Имя материала: Основы биогеохимии

Автор: В.В.ДОБРОВОЛЬСКИЙ

7.2. влияние живого вещества на геохимию кислорода и водорода в биосфере

 

Основная масса кислорода на периферии Земли находится в кристаллическом силикатном веществе земной коры. Кислород также составляет большую часть (86 \%) массы гидросферы. Но для биосферы исключительно важное значение имеет свободный молекулярный кислород, аккумулированный в атмосфере и растворенный в гидросфере. Будучи продуктом процессов жизни, кислород в то же время служит одним из основных условий существования ее главных форм и определяет самые важные реакции в биосфере.

Живое вещество состоит из углерода, кислорода, водорода. Уже поэтому распределение и динамика этих элементов в биосфере неразрывно связаны. Образование свободного кислорода связано со световой энергией Солнца и поэтому может осуществляться только на поверхности Земли либо абиогенно, путем фотолиза паров воды, либо в процессе биологического фотосинтеза.

Исходным «сырьем» для образования кислорода посредством реакций фотолиза и фотосинтеза служит вода. Связывание 1 г углерода в органическое вещество при реакции фотосинтеза сопровождается выделением примерно 2,7 г кислорода в результате расщепления молекул воды. Как упоминалось ранее, наличие органического вещества установлено в древних осадочных отложениях, имеющих возраст до 3,8 млрд лет. Следовательно, выделение кислорода при фотосинтезе продолжалось на протяжении огромного отрезка времени. Согласно данным А.Б.Ронова и А.А.Яро-шевского (1976) можно считать, что в осадочной оболочке Земли содержится около 15×1015 т Сорг (см. табл. 7.1). Этому количеству соответствует 40×1015т О2. В настоящее время в атмосфере содержится порядка (1,1—1,2)×1015 О2. Следовательно, более 38×1015 т O2 было израсходовано на процессы окисления.

Исходя из продуктивности растительного покрова Мировой суши, не нарушенного человеком, выделение кислорода можно оценить в 220×109 т/год. В настоящее время, после вырубки части лесов и уничтожения природной растительности на большой площади продуктивность растительности сократилась примерно на 25 \% и выделение кислорода составляет около 165×109 т/год. Фотосинтез в океане (продукция Сорг от 40×109 до 60×109 т/год) поставляет в атмосферу от 110×109 до 160×109 Сорг, в среднем 130- 109 т/год О2. Суммарное выделение кислорода фотосинтетиками суши и океана составляет около (300 — 350)×109 т/год. Приведенные значения близки к расчетам Дж. Уолкера (1980), согласно которому основные черты глобального цикла кислорода намечаются следующими процессами: выделение кислорода растительностью Мировой суши — 150×1015 т/год, фотосинтезирующими организмами океана — 120×1015 т/год, поглощение кислорода процессами аэробного дыхания — 210×1015 т/год, биологическая нитрификация и другие процессы — 70×1015 т/год.

Количество кислорода в атмосфере равно 1,185×1015 т. При выделении кислорода (280 — 300)×109 т/год указанное количество может быть удвоено примерно за 4000 лет. Но этого не происходит, так как на протяжении года разными путями разлагается количество органического вещества, почти равное образованному при фотосинтезе, и при этом поглощается почти весь выделившийся кислород. Тем не менее благодаря сохранению части органического вещества свободный кислород постепенно накапливался в атмосфере.

Второй миграционный цикл свободного кислорода связан с массообменом в системе тропосфера — природные воды. В 1 л воды растворено от 2 до 8 см3 О2. Следовательно, в воде океана находится от 3×109 до 10×109 м3 растворенного кислорода. Холодная вода высоких широт поглощает О2; поступая с океаническими течениями в тропический пояс, она выделяет О2. Поглощение и выделение кислорода происходят также при смене теплых и холодных сезонов года. По подсчетам А.П.Виноградова (1967), в годовой массообмен между атмосферой и океаном вовлекается около 0,5 \% атмосферного кислорода, т.е. 5900×109 т. Это почти в 20 раз больше биогенного продуцирования кислорода.

Водород — один из двух химических элементов, которые благодаря ничтожной массе их ядер могут диссипировать — уходить из поля тяготения Земли. Транзит водорода и гелия проходит через биосферу. Гелий как инертный газ не образует химических соединений, а водород под влиянием жизнедеятельности организмов вступает в соединения и вследствие этого задерживается в биосфере.

Водород в свободной (молекулярной) форме и в составе химических соединений активно дегазируется из мантии. Значительные массы Н2 поступают на поверхность Земли при вулканических извержениях и поствулканических процессах, выделяются в результате жизнедеятельности водородных бактерий, участвующих в преобразовании органического вещества в анаэробных условиях, образуются при разложении воды при электрохимических реакциях и под воздействием продуктов распада радиоактивных элементов. В то же время в атмосфере находится всего 0,18×109 т Н2 благодаря его диссипации. Скорость диссипации водорода 25×103 т/год. За время существования Земли общая потеря элемента составила 0,1×1015 т (Заварзин Г. А., 1984).

На ранних стадиях истории Земли ведущую роль в геохимии водорода играл процесс фотолиза паров воды с последующей диссипацией атомов водорода. В дальнейшем все большее значение стало приобретать связывание водорода в составе органического вещества. Для создания массы растительности Мировой суши, существовавшей до вмешательства человека, было расщеплено примерно 1,8×1012 т воды и соответственно связано 0,3×1012 т водорода. В настоящее время в процессе фотосинтеза природной растительностью на суше и фотосинтетиками в океане на протяжении года расщепляется около 0,2×1012 т воды и в органическом веществе связывается примерно (0,03 — 0,035)×1012 т водорода.

Как было показано на примере углерода, многократно повторяющиеся циклические процессы миграции химических элементов способствуют дифференциации изотопов. Один из наиболее мощных циклических процессов, существующий на поверхности Земли с момента образования атмосферы и океана — круговорот воды. Именно цикл массообмена воды наиболее заметно сказывается на разделении изотопов водорода и кислорода.

Водород представлен двумя стабильными изотопами: 1Н (протий) и 2Н (D — дейтерий). Распространенность 1Н — 99,984\%, 2Н — около 0,0156 \%. Кислород состоит из трех стабильных изотопов со следующей распространенностью:

 

Изотоп.................................... 1бО                      17О                         18О

Распространенность, \%........99,759                                 0,0374     0,203

Изотопный состав водорода и кислорода природных вод выражают по значению d относительного прироста, аналогично приведенной выше формуле для d13С. В качестве международного стандарта используется средний изотопный состав океанической воды, для которой dD и d18О равны нулю.

В процессе круговорота воды в биосфере происходит однонаправленное фракционирование изотопов кислорода и водорода: возрастание дейтерия сопровождается возрастанием тяжелого изотопа кислорода 18О согласно линейной зависимости X. Крейга: dD = = 8d18О + 10 (Крейг X., 1954). Пары воды при испарении обогащаются легкими изотопами, поэтому атмосферные осадки, поверхностные и грунтовые воды имеют отрицательные значения dD и d18О. Активность разделения изотопов кислорода усиливается при понижении температуры. В итоге влияния всех факторов наиболее легкая вода содержится в материковых льдах Арктики и Антарктиды. Океанические воды характеризуются устойчивым изотопным составом водорода и кислорода. В термальных водах dD слабо меняется, а d18О возрастает.

Таким образом, непосредственное участие живых организмов во фракционировании изотопов водорода и кислорода не обнаружено. В то же время биогенные образования отражают изотопный состав среды их обитания. Это можно использовать при палеогеографических и палеобиогеохимических реконструкциях. Например, известны попытки на основании определения изотопного состава кислорода в карбонатных скелетах моллюсков реконструировать температуру древних морей.

Организмы не только непосредственно закрепляют водород в биосфере, связывая его в органическом веществе, но также оказывают сильное влияние на взаимодействие водорода с минеральным веществом педосферы. В почвенных растворах в результате диссоциации кислотных продуктов метаболизма образуется ион Н+, играющий важную роль в процессах трансформации кристал-лохимических структур гипогенных силикатов в структуры минералов глин. По этой причине интенсивность продуцирования кислотных продуктов метаболизма биотой суши является важным фактором гипергенного преобразования кристаллических горных пород и образования коры выветривания.

 

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 |