ВУЗ: Не указан
Категория: Не указан
Дисциплина: Не указана
Добавлен: 28.03.2024
Просмотров: 168
Скачиваний: 0
СОДЕРЖАНИЕ
химических элементов в земной коре
Особенности распределения химических
2.3. Биологический круговорот химических
2.4. Природные вариации концентраций
химических элементов в организмах
БИОГЕОХИМИЯ ГАЗОВОЙ ОБОЛОЧКИ ЗЕМЛИ
3.1. Биогеохимическая эволюция состава
организмов в массообмене газов
3.2. Геохимия и биогеохимия аэрозолей
3.3. Значение атмосферного массопереноса
водорастворимых форм химических
4.1. Состав Мирового океана — результат
4.3. Трансформация геохимического состава
природных растворов на контакте речных и
5.1. Планетарное значение педосферы
5.2. Органическое вещество педосферы
5.3. Роль почвы в регулировании
углерод-кислородного массообмена
5.4. Биогеохимическая трансформация
минерального вещества педосферы
5.5. Проблема возникновения почв и
эволюция почвообразования в истории
5.6. Распределение рассеянных элементов
биогеохимических циклов тяжелых
ГЛОБАЛЬНЫЕ БИОГЕОХИМИЧЕСКИЕ ЦИКЛЫ
7.2. Влияние живого вещества на
геохимию кислорода и водорода в биосфере
7.5. Общие черты циклов и распределения
В БИОСФЕРУ В РЕЗУЛЬТАТЕ МОБИЛИЗАЦИИ ИЗ ЗЕМНОЙ КОРЫ
8.5. Общие черты циклов и распределения
9.3. Общие черты циклов и распределения
масс тяжелых металлов в биосфере
10.1. Биогеохимическая зональность
10.2. Геохимическая неоднородность
10.3. Элементарный ландшафт (элементарная
хорологическая единица биосферы Мировой
11.1. Биогеохимия арктических ландшафтов
12.1. Биологический круговорот элементов
12.3. Водная миграция элементов в зоне
бореальных и суббореальных лесов
13.1. Биологический круговорот элементов
в аридных растительных сообществах
13.2. Особенности биологического
круговорота в экстрааридных пустынях
13.3. Биогеохимические особенности
13.4. Взаимосвязь биогеохимических
процессов с водной и атмосферной
миграцией элементов в аридных условиях
БИОГЕОХИМИЯ ТРОПИЧЕСКОГО ПОЯСА
14.1. Биологический круговорот химических
элементов в распространенных тропических
14.2. Биогеохимические особенности
15.2. Поступление тяжелых металлов
в экогеосистемы островов из атмосферы
биогеохимических циклов хозяйственной
деятельностью человеческого общества
16.2. Локальные (импактные) антропогенные биогеохимические аномалии тяжелых металлов
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 151015 т Сорг (см. табл. 7.1). Этому количеству соответствует 401015т О2. В настоящее время в атмосфере содержится порядка (1,1—1,2)1015 О2. Следовательно, более 381015 т O2 было израсходовано на процессы окисления.
Исходя из продуктивности растительного покрова Мировой суши, не нарушенного человеком, выделение кислорода можно оценить в 220109 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 16510
9 т/год. Фотосинтез в океане (продукция Сорг от 40109 до 60109 т/год) поставляет в атмосферу от 110109 до 160109 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 — 1501015 т/год, фотосинтезирующими организмами океана — 1201015 т/год, поглощение кислорода процессами аэробного дыхания — 2101015 т/год, биологическая нитрификация и другие процессы — 701015 т/год.
Количество кислорода в атмосфере равно 1,1851015 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 3109 до 10109 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. 5900109 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 0,18109 т Н2 благодаря его диссипации. Скорость диссипации водорода 25103 т/год. За время существования Земли общая потеря элемента составила 0,11015 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 1,81012 т воды и соответственно связано 0,31012 т водорода. В настоящее время в процессе фотосинтеза природной растительностью на суше и фотосинтетиками в океане на протяжении года расщепляется около 0,21012 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 относительного прироста, аналогично приведенной выше формуле для
13С. В качестве международного стандарта используется средний изотопный состав океанической воды, для которой D 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.