентрації металу, збільшення концентрації приводить до їх руйнування.

Розчинні комплексні органічні сполуки металів поширені дуже широко. На території лісових ландшафтів з кислими грунтами ці сполуки є переважаючою формою розчинених металів. З посиленням посушливості і відповідним підвищенням рН грунтових розчинів і поверхневих вод значення комплексів зменшується, хоча і залишається досить високим.

Геохімічні і біокліматичні відмінності водозбірних площ і різноманітність форм розсіяних елементів зумовлюють сильну варіацію їх концентрацій у річкових водах. Тому визначення величини середньої концентрації у водах суші більш умовно, ніж у воді океану.

Найбільш обгрунтовані дані, отримані А. П. Виноградовим (1967), А.П. Лисицин (1978), Е. Голдбергом (1965), Х. Боуеном (1966), К. Турекіаном (1969) використані для розрахунків, наведених у табл. 4.3.

Незважаючи на те, що загальна мінералізація прісних річкових вод значно менше солоних морських, глобальний винос розсіяних елементів у розчиненому стані досить значний. Для фтору, стронцію, заліза, алюмінію він дорівнює мільйонам тонн, для кальцію, натрію, магнію, сульфатної сірки, хлору, кремнію - сотням мільйонів тонн, для калію - десяткам мільйонів тонн, для брому, йоду, бору, а також цинку, марганцю і міді сотням тисяч тонн на рік. Велика частина розсіяних елементів видаляється з суші в кількості десятків тисяч тонн на рік. Лише окремі елементи виносяться в меншій кількості.

Таблиця 4.3

Вміст розчинних форм хімічних елементів у річкових водах і інтенсивність їх залучення у водне міграцію

Інтенсивність водної міграції хімічних елементів. Подання про винесення розчинених мас елементів має бути доповнено оцінкою ступеня інтенсивності залучення їх у водне міграцію. Б. Б. Полин в 1933 р. показав, що інтенсивність водної міграції елемента визначається не його вмістом у воді, а ставленням вмісту у воді і в дренируемой гірській породі. А. І. Перельман (1974) запропонував використовувати коефіцієнт водної міграції К _В, що дорівнює відношенню концентрацій елемента в сухому залишку води і в породі. Оцінюючи інтенсивність залучення елемента у водне міграцію в глобальному масштабі, необхідно розрахувати відношення середнього вмісту в твердому залишку річкових вод до Кларку цього ж елемента в гранітному шарі континентів.

За інтенсивністю залучення у водну міграцію, яка характеризується До _', елементи групуються наступним чином (у по-следовальності зменшення числового значення К _В в кожному ряду):

n × ¹⁰ Лютого: З 1

n × 10: S, I, Br, Ag, Sb, Hg, В, Cd

n: As, Mo, ​​Ca, Zn, Sr, Cu, Mg, Na, Sn

n × 10 - ^1: U, Ni, Pb, F, Co, Ba, Cr, P, Mn, Si, V, Zr

n × 10 - ^20: Ga, Th, Al, Ti, Sc

Міграція елементів у складі річкових суспензій. Розглянуті факти і висновки відносяться до елементів, що знаходяться в розчиненому стані. Інша співвідношення хімічних елементів і їх мас спостерігається в речовині, що мігрують у річкових водах у суспензіях. Це пояснюється тим, що маса суспензій у річному стоці річок більш ніж вчетверо перевищує масу розчинних з'єднань і що склад річкових суспензій має специфічні особливості.

Річкові суспензії складаються переважно з високодисперсних глинистих частинок, дрібних уламків кварцу і згустків гідрокси-Дов заліза. Концентрація більшої частини елементів (кремнію, алюмінію, заліза та ін) у взвесях значно вище, ніж у сумі розчинних сполук у річковій воді. У той же час для кальцію характерно зворотне співвідношення.

А.П. Лисицин і його співробітники показали, що основна маса Розсіяних елементів, які переносяться річковими водами, пов'язана з дрібними частинками. Як випливає з даних, наведених у табл. 4.4, в зваженій речовині річок переноситься: понад 98% маси елементів з дуже низькими коефіцієнтами водної міграції К _В <0,5) - алюмінію, титану, галію, свинцю, торію, скандію; від 90 до 98% маси елементів зі значеннями До _' від 0,05 до 0,9 - кремнію, заліза, марганцю, фосфору, барію, цирконію, рубідію, хрому, кобальту, нікелю. Навіть деякі елементи, що володіють високою інтенсивністю водної міграції і значеннями К _в від 1 до 10, мігрують переважно не в розчиненому стані. Від 65 до 85% маси магнію, цинку, міді, молібдену, щорічно виноситься ріками з території Світовий суші, переноситься у формах, фіксованих на зважених частках. Лише для обмеженого числа елементів - азоту, хлору, сірки, кальцію, натрію, брому - характерне переважання мас водорозчинних сполук у річковому стоці.

Таблиця 4.4

Винос хімічних елементів, що містяться в зваженій речовині річок

Важливо зазначити, що відносний вміст хімічних елементів в річкових суспензіях не відповідає кларкам земної кори. Отже, зважена речовина рік - не механічно подрібнений матеріал земної кори, а результат його певного перетворення. Інтенсивність такого перетворення може бути оцінена значенням коефіцієнта К _р, рівним відношенню середньої концентрації елемента в річковій суспензії до його кларк гранітного шару земної кори континентів.

За значеннями коефіцієнта К _р можна виділити три групи елементів. Елементи першої групи характеризуються значеннями К _р менше одиниці, тобто зменшенням відносного вмісту у взвесях в порівнянні з Кларком гранітного шару земної кори. У цю групу входять кальцій і натрій, а також строн-Чі, барій, літій. Відносний вміст магнію у взвесях по відношенню до земної корі істотно не змінюється (К _р = 1).

Другу групу утворюють елементи, у яких К _р рівні або трохи більше одиниці. Такі титан, цирконій, галій, а також залізо і марганець. До третьої групи належать елементи, концентрація яких зростає у взвесях, а значення К _р - від 2 до 9. Цю групу утворюють важкі метали: свинець, цинк, мідь, нікель, кобальт, хром, ванадій, кадмій.

Ясно виражена акумуляція важких металів в річкових суспензіях дає підставу припускати, що це явище пов'язане з біогеохімічними процесами. У водну міграцію на суші залучаються хімічні елементи, не захоплені в біологічний кругообіг. Можливо, що винос значних мас важких металів, міцно фіксованих на дисперсних продуктах вивітрювання і грунтоутворення, є одним з механізмів запобігання живої речовини суші від надлишкових мас цих елементів.

Природні геохімічні аномалії в поверхневих водах суші. На ділянках високих концентрацій розсіяних хімічних елементів поверхневі води збагачуються елементами, присутніми в надлишку. Так утворюються природні гідрогеохімічні аномалії. Особливо помітне збагачення відбувається в тих випадках, коли поверхневі і грунтові води контактують з сульфідними рудами. Окислення сульфідів заліза супроводжується гідролізом сульфатів, випаданням гідроксидів заліза і утворенням сірчаної кислоти, яка посилює розчинювальну здатність води. Виникаючі при окисленні сульфідів цинку, міді, нікелю сульфати добре розчиняються і активно залучаються до водну міграцію.

У результаті реакцій з іншими розчиненими сполуками та взаємодії з поверхнею зважених часток значна частина мігруючих металів відносно швидко виводиться з розчину і їх концентрація досягає рівня місцевого геохімічного фону З цієї причини протяжність природних гідрогеохімічних аномалій в річкових водах невелика і рідко перевищує кілька сотень метрів.

На значно більшу відстань - до декількох кілометрів - поширюються аномально високі концентрації в донних відкладах, що представляють собою обложені частки водних суспензій. Визначення металів у воді невеликих водотоків і особливо в їх донних відкладеннях успішно використовувалося при рекогносцирувальних геохімічних пошуках родовищ руд у багатьох районах нашої країни, а також у Канаді, США, Англії, Замбії, Уганді, на Філіппінах і в інших країнах.

Акумуляція хімічних елементів у воді впливає на водні біоценози. Широко поширені різні прояви Евтрофізація невеликих погано проточних водойм. Концентрація металів у плаваючих і занурених рослинах у водоймах кінцевого стоку, як правило, вище среднепланетарних значень. Високі природні концентрації деяких елементів у поверхневих і грунтових водах окремих районів викликають підвищений вміст цих елементів у місцевої рослинності. Якщо рослинність використовується як корм для сільськогосподарських тварин, то це викликає захворювання худоби. Подібні випадки вивчені в США Р. Ібенсом і X. Шаклет-том (1973), в Ірландії та Англії Дж.Уеббом, І. Торнтоном і К. Флетчером (1966), в нашій країні В. В. Ковальським (1974).

На закінчення необхідно підкреслити, що природні геохімічні аномалії в поверхневих водах Світовий суші дуже локальні і не роблять помітного впливу на баланс мас хімічних елементів в глобальних біогеохімічних циклах.

3. Трансформація геохімічного складу природних розчинів на контакті річкових і океанічних вод

З сумарним річковим стоком в океан надходять величезні маси хімічних елементів. Щорічно з річковим стоком виноситься у складі суспензій і розчинених форм відповідно (млн. т): заліза - 963 і 27; марганцю - 20,5 і 0,41; цинку - 5,86 і 0,82; міді-1,51 і 0,28; свинцю - 2,8 і 0,04; нікелю - 1,58 і 0,12; кобальту - 0,34 і 0,01. Згідно з даними А. П. Лисицина та ін (1983), з цієї кількості більше 92% випадає в крайових морях і особливо в гирлах річок, лише 7,8% сягає глибоководних областей океану.

Разом з осадженням значної частини суспензій і з'єднань головних хімічних елементів осідають і розсіяні метали, часто утворюють великі родовища. Значна частина запасів руд марганцю, міді, ванадію та інших металів має осадове походження.

Ще більша кількість металів випадає в розсіяному стані, осідаючи з поширеними сполуками. Наприклад, швидке руйнування комплексних железоорганіческіх сполук у лужному морській воді і енергійне осадження утворилися згустків гідроксидів заліза супроводжуються сорбційним захопленням скандію, кобальту, нікелю, міді, ванадію та ін

При осадженні фосфатів накопичується інший комплекс розсіяних елементів.

Таким чином, периферійна зона Світового океану служить глобальної геохімічної пасткою, затримує велику частину речовини, що зноситься з континентів. Тим не менше, значні маси розсіяних елементів проходять цей фільтр і надходять у відкритий океан.

Проблема геохімії океану розглянута в монографії В. Коржа (1991). Для з'ясування впливу океану на деякі біогеохімічні процеси, що протікають на суші, необхідно зазначити наступне. Геохімічна структура складу океанічних і континентальних вод принципово різниться. Якщо в річкових водах переважна частина розсіяних елементів зосереджена в матеріалі суспензій, то в океані зростає питоме значення розчинених форм. Кількість форм елементів у складі суспензій в океанічній воді в сотні і тисячі разів менше їх розчинних форм. Навіть такі не схильні до знаходження в розчині елементи, як свинець, скандій, ітрій, цирконій, титан, хром, присутні в океані переважно в розчиненому стані.

Крім того, склад Світового океану формується під впливом не тільки річкового стоку, але і надходжень з надр Землі в результаті вулканічної діяльності і процесів формування океанічної кори в тектонічно активних зонах дна.

Зіставлення складу континентальних і океанічних вод також виявляє їх відмінність. У річковій воді в тисячі разів менше хлору, брому, натрію, у сотні разів - бору, сульфатної сірки, магнію, калію, в десятки - стронцію, кальцію, літію, рубідію, фтору, йоду. У той же час, в річкових водах у десятки разів більше марганцю, ітрію, свинцю, торію, значно більше кремнію, титану, цинку, міді. Отже, при надходженні річкових вод у Світовий океан відбувається істотне перегрупування розчинних мас розсіяних елементів. Це наочно представлено на графіках (рис. 4.1). Настільки сильне розходження у складі води океану і суші в значній мірі обумовлює неоднакову концентрацію хімічних елементів у живій речовині океану і суші, зазначену в гол. 2.

Сучасний склад Світового океану є підсумком тривалої історії. Як показано в підрозділ. 4.1, основну масу солей морської води складають хлориди і сульфати натрію, магнію, кальцію і калію. Таке співвідношення катіоногенних і аніоногенних хімічних елементів з позицій геохімії парадоксально. Перші містяться в земній корі в кількості декількох відсотків кожен, другі - у сто разів менше (кларк хлору-1,7 × 10 - ^2%, кларк сірки - 4,7 × 10 ^-2%).

Так як катіони і аніони знаходяться в морській воді в еквівалентних кількостях, то вони не могли надходити з одного джерела, зокрема за рахунок вилуговування із земної кори континентів. Розрахунки показують, що з тієї кількості хлору, який в даний час є в океані у формі іонів, всього лише 1 - 2% могли бути витягнуті з земної кори. Отже, катіони і аніони морської води мають різне походження. Крім згаданих хлору та сірки до аніоногенним елементам океану відносяться азот, бром, йод, бор, миш'як, селен, деякі метали, зокрема ртуть. Є всі підстави припускати, що надходження основної маси цих елементів пов'язано з дегазацією речовини мантії Землі.

Співвідношення мас гідросфери і земної кори близько до співвідношення парів води та силікатного розплаву при злитті базальтів. Очевидно, виплавлення первинної земної кори базальтового складу супроводжувалося винесенням парів води, з яких після конденсації був утворений стародавній океан. Одночасно в газоподібній формі виносилися перераховані вище аніоногенние елементи. У подальшому в результаті вивітрювання і грунтоутворення, при наростаючому впливі біогеохімічних процесів відбувалося вилуговування катіоногенних елементів із земної кори і в океані поступово встановилося існуюче нині рівновагу аніонів та катіонів.

Рис. 4.1. Співвідношення середніх концентрацій розсіяних хімічних елементів в океанських та річкових водах:

Література

1. Біогеохімія океану / Под ред А.С. Монина, А.П. Лисицина. - М Наука, 1983. - 368 с.

2. Вернадський В.І. Жива речовина в хімії моря / / Избр. соч.: У 5 т. - М.: Изд-во АН СРСР, 1960. - Т. 5. - С. 160-183.

3. Виноградов А.П. Введення в геохімію океану. - М.: Наука, 1967 - 213с.

4. Гордєєв В.В. Річковий стік в океан і риси його геохімії. - М.: Наука 1983. -160с.

5. Корж В.Д. Геохімія елементного складу гідросфери. - М.: Недра 1991. -243 С.