БИОКОСНАЯ СИСТЕМА ГИДРОСФЕРЫ
Введение
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.
1. Состав Мирового океана — результат биогеохимической деятельностиорганизмов
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.
Общее 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%.
Еще 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). В табл. 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 зоопланктонные) 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 нерастворимые соединения могут служить образования известкоых (кальцитовых) 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 не биогенного 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 йода. 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: