Газова оболонка Землі

– появление фотоавтотрофных сине-зеленых водорослей, II – появление эукариот; III – появление древней морской многоклеточной фауны; IV – распространение жизни на сушу; V – появление континентальной растительности; распределение масс кислорода: 1 – связанный в [ SO ₄ ] ^-2 ; 2 – связанный в Fe ₂ O ₃ ; 3 – свободный молекулярный в системе океан – атмосфера Висхідна крива - биогенное продукування кисню; вертикальна лінія - початок літопису осадкообразованія і поява полосчатиє пісковиків з оксидами заліза, віхи біологічної революції; I - поява фотоавтотрофної синьо-зелених водоростей, II - поява еукаріотів; III - поява давньої морської багатоклітинній фауни; IV - поширення життя на суходіл; V - поява континентальної рослинності; розподіл мас кисню: 1 - пов'язаний в [SO _4] ^-2; 2 - пов'язаний в Fe ₂ O _3; 3 - вільний молекулярний в системі океан - атмосфера

Вміст кисню в атмосфері стала збільшуватися 1,8 - 2,0 млрд років тому. Це проявилося в освіті континентальних червонокольорові товщ, що свідчать про те, що окислення розчиненого в океані заліза в основному закінчилося і почалося його окислення на суші.

Біогеохімічної особливістю ціанобактеріальной системи було переважання продукційних процесів над деструкційних. У результаті цього в товщі опадів древніх морів було поховано величезна кількість органічного вуглецю, а в навколишнє середовище виділено в 2,7 рази більша кількість кисню. Зміна геохімії стародавніх океанів і атмосфери створило передумови для вдосконалення біогеохімічних Циклів.

На думку мікробіологів, прокаріоти (бактерії та синьо-зелені водорості) дуже стійкі і консервативністю. Функціонування прокаріотних системи тривало протягом величезного інтервалу часу - 1,5-2 млрд. років. Близько 1,5 млрд. років тому стався поступовий перехід від ціанобактеріальних спільнот до спільнот ал'гобактеріал'ним. Ймовірно, визначальну роль у цій події зіграло накопичення вільного кисню в океані і атмосфері і як результат - створення нових умов, в яких конкурентність ціанобактерій була невисокою. У глобальному процесі створення органічної речовини водорості поступово замістили ціанобактерій. В кінці протерозою протягом венда (670-570 млн. років тому) склалася система з продуцентів-фотосінтетіков і консументів-тварин, що обумовлює вуглець-кисневий біогеохімічний цикл.

Формування хімічного складу атмосфери відбувалося шляхом закономірною диференціації хімічних елементів, виділених з надр Землі у вигляді відновлених газів. Система, що забезпечує зазначену диференціацію, спочатку абіогенним і мала циклічний характер, була головною і характерною рисою середовища розвитку найдавніших організмів, які зайняли в ній певне місце. Спочатку біогеохімічні процеси виконували роль окремих ланок у системі глобального круговороту газів в атмосфері. Надалі в міру розвитку форм життя циклічна міграція газів стала контролюватися життєдіяльністю організмів. Це мало вплив на склад атмосфери, океану і гірських порід на поверхні древньої суші. У свою чергу, зміна еколого-геохімічних умов середовища проживання справляло вплив на розвиток організмів і вдосконалення структури біогеохімічних циклів. З часу широкого розповсюдження еукаріот провідним в глобальній системі біогеохімічних циклів став вуглець-кисневий цикл. Після освоєння організмами суші і появи вищої наземної рослинності остання разом з грунтом стає головною ланкою цього циклу.

Прогресуюче накопичення органічної речовини в опадах океану, зміна їх складу та освіта кисневої атмосфери, обумовлені біогеохімічної діяльністю живих організмів на тлі геологічного часу, показано на рис. 2.

Рис. 2. Еволюція складу навколишнього середовища та освіта кисневої атмосфери в результаті біогеохімічної діяльності організмів

Для нормального стану навколишнього середовища особливо важливе значення мають біогеохімічні процеси, що регулюють вміст кисню і вуглекислого газу в атмосфері. Вільний кисень - необхідна умова існування головних форм життя, вуглекислий газ - не тільки вихідне "сировину" для фотосинтезу, але також хімічна сполука, від змісту якого залежать термічні та кліматичні умови на поверхні Землі.

Рослинність Світовий суші Д ° її порушення людиною мала масу близько 2,5 × 10 ¹² т сухої органічної речовини. За умови утримання в ньому 45% вуглецю маса цього елемента в рослинності суші дорівнює 1,15 × 10 ¹² т. Для зв'язування такої кількості вуглецю було використано 4,2 × 10 ¹² т СО ₂ і виділено в атмосферу 3,1 × 10 ¹² т О _2. У результаті вирубки лісів та інших наслідків господарської діяльності людства маса рослинності скоротилася приблизно на 25% і становить близько 1,88 × 10 ¹² т сухої органічної речовини, що містить 0,865 × 10 ¹² т вуглецю. Для синтезу органічної речовини існуючої рослинності використано 3,172 × 10 ¹² т вуглекислого газу і виділено 2,3 × 10 ¹² т кисню.

У загальній масі рослинності суші хімічні елементи пов'язані на тривалий час. Динаміку масообміну газів протягом року відображають співвідношення мас річної продукції фотосинтезу і деструкції відмерлого органічної речовини.

Щорічна продукція рослинності суші до порушення її людиною, ймовірно, становила (170-180) × 10 ⁹ т / рік. За умови утримання вуглецю 45% в цій продукції було пов'язано від 76 × 10 ⁹ т до 81 × 10 ⁹ т, в середньому 80 × 10 ⁹ т вуглецю. Для створення такої кількості органічної речовини щорічно споживалося 296 × 10 ⁹ т СО ₂ і виділялося в атмосферу 216 × 10 ⁹ т О _2. Якщо врахувати, що близько 1 / 3 синтезованого органічної речовини окислюється і руйнується в результаті дихання рослин, то в річній продукції рослинності вуглецю пов'язувалося відповідно більше. Але в силу того, що ця кількість вуглецю біохімічно окислюється і перетворювалося на СО _2, воно не впливає на кінцевий баланс СО ₂ і О ₂ і при подальших розрахунках не враховується.

Беручи до уваги зменшення на 25% рослинності в результаті впливу людини, можна вважати, що сучасна рослинність Світовий суші для синтезу річної продукції захоплює з атмосфери 220 × 10 ⁹ т / рік СО _2, при цьому пов'язує 60 × 10 ⁹ т / рік С і виділяє в атмосферу 160 × 10 ⁹ т / рік О _2. Наведені цифри є орієнтовними і надалі можуть бути уточнені, але порядки значень, очевидно, відповідають реальному стану.

Обмін газів у системі жива речовина - атмосфера - жива речовина має циклічний характер. Рослини не зможуть синтезувати органічну речовину, якщо в повітрі не буде вуглекислого газу. При реакції фотосинтезу для виділення певного обсягу кисню потрібно поглинання такого ж об'єму вуглекислого газу Основна маса вуглекислого газу на суші утворюється в результаті процесів мікробіологічного розкладання органічної речовини. Значна частина вуглекислого газу повертається в атмосферу, щоб знову бути залученою в біологічний кругообіг. Отже, співвідношення синтезованого і руйнується органічної речовини визначає надходження кисню в атмосферу.

Якщо процеси розкладання руйнують таку ж кількість органічної речовини, яка утворюється рослинністю, то вміст кисню не може збільшуватися, незалежно від його виділення рослинами: скільки виділиться при фотосинтезі, стільки ж поглине при розкладанні. Неодмінна умова зростання кисню в атмосфері - переважання маси продукції фотосинтезу над масою розкладаного органічної речовини. Ця умова легше забезпечується на суші завдяки великій кількості елементів мінерального живлення рослин. Інше становище в океані, де через дефіцит елементів живлення продукти відмирання фотосинтезуючих організмів не випускаються зі сфери біологічного кругообігу, знову і знову захоплюючи різними групами консументів.

Зіставивши масу рослинності суші до її порушення людиною (2500 × 10 ⁹ т) з її річний продуктивністю (172 × 10 ⁹ т / рік), можна вирахувати, що оновлення фітомаси суші відбувається в середньому за 15 років. Для деревної рослинності цей період значно довший, ніж для трав'янистої. Як зазначено в попередньому розділі, в океані фітопланктон оновлюється щодня, а вся маса живої речовини - менш ніж за місяць.

Розподіл живої речовини і неразложившихся органічних залишків на поверхні суші підпорядковується біокліматичної зональності. Найбільша фітомаса характерна для вологих тропічних лісів, найбільша кількість мертвої органічної речовини - для зони бореальних хвойних лісів.

Гази перебувають не тільки в відокремленої газовій оболонці планети. У воді морів і океанів у розчиненому стані міститься 4,32 × 10 ¹⁸ м ³ газів. Ця кількість в 3 рази більше всього об'єму води Світового океану.

Між тропосферою і поверхневим шаром води океану існує рухома рівновага. Розчинення газів у воді залежить від температури і солоності. Холодні води розчиняють більше газів. Тому океан в холодну пору року поглинає гази з атмосфери, а в теплу пору - виділяє їх. У прісних водах розчинність газів вище, ніж в солоних. У середньому в 1 л океанічної води знаходиться:

₂ Розчинені гази ... ... ... .... N _{2 2} Аг СО ₂ O ₂ Аг СО ₂

Зміст, см ^{3 ... ... ... ... ...} .13 2-8 0,32 до 50

Велика кількість вуглекислого газу обумовлене тим, що, розчиняючись у воді, він вступає в хімічну взаємодію з водою. При цьому утворюється вугільна кислота і добре розчинний продукт її дисоціації [НСО _3] ^-.

У результаті розчинення газів у воді і їх подальшого випаровування між гідросферою і атмосферою відбувається безперервний циклічний обмін, завдяки якому підтримується Динамічна рівновага. У цьому глобальному процесі бере участь і вода в результаті випаровування та конденсації.

У кругообіг через атмосферу залучається понад 520 тис. км ³ води щорічно. Значення цього глобального процесу важко переоцінити: завдяки йому здійснюється регулювання теплового режиму планети і зберігаються умови існування життя. Разом з тим природні води - не тільки хімічна сполука, що має певні фізичними властивостями, але також активний чинник атмосферної міграції хімічних елементів. Тому рух величезних мас води в системах поверхню суші - атмосфера - поверхня суші, поверхня океану - атмосфера - поверхня океану, а також океан - атмосфера - суша - океан має дуже важливе значення для геохімії біосфери.

Хімічний склад атмосфери в останні десятиліття привертає увагу в зв'язку з так званим парниковим ефектом, суть якого полягає в екрануванні відбитої від поверхні Землі сонячної радіації в інфрачервоній частині спектру. Затримування теплового випромінювання Землі викликає поступове підвищення температури повітря, що може призвести до глобальних змін клімату з дуже серйозними наслідками (танення льодів Антарктиди і Гренландії, підвищення рівня Світового океану і затоплення прибережних, густо заселених територій та ін.)

У екрануванні відбитого теплового випромінювання беруть участь різні гази-микропримеси (метан, озон, фреони та інші), але головну роль грають пари води і вуглекислий газ. Більшу частину відображеної енергії поглинають пари води, але вони не поглинають випромінювання з довжиною хвилі від 8 до 18 мкм. Це «недогляд» частково заповнюють розсіяні молекули СО _2, що поглинають відбите випромінювання в діапазоні 12-18 мкм. , поглощают излучение в коротковолновой части интервала, оставляемого парами воды. Такі з'єднання, як СН ₄ і NO, поглинають випромінювання в короткохвильовій частині інтервалу, що залишається парами води.

З метою з'ясування динаміки надходження СО ₂ і СН ₄ в тропосферу на 17 меридіонально розташованих метеостанціях були проведені дослідження, скоординовані з спостереженнями з космосу. Отримані дані показали, що основними джерелами надходження вуглекислого газу й метану в атмосферу є північні регіони Євразії та Північної Америки. Максимальна концентрація СО ₂ припадає на осінньо-зимовий сезон і пов'язана з діяльністю грибний і бактеріальної мікрофлори. Найбільша концентрація СН ₄ має місце в кінці зими - початку весни і пов'язана з діяльністю анаеробних метанобразующих бактерій.

Таким чином, бореальний пояс Світовий суші служить основним постачальником головних парникових газів: СО ₂ і СН _4. Їх продукування пов'язано з мікробіологічними процесами, що протікають у грунті. Порушення природної рівноваги активної вирубкою лісів і подальшим заболочуванням грунтів сприяє посиленню анаеробних мікробіологічних процесів і зростання емісії парникових газів в атмосферу.

2. Геохімія і біогеохімія аерозолів

Подібно до того, як у природних водах присутні розчинені речовини і тонкі суспензії, в атмосфері містяться не тільки вільні молекули і іони газів, але і розпорошені частки твердих і рідких речовин.

Суспензії твердих і рідких частинок в газоподібному середовищі називаються аерозолями. Тверді аерозольні частинки грають дуже важливу роль: вони служать ядрами конденсації водяної пари. Розміри цих частинок коливаються від декількох мікрометрів до сотих і тисячних часток мікрометра. Більш дрібні частинки самостійно існувати не можуть і приєднуються до інших. Є електронейтральні і заряджені частинки. Останні складаються з молекул, що групуються навколо іона. Кількість електронейтральних частинок менше 0,1 мкм (так званих ядер Айткен) досить значно, але в силу своїх незначних розмірів вони становлять лише 10-20% від загальної маси аерозолів.

Як суша, так і океан знаходяться в стані безперервного циклічного обміну з нижніми шарами атмосфери, поставляючи аерозольні частинки в повітря і отримуючи їх назад у складі атмосферних опадів і у формі сухих осаджень. Частинки континентального походження відносно великі, їх середні розміри близько 2-3 мкм. Над океаном переважають більш дрібні частинки розміром близько 0,25 мкм.

На суші в процес обміну з атмосферою залучаються не тільки випаровуються поверхневі води, але і тверда речовина земної кори і педосфери. З поверхні континентів виносяться дрібні частки грунту, гірських порід, вулканічного попелу. Серед аерозольних частинок морського походження переважають розчинні у морській воді солі. Як показали спостереження А.П. Лісіцина (1978), уламки величиною 0,1-0,01 мм можуть переноситися в нижніх шарах тропосфери на відстань у сотні - перші тисячі кілометрів. Частинки величиною 1-10 мкм мігрують у всій товщі тропосфери, дальність їх переносу досягає 10 тис. км.

Лесова пил з пустель Східної Азії не тільки широко розноситься над великими просторами континенту, а й поширюється на значну частину Пацифики. Вона виявлена ​​на атолах Тихого океану і навіть на Гавайських островах. Червоний пил, захоплююча вітром з поверхні посушливих Районів Африки, пасатами переноситься на 2-3 тис. км над акваторією Атлантичного океану. Учасники першої експедиції Колумба були вражені, коли на палуби їхніх суден серед безмежного океану осіла африканська червоний пил. Оцінки маси еолової пилу, що надходить з континентів у Світовий океан, сильно різняться. Р. Гаррелс і Ф. Маккензі (1974) наводять цифру 0,6 млрд. т. А.П. Лисицин (1978) - значно більше, 1,6 млрд. т. Кількісно оцінити всю масу твердих частинок, що надходять з поверхні суші в атмосферу протягом року, в даний час не можна. Можна лише визначити кількість найбільш тонких частинок, які знаходяться в атмосфері відносно довго. Їх маса не менше величини іонного стоку, тобто вимірюється мільярдами тонн.

У 60-х рр.. минулого століття було виявлено, що в тропосфері присутні значні маси розсіяних металів. Їх концентрація незначна і вимірюється в нг / м ³ повітря. Найбільша концентрація металів приурочена до самого нижнього шару тропосфери, дотичному з поверхнею суші або води. Для з'ясування закономірностей розподілу хімічних елементів було проведено зондування тропосфери. Дослідження проб повітря, відібраних на різній висоті (від 50 м до 15 км), показало, що основна маса розсіяних елементів зосереджена в кілометровому шарі повітря над поверхнею Землі. Вище концентрація швидко убуває на один-два математичних порядку.

Вміст і розподіл елементів над континентами і океанами неоднаково. Вважають, що в приземному шарі повітря над континентальними областями, вільними від впливу промислових підприємств.

Отже, в стовпі повітря висотою в 1 км над площею суші в 1 км ² зміст будь-якого із зазначених металів буде становити від 1 до п × 1910

Тисячі тонн металів і миш'яку, сотні тонн селену, ртуті, сурми знаходяться в кілометровому шарі повітря над континентами (приведені дані відносяться до природного явища, не пов'язаного з виробничою діяльністю людей).

Носіями розсіяних елементів служать аерозольні частинки. Зіставлення розподілу ядер конденсації (аерозольних частинок) і концентрації важких металів у повітрі ілюструє їх тісний зв'язок (рис. 3). Тому для розуміння закономірностей міграції хімічних елементів в атмосфері дуже цінні результати вивчення динаміки і складу аерозолів.

Рис. 3. Розподіл важких металів і ядер конденсації в тропосфері

По осі абсцис відкладені значення відношення концентрації металу на даній висоті до його концентрації на висоті 50 м від поверхні. Концентрація аерозольних часток над континентами зазвичай вимірюється десятками мікрограмів в кубічному метрі повітря. Дж.М. Просперо (1979) узагальнив результати аналізу численних проб повітря, відібраних в різних районах Світового океану, і встановив, що концентрація (мкг / м ³⁾ теригенних мінеральних частинок коливається від 0,4 до 14, а сольових частинок - від 3,3 до 8 , 7, у сумі складаючи близько 10. Концентрація аерозольних частинок в прибережній ціркумконтінентальной зоні океану в середньому становить 50 мкг / м ^3.

Дисперсні частинки, що знаходяться в тропосфері, можуть бути видалені з неї або в результаті осадження під дією сили тяжіння, або шляхом вимивання атмосферними опадами. , ²¹⁰ Bi , ²¹⁰ Po американские ученые установили, что среднее время нахождения пыли в районе Денвера (США) равно 4 сут. За допомогою ізотопів ²¹⁰ Pb, ²¹⁰ Bi, ²¹⁰ Po американські вчені встановили, що середній час знаходження пилу в районі Денвера (США) дорівнює 4 діб. Найдрібніші частинки, що вимиваються дощем, знаходяться в атмосфері близько 7 діб. Наявні дані дозволяють зробити висновок, що над континентами тривалість перебування частинок в повітрі («час життя» аерозолів) коливається від 1 до 30-40 діб., Частіше всього близько 5 діб.

Хоча міграція основних мас аерозолів відбувається в тропосфері, дуже невелика їх частина надходить і в стратосферу, де знаходиться від 4 до 14 років. Розмір цих часток 0,2-2 мкм. Їх перенесення здійснюється переважно зі сходу на захід дуже швидкими струминними течіями. У стратосфері відсутні пари води. Передбачається, що видалення аерозолів пов'язано з утворенням повільно осідають пластівців сульфатів, захоплюючих дрібні частинки («сульфатне вимивання»). Основне випадання відбувається в аридних і полярних зонах. Маса осаждающихся стратосферних аерозолів в Північній півкулі оцінюється від 2 до 3 мг / км ² у 100 років. Мабуть, близьке кількість тонких частинок надходить у стратосферу.

Склад аерозолів континентального і океанічного походження суттєво різниться. кандий. В аерозолях, що надійшли в атмосферу з поверхні континентів, на рівні кларков земної кори містяться такі типові теригенні елементи, як кремній, алюміній, залізо, титан, цирконій, ітрій, лантан, c канді. У океанічних аерозолях домінують катіоногенние елементи морських солей: натрій, магній, кальцій, стронцій. У той же час для аерозолів характерна підвищена (щодо теригенних хімічних елементів) концентрація деяких важких металів і близьких їм полівалентних елементів: миш'яку, сурми, вісмуту.

Для оцінки виборчої акумуляції хімічних елементів в аерозолях автор запропонував використовувати коефіцієнт аерозольної акумуляції К _а:

К _а = А / К,

де А - вміст елемента у твердій фазі аерозолю;

К - кларк цього ж елемента в гранітному шарі континентальної земної кори. Розрахунок проводиться на тверде речовина аерозолів.

З таблиці. 2 слід, що при формуванні аерозолів концентрація одних елементів у твердих частинках аерозолів зростає на 1-2 математичних порядки порівняно з гранітним шаром літосфери (кадмій, свинець, цинк), а інших змінюється слабко (ванадій, титан).

Таблиця 2. Коефіцієнт концентрації деяких розсіяних елементів в континентальних аерозолях

Підвищена концентрація деяких елементів в континентальних аерозолях обумовлена ​​кількома причинами. Перша з них полягає в складі вихідного матеріалу, який надходить в тропосферу в якості аерозольних частинок. Якщо б вітром захоплювалися тільки дрібні уламки гірських порід, то склад аерозольних частинок повинен бути ідентичний складу літосфери. Але развеиванию піддаються здебільшого не свіжі гірські породи, а пухкі продукти вивітрювання і грунту. У верхньому горизонті продуктів вивітрювання концентрація деяких елементів підвищена внаслідок їхнього нагромадження в рослинних залишках, гумусі або на поверхні глинистих частинок. Встановлено, що концентрації металів в континентальній пилу та грунті близькі. Таким чином, дисперсні частинки, що надійшли з поверхні суші в тропосферу, можуть бути спочатку збагачені деякими елементами.

Мінеральна пил, що міститься в приземному шарі тропосфери над покладами руд, містить підвищені концентрації металів за рахунок розвіювання пухких продуктів вивітрювання, збагачених рудними елементами. Це явище використано в запропонованому в 1967 р. О. Вейсса аерогеохіміческом методі пошуку родовищ руд. Метод полягає у відборі за допомогою фільтрів мінеральної пилу з повітря на невеликій висоті і її подальшого аналізу. Проведені в північній частині Капської провінції ПАР дослідження показали, що в пилу над родовищами руд вміст свинцю від 5 до 10 разів вище, ніж за межами рудного поля.

Як правило, обогащенность металами пухких продуктів вивітрювання значно менше тієї, яка виявляється в аерозолях. З даних табл. 2 слід, що концентрація деяких важких металів в сотні разів перевищує їх кларковие значення для літосфери. Ймовірно, збагачення аерозолів такими металами відбувається безпосередньо в тропосфері. На це вказують результати вивчення масообміну важких металів у системі поверхню суші - тропосфера - поверхня суші і аналіз міграційного циклу свинцю.

У пухких продуктах вивітрювання, які покривають поверхню суші і активно розвіюються вітром, концентрація свинцю близько 20 мкг / г. При середньому вмісті пилу в тропосфері 30 мкг / м ³ можна очікувати в 1 м ³ повітря 0,6 нг свинцю, а у всій тропосфері над сушею, не покритою льодовиками, - близько 80-90 т. В дійсності концентрація цього металу в континентальних аерозолях , як правило, значно вище: від 30-50 до 100 мкг / г і більше. Коефіцієнт аерозольної акумуляції свинцю звичайно дорівнює 30-60. Зазначені концентрації свинцю в твердій фазі аерозолів обумовлюють його вміст у повітрі незабруднених районів відповідно від 0,9-1,5 до 3 нг / м ³ і більше. При таких концентраціях у приземному шарі тропосфери висотою 1 км над сушею повинно знаходитися свинцю від 120-200 до 400 т і більше.

Таким чином, різниця між масою свинцю, яку можна очікувати, виходячи з концентрації металу в пухких продуктах вивітрювання, покривають поверхню континентів, з одного боку, і його концентрації у твердій фазі аерозолів - з іншого, становить від кількох сотень до 1-2 тис. т. Ця різниця виявиться ще більше, якщо враховувати циклічність міграції тонкого пилу в тропосфері.

показали, что для основной массы пылевых частиц – носителей свинца – наиболее обычен период полного возобновления около 7 сут ( Fransis C . e . a ., 1970). Експериментальні дослідження за допомогою ізотопу ²¹⁰ Р b показали, що для основної маси пилових частинок - носіїв свинцю - найбільш звичайний період повного відновлення близько 7 діб (Fransis C. E. A., 1970). Можна припустити, що циклічна обертаність пилових частинок в системі поверхню суші - тропосфера - поверхня суші становить близько 50 разів на рік.

У результаті багаторазового випадіння аерозолів на поверхню Світовий суші надходить від 10 × 10 ³ до 100 × 10 ³ т / рік свинцю.

У наукових центрах різних країн у 70-80-х рр.. минулого століття було проведено детальне вивчення фракційного складу повітря нижньої тропосфери із застосуванням ультрадрібні фільтрів і уловлюванням парогазової фракції після проходження фільтрів. Встановлено, що розсіяні в тропосфері хімічні елементи знаходяться в різних формах, у тому числі парогазової. У парогазової формі присутні не тільки елементи, що відрізняються гарною возгоняемостью (йод, миш'як, ртуть), але і такі важкі метали, як цинк, мідь, свинець. Перераховані елементи тісно пов'язані з найбільш дрібними частинками аерозолів розміром менше 0,5 мкм. Очевидно, існує рухома рівновага між елементами в парогазової формі та фіксованими на поверхні дрібних часток аерозолів. У той же час є елементи, маса яких зосереджена переважно у відносно більших частках аерозолів. Такі алюміній, залізо, скандій, барій, лантан, ітрій і деякі інші.

Розрахунок коефіцієнтів збагачення елементів аерозолів щодо середнього складу земної кори показав, що концентрація елементів, присутніх в парогазової формі, сильно зростає в ультрадрібні фракціях аерозолів. Відносна концентрація елементів, основна маса яких знаходиться в частинках більше 0,5-1,0 мкм, змінюється слабо. В якості прикладу в табл. 3 наведено розподіл елементів між аерозольними частинками різної крупності у приземному шарі тропосфери у високогірному районі одного з хребтів Тянь-Шаню (Середня Азія). Район розташовується на південному схилі Чаткальского хребта, на висоті 600 м над рівнем моря і має координати 41 ° 06 'пн.ш. і 69 ° 30 'сх. д. Район знаходиться в межах заповідної території і віддалений на значну відстань від можливих джерел забруднення. З даних таблиці видно, що основна маса міститься в повітрі заліза і скандію присутній в аерозольних частинках більше 0,4 мкм, а значна частина міді, цинку, ртуті пов'язана з найбільш дрібними частинками і парогазової фазою.

Певні хімічні елементи, у тому числі багато важкі метали, надходять в тропосферу в парогазової формі, а потім сорбуються найбільш дрібними аерозольними частинками і при їх випаданні виводяться з тропосфери. Механізм цього процесу добре простежується для елементів, легко переходять в пароподібний стан. Прикладом може служити ртуть. Цей метал випаровується при будь-якій температурі, що існує на поверхні Землі, аж до точки плавлення (38 ° С). Пари ртуті не тільки добре дифундують через грунт, але і досить легко проникають через воду.

Таблиця 3. Розподіл хімічних елементів між аерозольними типами і парогазової фазою в атмосфері Сари-Челекський заповідника

На підставі зондувань з літаків встановлено, що на висоті 3 км концентрація парів ртуті дуже мала. На висоті 50 м від земної поверхні концентрація зазвичай дорівнює (0,4-1,0) × 10 - ⁹ г / м ^3. Пари ртуті виводяться з тропосфери в результаті сорбції їх частками аерозолів, які осідають в середньому близько 5 діб. Згідно Б.П. Абрамовського рівновагу між парами і сорбованих формами досягається також за 5 діб. Отже, час життя ртуті в системі поверхню суші - тропосфера близько 10 діб.

Приймаючи зміст сорбированной частками аерозолів ртуті рівним концентрації парів, тобто (0,4-1,0) × 10 ^-9 г / м ^3, можна орієнтовно вважати, що в стовпі повітря висотою 1 км на площі в 1 км ² загальна кількість металу становить від 0,8 до 2 м.

Над всією поверхнею суші в тропосфері міститься від 100 до 250 т ртуті. Загальний вміст аналізованого металу над океанами і сушею в атмосфері Землі близько 300-350 т. Якщо Дійсно «час життя» ртуті в тропосфері складає 10 днів, як вважають цитовані автори, то вся кількість ртуті над Світовий сушею випадає протягом цього часу, а на Протягом року цикл повторюється 36 разів. Між тим сток цього металу з річковими водами становить близько 2,6 тис. т / рік, тобто близько 7,1 т / добу. Основна маса металу випаровується і знов поступає в тропосферу. Постійне випаровування ртуті з поверхні океану і перенесення металу з повітряними масами морського походження на сушу частково заповнюють втрати зі стоком і підтримують її міграційний цикл: поверхню суші - атмосфера. Крім того, до загальної міграцію включаються надходження ртуті з надр - близько 1 тис. т / рік (Беус А.А. та ін, 1976), а також трохи більша величина техногенних викидів в атмосферу. Очевидно, такий же порядок мають маси металу, що виводяться з океану в осад процесами сорбції дисперсними суспензіями.

Можна вважати встановленим, що аерозолі збагачуються в тропосфері певними хімічними елементами, які надходять в парогазової стані. Складну проблему представляє встановлення джерел парогазового потоку важких металів і близьких їм елементів зі змінною валентністю.

Одним з найбільш очевидних джерел надходження важких металів в атмосферу є вулкани. На суші відомо близько 850 діючих вулканів. Протягом року вони викидають близько (2-3) × 10 ⁹ т пірокластичного матеріалу. Маса газів становить за А.П. Лісіцин (1978) 3% від твердого матеріалу, тобто 90 × 10 ⁶ т / рік. Склад пірокластичного матеріалу вулканів у середньому близький до складу андезитів, тобто концентрація важких металів трохи більше, ніж у гранітному шарі земної кори континентів. Але у вулканічних аерозолях концентрація цих металів значно зростає, що підтверджує вивчення аерозолів в безпосередній близькості від вулканів Сицилії, Гавайських островів і Камчатки. Французький геохімік С. Бутрон обробив дані різних дослідників і показав, що вулканічні аерозолі в порівнянні із земною корою збагачені щодо алюмінію важкими металами в сотні і тисячі разів в порівнянні із земною корою. Ймовірно, це відбувається в результаті сорбуванні металів, винесених при вулканічних виверженнях в парогазової фазі.

Однак орієнтовні розрахунки показують, що вулканічна діяльність не настільки велика, щоб забезпечити безліч важких металів, розсіяних в тропосфері. П. Буат-Менард і М. Арнольд визначили річну емісію металів одного з найпотужніших вулканів світу - Етни. За даними цих авторів, Етна протягом року в середньому поставляє в атмосферу:

Хімічний елемент ... ... ... ... ... З u Pb Zn Cd

Надходження, т ... ... ... ... ... ... ... .365 130 1100 10

На думку С. Бутрона, для забезпечення геохімічного фону тропосфери тільки одного Північної півкулі знадобилося б дію більше 100 таких вулканів, як Етна, що не відповідає реальній дійсності. Мабуть, поряд з процесами вулканізму є й інше джерело надходження металів у арогазовом стані. Факти свідчать, що більш потужним хоча і менш вираженим чинником є діяльність мікроорганізмів і вищих рослин.

Повертаючись до розгляду масообміну ртуті між поверхнею суші та атмосферою, відзначимо, що, незважаючи на хорошу випаровуваність ртуті, значна її частина залучається до атмосферну міграцію у формі летючих органічних сполук, що утворюються в результаті мікробіологічних процесів. Трансформація металевої ртуті в органічні сполуки активно відбувається в аквальних і субаквальних ландшафтах. У воді, багатій розчинними органічними сполуками і містить вільний кисень, відбувається серія біогеохімічних перетворень, загальна схема яких, запропонована Е.І. Акопова та ін (1976), має наступний вигляд:

₃ Hg ⁺ , которая переходит в диметилртуть ( CH ₃ ) ₂ Hg . Більш поширена трансформація сполук ртуті, що протікає в умовах дефіциту кисню під впливом мікробіологічних процесів і яка веде до утворення метил-ртуті CH ₃ Hg ^+, яка переходить у діметілртуті (CH _{3) 2} Hg. Діметілртуті - важкорозчинні, але легко випаровується з'єднання. Вона активно еманірует в атмосферу, де під впливом радіації знову перетворюється на монометілртуть і сорбується аерозолями.

Мікробіологічні процеси метілізаціі і освіти Інших летючих органічних сполук мають ще більше значення для аеральной міграції важких металів, що не володіють здатністю до випаровування, як металева ртуть.

Біогеохімічні процеси мобілізації металів і включення їх до атмосферну міграцію не обмежуються діяльністю мікроорганізмів і найпростіших фотосінтетіков. У конденсатах Транспіраціонний випарів вищих рослин встановлені не тільки солі лужних і лужно-земельних елементів, але також леткі комплексні органічні сполуки металів. За Л.Г. Бондарєву (1981), транспіріруемая рослинами вода має мінералізацію 40 мг / л, і рослинність всієї суші виносить в атмосферу шляхом транспірації (1,2-1,4) × 10 ⁹ т мінеральних речовин. Рослини виділяють численні газоподібні сполуки, кількість яких оцінюється в 1,5 × 10 ⁹ т / рік (Ісідором В.А., 1985). Для хвойних дерев характерне утворення терпенів, для листяних - ізопрену. Л.Г. Бондарєв вважає, що 1 га листяного лісу продукує в добу близько 2 кг летких сполук, а 1 га хвойного лісу - від 4 до 30 кг, і допускає, що таким чином виділяється в тропосферу до 0,5 × 10 ⁹ т / рік летючих органічних сполук, що містять (4-5) × 10 ³ т мінеральних речовин.