Имя материала: Основы биогеохимии

Автор: В.В.ДОБРОВОЛЬСКИЙ

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 1379×106 км3, в то время как объем всех вод суши (включая ледники и подземные воды до глубины 5 км) — менее 90×106 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 1,2×107 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

 

Иод

180 0

36,0

Бром

27 5

27 5

Хром

27 0

27 0

Сера

19 5

19 5

Натрий

. 7 7

15 4

Магний

1 8

0 9

Стронций

1 3

0 1

Бор .

06

2 3

Кали

Страница: | 1 | 2 | 3 | 4 | 5 | 6 | 7 | 8 | 9 | 10 | 11 | 12 | 13 | 14 | 15 | 16 | 17 | 18 | 19 | 20 | 21 | 22 | 23 | 24 | 25 | 26 | 27 | 28 | 29 | 30 | 31 | 32 | 33 | 34 | 35 | 36 | 37 | 38 | 39 | 40 | 41 | 42 | 43 | 44 | 45 | 46 | 47 | 48 | 49 | 50 | 51 | 52 | 53 | 54 | 55 | 56 | 57 | 58 | 59 | 60 | 61 | 62 | 63 | 64 | 65 | 66 | 67 | 68 | 69 | 70 | 71 | 72 | 73 | 74 | 75 | 76 | 77 | 78 | 79 | 80 | 81 | 82 |