Состав Мирового океана

Размещено на http://www.allbest.ru/

Размещено на http://www.allbest.ru/

Введение

Три наружные оболочки Земли, различающиеся фазовым состоянием, - твердая земная кора, жидкая гидросфера и газовая атмосфера - тесно связаны между собой, а вещество каждой из них проникает в пределы других. Подземные воды пронизывают верхнюю часть земной коры, значительный объем газов находится не в атмосфере, а растворен в гидросфере и заполняет пустоты в почве и горных породах. В свою очередь, вода и мелкие твердые минеральные частицы насыщают нижние слои атмосферы.

Наружные оболочки связаны не только пространственно, но и генетически. Происхождение оболочек, формирование их состава и его дальнейшая эволюция взаимосвязаны. В настоящее время эта связь в значительной мере обусловлена тем, что наружная часть планеты охвачена геохимической деятельностью живого вещества.

Массы оболочек сильно различаются. Масса земной коры оценивается в 28,4610¹⁸ т, Мирового океана - 1,4710¹⁸ т, атмосферы - 0,00510¹⁸ т. Следовательно, в земной коре находится основной резерв химических элементов, которые вовлекаются в миграционные процессы под воздействием живого вещества. Концентрации и распределение химических элементов в земной коре оказывают сильное влияние на состав живых организмов суши и всего живого вещества Земли.

Рассматривая проблему состава живого вещества, В.И. Вернадский отмечал: «…химический состав организмов теснейшим образом связан с химическим составом земной коры; организмы приноравливаются к нему».

1. Закономерности варьирования содержания химических элементов в земной коре

химический аэральный океан

Варьирование содержания элемента в разных пробах обусловлено многими независимыми причинами. Когда распределение величины определяется достаточно большим числом примерно равнодействующих и взаимно независимых причин, то оно подчиняется так называемому нормальному закону Гаусса. Его графическим выражением является кривая с симметричными ветвями по обе стороны максимальной ординаты. При нормальном распределении наиболее вероятным значением служит среднее арифметическое х, которое совпадает с наиболее часто встречающимися значениями - модой. Растянутость симметричной кривой по оси абсцисс, т.е. разброс значений в большую и меньшую стороны от моды, характеризуется средним квадратичным отклонением а.

Нормальное распределение может также проявляться не для самой величины, а для ее логарифма (логарифмически нормальный, или логнормальный, закон распределения). В этом случае мода совпадает со средним геометрическим, а разброс значений характеризуется логарифмом а.

В 1940 г. Н.К. Разумовский эмпирическим путем обнаружил, что содержание металлов в рудах соответствует логарифмически нормальному распределению. Л.X. Арене в 1954 г., обработав обширный материал, независимо от Разумовского установил, что распределение рассеянных элементов в магматических породах аппроксимируется логарифмически нормальным законом. Многочисленные факты указывают на то, что распределение элементов с высокими кларками обычно подчиняется нормальному закону, а рассеянных - логнормальному. Это еще раз подтверждает принципиальное различие главных и рассеянных элементов.

С высокой вариабельностью низкокларковых элементов связана их способность к высокой степени концентрации. Максимальная степень концентрации главных элементов составляет 10 - 20 раз по отношению к их кларку, а для рассеянных элементов - в сотни и тысячи раз больше. Например, в рудах промышленных месторождений степень концентрации свинца, никеля, олова, хрома составляет 1000п.

Говоря об огромных массах тяжелых металлов, сосредоточенных в месторождениях руд, следует помнить, что эти массы - ничтожная часть общего количества металлов, рассеянных в земной коре. В частности, общемировые запасы руд цинка, меди, свинца, никеля составляют всего лишь тысячные доли процента от масс этих металлов, рассеянных в верхнем километровом слое земной коры континентов.

Залежи руд связаны с окружающими горными породами постепенными переходами. Рудные тела находятся как бы в чехле постепенно убывающей концентрации металлов. Такие образования получили название ореолов рассеяния. Первичные, сингенетичные рудные ореолы возникают одновременно с рудными телами и в результате одних и тех же процессов. Они имеют разнообразную конфигурацию, зависящую от геологического строения, состава вмещающих пород и условий рудообразования.

В рудах наряду с одним или несколькими главными рудообразующими элементами присутствуют сопутствующие элементы, концентрация которых также повышена, но не настолько, как главных. Элементы-спутники часто образуют изоморфные замещения главных. Например, в цинковых рудах постоянно содержится кадмий, в меньшем количестве - индий, галлий, германий. В медно-никелевых рудах присутствует значительная примесь кобальта, в меньшем количестве - селена и теллура. Все сопутствующие элементы также рассеиваются вокруг рудных тел. Обладая неодинаковой геохимической подвижностью, они образуют переходные зоны разной протяженности. В итоге состав и строение ореолов рассеяния очень сложны.

Среднее содержание химического элемента представляет собой норму - геохимический фон - для данного типа пород в определенном районе. На геохимическом фоне выделяются геохимические аномалии - участки горных пород с повышенной концентрацией рассеянных элементов. Если они связаны с залежами руд, то это ореолы рассеяния. Если же концентрации металлов не достигают кондиции руды, то такие аномалии называют ложными. Используя статистическую обработку массовых аналитических данных, можно обнаружить закономерные изменения величины геохимического фона в пространстве и выявить геохимические провинции. В пределах провинций горные породы одного типа обладают выдержанными статистическими параметрами, в первую очередь значениями среднего содержания одного или нескольких рассеянных элементов. Среднее содержание некоторых элементов в однотипных породах разных геохимических провинций может сильно различаться (в несколько раз). При этом химический состав этих пород, определяемый содержанием главных элементов, остается одинаковым или имеет очень слабые отличия. Например, в гранитах разных провинций, имеющих практически одинаковое количество кремния, алюминия, железа, калия, содержание олова, свинца, молибдена, урана может различаться в 2-3 раза.

Изложенный материал свидетельствует о неравномерности распределения рассеянных элементов в земной коре. Поэтому наряду с определением кларков, т.е. величины средней концентрации элементов в земной коре в целом, необходимо учитывать их способность концентрироваться или рассеиваться в различных объектах - разных типах горных пород или в однотипных породах, но находящихся в разных геохимических провинциях, в рудах и др. Чтобы количественно оценить неоднородность химических элементов в земной коре, В.И. Вернадский ввел специальный показатель - кларк концентрации Кк. Его числовое значение характеризует отклонение содержания элемента в данном объеме от кларка:

К К = А/К, где А - содержание химического элемента в горной породе, руде, минерале и др.; К - кларк этого элемента в земной коре. Если кларк концентрации больше единицы, это указывает на обогащение элементом, если меньше - означает снижение его содержания по сравнению с данными для земной коры в целом.

Изменение концентрации химических элементов в пространстве, отклонение от глобальной или местной геохимической нормы не отдельные случаи, а характерная черта геохимической структуры земной коры. Это имеет очень важное значение для состава фотосинтезирующих организмов суши, которые образуют основную часть массы живого вещества Земли.

2. Формирование химического состава Мирового океана

Изучением химического состава морских вод учёные начали заниматься с 60-х годов 20 века. В формировании вод океана и их химического состава учёные выделяют три стадии. В начале первой (3,4 млрд лет назад) объём океана составлял менее 20% современного. В этот период в воде было больше кальция, магния, калия и меньше натрия. К концу первой стадии океан сформировался на 90%. В нём в изобилии развилась жизнь. Восстановительные процессы в среде сменились окислительными - появились оксиды серы, углерода и азота. Нынешний состав вод установился 340 млн. лет назад (третья стадия). На это повлиял бурный расцвет растительности в океане и на суше.

Гидрохимики выяснили, что морская вода является электролитом - все растворённые в ней вещества диссоциированы на ионы. Подавляющая часть всех морских солей (99,9%) содержит в своём составе натрий, калий, кальции, стронций, хлор, бром, фтор, угольную и борную кислоты, сульфат- ионы. Солёность морских вод определяется количеством граммов солей на 1 кг воды. Эта единица измерения получила название промилле (‰). В среднем солёность вод Мирового океана оценивается в 35 ‰. Если выпарить всю воду океанов, то дно их оказалось бы покрытым 60-метровым слоем соли. Основной вклад в неё вносят следующие химические элементы: хлор - 19 ‰; натрий - 10,5 ‰; магний - 1,35 ‰; сера - 0,885 ‰; кальций - 0,400 ‰; калий - 0,380 ‰; бром - 0,065 ‰; углерод - 0,028 ‰ и стронций - 0,008 ‰. Ряд химических элементов (железо, цинк, марганец, титан, ванадий, молибден и никель) способны концентрироваться в железомарганцевых конкрециях. Такие конкреции покрывают огромные площади Мирового океана.

Другой важной характеристикой морских вод является их плотность. Для океанических вод она в среднем равна 1,0247, то есть значительно превышает плотность пресных вод (1 г/ см3). Заметим, что солёность вод отдельных изолированных бассейнов может существенно превышать указанное выше значение. Так, в Мёртвом море она достигает 260-270, а в отдельные годы 310 ‰. Плотность таких вод будет соответственно 1,201 - 1,209 г./см3. Такая вода обладает повышенной выталкивающей способностью, и в ней практически невозможно утонуть. В нашей стране такими свойствами обладали воды залива Кара-Богаз-Гол.

Полный химических анализ морских вод, как правило, проводят в береговых лабораториях, поскольку он требует точных измерений и тщательного взвешивания, что не возможно в корабельных условиях. Пробы, отобранные в экспедиционных условиях с помощью специальных приборов - батометров, тщательно консервируются.

Общую солёность морских вод определяют электросолемерами, опускаемыми за борт корабля с помощью кабеля. По измеренной электропроводности оцениваются солёность и плотность морской воды. Солемеры снабжаются также датчиками температуры и давления. По показателю давления определяется глубина погружения прибора. Температура воды сама по себе является важной характеристикой, кроме того, она необходима для оценки плотности морской вода. Гидрохимики показали, что в открытых акваториях морей и океанов среднее соотношение концентраций химических элементов солевого состава морских вод сохраняется. Вблизи их береговой линии, в приустьевых акваториях эти соотношения нарушаются. Показания электросолемеров в этих случаях искажаются ссылка.

3. Аэральная миграция химических элементов из океана на сушу и с материков в пределы Мирового океана

Надземная атмосфера в основном состоит из азота, кислорода, аргона, углекислого газа. Объемные проценты среднего состава воздуха на уровне моря лишенного водяных паров составляют: 78.09%, 20.95%, 0.93% и 0.03% соответственно. Кроме этого, в атмосферном воздухе содержатся инертные газы, водород, метан, окислы азота, аммиак, озон, пары йода, ртуть, летучие вещества, выделяемые растениями (фитанциды), радон. Переменными компонентами воздуха являются вода в твердой, жидкой и газообразной фазах, пыль, микроорганизмы. Атмосфера обладает свойствами коллоидных систем и основная часть примесей в атмосфере содержится в виде аэрозоля.
Перемещение примесей воздушными потоками называется воздушной (аэральной) миграцией. Суммарная геохимическая нагрузка атмосферных потоков определяется аэрозолями самого разного размера - от ионов и агрегатов молекул до частиц. Количественно преобладают частицы размером меньше 0.1 мкм (частицы Айтмена). Эти частицы являются основными ядрами конденсации водяного пара. Частицы более крупного размера определяют основную часть суммарной массы аэрозольных примесей, но численно они уступают частицам Айтмена.

Геохимическую нагрузку аэрогенные потоки приобретают в результате обмена с подстилающей поверхностью вследствие турбулентности воздушных масс и конвекции в ней.

Выводится аэрозольная нагрузка тремя способами: седиментационным оседанием, импакцией части и влажным выпадением.

Путем седиментациионного оседания выпадают прежде всего самые крупные частицы. Темпы оседания зависят от аэродинамических характеристик приземного слоя.

Импация или соударение частиц с подстилающей поверхностью происходит при турбулентном перемешивании. При этом количество выпадающих части зависит от характера поверхности и, прежде всего, ее шероховатости. Так, растительный покров, усиливая турбулентность и увеличивая шероховатость поверхности, представляет для осаждения площадь в несколько раз большую (в соответствии с листовым индексом), чем площадь земной поверхности под ней. Поэтому над лесами происходит более полная очистка приземного слоя. В хвойном лесу удаляется до 80% пыли, в широколиственном - в 2 раза меньше. Таким образом, оседают субмикронные частицы. Материал, выводимый из миграции этими способами, объединяется термином сухие выпадения.

Влажные выпадения связаны с вымыванием примесей атмосферными осадками. Этим механизмом примеси выводятся более полно, чем при сухом выпадении, так как выводятся частицы, по своим характеристикам неспособные к седиментации. Процесс влажного выпадения может быть внутриоблачным и подоблачным. В первом случае примеси являются ядрами конденсации и адсорбируются мелкокапельной влагой. В этот процесс вовлекаются и газообразные компоненты. При подоблачном вымывании при выпадении осадков из промываемого столба воздуха механическим путем, растворением и адсорбцией удаляются частицы любых размеров

Источники геохимической нагрузки.

Химический состав аэрогенных миграционных потоков формируется под воздействием многих факторов. Компоненты его состава в зависимости от свойств и генезиса могут подразделяться на микро - и макрочастицы, на растворимые и нерастворимые, глобальные и локальные, природные и антропогенные.
Природные аэрозоли попадают в атмосферу главным образом за счет вулканической деятельности. Пепло-газовые выбросы при извержениях вулканов достигают больших высот вплоть до стратосферы. В вулканических выбросах преобладает сернистый газ, который в атмосфере окислятся в первые же дни после выброса до сульфатов. Из верхних слоев тропосферы и стратосферы эруптивные выбросы и их производные распространяются на всю толщу тропосферы.

Например, выбросы вулкана Сент - Хеленс (1980) достигли высот 20 км. В результате извержения в стратосферу поступило около 10⁶т сернистого газа, которые привели к образованию сернокислых аэрозолей размером 0.008-0.16 мкм, заполнивших всю тропосферу.

Ниже 5 км основной вклад в состав аэрозолей вносит подстилающая поверхность. Но даже в центре Тихого океана на высоте 2 км соотношение SO₄Cl и SO₄ Na (континентальных и морских ионов) на порядок выше, чем в морской воде. Большое содержание сульфатов объясняется стоком стратосферных аэрозолей и их значительной долей даже в приземном слое.

В береговой зоне, особенно у абразионных берегов основным источником атмосферных аэрозолей являются морские соли. При распылении морской воды и последующем ее испарении возникают «гигантские» аэрозольные частицы, время существования которых в атмосфере невелико. Из-за больших размеров они быстро оседают и характерный морской (хлоридный) состав аэрозолей прослеживается лишь на первых километры от берега. Особенно быстро удаляется морская компонента в горных районах.

В целом же, формирование аэрозольной нагрузки приводного слоя атмосферы, а, следовательно, и состава атмосферных осадков, выпадающих под океанами и в прибрежных районах, обусловлено качественно разнородными процессами, а не только распылением морской воды. Поэтому жесткие связи между содержанием хлоридов или натрия и другими элементами устанавливаются не всегда. Над открытыми поверхностями спокойного океанами перенос солей в атмосферу связан с распылением тонкой пленки солей, формирующейся у поверхности воды. Разрыв этой пленки осуществляют мелкие пузырьки газа, покидающего воду. При разрыве пленки в атмосферу поступают частицы размером 0.001-0.001 мм. Они включаются в атмосферный перенос, определяя химический состав атмосферных осадков и перенос морских солей с моря на сушу.
Изучение химического состава морских осадков над центральной частью Тихого океана, где влияние суши минимально, показало, что и здесь атмосферные осадки, в сопоставлении с составом морской воды, относительно обогащены континентальными ионами SO₄,^{2 -} Ca²⁺, Mg²⁺ по сравнению с морскими Cl^- и Na⁺.

Анализы химического состава облачной воды показали, что перенос ионов из океана в атмосферу создает концентрацию солей в 8-10 мг/л. Более высокая минерализация морских дождей, особенно в прибрежных районах, связана с подоблачным вымыванием солей, поступающих в атмосферу другими путями. Избыток сульфатов в морских осадках объясняют несколькими причинами:

- поступлением из стратосферы потока газообразных соединений серы;

- поступлением из морской воды, особенно над районами с высокой продуктивностью моря;

- фракционированием ионов и иным солевым составом поверхностной пленки по сравнению со средним составом морской воды.

Над континентами состав аэрозолей в значительной степени определяется литологическими особенностями подстилающей поверхности и жизнедеятельностью растений. Определение химического состава аэрозолей и пыли снега во внутриконтинентальных районах говорит о составе близком к среднему составу литосферы.

Еще одним мощным источником поступлений растворимых компонентов в атмосферу является транспирацонный перенос солей. В процессе фотосинтеза растения транспирируют большое количество воды. Например, для создания 1 г сухого вещества дуб транспирирует 340 г. воды. Общая транспирация для широколиственных пород составляет 800-1200 мг/дм² листовой пластинки в час. Жидкость, заполняющая сосуды растений представляет собой раствор с суммарной концентрацией органических и неорганических соединений, равной 0.1-0.4%. При испарении происходит или целенаправленный «сброс» лишних химических соединений или «неизбежные потери» определенной части соединений и элементов. Вещественный состав транспирационных выделений очень разнообразен и определяется двумя факторами: генотипической программой организма или влиянием условий произрастания. Например, конденсаты транспирации влаги галофитов содержат сульфатов, хлоридов и натрия в 3-4 раза больше, чем выделения злаков. Одни и те же виды растений дают выделения, отражающие различия в содержании химических элементов в почве.

В результате над крупными лесными массивами наблюдается биогенное обогащение приземного слоя, в частности повышение концентрации калия в дождевой воде. Над бассейном Амазонки - крупнейшим на Земле регионом с влажными тропическими лесами, транспирация которых достигает максимальных значений, в осадках наблюдается увеличение концентрации кальция, калия, серы. При этом калием обогащены наиболее мелкие частицы (0.25-1 мкм), которые рассматриваются как продукты газовотвердофазных переходов, конденсирующих выделения растительности. Факторный анализ состава аэрозолей над Амазонкой позволил главными источниками K, P, S, Ca, Mg в приземной атмосфере считать растительность. Исследования в Сихотэ-Алине показали следующие соотношения калия и натрия в дожде - 0.1-0.28 у моря, 2-3 в 65 км от берега. В транспирационной влаге разных растений это соотношение колеблется от 0.44 до 2.3.

Дождевая вода содержит также некоторое количество перекиси водорода, наличие которого связывают с электролитическими процессами в атмосфере. Установлено, что в грозовом облаке его содержание составляет 1 мг/л.

Кроме минеральных (катионогенных) элементов, растительность выделяет летучие органические вещества из группы терпенов. Так, для ясеня и березы установлено выделение спирта, углеводорода и альдегидов. Всего идентифицировано более 70 летучих органических соединений, выделяемых растениями. Вымыванием органических компонентов из приземного слоя объясняется постоянное присутствие в дождевой воде растворенного органического углерода. Содержание органических веществ в атмосфере связано с физиологической активностью растений. Отмечено, что в лесах с высоким запасом биомассы концентрация одного из терпенов - изопрена в воздухе на уровне крон максимальна в середине дня, уменьшается к вечеру и почти равна нулю перед рассветом.

Исследованиями последнего десятилетия выявлен еще один аспект влияния растений на химический состав атмосферного воздуха в глобальном масштабе - равновесная растворимость углекислого газа в дождевой воде обуславливает значение рН дождевой воды равный 5.6. Более кислые осадки обычно связывают с поступлением в атмосферу окислов серы, азота из антропогенных источников. Сборы дождевой воды в фоновых гумидных районах, где нет оснований ждать влияния техногенных источников (Амазонка, о. Амстердам в Индийском океане, север Австралии) показали, что средневзвешенное значение рН равно 4.4-4.9, причем в залесенных районах он ниже, чем в безлесных.

Потенциометрическое тестирование показывает, что только часть кислотности дождевой воды (10-45% суммы) связано с сильными минеральными кислотами (серной и азотной). Преобладают же слабые кислоты с низкой степенью диссоциации. Донорами протонов являются муравьиная и уксусная кислота, предполагают так же присутствие щавелевой и пировиноградной кислот. При этом концентрация кислот в газовой фазе, вымываемой дождями, на два порядка выше, чем в аэрозолях. В дождевой воде муравьиная и уксусная кислоты в сумме составляют более половины эквивалентов анионов.

Присутствие органических слабо диссоциирующих кислот отмечено и в осадках умеренной зоны, где их значение в определении кислотности подавлено неорганическими кислотами. Исследования сезонной и суточной динамики содержания муравьиной и уксусной кислот в газовой фазе и в осадках показало, что в вегетационный период их концентрация в 2-3 аза выше, чем зимой, а в течение суток - минимальные значения наблюдаются перед восходом солнца. Определение содержания уксусной, масляной, валериановой кислот составляет 30-300 мкг-экв/л.

Таким образом, транспирационный вынос во многом определяет геохимическую специфику приземного слоя, выраженного в химическом составе атмосферных осадков, и отражает геохимические особенности конкретных ландшафтов.

Для оценки интенсивности воздушной миграции предложены два коэффициента:

Ка - коэффициент атмогеохимической миграции - отношение количества (В_х) элемента х, поступившего с осадками за год, к его количеству (Р _х), потребляемому растениями за год.

Ка= ,

Этот коэффициент определяет долю элемента х, как воздушного мигранта, в минеральном питании растений.

КИ - коэффициент гидрогеохимической активности, равный отношению количества (V_x) элементa x, выносимых ионным стоком за год, к их количеству (Q_x), поступающему с атмосферными осадками.

Kи= 

Этот коэффициент отражает соотношение входящих и выходящих потоков элемента х в ландшафте.

Эти же коэффициенты можно использовать для расчета соотношений не одного, а для сколь угодного количества элементов, для определения общего баланса воздушных и водных мигрантов в ландшафте.

4. Биогеохимический цикл фосфора

Фосфор - необходимый компонент нуклеиновых кислот, белков, АТФ и ряда других жизненно важных органических веществ. Кроме того, фосфат входит в состав зубной эмали и фосфолипидов мембран. Это сравнительно мало распространённый элемент, и, подобно азоту и калию, он часто бывает фактором, лимитирующим продуктивность экосистем. Форма, в которой элемент поглощается растениями: фосфат РО4 - и ортофосфат НРО4 - Круговорот фосфора не сложен, так как в природе нет газообразных соединений этого элемента.

Запасы фосфора, доступные живым существам, полностью сосредоточены в литосфере. Основными источниками неорганического фосфора являются изверженные породы (например, апатиты) или осадочные породы (например, фосфориты). Минеральный фосфор - редкий элемент в биосфере, в земной коре его содержание не превышает 1%, что является основным фактором, лимитирующим продуктивность многих экосистем. Неорганический фосфор из пород земной коры вовлекается в циркуляцию выщелачиванием и растворением в континентальных водах. Он попадает в экосистемы суши и поглощается растениями, которые при его участии синтезируют различные органические соединения, и таким образом включается в трофические цепи. Затем органические фосфаты вместе с трупами, отходами и выделениями живых существ возвращаются в землю, где снова подвергаются воздействию микроорганизмов и превращаются в минеральные ортофосфаты, готовые к употреблению растениями и другими автотрофами.

В водные экосистемы фосфор приносится текучими водами. Реки непрерывно обогащают океаны фосфатами, что способствует развитию фитопланктона и живых организмов, расположенных на различных уровнях пищевых цепей пресноводных или морских водоёмов. Во всех водных экосистемах фосфор встречается в четырёх формах, соответственно нерастворимых или растворимых.

Замечено, что в водах умеренных широт в зимнее время возрастает содержание растворённых минеральных фосфатов. Максимального значения концентрация достигает весной, в то время года, когда биосфера особенно сильно в них нуждается (подобные изменения концентраций во времени касаются и растворенных в воде нитратов). Фосфор, накопленный в отложениях на мелководьях, например в иле, высвобождается, когда в зимнее время среда становится анаэробной (почти полная остановка процесса синтеза). Таким образом, естественные условия, способствующие выбыванию серы из круговорота при её восстановлении в присутствии железа, обеспечивают высвобождение фосфатов.

Если проследить все превращения фосфора в масштабе биосферы, то заметим, что его круговорот не замыкается. Действительно, если в наземных экосистемах круговорот фосфора проходит в оптимальных естественных условиях с минимумом потерь на выщелачивание, то в океане дело обстоит далеко не так. Это связано с беспрестанной седиментацией органического вещества и, в частности, обогащенных фосфором трупов рыб, фрагменты которых, не использованные в пищу детритофагами и деструкторами, постоянно накапливаются на дне морей. Органический фосфор, осевший на небольшой глубине приливно - отливных и неритических зон, может быть возвращен в круговорот после минерализации, однако это не распространяется на отложения на дне глубоководных зон, которые занимают 85% общей площади океанов. Фосфаты, отложенные на больших морских глубинах, выключаются из биосферы и не могут больше участвовать в круговороте. Конечно, как заметил Ковда (1968 г.), элементы биогеохимического осадочного круговорота не могут накапливаться до бесконечности на дне океана. Тектонические движения способствуют медленному подъему к поверхности осадочных пород, накопленных на дне геосинклиналей. Таким образом, замкнутый цикл осадочных элементов имеет продолжительность, измеряемую геологическими периодами, т.е. десятками и сотнями миллионов лет.

Рассматривая круговорот фосфора в масштабе биосферы за сравнительно короткий период, можно отметить, что он полностью не замкнут. Действительно, происходит частичное поступление фосфора из океана на сушу, которое осуществляется главным образом птицами, питающимися рыбой. Перуанские залежи гуано свидетельствуют о крупномасштабности этого явления в некоторых районах земного шара. Вылавливая морских животных, человек тоже участвует в этом процессе. Однако количество фосфора, ежегодно поступающее на сушу благодаря рыболовству, довольно незначительно (около 60 000 т), и явно уступает выносу фосфора в гидросферу при выщелачивании растворимых фосфатных удобрений, вносимых в агроэкосистемы, который достигает многих миллионов тонн в год.

Таким образом, в естественных условиях механизм возвращения фосфора из океанов на сушу совершенно не способен компенсировать потери этого элемента на седиментацию. К тому же человек ускоряет эту естественную тенденцию, внося в обрабатываемые земли удобрения, богатые фосфором.

Поскольку на Земле запасы фосфора - элемента, важного для функционирования экосистем, малы, то любые воздействия человека на биогеохимический круговорот фосфора имеет ряд отрицательных последствий.

Из природных соединений фосфора самым важным является ортофосфат кальция, который в виде минерала фосфорита иногда образует большие залежи.

Сырьем для получения фосфора и его соединений служат фосфориты и апатиты. Природный фосфорит или апатит измельчают, смешивают с песком и углем и накаливают в печах с помощью электрического тока без доступа воздуха всех живых организмах. Основной источник его - горные породы (главным образом изверженые). Среднее содержание фосфора в земной коре 0,085%. Представлен он в основном апатитом и фторапатитом. В осадочных породах это обычно вивианит, вавелит, фосфорит. С образованием биосферы высвобождение фосфора из горных пород усилилось, в результате произошло значительное перераспределение его. Все живое вещество планеты (в среднем) содержит фосфора 0,07%, т.е. немногим менее, чем в литосфере.

Источником фосфора в биосфере главным образом являются апатиты, встречающиеся во всех магматических породах. В превращениях фосфора большую роль играет живое вещество. Организмы усваивают фосфор из почв, водных растворов.

Фосфор входит в состав белков, нуклеиновых кислот, и других органически соединений. Особенно много фосфора в костях животных. С гибелью организмов фосфор возвращается в почву он концентрируется в виде морских фосфатных конкреций, отложений костей рыб, что создает условия для образования богатых фосфором пород, которые в свою очередь служат источником фосфора в биогенном цикле.

Деятельность человека в настоящее время направлена на увеличение содержания фосфора в окружающей среде. Это явление В.А. Ковда назвал фосфатизацией суши. Она происходит за счёт вылова продуктов моря, богатых фосфором, и главным образом в результате извлечения фосфора из агроруд для производства фосфорных удобрений, различных фосфорсодержащих препаратов. Фосфатизация суши происходит неравномерно. Наиболее сильно она проявляется в промышленно развитых районах, характеризующихся большой плотностью населения. В отличие от них выделяются районы, где происходит, наоборот, дефосфатизация.

Запасы фосфора, доступные живым существам, полностью сосредоточены в литосфере. Основные источники неорганического фосфора - изверженные или осадочные породы. В земной коре содержание фосфора не превышает 1%, что лимитирует продуктивность экосистем. Из пород земной коры неорганический фосфор вовлекается в циркуляцию континентальными водами. Он поглощается растениями, которые при его участии синтезируют различные органические соединения и таким образом включаются в трофические цепи. Затем органические фосфаты вместе с трупами, отходами и выделениями живых существ возвращаются в землю, где снова подвергаются воздействию микроорганизмов и превращаются в минеральные формы, употребляемые зелёными растениями.

В наземных системах круговорот фосфора проходит в оптимальных естественных условиях с минимумом потерь. В океане дело обстоит иначе. Это связано с постоянным оседанием (седиментацией) органических веществ. Осевший на небольшой глубине органический фосфор возвращается в круговорот. Фосфаты, отложенные на больших морских глубинах не участвуют в малом круговороте. Однако тектонические движения способствуют подъёму осадочных пород к поверхности.

Таким образом, фосфор медленно перемещается из фосфатных месторождений на суше и мелководных океанических осадков к живым организмам и обратно.

Рассматривая круговорот фосфора в масштабе биосферы за сравнительно короткий период, можно сделать вывод, что он полностью не замкнут. Запасы фосфора на земле малы. Поэтому считают, что фосфор - основной фактор, лимитирующий рост первичной продукции биосферы. Полагают даже, что фосфор - главный регулятор всех других биогеохимических циклов, это - наиболее слабое звено в жизненной цепи, которая обеспечивает существование человека.

Список используемых источников

1. Алексеенко В.А. Экологическая геохимия. - М.: Логос, 2000. - 627 с.

2. Арене Л. X. Распределение элементов в изверженных породах // Химия земной коры. - М.: Наука, 2006.

3. Вернадский В.И. Очерки геохимии // Избр. соч.: В 5 т. - М.: Изд-во АН СССР, 1954. - Т. 1. - С. 7-391.

4. Войткевич Г.В., Мирошников А.Е., Повареных А.С., Прохоров В.Г. Краткий справочник по геохимии. - М.: Недра, 2007. - 183 с.

5. Гольдшмит В.М. Принципы распределения химических элементов в минералах и горных породах // Сб. ст. по геохимии редких элементов. - М. - Л.: ГОНТИ НКТП СССР, 1989. - С. 215-242.

6. Добровольский В.В. География микроэлементов. Глобальное рассеяние. - М.: Мысль, 1983. - 269 с.

7. Перельман А.И. Геохимия. - М.: Высш. шк., 1989.

8. Петров В.В. Экологическое право России. - М.: Просвещение, 2006.

9. Радзевич Н.Н., Пашканг К.В. Охрана и преобразование природы. - М.: Просвещение, 2005.

10. Ронов А.Б., Ярошевский А.А. Новая модель химического состава земной коры // Геохимия. - 2008. - №12.

11. Филиппов Е.М. Мировой океан раскрывает свои тайны. - Киев: Наукова думка, 1997. - 184 с.

12. Мировой океан (Электронный ресурс), 2007. - Режим доступа: http://www.pease-ocean.narod.ru

Размещено на Allbest.ru