LINEBURG


<< Пред. стр.

страница 6
(всего 27)

ОГЛАВЛЕНИЕ

След. стр. >>


Поступление из океана, млн т/год
Вынос реками, млн т/год
Доля ионов океанического происхождения в речном стоке, %

мг/л
%



Na+
2,24
24,74
19,3
32,0
60,3
К+
0,12
1,33
1,0
4,6
21,7
Mg2+
0,33
3,66
2,8
18,4
15,2
Са2+
0,36
3,98
ЗД
79,2
3,9
СГ
4,00
44,19
34,4
41,1
83,7
SО42+
1,64
18,12
14,1
76,6
18,4
нсо,-
0,36
3,98
ЗД
254,1
1,2

Более сложное распределение масс водорастворимых форм тяжелых металлов и других рассеянных элементов. Данные о концентрации химических элементов в дождевой воде над континентами свидетельствует о большом разбросе значений (табл. 3.6). Поэтому расчеты и выводы разных авторов сильно расходятся.
Таблица 3.6
Диапазоны измеренных концентраций рассеянных металлов
в дождевых осадках над континентами
(по А.X.Остромогильскому и др., 1981)

Химический элемент
Диапазон концентраций,
мкг/л
Химический элемент
Диапазон концентраций, мкг/л
Fe
16,0-4020,0
Cd
0,05-17,7
Ti
3,0-220,0
V
3,7-9,0
Zn
10,0-260,0
Mn
1,7-7,7
Br
0,8-460,0
Ni
1,0-7,2
Сг
0,5-82,0
Co
0,04-7,2
Pb
0,3-53,0
Hg
0,01-1,3
As
0,2-31,0
Se
0,2-0,9
Sb
0,3-4,6



Циклические процессы массообмена между поверхностью суши и тропосферой, — с одной стороны, и поверхностью океана и тропосферой — с другой, связаны между собой. По нашим расчетам, суммарный захват дисперсных почвенных частиц с поверхности Мировой суши и поступление их в атмосферу составляет около 5,2Ч109 т/год. Из этого количества примерно 3,5Ч109 т возвращаются на поверхность суши, а (1,7 — 1,8)Ч109 т поступают в пределы акватории. В циркумконтинентальной зоне по периферии суши, примерно соответствующей зоне шельфа, среднее осаждение пыли равно 15 г/м2 в год. В открытой части океанов и над сушей, покрытой ледниками, среднее осаждение значительно меньше — 3 г/м2 в год. Соответственно в циркумконтинентальной зоне, занимающей около 10% от общей акватории Земли, выпадает (0,5 — 0,6)Ч109 т/год пыли, на поверхности открытой части океана и площади материковых ледников — около (1,1 — 1,2)Ч109 т/год. Одновременно с переносом пыли с суши выносятся десятки и сотни тысяч тонн цинка, свинца, меди и других тяжелых металлов,
С океана на сушу через тропосферу перемещается встречный поток тяжелых металлов. Метилизация и другие биогеохимические процессы, способствующие образованию летучих соединений металлов в гидроморфных ландшафтах суши, также широко распространены в поверхностном слое океана. Расчет баланса металлов в глобальной системе атмосфера — поверхность океана —донные осадки показал, что в донные осадки удаляется лишь часть тяжелых металлов, поступающих на поверхность океана с атмосферными осадками. Так как содержание металлов в воде океана не возрастает, можно заключить, что значительная часть поступающих из атмосферы металлов вновь возвращается в тропосферу. Механизм этого массообмена во многом еще не ясен, но несомненно важную роль в нем играют биологические процессы образования летучих органических соединений металлов, в первую очередь — метилизация. Можно предположить, что в течение года из океана в атмосферу поступают сотни тысяч тонн цинка, свинца, меди и других химических элементов, которые вновь возвращаются в океан с жидкими и твердыми атмосферными осадками.
Различия в составе аэрозолей и паров в воздушных массах континентального и океанического происхождения отчетливо проявляются на контакте суши и океана. Влияние суши наиболее заметно сказывается в поступлении в океан высокодисперсного минерального вещества. В прибрежной зоне океана не только в 5 раз больше масса выпадающих частиц аэрозолей, чем в пелагической (открытой) части, но и более высокая концентрация железа, алюминия, марганца, галлия и других терригенных рассеянных элементов. На протяжении года на поверхность океана выпадает из атмосферы:
Поступление, г/м2 Химический элемент
Fe Mn Ga
Прибрежная зона.................. 0,7 20,0 0,9
Пелагическая зона................ 0,09 1,6 0,06

Влияние океана проявляется в поступлении водорастворимых форм химических элементов на приморскую полосу суши и особенно на острова. Атмосферные осадки океанического происхождения не только приносят большие массы главных компонентов морских солей (натрия, магния, хлора, сульфатной серы), способствуя повышению содержания этих элементов в окружающей среде приморской зоны. Не менее важно, что в атмосферных осадках морского происхождения тяжелые металлы и близкие им элементы находятся в ином соотношении, чем на суше. Обнаружено, что коэффициент обогащения тяжелых металлов относительно алюминия или железа в атмосферных осадках увеличивается в приморской полосе по сравнению с осадками во внугриконтинентальных районах. Зона геохимического влияния океана не распространяется далее 100 — 200 км в глубь суши, а чаще ограничивается значительно меньшими расстояниями. Эта зона отчетливо выделяется на картах по концентрации талассофильных элементов в атмосферных осадках или по их поступлению с осадками на единицу площади.
На рис. 3.5 показано распределение хлора и натрия — элементов, в наибольшем количестве поступающих из океана в атмосферу, в атмосферных осадках на территории США. Области повышенных концентраций приурочены к приморской полосе континентов, причем особенно сильный привнес этих элементов происходит со стороны Атлантического океана.

Рис 3.5. Распределение концентрации (г/л) хлора и натрия в
атмосферных осадках на территории США
(по Г. Гаррелсу и Ф Маккензи, 1971)

Зная годовое количество атмосферных осадков и концентрацию элементов, можно оценить модуль поступления солей на единицу площади. Еще Ф. Кларк подсчитал, что на поверхность всей суши с атмосферными осадками ежегодно поступает 1,8 млрд т солей. Близкая величина получена автором: около 1,8 млрд т солей континентального и 0,44 — 0,5 млрд т океанического происхождения, т.е. 2,2 — 2,3 млрд т. Это составляет около 15 т/км2. Согласно подсчетам М. Е. Берлянда (1975), вне городов в разных районах с атмосферными осадками поступает от 5 до 15 т/км2 минеральных веществ. По данным В. П. Зверева и В. 3. Рубейкина (1973), на территорию бывшего СССР в год с атмосферными осадками поступает 259 млн т солей, что составляет около 12 т/км2. Поступление солей из атмосферы в среднем равно (т/км2): в лесных ландшафтах — 7—11, в степных — до 17— 18, в сильно засушливых повышается до 22. Особенно велико поступление солей в прибрежных районах, где, по данным американского геофизика Р.Д.Кэдла (1976), оно достигает 340 и даже 470 т/км2 в год. Приведенные сведения показывают, что атмосферная миграция и обмен вещества между сушей, океаном и атмосферой способствуют геохимической неоднородности поверхности суши. Эта неоднородность становится еще более отчетливой, если рассматривать Распределение отдельных элементов.
Как отмечено ранее, из главных ионов морской воды наиболее активно из океана на сушу мигрирует хлор, наименее — кальций, этой причине на европейской части России наибольшие поступления хлора, намечающиеся изолинией 10 кг/га (или 1 т/км2), ограничены прибрежными полосами на севере и юге, наименьшие поступления приходятся на внутриконтинентальные районы (рис. 3.6).


Рис. 3 6 Годовое количество (кг/га) ионов кальция и хлора, поступающих
на поверхность почвы с атмосферными осадками на территорию Восточной Европы

Совершенно иное поступление с атмосферными осадками кальция. Наибольшие массы этого элемента выпадают примерно на территории Украины (более 30 кг/га), к югу и северу это количество уменьшается до 8—16 кг/га. В северных районах Восточно-Европейской равнины выпадение кальция еще ниже — до 3 кг/га. Не только главные, но и рассеянные элементы, содержащиеся в атмосферных осадках, неравномерно распределяются по площади суши. Обнаружено, что в аэрозолях соотношение некоторых рассеянных металлов (меди, никеля, кадмия) с железом увеличивается при переходе от внутриконтинентальных территорий к прибрежным и далее к открытому океану (Добровольский В. В., 1980) Таким образом, изначальная геохимическая неоднородность земной коры не сглаживается, а усиливается в результате атмосферной миграции химических элементов.
Следует отметить, что поступление с атмосферными осадками химических элементов не приводит к их прогрессирующему накоплению на суше в целом или на ее отдельных участках. Это объясняется цикличностью обмена масс в системах суша — атмосфера—суша и суша — океан — атмосфера — суша. В первом приближении определенное превышение выноса веществ с континентальным стоком над поступлением на сушу океанических солей обеспечивает динамическое равновесие океана, обмен вещества в системе океан — атмосфера — океан и формирование осадочных отложений.
При детальном рассмотрении очевидно, что глобальные миграционные циклы состоят из менее протяженных циклов, охватывающих конкретные территории.
Разные территории характеризуются неодинаковыми массами химических элементов, вовлеченных в циклическую — водную и атмосферную миграцию. Например, на приморских территориях, получающих большое количество океанических солей, соответственные массы этих солей захватываются в водную миграцию и включаются в цикл системы суша—океан — атмосфера—суша. Мигрирующие элементы транзитно проходят эту территорию, лишь частично задерживаясь на небольших участках. Внутриконтинентальные хорошо увлажняемые области получают небольшое количество солей с атмосферными осадками, и соответственно небольшие массы солей вовлекаются в водную миграцию. Относительно внутриконтинентальных засушливых регионов, которые получают большое количество солей с атмосферными осадками, может сложиться впечатление, что для них характерно нарастающее засоление. В действительности примерно такое же количество солей захватывается ветром и включается в циклическую миграцию суша— атмосфера—суша. В частности, это типично для Казахстана и Средней Азии, где с атмосферными осадками в год поступает в среднем около 20 т/км2 солей, что более чем в 2 раза превышает поступление в лесостепных и южно-таежных районах Западной Сибири.
Неодинаковое поступление наиболее активных водорастворимых форм химических элементов на поверхность разных регионов является важным фактором распределения элементов в растительном покрове суши и образования региональных особенностей биогеохимических процессов.


Рекомендуемая литература

Бондарев Л. Г. Роль растительности в миграции минеральных веществ в атмосфере // Природа. — 1981. — № 3. — С. 86 — 90.
Вернадский В. И. О значении почвенной атмосферы и ее биогенной структуры // Почвоведение. — 1944. — № 4—5. — С. 137— 143.
Войткевич Г. В., Бессонов О.А. Химическая эволюция Земли. — М.: Недра, 1986. - 272 с.
Добровольский В. В. География микроэлементов. Глобальное рассеяние — М.: Мысль, 1983. -272с.
Заварзин Г. А. Бактерии и состав атмосферы. — М/ Изд-во МГУ, 1984. — 192с.
Микроэлементы в атмосфере фоновых районов суши и океана / А. X. Ост-ромогильский, Ю.А.Анохин, В.А.Ветров и др. — Обнинск: Информационный центр ВНИИГМИ - МПД, - 1981. - 41 с.
Микроэлементы в природных водах и в атмосфере / Т. Н.Жигалов-ская, Э.П Маханько, А. И.Шилина и др // Тр. Ин-та экспериментальной метеорологии. — М.: Гидрометеоиздат. — 1974. — Вып. 2 (41). — 182 с.

Контрольные вопросы

1. В какой группе современных организмов связана большая часть углерода углекислого газа (Сорг), фиксированного на фотосинтезе?
2. В остатках каких организмов связана большая часть Сорг, фиксированного в фотосинтезе за всю геологическую историю?
3. Какие группы организмов в настоящее время выделяют большую часть кислорода?
4. В каких формах находится кислород, выделенный фотосинтезирую-ими организмами за всю геологическую историю?
5. Каково происхождение первичной газовой оболочки Земли и какой химический состав она могла иметь?
6. Охарактеризуйте глобальные газовые функции микроорганизмов.
7. Каковы биогеохимические факторы, влияющие на «парниковый эффект»?
8. Что представляют собой процессы биометилизации и каково их глобальное значение?
9. Какие биогеохимические процессы способствуют аккумуляции тяжелых металлов в аэрозолях?
10. В чем сущность аэробиогеохимического метода поиска месторождений руд?

Темы для самостоятельной работы

1. По реакции фотосинтеза и на основании данных, приведенных в справочном материале, рассчитайте массу кислорода, аккумулированного в современной атмосфере благодаря:
а) скоплениям торфа;
б) растительным остаткам, образующим лесные подстилки.
2. Исходя из средней концентрации свинца в атмосферных осадках над сушей, равной 1—3 мкг/л, определите массу свинца, выпадающего на поверхность континентов на протяжении года. Ответьте на вопрос: каковы главные источники поступления свинца в атмосферу?


Глава 4
БИОКОСНАЯ СИСТЕМА ГИДРОСФЕРЫ

Вода имеет особое значение для живого вещества Земли, она является обязательным условием его существования и главной составной частью. Вода составляет около 60 % суммарной массы живых организмов суши и 80 % массы организмов океана. Все физиологические процессы и биохимические реакции протекают в водных растворах. Огромное количество воды разлагается при фотосинтезе. Взаимодействие живого вещества с гидросферой является одним из генеральных процессов в биосфере.

4.1. Состав Мирового океана — результат
биогеохимической деятельности
организмов

Основную массу водной оболочки Земли образуют соленые воды Мирового океана, покрывающие 2/з поверхности Земли. Их объем Равен примерно 1379Ч106 км3, в то время как объем всех вод суши (включая ледники и подземные воды до глубины 5 км) — менее 90Ч106 км3. Так как океанические воды составляют около 93 % всех вод биосферы, можно считать, что их химический состав определяет основные черты состава гидросферы в целом.
Современный химический состав океана представляет собой итог его длительного изменения под влиянием деятельности живых организмов. Образование первичного океана было обусловлено теми же процессами дегазации твердого вещества планеты, которые привели к формированию газовой оболочки Земли. По этой причине состав атмосферы и гидросферы тесно связан, их эволюция происходила также взаимосвязанно.
Как отмечено ранее, среди продуктов дегазации преобладали пары воды и углекислый газ. С того момента, как температура поверхности планеты опустилась ниже 100 °С, пары воды стали конденсироваться и образовывать первичные водоемы. На поверхности Земли возник процесс круговорота воды, который положил начало циклической миграции химических элементов в системе суша—океан—суша.
В соответствии с составом выделявшихся газов первые скопления воды на поверхности планеты были кислыми, обогащенными главным образом НС1, а также HF, H3BO3, H2S. Вода океана прошла множество круговоротов. Кислые дожди энергично разрушали алюмосиликаты, извлекая из них легкорастворимые катионы — натрий, калий, кальций, магний, которые накапливались в океане. Катионы постепенно нейтрализовывали сильные кислоты, и воды древней гидросферы приобрели хлор-кальциевый состав.
Среди разнообразных процессов трансформации дегазируемых соединений, очевидно, протекала деятельность сгущений термо-литотрофных бактерий. Появление цианобактерий, обитавших в воде, предохранявшей их от губительной ультрафиолетовой радиации, ознаменовало начало фотосинтеза и биогеохимического продуцирования кислорода. Уменьшение вследствие фотосинтеза парциального давления СО2 способствовало осаждению крупных масс карбонатов Fe2+, затем Mg2+ и Са3+.
Свободный кислород стал поступать в воды древнего океана. На протяжении длительного отрезка времени восстановленные и недоокиеденные соединения серы, двухвалентного железа и марганца были окислены. Состав океанической воды приобрел хлоридно - сульфатный состав, близкий к современному.
Химические элементы в гидросфере находятся в разнообразных формах. Среди них наиболее характерны простые и сложные ионы, а также молекулы, находящиеся в состоянии сильно разбавленных растворов. Распространены ионы, сорбционно связанные с частицами коллоидных и субколлоидных размеров, присутствующими в морской воде в виде тонкой взвеси. Особую группу составляют элементы органических соединений.
Обшее количество растворенных соединений в морской воде (соленость) в поверхностных слоях океанов и окраинных морей колеблется от 3,2 до 4 %. Во внутриконтинентальных морях соленость меняется в более широких пределах. Средняя соленость Мирового океана принята равной 35 %о.
Еше в середине XIX в. ученые обнаружили замечательную геохимическую особенность океанической воды: несмотря на колебания солености, соотношение главных ионов остается постоянным. Солевой состав океана является своего рода геохимической константой.
В результате настойчивой работы ученых многих стран был накоплен обширный аналитический материал, характеризующий содержание в воде морей и океанов не только главных, но и рассеянных химических элементов. Наиболее обоснованные данные о средних значениях (кларках) химических элементов в воде Мирового океана приведены в сводках Э.Д. Голдберга (1963), А.П.Виноградова (1967), Б.Мейсона (1971), Г.Хорна (1972), А.П.Лисицина (1983), К.Н.Турекиана (1969). Втабл. 4.1 использованы результаты преимущественно двух последних авторов.
Как видно из приведенных данных, основную массу растворенных соединений составляют хлориды распространенных щелочных и щелочно-земельных элементов, меньше содержится сульфатов, еще меньше гидрокарбонатов. Концентрация рассеянных элементов, единицей измерения которых служит мкг/л, на три математических порядка ниже, чем в горных породах. Диапазон значений кларков рассеянных элементов достигает 10 математических порядков, т.е. примерно такой же, как в земной коре, но соотношения элементов совершенно иные. Отчетливо доминируют бром, стронций, бор и фтор, концентрация которых выше 1000 мкг/л. В значительном количестве присутствуют иод, барий, их концентрация превышает 10 мкг/л.



Таблица 4.1
Содержание растворимых форм химических элементов
в Мировом океане

Химический элемент или ион
Средняя концентрация

Отношение концентрации в сумме солей к кларку гранитного слоя
Общая масса, млн т

в воде, мкг/л
в сумме солей, 10-4 %


С1
19 353 000,0
5529,0
3252,0
26513610000
SО42-
2 701 000,0
771,0

3700370000
S
890000,0
254,0
63,0
1216300000
НСО3-
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
К
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
В
4450,0
127,1
13,0
6 096 500
SiO2
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
Сu
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
Аu
0,011
0,00031
0,26
15,1

Часть находящихся в воде металлов — молибден, цинк, уран, титан, медь — имеет концентрацию от 1 до 10 мкг/л. Концентрация никеля, марганца, кобальта, хрома, ртути, кадмия значительно ниже — сотые и десятые доли мкг/л. В то же время железо и алюминий, играющие роль главных элементов в земной коре, в океане имеют концентрацию более низкую, чем молибден и цинк. В наименьшем количестве в океане растворены такие элементы, как ниобий, скандий, бериллий и торий.
Для определения некоторых геохимических и биогеохимических показателей необходимо знать концентрацию элементов не только в морской воде, но и в твердой фазе растворимых веществ, т.е. в сумме солей морской воды. В таблице приведены данные, для расчета которых величина средней солености принята равной 35 г/л.
Как было показано выше, ведущим фактором эволюции химического состава океана на протяжении геологической истории была суммарная биогеохимическая деятельность живых организмов. Не менее важную роль организмы играют в современных процессах дифференциации химических элементов в океане и выведения их масс в осадок. Согласно биофильтрационной гипотезе, разработанной А. П. Лисициным, планктонные (преимущественно зоо-планктонные) организмы ежедневно профильтровывают через свои тела около 1,2Ч107 км3 воды, или около 1 % объема Мирового океана. При этом тонкие минеральные взвеси (частицы размером 1 мкм и менее) связываются в комочки (пеллеты). Размеры пеллетов от десятков микрометров до 1 — 4 мм. Связывание тонких взвесей в комочки обеспечивает более быстрое оседание на Дно взвешенного материала. Одновременно часть растворенных в воде химических элементов в телах организмов переходит в нерастворимые соединения. Наиболее распространенными примерами биогеохимического связывания растворенных элементов в ерастворимые соединения могут служить образования известко-ых (кадьцитовых) и кремниевых (опаловых) скелетов планктонныx организмов, а также извлечение карбоната кальция известковыми водорослями и кораллами.
Среди пелагических илов (глубоководных отложений океана) можно выделить две группы. Первые состоят преимущественно из биогенных образований планктона, вторые образованы в основном частицами небиогенного происхождения. В первой группе наиболее распространены известковые (карбонатные) илы, во второй — глинистые илы. Карбонатные илы занимают около трети площади дна Мирового океана, глинистые — более четверти. В карбонатных осадках возрастает концентрация не только кальция и магния, но также стронция и иода. В илах, где преобладают глинистые компоненты, значительно больше металлов. Некоторые элементы очень слабо выносятся из раствора в илы и постепенно накапливаются в морской воде. Их следует называть талас-софилъными. Рассчитав отношение между концентрациями в сумме растворимых солей морской воды и илах, мы получим величину коэффициента талассофилъности КТ, показывающего, во сколько раз данного элемента больше в солевой части океанической воды по сравнению с осадком. Талассофильные элементы, аккумулирующиеся в растворенной солевой части воды, имеют следующие коэффициенты КТ:


Химический элемент
По отношению
к глинистым илам.
По отношению к известковым илам

<< Пред. стр.

страница 6
(всего 27)

ОГЛАВЛЕНИЕ

След. стр. >>

Copyright © Design by: Sunlight webdesign